Rocky
Ihr Browser kann leider kein SVG darstellen.

Quartär

Känozoikum

Karte
Rekonstruktion der maximalen Gletscherausbreitung der Alpen während des Höhepunktes der letzten Eiszeit (Würm) von 26 000 bis 20 000 Jahren vor heute. © Geologische Bundesanstalt
Gebäude
Die bunte Höttinger Brekzie (T), ein wichtiges Bau- und Dekorgestein, stammt aus einer wärmeren Epoche innerhalb der Eiszeiten. © Geologische Bundesanstalt
Kiesgrube
Durch Froststauchung im ehemaligen Permafrost entstanden in eiszeitlichen Fluss-Schottern des Marchfeldes (NÖ) so genannte „Würgeboden“ (Bildbreite: 120 cm). © Geologische Bundesanstalt
Landschaft
Der rötliche Bodenhorizont im ockerfarbigen Löss bei Furth (NÖ) belegt wärmere Klimaperioden innerhalb der Eiszeiten. © Geologische Bundesanstalt
Berglandschaft
Die große Massenbewegung im Gschliefgraben nördlich des Traunsteins bei Gmunden (OÖ) wurde mit großem technischen Aufwand stabilisiert. © Geologische Bundesanstalt

Eisige Zeiten

In Folge der vor 50 Millionen Jahren einsetzenden globalen Abkühlung bildeten sich vor etwa 2,6 Millionen Jahren auf der Nordhalbkugel große Eisschilde aus. Damit begann ein neuer Zeitabschnitt – das Quartär. Dieses ist durch zunehmende Klimaschwankungen gekennzeichnet, deren Zyklizität durch Änderungen der Erdumlaufbahn und damit der Sonneneinstrahlung bedingt ist. Daraus ergab sich ein Wechsel von trockenen Kaltzeiten (Glazialen) und feuchten Warmzeiten (Interglazialen). Diese weltweiten Klimaschwankungen steuerten entsprechend ihrer Stärke und Dauer die Ausdehnung der Vergletscherung und des Permafrostes sowie die Änderung der Vegetationsdecke und des Wasserhaushaltes.

In den Alpen setzte ab etwa 870 000 Jahren vor heute zeitgleich mit den kräftigen globalen Kaltzeiten die Phase der Großvergletscherungen ein. Die Eiszeiten mit Gletschervorstößen bis ins Alpenvorland erfolgten aber erst in den letzten 650 000 Jahren. Diese sind nach Flüssen im bayrischen Alpenvorland als Günz, Mindel, Riß und Würm benannt. Spuren aller vier Eiszeiten sind im Alpenraum vorhanden, die der jüngsten Würm-Eiszeit sind jedoch am besten erhalten, wobei bei allen der gleiche charakteristische Ablauf zu erkennen ist. Der Ablauf eines Glazial-Interglazial-Zyklus soll im Folgenden am Beispiel der letzten prägenden Eiszeit, des Würm-Glazials (115 000 bis 11 700 Jahre vor heute), und der heutigen Warmzeit (Holozän) veranschaulicht werden.

Langsam beginnender Eisaufbau

Als Folge der massiven weltweiten Klimaverschlechterung begannen um 35 000 Jahre vor heute die Gletscher in den hochgelegenen Alpentälern langsam zu wachsen. Gleichzeitig sank die Wald- und Permafrost-Grenze ab. Durch die reduzierte Pflanzendecke und Frostsprengung kam es auf den Hängen zu verstärkter Abtragung und Schuttbildung. Große Mengen des Abtragungsschutts wurden in den Haupttälern abgelagert.
So entstanden bis vor etwa 30 000 Jahren im Inntal östlich von Innsbruck durch rasche Aufschüttung bis zu 300 m mächtige Terrassenkörper. Schließlich stießen die Gletscher auch in die Haupttäler vor. Das Eis begann sich zunehmend anzustauen und immer größere Gebiete gelangten über die Schneegrenze. Zügig entwickelte sich ein großes Eisstromnetz mit Abflüssen auch quer über heutige Wasserscheiden hinweg. So floss das Eis beispielsweise über den Fernpass in Tirol oder den Taleinschnitt bei Zell am See in Salzburg nach Norden ab.
Am Höhepunkt dieser letzten Eiszeit während des Würm-Hochglazials vor 26 000 – 20 000 Jahren waren die großen alpinen Täler wie das Inn- und Salzachtal von mehr als 1000 m mächtigen Eisströmen erfüllt. Ähnlich den heutigen Verhältnissen in Grönland ragten nur mehr die höchsten Gipfel, so genannte „Nunataks“, aus diesen Eismassen heraus. Deren Zungen stießen weit in das bayerische Alpenvorland sowie in das südwestliche Innviertel vor. Östlich der Salzach erreichten die Gletscherzungen dieses Eisstromnetzes gerade noch den Alpenrand (Attersee, Traunsee), während sie weiter im Osten im Enns,- Mur- und Drautal als Talgletscher innerhalb der Alpen endeten. In den östlichen und südöstlichen Randzonen der Ostalpen existierten nur isolierte Gletscher in Karen und auf Plateaus. Die geringe Vergletscherung dieser Gegend ist durch geringere Höhenlage und weniger Niederschläge bedingt.

Wo die Gletscherzungen längere Zeit ortsfest blieben, wurde ausgeschmolzenes Gesteinsmaterial in Form eines Endmoränenwalles aufgeschüttet. Die dort austretenden Schmelzwässer waren während der Sommerhochwässer mit Schutt überladen. Die Transportkraft des Wassers reichte nicht aus, um das ganze anfallende Material abzutransportieren und die sich in viele Gerinne verzweigenden („verwilderten“) Flüsse lagerten mächtige Schotterfluren ab.

In den nicht vergletscherten Gebieten wie den Beckenlandschaften im Umland der Alpen sowie im Mühl- und Waldviertel herrschten ausgesprochen unwirtliche Bedingungen. Die Jahresdurchschnittstemperaturen lagen etwa 10 bis 12 °C tiefer als heute und es herrschte extreme Trockenheit. Aus den vegetationsfreien Schotterfluren im Vorfeld der Gletscher und Flussniederungen wurde feiner Staub ausgeweht und in der umgebenden Kältesteppe als Löss abgelagert. So wie gegenwärtig in Sibirien tauten während der sommerlichen Erwärmung nur die obersten Meter der Dauerfrostböden auf und schon sehr flach geneigte Hänge unterlagen aufgrund der hohen Wassersättigung dem Bodenfließen. Zusätzlich wurden durch Frostsprengung große Mengen an Lockermaterial bereitgestellt. Dadurch wurden auch dort, wie beispielsweise im Wiener Raum, Talverfüllungen gebildet.

Rascher Eiszerfall

Obwohl mit Beginn des Spätglazials vor 20 000 Jahren die Temperaturen nur langsam anstiegen, kam es zu einem raschen Zusammenbruch des Eisstromnetzes. Schlagartig wurden ehemalige Nährgebiete der Gletscher, in denen Eis aufgebaut wurde, zu Zehrgebieten, in denen die Abschmelzung dominierte. An den Rändern der großen Talgletscher stauten sich Schmelzwasserseen. Das Schmelzwasser suchte sich Wege durch und unter die einsinkenden Gletscherströme, wobei diese aufschwammen, zerbrachen und zerfielen. Nur 1000 Jahre später waren die großen Täler bereits eisfrei. In den übertieften Tälern blieben vorerst Seen zurück. Diese wurden aber meist sehr rasch mit Sedimenten aus einmündenden Flüssen verfüllt. Es entwickelten sich Deltas mit Kies und Sand, die größten Teile wurden aber mit Feinmaterial (Bänderschluffe) aufgefüllt. Nur dort, wo das Einzugsgebiet der Flüsse nicht genug Material bereitstellte, blieben diese Becken als Seen erhalten, so beispielsweise die Seen im Salzkammergut und in Kärnten. Mit einer raschen Erwärmung setzte vor 14 700 Jahren die Wiederbewaldung ein. Die Vegetation stabilisierte die Sedimente und der kaltzeitlich bedingte Frostschutt blieb zunehmend aus. Damit hatten die Flüsse im Vorland der Alpen genug Energie, um sich in die zuvor aufgeschütteten Talverfüllungen einzuschneiden. Derart entstandene Terrassen, die entlang aller großen und kleinen Vorlandflüsse zu finden sind, zeugen damit von einer klimatisch gesteuerten Abfolge von Ablagerung und Erosion.

In Folge der globalen Eisschmelze und damit zusammenhängenden Änderungen der Meereszirkulationen im Atlantik kam es in den Alpen um 16 000 vor heute (Gschnitz-Stand) und um 12 000 vor heute (Egesen-Stand) zu markanten Wiedervorstößen der Gletscher in Karen und hochgelegenen Tälern.

Hinterlassenschaft der Eiszeiten

Die glazialen Formen und Ablagerungen der Eiszeiten sind mannigfaltig. Die enorme schürfende Wirkung des schuttbeladenen Eises und der Schmelzwässer an der Gletscherbasis formte » Trogtäler mit U-förmigem Querschnitt und übertiefte Becken. So wurde zum Beispiel die Felssohle des Salzachtales bei Salzburg mehrere hundert Meter unter dem heutigen Talboden erbohrt. Die erodierende Wirkung des Eises erkennt man auch an zugeschliffenen Felsriegeln („Rundhöcker“) sowie an Karen, die vielen Alpengipfeln ihre spezifische Form verleihen. Im Gletschereis mitgeführte und gegeneinander gepresste Gesteinsstücke (Geschiebe) zeigen Schleifspuren („Kritzer“) und polierte Oberflächen. Spektakulär sind durch die Gletscher transportierte, kubikmetergroße Felsbrocken, die oft mehr als hundert Kilometer von ihren Ursprungsorten entfernt aufzufinden sind (Erratische Blöcke, „Findlinge“).

Das an der Gletschersohle gebildete unsortierte und sehr dichte Gemisch von Schluff, Sand und Kies – die Grundmoräne – kleidet die Talflanken und Böden vieler Alpentäler aus und bildet dort häufig die Wasser stauende Unterlage für Vernässungen und Moore. Große Endmoränenwälle und damit verknüpfte Schotterterrassen prägen das Landschaftsbild im südwestlichen Innviertel und im Bayerischen Alpenvorland. Dicke Lössablagerungen sind beispielsweise im Donautal bei Krems und im Weinviertel verbreitet. Darin eingelagert finden sich oft warmzeitliche (interglaziale) Bodenbildungen.

Den eiszeitlichen Sedimenten kommt große Bedeutung für die Gewinnung von Baurohstoffen zu. Lehm für die Ziegelindustrie und hochwertiger Kies werden vielerorts abgebaut. Die quartären Terrassenkörper stellen wichtige und leicht verfügbare Grundwasserspeicher dar.

Anhaltende Klimaschwankungen

Die klimatisch günstigen Bedingungen in den letzten 11 700 Jahren (Holozän) entsprechen jenen der vorhergegangenen Zwischeneiszeiten (Interglaziale). Aber auch innerhalb dieses kurzen Zeitabschnitts können wir die Auswirkungen kleinerer Klimaschwankungen erkennen. Als sogenannte » „Klimaarchive“ stehen dafür Moor-, See- und Höhlenablagerungen sowie historische Aufzeichnungen zur Verfügung.

Generell haben die langfristigen holozänen Klimawerte einen Schwankungsbereich der Jahresdurchschnittstemperatur von 2 °C nicht überschritten. Deutliche Endmoränenwälle aus der „Kleinen Eiszeit“, einer kühlen Periode, die vom Ende des 13. bis in die Mitte des 19. Jahrhunderts reichte, belegen, dass die vergletscherte Fläche damals doppelt so groß war wie gegenwärtig. Beispielsweise sind im Gebiet um den Sonnblick (Salzburg) oder in den Zillertaler Alpen (Tirol) die Moränenwälle des Standes um 1850 klar erkenntlich. Umgekehrt zeigen Baumstämme, die beim Abschmelzen der Pasterze zutage treten, dass während der häufigen Wärmeoptimum-Phasen die Gletscher im Hochgebirge eine geringere Ausdehnung als heute hatten.

Eingeschränkte Wahrnehmung …

Die meisten geologischen Prozesse vollziehen sich wie die Evolution der Lebewesen auf der Erde – aus menschlicher Sicht gesehen – sehr, sehr langsam. Basierend auf geologischen Untersuchungen konnten Geschwindigkeiten von wenigen Millimetern bis Zentimetern pro Jahr für die Bewegungen der Lithosphärenplatten, Bewegungen an tektonischen Störungen oder die Hebung von Gebirgen abgeleitet werden. Auch die durchschnittliche Anhäufung von Sedimenten oder die Abtragung von Gesteinen bewegen sich in diesem Rahmen. Wir nehmen unsere Erde daher als recht statisch wahr.

Manche geologischen Prozesse laufen aber nicht kontinuierlich ab, sondern auf lange Ruhephasen folgen abrupte und oftmals für uns Menschen unangenehme Ereignisse. So entlädt sich die an Störungen aufgestaute Energie episodisch, oft in Abständen von Jahren oder Jahrhunderten. Dabei kommt es zu Erdbeben, die wir folglich als singuläre Ereignisse wahrnehmen.

Mit GPS-Technologie und Laser-Vermessungen sind wir heute in der Lage, Bewegungen der Erdoberfläche von wenigen Millimetern im Jahr genau zu messen. Damit können wir die Bewegungen der Lithosphärenplatten oder das Rutschen von Berghängen gut vermessen. Zusätzlich bieten geophysikalische Methoden die Möglichkeit, Strukturen im Inneren der Erde immer präziser zu erkennen.

… und es bewegt sich weiter!

Messungen belegen, dass die Alpen immer noch ein sehr aktives Gebirge sind. Die Adriatische Platte bewegt sich heute mit etwa 1 Millimeter pro Jahr auf Europa zu und dreht sich dabei leicht gegen den Uhrzeigersinn.

In einer Karte, die die Tiefenlage der Grenze zwischen Kruste und Erdmantel (Mohorovičić­Diskontinuität) wiedergibt, ist unter den Alpen in einer Tiefe zwischen 25 und 60 km ein großer Sprung zu erkennen. Dieser zeigt die Grenze der noch immer gegen Süden abtauchenden Europäischen Platte zur Adriatischen Platte. Aus der räumlichen Verteilung der Geschwindigkeit von Erdbebenwellen im Erdmantel ist uns auch bekannt, dass subduzierter Lithosphärischer Mantel dieser Platten einige hundert Kilometer in den Asthenosphärischen Mantel „hinunterhängt“. Die Verkürzung im Alpenraum und Veränderungen im Erdmantel sind dafür verantwortlich, dass sich das Gebiet der östlichen Hohen Tauern um ungefähr 1 Millimeter/Jahr hebt. Unter der Annahme, dass sich die durchschnittliche Seehöhe im Bereich der Ostalpen seit der Zeit vor den Eiszeiten nicht verändert hat, ist sogar davon auszugehen, dass die Gipfel der Ostalpen noch nie so hoch waren wie heute. Der Grund liegt darin, dass die Erosion des Eises die ehemals V-förmig eingeschnittenen Täler in breite U-förmige Täler mit steilen Flanken umgeformt hat. Dadurch liegt die durchschnittliche Höhe nun weiter unten am Berghang und die Gipfel ragen noch weiter in die Höhe.

Bergstürze, Rutschungen und Muren

Der Abbau der steilen Bergflanken und Gipfel, welcher nach dem Abschmelzen des Eises eingesetzt hat, ist noch lange nicht abgeschlossen. In den gebirgigen Regionen sieht man vor allem über der Baumgrenze auf Schritt und Tritt Zerrgräben, Abrisskanten und instabile Felstürme, welche den steten Zerfall der Berge dokumentieren. Nicht bewachsene Schutthalden unter Felswänden zeugen von andauerndem Steinschlag. Manchmal kommt es auch heute noch zu großen Fels- und Bergsturzereignissen, wie den Felsstürzen von der Bischofsmütze (Salzburg) im September und Oktober 1993. Vielerorts bewegen sich Berghänge in Form von » Massenbewegungen langsam talwärts. „Betrunkene Wälder“ mit kreuz und quer stehenden Bäumen sind Anzeichen größerer Bewegungsraten. Nach Starkregen sind es vor allem Murenabgänge, die zu Veränderungen der Talschaften führen können.

Erdbeben und Thermen

Auch etliche der großen Störungen in den Ostalpen und die Diendorf-Störung am Ostrand der Böhmischen Masse sind weiter aktiv. Das zeigt die Verteilung der hierzulande glücklicherweise meist leichten Erdbeben. Gehäuft treten diese entlang der Störungen im Inntal, Lavanttal und Ennstal auf. Besondere Aktivität ist vom Mur- über Mürztal und Semmering bis ins Wiener Becken zu verzeichnen. Die Beben in den Karawanken stehen mit tektonischen Bewegungen in Zusammenhang, die auch in Norditalien zu starken Beben führen und dort immer wieder große Schäden anrichten.

Die Störungen und großen Überschiebungen bieten oft auch Aufstiegsmöglichkeiten für in der Tiefe erwärmtes oder mit Mineralstoffen angereichertes Wasser. Warmes Wasser kann im Prinzip überall in der Tiefe vorhanden sein, da die Temperatur gegen das Erdinnere zunimmt. Die Temperatur nimmt umso schneller zu, je dünner die Kruste beziehungsweise die Lithosphärenplatte an einem bestimmten Ort ist. Das ist vor allem im Osten Österreichs der Fall. Zahlreiche Mineral- und Thermalwasservorkommen liegen daher an Störungen, beispielsweise entlang der Thermenlinie am Westrand des Wiener Beckens, im Steirischen Becken oder in der Molassezone Oberösterreichs.

Plattengrenzen und Lithosphärenplatten mit geringer Dicke sind zusätzlich Bereiche mit Potenzial für vulkanische Aktivität. Die jüngsten vulkanischen Gesteine in der Südoststeiermark sind mit rund 2 Millionen Jahren sehr jung. Trotzdem spielt Vulkanismus im Ostalpenraum derzeit keine Rolle.

Grafiken stehen für Unterricht und Lehre zur Verfügung.

» Download

» Erdgeschichte

Österreichs geologische Entwicklungsgeschichte