Stratigraphie Und Morphogenese Von Frühpleistozänen Ablagerungen Zwischen Bodensee Und Klettgau

Eiszeitalter und Gegenwart 58/1 12–53 Hannover 2009 Quaternary Science Journal

Stratigraphie und Morphogenese von frühpleistozänen Ablagerungen zwischen Bodensee und Klettgau

HANS RUDOLF GRAF *)

Kurzfassung: Anhand von Feldaufnahmen, sedimentpetrographischen Untersuchungen sowie einer syste- matischen Auswertung von Literaturangaben und Bohraufnahmen wurde eine Neubearbeitung von Stratigra- fi e und Paläogeografi e der Deckenschotter des Bodensee-Rheingletschersystems im Raum zwischen Boden- see und Schaffhausen sowie im Klettgau vorgenommen. Es konnten drei morphostratigraphischen Einheiten unterschieden werden: (a) Höhere Deckenschotter, (b) Tie- fere Deckenschotter sowie (c) Tiefere Deckenschotter, unteres Niveau. Die Höheren Deckenschotter können lithostratigrafi sch nicht weiter gegliedert werden. Die Tieferen Deckenschotter umfassen Ablagerungen aus mindestens zwei kaltzeitlichen Sedimentationsphasen. Es gibt Hinweise, dass zwischen den Sedimentationsphasen temperierte Verhältnisse herrschten. Die jüngste Einheit, „Tieferen Deckenschotter, unteres Niveau“ entstand, nach einer markanten erosiven Umgestaltung des regionalen Entwässerungsnetzes, in einer einzigen Phase. Eine Analyse der tektonischen Verhältnisse im Untersuchungsgebiet ergab, dass die Höhenlagen der einzelnen Deckenschottervorkommen keine wesentlichen Verfälschungen durch neotektonische Vorgänge aufweisen. Einzig die östlich der Immensee-Verwerfung gelegenen Vorkommen im Hegau könnten eine relative tektonische Verstellung erfahren haben, da sie im Vergleich zu den talwärtigen Korrelaten topographisch ungewöhnlich hoch liegen. Die vorgeschlagene morphostratigraphische Gliederung wird dadurch jedoch nicht in Frage gestellt. Die Kontrolle des Vorfl utniveaus und damit der morphogenetischen Entwicklung des Untersuchungsgebie- tes erfolgte dominant durch tektonische Vorgänge im Oberrheingrabensystem (Absenkung). Dies gilt auch für die Deckenschotter der zentralen Nordschweiz, weshalb die morphostratigraphischen Einheiten dieser beiden Gebiete miteinander korreliert werden können, wenngleich die Zahl der unterscheidbaren lithostratigraphischen Einheiten nicht übereinstimmt. Für die Höheren Deckenschotter kann das entweder auf eine un- vollständige Überlieferung im Untersuchungsgebiet bzw. eine mangelnde Datendichte zurückzuführen sein; es könnte aber auch darauf hindeuten, dass die Verbindung Bodensee–Oberrheingraben später als die Verbin- dung Walenseetal–Oberrheingraben installiert wurde. Eine Korrelation mit den auf das Donau-System aus- gerichteten frühpleistozänen Ablagerungen des süddeutschen Alpenvorlandes ist anhand von morpho- und lithostratigraphischen Kriterien allein nicht möglich.

[Stratigraphy and morphogenesis of early pleistocene deposits between Lake Constance und the Klett- gau Valley]

Abstract: The stratigraphy and paleogeography of the Deckenschotter (“cover gravels”) of the Rhine glacier system between Lake Constance, the city of Schaffhausen and the Klettgau area (Switzerland, Germany) was revised. This was achieved by means of new surveying and mapping, petrographical analysis und a systema- tic evaluation of available literature and borehole data. Within the Deckenschotter three morphostratigraphic units can be discerned: (a) Höhere (higher) Decken- schotter, (b) Tiefere (lower) Deckenschotter and (c) Tiefere Deckenschotter, unteres Niveau (lower level). The topographically highest unit, the Höhere Deckenschotter, cannot be subdivided into lithostratigrafi c units. The gravels classifi ed as Tiefere Deckenschotter are grouped into two morphostratigraphical units; the altitude difference of the bases of both units is minor. They are, however, separated by an erosional disconti- nuity caused by a signifi cant rearrangement of the hydrographic network.

* Address of author: H. Graf, Dorfstrasse 40, CH-8214 Gächlingen, Schweiz. E-Mail: [email protected] Stratigraphie und Morphogenese von frühpleistozänen Ablagerungen 13

The older one of the two units (Tiefere Deckenschotter) comprises sediments of at least two depositional phases, separated from each other by a hiatus. There are signs of temperate climatic conditions during the period of non-deposition. The tectonic analysis of the study area showed that in general the altitude of the Deckenschotter was not affected by post-depositional tectonic activity. A tectonic displacement of the Deckenschotter occurrences in the Hegau cannot be ruled out as their topographic position is unusually high compared to equivalent deposits further paleo-downstream. However, this does not affect the proposed morphostratigraphic subdivision. The Upper Rhine Graben system (tectonic lowering) controlled the hydraulic base level and the morphogenesis for both the Deckenschotter occurrences discussed here and those in central northern Switzerland. Therefore, the morphostratigraphic units of both regions can be correlated, even though the number of li- thostratigraphic units does not match. In the Höhere Deckenschotter this could be ascribed to an incomplete sedimentary record or a lack of data; on the other hand, this might indicate that the connection Lake Cons- tance – Upper Rhine Graben was established later than the connection Lake Walen – Upper Rhine Graben. In contrast, there is no simple morpho- or lithostratigraﬁ c correlation with the early pleistocene deposits of the German Alpine Foreland, since they are oriented towards and controlled by the Donau river system.

Keywords: Deckenschotter, morphogenesis, stratigraphy, Switzerland, Baden-Württemberg

1 Einleitung vier Einheiten (z.B. Irchel ZH, vgl. Abb. 1) und für die Tieferen Deckenschotter eine Dreiglie- Die frühpleistozänen Ablagerungen im nörd- derung (z.B. Iberig AG, vgl. Abb. 1) aufgezeigt lichen Alpenvorland (Süddeutschland, Nord- werden. Im Rheintal – im Abschnitt zwischen schweiz) fi nden sich meist im Kuppenbereich Thur und Aare-Mündung - wurde zusätzlich das von heutigen Hügeln, wo sie von Erosion infol- Vorkommen einer weiteren, geomorphologisch ge der sukzessiven Tieferlegung des Entwässe- abgrenzbaren Deckenschottereinheit erkannt rungsnetzes während des mittleren und späten (Tiefere Deckenschotter s.l. nach GRAF 1993 Pleistozäns verschont blieben. bzw. Tiefere Deckenschotter, unteres Niveau Die frühpleistozänen Schweizerischen De- nach BITTERLI et al. 2000). Insgesamt kann heu- ckenschotter wurden seit Beginn des letzten te von mindestens acht Deckenschottereinhei- Jahrhunderts zur Günz- (Höhere / Ältere De- ten ausgegangen werden, die durchaus jeweils ckenschotter) und zur Mindel-Eiszeit (Tiefere/ einer separaten Eiszeit zugeschrieben werden Jüngere Deckenschotter) gestellt, welche von können (Abb. 2). Zudem zeigte der Nachweis PENCK & BRÜCKNER (1901–1909) im süddeut- einer Kleinsäugerfauna auf dem Irchel, welche schen Alpenvorland defi niert wurden. Diese der stratigraphischen Einheit MN17 zugeord- Parallelisierung geschah einzig anhand von net werden konnte (ca. 1,8–2,5 Ma BP), dass geomorphologischen Kriterien. die Höheren Deckenschotter wesentlich älter In den 1990-er Jahren wurde für die Decken- sind als bisher angenommen wurde (BOLLIGER schotter der zentralen Nordschweiz, also für et al. 1996). das Ausbreitungsbereich des ehemaligen Die Deckenschottervorkommen zwischen Bo- Reussgletscher- sowie des Linth-Walensee- densee und Klettgau (Abb. 1) wurden bisher Rheingletscher-Systems (Abb. 1), eine weiter methodisch nicht in einer Weise untersucht, gehende Gliederung erarbeitet (GRAF 1993, welche einen einfachen Vergleich mit den De- 2000). Es wurde gezeigt, dass in den untersuch- ckenschottern der zentralen Nordschweiz er- ten Deckenschottern häufi g eine „normal-stra- möglichen würde. Das Untersuchungsgebiet ist tigraphische“ Überlagerung von verschieden jedoch von großer Bedeutung, indem die hier alten glazifl uvialen und z.T. glazigenen Abla- vorliegenden Deckenschotter für eine mögliche gerungen vorliegt. So konnte für die Höheren Korrelation der Schweizerischen Deckenschot- Deckenschotter eine Gliederung in mindestens ter mit denjenigen des mittleren und östlichen 14 HANS RUDOLF GRAF

Abb. 1: Untersuchungsgebiet der vorliegenden Arbeit und Verbreitungsgebiet der Deckenschotter in der zentralen Nordschweiz.

Fig. 1: Study area and Deckenschotter occurrences in central northern Switzerland.

Abb. 2: Aktuelle lithostratigraphische Gliederung der Deckenschotter in der zentralen Nordschweiz (nach GRAF 1993, 2000).

Fig. 2: Current lithostratigraphical subdivision of the Deckenschotter in central northern Switzerland (after GRAF 1993, 2000). Stratigraphie und Morphogenese von frühpleistozänen Ablagerungen 15

Rheingletschergebietes Deutschlands und damit wenn nicht völlig verschwunden, so doch si- indirekt mit den weiter östlich gelegenen früh- cher in ihrem prozentualen Anteil in der Probe pleistozänen Ablagerungen in Frage kommen. untervertreten. Aus diesem Grund musste die Probenahme für die vorliegende Arbeit «mit 2 Sedimentpetrographische Methodik offenen Augen» durchgeführt werden, um bei der Materialentnahme auftauchende Dolomit- 2.1 Geröllzählungen aschenester zu zählen und zu protokollieren. Es hat sich außerdem herausgestellt, dass matrix- Im Untersuchungsgebiet wurden 119 Geröll- freien Schotterpartien (open work gravels) kei- proben zu je 100 Geröllen entnommen. Die ne Geröllproben entnommen werden dürfen. Gerölle wurden zerschlagen und den folgenden Solche Proben haben sich jeweils als praktisch 16 Geröllklassen zugeordnet (Zählresultate im dolomitfrei herausgestellt. Dies wahrschein- Anhang 1): lich, weil wegen der hohen Porosität und Per- meabilität solcher Schotterlagen die zu Asche 1 schwarze alpine Kalke zerfallenen Dolomite durch Sickerwasser voll- 2 dunkelgraue alpine Kalke ständig eliminiert wurden. 3 alpine Kieselkalke 4 übrige alpine Kalke 2.2 Schwermineralzählungen 5 Kalke des Juragebirges 6 alpine Dolomite Es wurden 43 Schwermineralproben aus dem 7 mürbe Sandsteine Untersuchungsgebiet untersucht. Die Aufberei- 8 glimmerreiche Sandsteine tung erfolgte mit 10%-iger Essigsäure, um den 9 Gesteine der mittelländischen Molasse Apatit in den Proben zu erhalten. Die Proben er- 10 übrige alpine detritische Gesteine wiesen sich oft als äußerst reich an Granat (vgl. 11 Quarzite Zählungen im Anhang 2). Um relevante Anga- 12 Hornsteine und Radiolarite ben über die Verteilung der übrigen Mineralien 13 Gangquarze in der Probe zu erhalten, wurde bei der Aus- 14 übrige magmatische und zählung der Proben jeweils 100 Nicht-Granat- metamorphe Gesteine Mineralkörner gezählt und die Zahl der dabei 15 grüne magmatische und auftretenden Granatkörner gleichzeitig ermittelt. metamorphe Gesteine 16 Marmore, niedriggradige Metapelite 2.3 Auswertung der petrographischen Daten und – psephite (z.T. Grauwacken) Die Vergesellschaftung von Gesteins- bzw. Mi- Für das Untersuchungsgebiet hat es sich erwie- neralgruppen in einem eiszeitlichen Lockerge- sen, dass die Art der Probennahme einen sehr stein ist Ausdruck einer komplexen Abfolge von großen Einfl uss auf die Qualität der Geröllzäh- Erosions-, Ablagerungs- und Umlagerungspro- lungen bzw. deren Vergleichbarkeit untereinan- zessen. Ein beobachtetes Gesteins- (oder Mi- der hat. Für eine optimale Probenahme sollte in neral-) Spektrum geht auf eine Mischung von der Regel eine Sedimentprobe ausgesiebt wer- Gesteinen aus verschiedenen Bereichen des den und die Entnahme der benötigten Anzahl Einzugsgebietes z.B. eines Gletschersystems Gerölle aus dem Siebgut «blind» erfolgen. Die zurück. Ein genetisches, erdgeschichtliches in der vorliegenden Arbeit untersuchten Sedi- Verständnis von Geröll- oder Mineralvergesell- mente enthalten aber stets (zum Teil grosse An- schaftungen kann daher nur erreicht werden, teile) Dolomitgerölle. Bereits bei relativ wenig wenn alle enthaltenen Gesteine oder Mineral- fortgeschrittener Verwitterung beginnen die- gruppen berücksichtigt werden. se zu Dolomitasche zu zerfallen. Würde eine Das Ziel der statistischen Analyse der für diese solche Probe ausgesiebt, wären die Dolomite Arbeit erhobenen petrographischen Daten war 16 HANS RUDOLF GRAF das Erkennen der Existenz von verschiedenen Schwermineralien stammt jedoch aus den Mo- Geröll- bzw. Schwermineralfazien und deren lasseablagerungen, insbesondere den Sandstei- Beziehungen untereinander, sowie allenfalls nen der näheren Umgebung einer bestimmten (im lithostratigraphischen Zusammenhang) de- Probenahmestelle. ren zeitliche Variabilität. Im Untersuchungsgebiet ist vor allem die Obe- Die Methoden der multivariaten Statistik bieten re Süsswassermolasse verbreitet. Im Bereich die Möglichkeit einer objektiven Analyse von von Schaffhausen tritt die Untere Süsswas- grossen Mengen quantitativer Daten, wobei sermolasse (USM) auf und in einem relativ selbst Variablen (Geröllklassen, Schwermine- schmalen Streifen auf dem Cholfi rst die Obere ralien) mit generell geringer Individuenzahl be- Meeresmolasse (OMM). Die OSM kann in drei rücksichtigt werden. Die Geröll- und Schwer- Fazien eingeteilt werden: im zentralen Bereich mineralzählungen wurden mittels Cluster- und die Glimmersande, im S die Ausläufer des Hauptkomponentenanalysen ausgewertet. Für Hörnli-Schuttfächers und im NW die Jüngere die nähere Charakterisierung der Methoden sei Juranagelfl uh. Die Ablagerungen des Hörnli- auf die einschlägige Fachliteratur verwiesen Schuttfächers spielen vor allem auf dem See- (z.B. DAVIS 1973, DIGBY & KEMPTON 1982, AIT- rücken eine große Rolle und erstrecken sich CHISON 1986 usw.). Die Analysen wurden mit als einzelne Lagen bis zum Schiener Berg. Die dem Programm SYSTAT 8.0 durchgeführt. Als Jüngere Juranagelfl uh kommt lediglich im Be- Spezifi zierungsparameter der Clusteranalyse reich Thayngen–Eberfi ngen vor. Diese OSM- wurden Euklidische Distanzen und die Cluster- Fazien unterscheiden sich markant im Schwer- Methode nach WARD (1963) verwendet. mineralspektrum. Die Glimmersande weisen Für die statistische Auswertung der Geröll- stets einen auffällig hohen Gehalt an Granat auf zählungen wurde das in den Proben enthaltene (meist über 60 %), wogegen die Ablagerungen Lokalmaterial (Gesteine des Juragebirges und des Hörnli-Schuttfächers von Epidot dominiert mittelländische Molasse) nicht berücksichtigt werden. Die Juranagelfl uh zeichnet sich durch (für die erdgeschichtliche Interpretation aber einen relativ hohen Gehalt an Ultrastabilen sehr wohl), weil deren Beimengung bzw. Ge- (Zirkon, Rutil, Turmalin) aus. halt von Schotterlage zu Schotterlage meist stark schwankt und so keine wesentliche Aus- 3 Feldbefunde sage bezüglich der Geröllfazies zulässt. Eben- falls nicht berücksichtigt wurde der Gehalt an In diesem Kapitel werden die einzelnen un- Marmoren und niedriggradig metamorphen tersuchten Deckenschottervorkommen anhand klastischen Gesteinen (welche vor allem aus von eigenen Befunde und Literaturangaben be- den Bündnerschiefern stammen), weil deren schrieben. Die erwähnten Örtlichkeiten können Gehalt stark von der Transportdistanz im fl ies- Abbildung 3 entnommen, bzw. anhand der im senden Wasser abhängig ist. So enthalten glazi- Anhang angegebenen Koordinaten der Entnah- ale oder randglaziale Ablagerungen bis zu 20% mestellen petrographischer Proben lokalisiert dieser Gesteine (z.B. STB39), während sie gla- werden, sofern diese nicht direkt im Text an- zifl uvialen Schottern in der Regel fehlen. gegeben sind. Die Lageangaben beziehen sich Gemäß den Untersuchungen von GASSER & auf das schweizerische Koordinatensystem. NABHOLZ (1969) und GRAF (in Bearbeitung) Für Lokalitäten in Deutschland werden zusätz- spielt bei der Zusammensetzung des Schwer- lich die R/H-Werte angegeben. Die Lokalitäts- mineralspektums der eiszeitlichen Ablagerun- bezeichnungen entsprechen weitgehend denen gen der Molasseuntergrund im Einzugsgebiet der Landeskarte der Schweiz 1:25.000. Im Text eine entscheidende Rolle. Zwar kann stets ein sind die untersuchten Geröllzählungen in Nor- gewisser Anteil an direkt aus den Alpen stam- malschrift (STM10), die Schwermineralzäh- menden Schwermineralien festgestellt werden lungen in Kursivschrift angegeben (STM11). (v.a. grüne Hornblenden), der größte Teil der Die Grunddaten und Resultate der Zählungen Stratigraphie und Morphogenese von frühpleistozänen Ablagerungen 17

Abb. 3: Die für die vorliegende Arbeit untersuchten Vorkommen von Deckenschottern.

Fig. 3: Occurences of Deckenschotter in the study area. sind in Anhang 1 (Gerölle) und in Anhang 2 aufgeschlossen in der Baugrube des Hochbe- (Schwermineralien) enthalten. hälters und in Bohrungen, Aufl agerungshöhe ca. 670–685 m ü.M.), welche lokal mit glazifl u- 3.1 Deckenschotter vom Hegau vialen Schottern vergesellschaftet sind (He23, bis Schaffhausen He23). Die Differenz der Aufl agerungshöhe der beiden Sedimentpakete beträgt also min- Sipplinger Berg (Verwendete Literatur: destens 20 m. SCHILL (1859), ERB (1934), ERB et al. (1961)) Bodanrück (Verwendete Literatur: ERB Im Gebiet des Sipplinger Bergs existieren (1934), SCHREINER (1973,1991), PENCK 1896, zwei (heute) getrennte Vorkommen von De- PENCK & BRÜCKNER 1901–1909) ckenschottern. Die Geländekante oberhalb des Haldenhofes wird durch verkittete Schot- Die Basis der Deckenschotter rechts des Det- ter gebildet, welche in exemplarischer Wei- telbaches (Vogelherd–Lerchenacker) liegt in se an einen ehemaligen Talhang angelagert 660 m Höhe, die Mächtigkeit beträgt rund 20 m sind (tiefste Vorkommen auf ca. 650 m ü.M. (He22). Es kommen gekritzte Geschiebe vor. 724.150/296.300; R/H: 35’07’350/52’96’425). Im Gebiet Hohreute („Mühlberg-Süd“, He27, Heute ist unterhalb des Aussichtspunktes der He27). In den Schottern konnten westliche Pa- ca. 30o gegen W geneigte Kontakt zwischen läoströmungsrichtungen festgestellt werden. Schotter und Molasse aufgeschlossen (He24, Im Gebiet Mühlberg-Süd sind möglicherweise He24). Die Schotter weisen in den tiefsten Ab- zwei verschieden alte Ablagerungen zu unter- schnitten gekrizte Geschiebe und zerdrückte schieden. Eine ältere Deckenschottereinheit Gerölle auf. Auf der Hochfl äche beim Hochbe- mit Basis um 650 m ü.M. wird im SW von jün- hälter der Bodenseewasserversorgung kommen geren, gletschernah abgelagerten Sedimenten vor allem glazigene Ablagerungen vor (einst gekappt. 18 HANS RUDOLF GRAF

Auf beiden Seiten des Dettelbaches kommen könnte es sich aber auch um ein versacktes weiter im N zwei rund 50 m tiefer gelegene De- Gesteinspaket handeln. ckenschotterrelikte vor. Am Hügelstein (He21) liegen sie auf rund 615 m der Molasse auf (mit Buchberg bei Thayngen (Verwendete gekritzten Geschieben), auf der anderen Sei- Literatur: FREI (1912a), HOFMANN (1959, te („Mühlberg-Nord“, He25, He25) liegt der 1967a), SCHREINER (1983 )) Schotter auf 600 m der Molasse auf. Die Basis der Deckenschotter liegt im S (Hee- Rossberg – Homburg (Verwendete Literatur: renhof, Chapf, He6, He6) bei ca. 515 m ü.M. ERB et al. (1961), SCHREINER (1991)) und steigt nordwärts an. Bei der ehemaligen Lehmgrube auf der E-Seite dürfte sie auf 525 Die Basis der Schotter liegt auf der E-Seite auf m ü.M. liegen (He8, He8). Die Schotter reich- 587 m ü.M. (He26, He26). Die Mächtigkeit des ten bis auf ca. 545 m ü.M. hinauf (Mächtigkeit Vorkommens beträgt etwa 20 m. Es enthält La- rund 30 m). Sie enthalten Amphibolite, Horn- gen aus glazigenen Ablagerungen. Weiter süd- blende- und Biotitgneise, Muskovitschiefer, lich kommen drei Relikte verkitteter Schotter Quarzporphyre, Melaphyre, Spilite, Serizit- vor, die jeweils auf rund 600 m ü.M. der Mo- quarzit sowie Flysch- und Molassesandsteine. lasse aufl agern. Die Felsoberfl äche steigt gegen In der erwähnten Grube wurden an der Basis Westen auf etwas über 605 m ü.M. an. der Schotter grosse Basaltblöcke aus dem He- gau gefunden, ebenso bis zu 1 m durchmessen- Friedinger Schlossberg (Verwendete de Kalksandsteinblöcke aus der Juranagelfl uh. Literatur: FREI (1912a), SCHREINER (1973)) In der Sandfraktion ist eine auffällige Anrei- cherung an (vulkanischem) Magnetit zu ver- Unterhalb des Schlösschens auf dem Friedin- zeichnen. ger Schlossberg sind oberhalb von 530 m ü.M. ca. 13 m mächtige, verkittete Schotter aufge- Berg bei Thayngen (Verwendete Literatur: schlossen (He28, He28). Oben sind grobe Ge- SCHALCH (1883), GUTZWILLER (1883)) rölle recht häufi g, vor allem Molassegesteine. Es kommen ausserdem Juliergranit, Amphibo- Der kleine Rest von verkitteten Schottern bei lite, Gneise, Flyschsandsteine, alpiner Bunt- der Lokalität Berg südöstlich von Thayngen sandstein und Nummulitenkalk vor. (He1) ist bis auf rund 515 m ü.M. hinunter aufgeschlossen. Enthalten sind Phonolith und Ba- Heilsberg (Verwendete Literatur: FREI salt aus dem Hegau. (1912a), SCHREINER (1983)) Rauhenberg (Verwendete Literatur: Die Schotter des Heilsbergs erreichen eine SCHREINER (1973), FREI (1912a)) Mächtigkeit von gegen 50 m. Im Riedern- hölzle, auf der NE-Seite des Hügels, steigt Die Aufl agerungsfl äche der Schotter ist offen- die Molasse in ihrem Liegenden bis auf über bar generell gegen W, evtl. SW leicht geneigt. 530 m ü.M. auf. In einer kleinen Kiesgru- Am E-Ende ihrer Verbreitung (RHB2, RHB2) be auf der N-Seite (700.375/289.900; R/H: reicht die Molasse bis auf 562 m ü.M. hinauf, 34’83’350/52’90’375) sind die Schotter bis während etwa 1 km weiter westlich Aufschlüs- hinunter auf 510 m ü.M. ersichtlich, ebenso se bis hinunter auf 550 m ü.M. vorkommen in Aufschlüssen auf der SW-Seite (z.B. in (RHB4). Im S reichen die Schotter wahrschein- einer alten Kiesgrube, ca. 699.200/289.175, lich bis auf 540 m ü.M. hinunter (verlassene R/H: 34’82125/52’89’725. Die Schotterbasis Kiesgrube, RHB6). Die Geländemorphologie liegt auf der S-Seite (Ruine Heilsberg (He13) lässt aber die Möglichkeit offen, dass es sich bei auf rund 500 m ü.M. Bei diesem Vorkommen dieser Lokalität um eine versackte Gesteinspar- Stratigraphie und Morphogenese von frühpleistozänen Ablagerungen 19 tie handelt. Die Einregelung der Gerölle deutet kommen. Deshalb wird diese Abfolge aktuell auf eine Paläoströmungsrichtung nach W bis zu den Tieferen Deckenschottern gestellt (z.B. SW. Im E des Gebietes (701.800/284.550; R/H: SCHREINER 1973). 34’84’550/52’85’150) wurden zerdrückte Ge- Die Felsmorphologie weist eine klare Rinnen- rölle festgestellt. struktur entlang dem N-Rand des Plateaus auf (Schrotzburg-Rinne), welche sich gegen W 3.2 Schiener Berg möglicherweise in zwei Arme aufspaltet. Der gegen SW abzweigende Arm wurde auf Grund Der Schiener Berg kann als Typusgebiet für die von Seismikbohrungen festgestellt. Diese Rinne Deckenschotter des gegen W entwässernden weist eine Füllung aus Diamikten von über 50 m Teils des Bodensee-Rheingletschers bezeichnet Mächtigkeit auf. Auf der rechten Seite davon werden. Spätestens seit FREI (1912a) werden scheint eine Felsterrasse vorzukommen, auf wel- hier Höhere und Tiefere Deckenschotter unter- cher verkittete Schotter liegen (Mächtigkeit ca. schieden, wobei damals das Schottervorkom- 20 m). Möglicherweise ist diese Felsdepression men direkt unterhalb der ehemaligen Schrotz- jünger ist als der östliche Teil der Schrotzburg- burg noch zu den Höheren Deckenschottern Rinne. Ein Zusammenhang der Diamikte in der gestellt wurde. SCHREINER (1991) gliederte die abzweigenden Rinne mit dem Schrotzburg-Till Schotter in drei Einheiten (Höhere, Mittle- in der Hauptrinne kann allerdings nicht a priori re und Tiefere Deckenschotter), welche er in ausgeschlossen werden. Anlehnung an die Verhältnisse im östlichen Im Hauptteil der Rinne, deren Basis auf etwa Bodensee-Rheingletschergebiet den Eiszeiten 585 m ü.M. liegt, wie auch in ihrem gegen NW Günz, Haslach und Mindel zuordnete. Die für verlaufenden Arm besteht die Lockergesteins- die vorliegende Untersuchung anhand von Li- füllung unten aus den Bohlingen-Schottern, teraturangaben, vorhandenen Kartierungen und die vom Schrotzburg-Till überlagert werden. eigenen Feldbefunden gewonnenen Daten zur Den Abschluss des Profi ls bilden die Schrotz- Morphologie und Höhenlage der Felsoberfl ä- burg-Schotter. Nördlich der Schrotzburg steigt che, Schüttungsrichtungen glazifl uvialer Abla- die Molasse wieder bis etwa 630 m ü.M. an gerungen usw. sind in Abbildung 4 dargestellt. (709.525/284.775; R/H: 34’92’350/52’85’250, Auf Angaben zur Schotterbasis wird im Text Grobsand und Hörnli-Nagelfl uh). deshalb weitgehend verzichtet. Weiter nördlich kommt ein kleines Relikt von verkitteten glazifl uvialen Schottern vor, Schrotzburg – Bohlinger Schlucht welches jenseits des Randes der Schrotz- (Verwendete Literatur: GUTZWILLER (1894), burg-Rinne liegt (709.475/284.800; R/H: PENCK & BRÜCKNER (1901–1909), FREI 34’92’350/52’85’300). Es ist an einen steilen (1912a), HEIM (1919), ZAUGG (2002), ehemaligen Hang angelagert (zwischen ca. SCHREINER (1965, 1973)) 605-615 m ü.M.). Seiner Lage außerhalb der Schotzburg-Rinne deutet darauf hin, dass diese Frühen wurden die ca. 15 m mächtigen Schot- Schotter in einer separaten, vermutlich jünge- ter der Ruine der ehemaligen Schrotzburg ren Felsdepression entstanden sind als die Ab- (Schrotzburg-Schotter, Bezeichnung nach lagerungen innerhalb der Schrotzburg-Rinne. ZAUGG 2002, SBT8; SBT8, SBT17) zu den Die Bohlingen-Schotter sind als typische gla- Höheren Deckenschottern gestellt. Heute ist zifl uviale Schotter zu deuten. Sie weisen eine bekannt, dass unter diesen Schottern eine ma- gegen oben graduell zunehmende Korngrö- ximal ca. 50 m mächtige Abfolge von glazige- ßen auf. Das tiefstgelegene, sicher in situ be- nen Diamikten (Schrotzburg-Till, Bezeichnung fi ndliche Vorkommen von Bohlingen-Schot- nach ZAUGG 2002) und zuunterst ein bis zu tern kommt in der Bohlinger Schlucht auf ei- 30 m mächtiger glazifl uvialer Schotter (Boh- ner Höhe von ca. 585 m ü.M. vor. Der Schrotz- lingen-Schotter, SBT2, SBT2, SBT21) vor- burg-Till ist nur schlecht aufgeschlossen. Wo 20 H ANS

Abb. 4: Die Decken- R schotter des Schiener UDOLF Bergs: Verbreitung, morphostratigraphische G

Gliederung Felsmorpho- RAF logie, Paläoströmungs- richtungen, Lage der Proﬁ llinien von Abb. 12.

Fig. 4: The Deckenschot- ter at Schiener Berg: occurrences, morphostratigraphical attribution, bedrock morphology, paleo-current directions, situation of cross-sections in Fig. 12. Stratigraphie und Morphogenese von frühpleistozänen Ablagerungen 21

Abb. 5: Skizze des Schurfes in der Bohlinger Schlucht ca. 2 km nördlich von Schienen (709.200/284.650; R/H: 34’92’050/52’85’025).

Fig. 5: Outcrop at Bohlinger Schlucht, some 2 km north of the village of Schienen. beobachtbar, handelt es sich um graue, mat- gen 0,8 m mächtige Deckschichtenserie. Sie rixgestützte Diamikte; es kommen aber auch besteht im rechten Teil des Schurfes aus einer fein geschichtete beige Sedimente vor. Diese Abfolge von tonig-siltigen und feinsandigen Indizien sowie die große Mächtigkeit der Ein- Ablagerungen, welche zum Teil eine Fein- heit lassen darauf schließen, dass hier glaziale schichtung (mm-Bereich) aufweisen. Lokal Beckensedimente vorliegen. Bei den Schrotz- können darin Lagerungsstörungen (Convolute burg-Schottern handelt es sich um sandige Kie- bedding) festgestellt werden. Diese Sedimente se mit schlecht gerundeten Komponenten und sind unten durch Fe- und Mn-Hydroxide inten- zahlreichen gekritzten Geschieben. Sie sind siv rostbraun bzw. braunschwarz verfärbt. Sie deshalb als gletschernah abgelagerte Sedimen- keilen gegen S allmählich aus und werden von te zu deuten. Das Material wurde nach SW ge- grauen, sandigen (z.T. grobsandig-kiesigen) schüttet. Die Schotter enthalten unter anderem Ablagerungen diskordant überdeckt. Darin ist Julier-Granit. eine ﬂ ache Schrägschichtung erkennbar. Es In einem Anriss in der Bohlinger Schlucht folgt eine gegen S mächtiger werdende Lage (709.200/285.650; R/H: 34’92’050/ 52’85’025) (30–50 cm) aus tonig-siltigem, sandigem Kies. war im Winter 2001/2002 der Kontakt der Sand- und Feinfraktion sind entkalkt, die Ge- Bohlingen-Schotter zum Schrotzburg-Till auf- rölle (darunter auch Kalke) weisen oft Ton- geschlossen (Abb. 5). häutchen auf. Im unteren Teil kommen kleine Die Bohlingen-Schotter sind relativ grobkörnig weisse Kalkkonkretionen vor. Die Schotter ausgebildet (SBT37). Im Schurf sind die obers- weisen dort, wo sie von feinkörnigen Sedimen- ten ca. 70 cm (SBT38) demgegenüber merklich ten überlagert werden, zuoberst eine kalzitische feinkörniger. Über den Schottern folgt eine ge- Verkittung, eine intensive Imprägnation durch 22 HANS RUDOLF GRAF

Fe- und Mn-Hydroxide sowie zahlreiche klei- deutet auf eine solche Rückzugsterrassensitu- ne Kalkkonkretionen auf. Die grobkörnigen ation hin. Die über den fl uviatilen Sedimenten Schotter sind bis in eine Tiefe von rund 1,5 m folgende Schicht aus vorverwittertem Material intensiv rostig verfärbt. ist vermutlich als umgelagerter Hangschutt zu Die überlagernde Gesteinseinheit (Schrotzburg- interpretieren. Das Auftreten von Tonhäutchen Till) besteht im Wesentlichen aus einem grauen deutet darauf hin, dass nach der Ablagerung matrixgestützten, relativ kiesarmen Diamikt noch eine gewisse pedogenetische Überprä- (SBT39). In einzelnen tonig-siltigen bis feinsan- gung stattgefunden hat. Ob die oben erwähnten digen Abschnitten lässt sich eine feine Laminie- auffälligen Fe- und Mn-Hydroxidimprägnatio- rung feststellen. Daneben kommen dünne, oft nen sowie die Kalkfällungen (Verkittung und steil stehende Feinsandlagen vor (Streichen ca. Konkretionen) ebenfalls als pedogenetische SE–NW). Gekritzte Geschiebe sind zahlreich. Phänomene der gleichen Phase zu deuten sind, Lokal kann die Aufarbeitung der liegenden Ab- kann anhand des Aufschlusses nicht defi nitiv lagerungen festgestellt werden (z.B. anhand des entschieden werden. Immerhin deutet das Vor- Vorkommens von aus dem liegenden Schotter kommen von aufgearbeiteten Kalkkonkretio- stammenden kleinen Kalkkonkretionen). Über nen im Schrotzburg-Till darauf hin, dass diese die Lagerungsdichte des Sedimentes kann keine vor den Diamikten entstanden sind. zuverlässige Aussage gemacht werden, weil es In der Bohlinger Schlucht weisen die Bohlin- im Aufschluss durch Hangbewegungen, Verwit- gen-Schotter demnach oben eine typische fl u- terung und Vegetation (Wurzeln) aufgelockert viatile Rückzugssequenz auf und eine Lage aus war. Einzelne kompakte diamiktische Schollen Hangschutt auf, die Anzeichen einer gewissen lassen jedoch eine recht große Lagerungsdichte pedogenen Überprägung zeigen. Dies lässt auf erahnen, so dass eine Überfahrung durch Glet- einen zeitlichen Hiatus zwischen Bohlingen- schereis durchaus möglich ist. Diese könnte Schotter und Schrotzburg-Till schließen. Eine gleichzeitig für eine gewisse glazialtektonische genetisch kontinuierliche, durch einen Glet- Überprägung des Materials verantwortlich sein schervorstoss verursachte Sedimentabfolge (steil stehende Sandschichten). dürfte jedenfalls ausser Betracht fallen. Deckschichtenfolgen, wie sie die Bohlingen- Schotter tragen, sind im Dach von glazifl uvia- Ferdinandslust, Ewigkeit, Herrentisch len Schottern häufi g zu beobachten. Dies kann (Verwendete Literatur: SCHREINER (1965, 1973, einerseits als graduelles Nachlassen der Trans- 1991, 1992a), FREI (1912a)) portenergie des Flusssystems gedeutet werden. Anderseits entstehen im Zuge eines Eisrückzu- Aus Gründen der Übersichtlichkeit wurde dar- ges oft erosive Terrassenfl ächen, die anschlies- auf verzichtet, in Abbildung 4 die Felsoberfl ä- send nochmals eine Akkumulation erfahren che im Liegenden der Höheren Deckenschotter (meist wenige Meter mächtig). Dabei werden anzugeben. Die vorhandenen Daten lassen ge- die Schotter der vorangegangenen Akkumu- nerell auf ein sanftes Absinken der Felsober- lation durch eine neue Schotterlage überdeckt fl äche von SE nach NW schließen. Während (oft erkennbar anhand von Blocklagen oder an- östlich von Ferdinandslust Molasseaufschlüsse hand eines deutlichen Körnungsunterschiedes). bis gegen 680 m ü.M. vorhanden sind, lagern Solche jüngere Akkumulationsfl ächen („Rück- die Deckenschotter im Gebiet Herrentisch auf zugsterrassen“) können von späten Über- rund 665 m ü.M. dem Fels auf. schwemmungsereignissen nochmals erfasst Die Deckenschotter NE von Ferdinandslust werden, was zur Entstehung von sandigen und sind heute nur entlang dem S-Hang in zwei tonig-siltigen Deckschichten führt. Der deut- kleinen Aufschlüssen ersichtlich (SBH4). liche Kontrast in der Körnung zwischen der In einer kleinen Grube auf der Hochfl äche kiesigen Deckschicht und den unterlagernden (711.500/282.550; R/H: 34’94’450/52’82’725) Schottern im Aufschluss Bohlinger Schlucht sind unverkittete, schlecht sortierte Schotter Stratigraphie und Morphogenese von frühpleistozänen Ablagerungen 23 vorhanden, mit praktisch frischen Dolomit- Im südlichen Bereich des Bannholzes sind geröllen. Dabei dürfte es sich um deutlich jün- die Deckenschotter in einer Kiesgrube aufge- gere kaltzeitliche Sedimente handeln. schlossen (SBT9, SBT9). Darin kommen Julier Im Gebiet Herrentisch sind die Schotter in und Albula-Granite vor (Paläoströmung nach einer Kiesgrube auf der SE-Seite des Vor- NW). Die hier heute aufgeschlossenen Schot- kommens (SBH1, SBH1) sowie in mehreren ter bestehen fast ausschließlich aus schräg ge- natürlichen Aufschlüssen im NW ersichtlich. schichteten Einheiten. In der Nachbarschaft In einer Kiesgrube (711.075/283.650; R/H: dieser Kiesgrube liegen mehrere Quellfassun- 34’94’000/52’83’950) wurde eine Strömungs- gen, die auf einen stauenden Horizont (ver- richtung nach NW ermittelt. mutlich Molasse) auf rund 570 m ü.M. (oder Ein ehemalige kleine Abbaustelle am S-Hang wenig darunter) schließen lassen. Die Schot- des Herrentischs (705.950/284.550; R/H: ter reichen bis in eine Höhe von knapp 620 m 34’88’900/52’85’000) ist heute völlig ver- ü.M. In dieser Höhe befi ndet sich eine verlas- stürzt und überwachsen. An einer Wegbiegung sene Kiesgrube (Paläoströmung nach NW). Im östlich davon (SBH3, SBH3) ist der Schotter obersten Abschnitt (oberhalb von ca. 615 m aufgeschlossen. Am N-Hang kann er über eine ü.M.) werden die Schotter auffällig grobkörnig grössere Strecke beobachtet werden, wo er eine bis blockig. ca. 10 m mächtige Schicht auf der Molasse bil- In einer ca. 400 m westlich vom Unterbühlhof det (SBH2). Die Gerölle sind dominant nach W gelegenen, weitgehend verfallenen Kiesgrube eingeregelt. (710.475/281.250; R/H: 34’93’300/52’81’575) sind diamiktische Schotter mit gekritzten Ge- Bannholz–Sandhof schieben und glazigenen Einschaltungen vor- (Verwendete Literatur: SCHREINER (1965, 1991, handen. 1992a), ZAUGG (2002), FREI (1912a)) Durch einen fl achen Taleinschnitt vom Bann- holz getrennt, kommen auf dem Hügel westlich Nach SCHREINER (1991, 1992a) können im Ge- vom Sandhof (südlich von Schienen) eben- biet Bannholz anhand der Aufl agerungshöhen falls Deckenschotter vor. In einer verlassenen zwei verschieden alte Schotter unterschieden Kiesgrube im S dieses Hügels (SBT18) ist werden („Bannholz-N“ und „Bannholz-S“). eine wechselhafte Lockergesteinsabfolge auf- Sie sollen durch eine Zone mit Molassegestei- geschlossen, die neben verkitteten Schottern nen von einander abgetrennt sein. Im fraglichen in ausgeprägter Blockfazies auch rein sandige Übergangsbereich waren jedoch Anfangs 2002 Schichten umfasst. Auf dem höchsten Punkt in etlichen Wurzeltellern verkittete Schotter des Hügels befi ndet sich eine kleine Kiesgrube ersichtlich, die dort offenbar in sehr geringer (709.950/282.425; R/H: 34’92’850/52’82’775), Tiefe (ohne nennenswerte Bedeckung durch welche gletschernah abgelagerte, z.T. verkitte- jüngere Ablagerungen) anstehen. te Schotter mit einzelnen diamiktischen Lagen Die Schotter von Bannholz-N sind in den aufschließt. Eine ca. 2 m mächtige Lage verkit- höheren Lagen ausgesprochen reich an gro- teter, gut abgerollter Schotter schliesst das Pro- ben Geröllen und Blöcken (z.T. über 70 cm fi l ab. Ein weiterer Aufschluss mit blockigem Durchmesser) sowie an zerdrückten Geröl- Schotter befi ndet sich im Böschungsanschnitt len. Dies ist in mehreren verlassenen Gru- der Strasse Öhningen–Schienen. ben ersichtlich (710.400/281.500; R/H: 34’93’275/52’81’850, oder 709.900/281.600; Litzelshausen – Hungerbol (Verwendete R/H: 34’92’775/52’81’950, SBT15, oder Literatur: SCHREINER (1965), FREI (1912a)) 710.250/281.800; R/H: 34’93’075/52’82’125). Auch im angesprochenen Übergangsbereich Die Deckenschotter nordöstlich von Litzels- zwischen den beiden SCHREINERschen Schotter- hausen lagern an einen alten Hang an. Dessen einheiten sind solch grobe Gerölle verbreitet. Verlauf kann anhand von Molasseaufschlüssen 24 HANS RUDOLF GRAF

Abb. 6: Skizze der im basalen Bereich der Deckenschotter vom Hungerbol westlich von Schienen aufgeschlossenen ﬂ uviatile Sedimente (708.100/282.500; R/H: 34’90’750/52’82’900).

Fig. 6: Outcrop of fl uviatile sediments at the base of the Deckenschotter at Hungerbol, west of the village of Schienen. recht genau angegeben werden (vgl. Abb. 4). eine Abfolge von sandigen bis kiesigen Abla- Die Schotter sind heute vor allem entlang der gerungen eingelagert (708.100/282.500; R/H: Strasse Schienen–Litzelshausen aufgeschlos- 34’90’750/52’82’900, Abb. 6). Die Abfolge be- sen (SBT27, SBT27). Es handelt sich dabei um ginnt mit einer ca. 80 cm mächtigen Schotterlage eine eigentliche Blockfazies. Zerdrückte Ge- (SBT32, SBT40), welche gegen W (bei sinken- rölle sind vorhanden. der Schotterbasis) bis auf mindestens 4 m an- Im Gebiet Hungerbol enthalten die Schotter im wächst. Darüber folgen rund 2,4 m mächtige sil- E, also in den höheren Abschnitten des Profi ls, tige Sande von grauer Farbe. In den obersten 80 zahlreiche Blöcke von bis über 50 cm Durch- cm sind die Sande fast siltfrei und locker, wäh- messer (Blockfazies, SBT35). Zerdrückte Ge- rend im unteren Abschnitt das Material kompakt rölle sind nicht selten. Gegen W nimmt der und recht hart ist. Eine horizontale Schichtung Anteil an Blöcken allmählich ab, die Schotter ist nur im oberen Abschnitt zu erkennen. Die bleiben aber sehr grobkörnig (Paläoströmung Sedimente enthalten Schneckenschalen. Darü- nach W bis NW). ber folgt eine ca. 70 cm mächtige Schotterlage, Im unteren Abschnitt der Schotter des Hun- die relativ viel aufgearbeitetes Geröllmaterial gerbol ist auf rund 585 m ü.M. (Kontakt zu («Verwitterungsscherben») enthält. Ihr oberster Glimmersanden der Molasse aufgeschlossen) Abschnitt (ca. 5–10 cm) ist stark verkittet und Stratigraphie und Morphogenese von frühpleistozänen Ablagerungen 25 weist Fe- und Mn-Hydroxid-imprägnationen Schüttungsrichtung (SBT36). Ganz im N ent- auf. Über den Schottern folgen maximal 1,8 halten die Schotter in ihrem unteren Abschnitt m mächtige siltige Sande, die im obersten Ab- mehrere Lagen mit auffällig grossen Geröllen schnitt ein Lage aus siltigem Ton tragen. Lokal (SBT33, Durchmesser z.T. über 50 cm, alpines ist eine horizontale Schichtung erkennbar. Es Material und Molassesandsteinknauer). Die sind wiederum Schneckenschalen enthalten. Schotter wurden dort gegen W geschüttet. Die Sande sind durch Fe- und Mn-Hydroxide lagig rostig oder dunkelbraun verfärbt (manch- Wolkensteiner Berg, Gfell, Winzbüel mal eine schräge Schichtung vortäuschend). Die (Verwendete Literatur: HÜBSCHER (1961), obersten rund 30–50 cm sind entkalkt. Die ge- FREI (1912a), SCHREINER (1991)) samte Abfolge wird durch relativ grobkörnige Schotter überlagert, welche in den untersten 2 m Am Wolkensteiner Berg ist es wegen mächtiger aufgearbeitetes Material der liegenden feinkör- Block- und Hangschuttmassen sehr schwierig, nigen Serie enthalten (SBT26, SBT26). Geometrie und Höhenlage der Aufl agerungs- Die Deckenschotter vom Hungerbol enthalten fl äche der Deckenschotter zu rekonstruieren. offenbar eine recht mächtige Abfolge von fl uvia- Außer in einer verlassenen Kiesgrube (SBT22) tilen Sedimenten. Die Ablagerungsdynamik war liegen heute am S-Hang keine Aufschlüsse zur Zeit ihrer Ablagerung stark von der üblichen unterhalb von 580 m ü.M. vor. Im E (Ziegler- eiszeitlichen Dynamik verschieden. Sie entstan- häuli) liegt fi ndet sich Molasse bis auf rund den während einer Phase mit stark reduzierter 575 m ü.M. Der am tiefsten gelegene Decken- Wasserführung in der Hungerbol-Rinne. Die schotteraufschluss (eine kleine, verlassen Kies- Entkalkung ihres obersten Abschnittes sowie die grube) befi ndet sich Am N-Hang sind in einer in den hangenden Schottern fehlenden Eisen- verlassenen Kiesgrube (SBT6, SBT6) Schotter und Manganhydroxidimprägnationen lassen an bis auf rund 550 m ü.M. hinunter ersichtlich. eine pedogentische Überprägung denken, eben- Die Basis der Schotter dürfte noch etwas tiefer so die konkretionären Kalkausscheidung in den liegen (vielleicht rund 540 m ü.M.). Die Paläo- Schotterlagen. Möglicherweise dokumentieren strömung war nach N bis NW gerichtet. diese Ablagerungen eine temperierte Phase wäh- Die Deckenschotter im Gebiet von Gfell und rend der Deckenschotterbildung. Winzbüel SE von Ramsen erstrecken sich etwa bis zur Lokalität Widem. Weiter im N Kressenberg, Eichelacker–Ölberg–Eichen (beim Eichholz) kommen zwar immer wie- (Verwendete Literatur: HOFMANN & HANTKE der verkittete Schotter vor, diese sind aber als (1964), FREI (1912a), GEIGER (1943), verschleppte Blöcke innerhalb einer jünge- SCHREINER (1965)) ren glazigenen Ablagerung zu deuten. In der Kiesgrube im Gfell (SBT25) wie am Winzbüel Die Aufl agerungsfl äche der Deckenschot- (SBT24, SBT24) kommen einzelne feinanteil- ter des Kressenbergs steigt von S gegen N reichere Lagen vor. Die Paläoströmung war ge- (SBT31, SBT31, SBT34) an. Dort enthalten gen N bis NW gerichtet. sie Lagen mit Geröllen von z.T. über 50 cm Durchmesser (z.B. beim Eingang der Grube bei 3.3 Seerücken bis Stammerberg 707.575/283.050; R/H: 34’90’475/52’83’400, Paläoströmung nach W). Gebiet von Salen-Reutenen (Verwendete Die Aufl agerungsfl äche der Schotter des Pla- Literatur: FRÜH (1910), ZAUGG (2001), teaus von Eichelacker–Ölberg–Eichen steigt HANTKE (1962), BÜCHI + MÜLLER AG (1982), generell von SW nach NE an. Einregelungs- ERB (1934), FREI (1912b), PENCK & BRÜCKNER messungen ergaben Schüttungsrichtungen (1901–1909), GEIGER (1943)) nach W bis NW. Ein kleiner Aufschluss auf der W-Seite zeigt Schotter mit nordwestlicher Die Schotter von Salen-Reutenen sind südlich 26 HANS RUDOLF GRAF der Straße Salen–Reutenen auf einer Fläche Daten zur Morphologie und Höhenlage der von rund 2 x 1 km verbreitet und erstrecken sich Felsoberfl äche, die Schüttungsrichtungen gla- nördlich davon bis zur Geländekante, welche die zifl uvialer Ablagerungen usw. sind in Abbil- Hochfl äche von Reutenen gegen N begrenzt. Die dung 7 dargestellt. Aufl agerungshöhe der Schotter beträgt im All- Die Deckenschotter des Hügelzuges zwischen gemeinen ca. 695-705 m ü.M., sinkt aber ganz Herdern im Kanton Thurgau und dem zürcheri- im S unter 685 m ü.M. Auch weiter westlich, im schen Stammheim sind nur an relativ wenigen Gebiet Heidenwald kommen verkittete Schotter Stellen aufgeschlossen, weshalb über den inter- vor, die in einer Höhe von ca. 660 m ü.M. der nen Aufbau der Ablagerungen nur punktuelle Molasse aufl agern. Ob diese mit den östlichen Angaben vorliegen. Ihre größte nachweisbare Vorkommen zu verbinden sind, ist anhand der Mächtigkeit erreichen sie im NW, wo sie rund Aufschlussverhältnisse unklar. 45 m messen. Nur an wenigen Stellen ist eine In der alten Kiesgrube südlich von Reutenen Ermittlung der Paläoströmungsrichtung der (STM3, STM3, STM4) weisen die Schotter Schmelzwässer möglich. Sie ergeben generell eine ausgeprägte Schrägschichtung auf (Mäch- eine Schüttung nach WNW. Entsprechend der tigkeit über 6 m). Unter den Gesteinen kom- geringen Datendichte ist ihre Aufl agerungs- men aplitische Gneise, Amphibolite, Glimmer- fl äche auf den Molasseschichten schwierig zu schiefer, Quarzdiorit und Julier-Granit vor. Das rekonstruieren (vgl. Abb. 7). Die vorhandenen Schüttungszentrum dürfte recht nahe gelegen Daten deuten auf eine Gliederung in zwei Rin- haben, sind die Komponenten doch schlecht nenstrukturen hin, die sich im Gebiet Stam- gerundet und es kommen gekritzte Geschiebe merberg vereinigen. Die eine Rinnenstruktur vor. Ein kleiner Aufschluss am Schnäggbüel dehnt sich über das Gebiet Hörnliwald und (STM13) zeigte ebenfalls Schrägschichtung, Heerenberg bis hin zum Stammerberg aus. Die wobei die Aufschlussverhältnisse aber keine Felsoberfl äche liegt am N-Rand des Hügels Aussage darüber zulassen, ob es sich bei die- allgemein tiefer als im S. Der südliche Rand ser Schichtung lediglich um ein kleinräumiges dieser fl achen Rinne ist oberhalb von Nussbau- Phänomen oder insgesamt um eine deltaartige men angedeutet. Auf dem Stammerberg scheint Ablagerung handelt. Anhand von diesen bei- zusätzlich eine zweite, etwas engere Rinnen- den Lokalitäten allein darf aber nicht davon struktur zu existieren, welche von SE her ein- ausgegangen werden, dass das gesamte Schot- mündet. Auf Grund der Aufschlussverhältnisse tervorkommen von Salen-Reutenen eine Del- wäre ihre Fortsetzung wahrscheinlich im Ge- taablagerung darstellt. Im Gebiet Heidenwald biet Vorder Hütten (ca. 702.000/278.300) zu ist keine Deltaschichtung in den Schottern suchen (auf Abb. 7 so angegeben), wo mehrere festzustellen, sondern eine horizontal gelager- Quellen auf rund 560 m ü.M. im Molassefels te Fazies mit grossen Blöcken (z.T. gekritzt). gefasst sind. Insgesamt weisen die Schottern eine Schüttung Im Gebiet zwischen Oberstammheim und nach N bis W auf. Nussbaumen im S und Kaltenbach im N kommt eine markante Felsdepression vor Stammerberg–Heerenberg–Hörnliwald (Abb. 7). Eine Seismikbohrung durchfuhr hier (Verwendete Literatur: HOFMANN (1967b), zunächst rund 26 m mächtige, überwiegend FRÜH (1910), BÜCHI + MÜLLER AG (1993, feinkörnige Diamikte. Entsprechende Abla- 1999), HALDIMANN & FREY (1991), PENCK gerungen sind im Tobel südlich des Huebhofs (1896), FREI (1912a), GEIGER (1943), HEIM (705.000/277.500) aufgeschlossen. Darunter (1919), BECK (1933)) folgen bis in etwa 35 m Tiefe (344 m ü.M.) teil- weise verkittete, wahrscheinlich glazifl uviale Die für die vorliegende Untersuchung anhand Kiese (deren Verbreitung wurde in Abb. 7 be- von Literaturangaben, vorhandenen Kartierun- wusst schematisch kreisrund angegeben, weil gen und eigenen Feldbefunden gewonnenen bisher keine weiteren Belege für diese Schot- Stratigraphie undMorphogenesevonfrühpleistozänen Ablagerungen

Abb. 7: Die Deckenschotter im Gebiet Stammerberg–Hörnliwald: morphostratigraphische Gliederung, Felsmorphologie, Paläoströmungsrichtungen. 27 Fig. 7: The Deckenschotter in the Stammerberg–Hörnliwald area: morphostratigraphical attribution, bedrock morphology, paleo-current directions. 28 HANS RUDOLF GRAF ter vorliegen). Diese Kiese werden von einer tete diese Sedimentabfolge als Gletschervors- rund 34 m mächtigen Abfolge von eiszeitlichen tossfazies, wobei das Eis bis mindestens über Beckenablagerungen (evtl. mit glazigenen Ein- Kalchrain hinaus vorgestossen wäre. Ein grös- schaltungen) unterlagert. Die Molasse wurde serer zeitlicher Hiatus kann seiner Meinung auf 510 m ü.M. erreicht. Die auf Abbildung 7 nach aber nicht ausgeschlossen werden. Die dargestellte Felsmorphologie beruht auf der tieferen Anteile der Deckenschotter sind heute erwähnten Deutung der untersten Lockerge- noch in einer ehemaligen Kiesgrube nördlich steinseinheit als glaziale Beckensedimente. Die der Buechhalde (610 m ü.M., STM5) aufge- Felsaufschlüsse lassen die Interpretation zu, schlossen und entsprechen dem von GEIGER dass sich dieses Becken von S her in den Hügel (1943) angegebenen Bild der unteren Schotter. hinein erstrecken, diesen aber nicht vollständig Ebenso diejenigen der ehemaligen Kiesgru- durchstossen würde. Für ein von N einmünden- be am Heerenberg (708.575/275.100, 605 m des Becken scheint zu wenig Platz zu sein (was ü.M.). Die oberen, blockigen Schotter waren aber anhand der schmalen Datenbasis nicht als auch in der ehemaligen Kiesgrube südwest- gesichert betrachtet werden darf). Die auf den lich des Berghofs aufgeschlossen („Kleebuck“, Beckensedimenten aufl agernden Schotter dürf- STM14). Es dürfte sich um gletschernah ent- ten daher, ausgehend von der oben skizzierten standene (feinanteilreiche, schlecht sortierte) Interpretation der Felsdepression, gegen N oder Schotter handeln, welche Julier-Granit sowie NNE geschüttet worden sein, also in Richtung vielleicht aus dem Adula-Gebiet stammenden des westlichen Teils des Schiener Bergs. Muskovitgneis enthalten. Zum Alter dieses postulierten glazialen Be- Die Verhältnisse auf dem Stammerberg veran- ckens liegen bisher keine Angaben vor. Im lassten BECK (1933) von zwei Gletschervorstös- angrenzenden Stammheimer Tal und auch im sen, einem älteren Herdern-Vorstoß und einem Thurtal sind ausgedehnte glaziale Becken be- jüngeren Stammheimer Vorstoß zu sprechen. kannt, welche wahrscheinlich in den Komplex Der ältere wäre demnach für die Entstehung der Hoch- und Niederterrassen zu stellen und der unteren Schotter verantwortlich, welche somit jünger als die Deckenschotter sind. Weil nach ihrer Verkittung beim späteren Stammhei- das Becken auf dem Stammerberg aus geomor- mer Vorstoß von Eis überfahren worden wären. phologischer Sicht (Höhenlage, Geometrie) nur schwer in den Kontext dieser Becken passt, 3.4 Gegend um Schaffhausen, Klettgau wird vorläufi g von einem höheren Alter ausgegangen und eine Zugehörigkeit zu den Decken- Cholfi rst (Verwendete Literatur: FREI (1912a), schottern angenommen. BÜCHI + MÜLLER AG (2002), HUG (1907)) In den Schottern des Stammerbergs (früher als Hohenegg bezeichnet) kommt eine Lage mit Die Aufl agerungsfl äche der Deckenschotter des glazigenen Sedimenten vor (wahrscheinlich Cholfi rsts senkt sich allgemein von SE nach 702.550/278.875). An einer benachbarten Stel- NW (Abb. 8). Im Bereich Hinterer Stich (ca. le wurde eine Lage mit gekritzten Geschieben 693.000/280.200) steigt die Molasse bis auf festgestellt. rund 540 m ü.M. an. Dadurch ergibt sich für die Für den Bereich des Hörnliwaldes konnte GEI- Felsmorphologie das Bild einer fl achen Rinne GER (1943) eine Gliederung der Deckenschotter im SE des Cholfi rsts (Basis etwas über 530 m aufzeigen. Er unterschied zwei verschiedene ü.M). Die südliche Begrenzung dieser Rinne Schüttungen. In der ehemaligen Kiesgrube am ist von der im Bereich des Vorderen Hörnli Boll nördlich von Kalchrain (709.300/274.300) oberhalb von Benken markant ansteigenden war eine untere Schottereinheit aufgeschlossen, Molasse markiert. Im Gebiet Hinterer Stich ist deren oberster Bereich stark zementiert war und eine Hochzone vorhanden, die gegen N in eine zudem Gletscherschliffe aufwies. Darüber wa- zweite Rinne mit Basis unter 500 m ü.M. über- ren blockige Schotter aufgeschlossen. Er deu- geht. Diese Gliederung der Aufl agerungsfl äche Stratigraphie und Morphogenese von frühpleistozänen Ablagerungen 29

Abb. 8: Die Deckenschotter vom Cholﬁ rst. Felsmorphologie, Paläoströmungsrichtungen.

Fig. 8: The Deckenschotter at Cholfi rst: bedrock morphology, paleo-current directions. 30 HANS RUDOLF GRAF verschwindet gegen W. Die tiefste Lage der unter vorhanden. Die Einregelung der fl achen Schotterbasis liegt südwestlich von Feuertha- Gerölle lässt auf eine Paläoströmung nach W len bei rund 480 m ü.M. Bei den Schottern han- schliessen (He11). delt es sich um glazifl uviale Schotter, die weder Ein Relikt verkitteter Schotter befi ndet sich auffällige Groblagen noch Einschaltungen von im Bereich der Kulmination des Buechbüel glazigenen Sedimenten oder Feinsedimenten im Neuhauserwald (KLH1). Die Höhenla- aufweisen. Die Einregelung der Schotter lässt ge der Untergrenze der Schotter kann anhand generell auf eine Paläoströmung des Schmelz- der existierenden Aufschlüsse (zwei ehe- wassers nach WNW bis NW schließen. malige Kiesgruben, 687.050/282.275 und 687.125/282.475) auf wenig unter 550 m ü.M. Hohberg, Dachsenbühl, Geissberg; geschätzt werden. Die Mächtigkeit der Ablage- Ölberg-Galgenbuck, Neuhauserwald rung beträgt demnach etwa 15 m. Die Einrege- (Verwendete Literatur: FREI (1912a), HÜBSCHER lung der fl achen Gerölle belegt eine Paläoströ- (1961), HOFMANN (1981), MBN AG (2004), mung nach WSW. PENCK (1896), VERDERBER (1992)) Hasenberg–Spitz, Rechberg, Gegend um Auf dem Hohberg sind die Deckenschotter vor Waldshut (Verwendete Literatur: VERDERBER allem auf der SE-Seite aufgeschlossen, z.B. in (1992), HOFMANN (1981), FREI 1912)) einer kleinen ehemaligen Abbaustelle (He12). Die maximal etwa 20 m mächtigen Schotter Die Deckenschotter des Gebietes Hasenberg– dürften auf rund 500 m ü.M. dem Fels aufl a- Spitz grenzen im SE an die Gesteine des Dog- gern. Die Einregelung der fl achen Gerölle deu- gers an. Sie lagern in diesem Bereich mögli- tet auf wechselhafte Paläoströmungsverhältnis- cherweise einer rinnenrandlichen Verfl achung se mit einer Dominanz nach S. mit Basis um 465–470 m ü.M. auf, was auch Auf dem Dachsenbühl (ca. 690.650/286.450) für die Schotter der Kniebreche östlich des Ha- sind keine Aufschlüsse vorhanden, einzig klei- senbergs gilt. Gegen NW senkt sich die Basis ne Blöcke verkitteten Schotters deuten darauf dann um rund 20–30 m ab. Aufschlüsse öst- hin, dass hier ein Deckenschottervorkommen lich des Hofes Haslach und beim Hungerbüel existieren könnte. zeigen, dass die Basis auf 445 m ü.M. liegen Auf dem Geissberg weist die Aufl agerungsfl ä- könnte. Am W-Ende des Hasenbergs müsste che der Deckenschotter ein deutliches Gefäl- sie sich gar unter 440 m ü.M. befi nden (z.B. le nach SE auf, welches auf einen alten, etwa KLT5). NNE–SSW verlaufenden Talhang aus Malm- Die Aufl agerungshöhe der Deckenschotter kalk hindeutet. Etwa in der Mitte des nord- vom Rechberg kann entlang des Südhanges auf östlichen Hanges (690.050/286.375) kann das ca. 435–440 m ü.M. gut abgeschätzt werden Ansteigen des Kalkes auf kurzer Distanz beob- (Aufl agerung auf Dogger). Die tiefstgelege- achtet werden. Im SE des Hügels liegt die Basis nen Schotteraufschlüsse befi nden sich im Ge- der etwa 20 m mächtigen Schotter unter 500 m biet Winterhalden südlich von Willmendingen ü.M. Auf dem Hügel beim Kantonsspital, dem (KLT14, KLT14) auf rund 425 m ü.M., also Rundbuck (He16), ist ein Deckenschotterrest auf der nördlichen Seite des Hügels. Weiter vorhanden, dessen Mächtigkeit 5 m kaum über- gegen N steigt die Sohle allmählich an, und steigen dürfte. Seine Untergrenze liegt wahr- etwa auf der Höhe von Schwerzen enden die scheinlich bei etwa 500 m ü.M. Schotter entlang einem etwa E–W streichen- Entlang des E-Randes des Engewaldes sind den alten Talhang. Eine Rohstoffbohrung zwischen dem Ölberg bei Schaffhausen und (671.575/276.750; R/H: 34’54’320/52’77’830) der Hohfl uh bei Neuhausen Tiefere Decken- erreichte den Opalinus-Ton auf 432 m ü.M. Aus schotter verbreitet. Aufschlüsse sind vor allem diesen Angaben lässt sich eine leicht rinnenför- im südlichen Bereich bis auf rund 490 m hin- mige Eintiefung der Deckenschotterbasis in Stratigraphie und Morphogenese von frühpleistozänen Ablagerungen 31

Abb. 9: Dendrogramm der Clusteranalyse aller Geröllzählungen aus dem Untersuchungsgebiet. Fig. 9: Cluster analysis dendrogram of all gravel component countings in the study area. 32 HANS RUDOLF GRAF

Abb. 10: Punktwolkendarstellung der Hauptkomponentenanalyse aller Geröllzählungen aus dem Untersu- chungsgebiet. Dargestellt sind die zweite und dritte Hauptkomponente.

Fig. 10: Scatter plot of the principal component analysis of all gravel component countings in the study area. The 2nd and 3rd principal components are illustrated. die mesozoischen Gesteine ableiten, mit einer ist. Die Schotter des Aarbergs (KLT15, KLT15, Rinnenachse ungefähr entlang dem Hügelzug KLT16) lagern auf 405–410 m ü.M. dem Me- Rechberg–Sommerhalde. sozoikum auf. Nordöstlich von Waldshut können drei De- ckenschotter-Einheiten unterschieden werden. 4 Resultate der Die höchstgelegenen Schotter (Tannboden- sedimentpetrographischen Untersuchungen Oben) weisen einen aberranten Habitus auf. Sie sind relativ grobkörnig ausgebildet mit außer- 4.1 Geröllzählungen gewöhnlich grossen Hohlräumen (Durchmes- ser bis 20 cm). In der sandigen Matrix kommen Das Dendrogramm der Clusteranalyse (Abb.9) zahlreiche rote und braunrötliche Tonstein- zeigt eine Gliederung der Proben in zwei Clus- klasten vor, bei denen es sich um aufgearbei- ter. Eine Aufgliederung der Proben nach ihrer tetes Lokalmaterial aus dem Keuper handeln geographischen Herkunft zeigt, dass alle Pro- dürfte. Diese Schotter lagern auf rund 450 m ben aus dem Hegau östlich und nördlich des ü.M. dem Oberen Muschelkalk auf (Aufschluss Schiener Bergs im untersten Teil des unteren 659.450/275.750; R/H: 34’42’150/52/77’125). Clusters zu fi nden und untereinander sehr ähn- Die Schotter vom Tannboden-Unten (KLT17) lich sind. Sehr ähnlich sind auch die Proben aus dürften auf rund 420 m ü.M. dem Oberen Mu- dem Gebiet Schrotzburg–Bohlinger Schlucht schelkalk aufl agern, wobei dies wahrscheinlich sowie jene von Bannholz-S, Hungerbol-Basis nicht der Höhe der Rinnenbasis entspricht, und Kressenberg-SE. Die Proben vom Cholfi rst welche noch einige Meter tiefer zu vermuten liegen im obersten Abschnitt des oberen Clus- Stratigraphie und Morphogenese von frühpleistozänen Ablagerungen 33

Abb. 11: Dendrogramm der Clusteranalyse aller Schwermineralzählungen aus dem Untersuchungsgebiet.

Fig. 11: Cluster analysis dendrogram of all heavy mineral countings in the study area. 34 HANS RUDOLF GRAF ters, wo sie mit Proben vom Stammerberg und und Heilsberg bei Eberfi ngen sowie die Proben vom westlichen Teil des Schiener Bergs ver- aus den Höheren Deckenschottern vom Schie- gesellschaftet sind. Die restlichen Proben vom ner Berg. Die Proben vom Stammerberg ein- Schiener Berg sind vorwiegend im unteren schließlich derer vom Seerücken (Gebiet von Cluster vertreten, während im oberen die meis- Reutenen) liegen sämtliche im oberen Cluster. ten Proben aus dem Klettgau und dem west- In beiden Clustern vertreten sind Proben aus lichen Hegau (inkl. Gebiet um Schaffhausen) den Tieferen Deckenschottern vom Schiener vertreten sind. Eine Probe (STM7, zuunterst Berg, vom Cholfi rst, vom Rauhenberg und aus im Dendrogramm) passt nicht in dieses grobe dem Klettgau. Die Proben aus dem südwestli- Bild, worauf unten eingegangen wird. chen Teil des Schiener Bergs sind jedoch sämt- Die Hauptkomponentenanalyse (Abb. 10) liche im oberen Cluster vertreten. zeigt ein sehr ähnliches Bild, wobei die Proben Die beiden im Dendrogramm der Clusteranaly- aus dem östlichen Hegau und diejenigen vom se abgetrennten Probengruppen unterscheiden Cholfi rst gewissermassen die Endglieder ei- sich vor allem im Granatgehalt. Während die ner Mischreihe darstellen. Die erwähnte Probe Proben im unteren Cluster Granatgehalte von STM17, welche eine aberrante Einordnung im rund 60 bis gegen 88% aufweisen, liegen die- Dendrogramm aufweist, wurde von der Haupt- jenigen der Proben im oberen Cluster deutlich komponentenanalyse in den Übergangsbereich darunter. Bezüglich der Gehalte an ultrastabi- der beiden Endglieder der Mischreihe gestellt. len Mineralien sind keine Auffälligkeiten zu er- Diese statistische Aufgliederung des Datenma- kennen. Anhand dieser statistischen Aufteilung terials erlaubt es, zwei Geröllfazien zu inde- und dem Vergleich der wesentlichsten Charak- tifi zieren. Die eine ist im östlichen Hegau am teristiken der im Untersuchungsgebiet verbrei- klarsten ausgebildet, die andere auf dem Chol- teten Molassegesteine werden zwei Schwermi- fi rst. Der augenfälligste Unterschied der beiden neralfazien unterschieden: die Glimmersand- Fazien liegt im Dolomitgehalt. Während er bei und die Hörnli-Fazies (vgl. Kapitel 2.3). den Proben aus dem Hegau nur wenige Pro- zente beträgt, liegt er bei jenen vom Cholfi rst 5 Stratigraphische Synthese bei mindestens 20% (Maximum 37%). Dieser klare Unterschied beruht höchstwahrschein- Wie oben ausgesagt, stellt der Schiener Berg lich auf der Zufuhr von aufgearbeitetem Ge- sozusagen das Typusgebiet für die in der vor- röllmaterial aus den Nagelfl uhen des tertiären liegenden Arbeit untersuchten Deckenschotter Hörnli-Schuttfächers, welche sich durch einen dar. Aus diesem Grund - und wegen der aus- hohen Anteil an Dolomitgeröllen auszeichnen. geprägten Komplexität der Verhältnisse – wird In Anlehnung an die heutigen Talverhältnisse dieses Gebiet als erstes besprochen. Ebenfalls in der Nordostschweiz sollen diese beiden Ge- separat besprochen werden die Verhältnisse im röllfazien als Rheintalschüttung (v.a. östlicher Gebiet Stammerberg–Hörnliwald. Hegau) bzw. Thurtalschüttung (v.a. Cholfi rst) bezeichnet werden. 5.1 Schiener Berg

4.2 Schwermineralzählungen Die Höheren Deckenschotter lassen sich anhand der vorliegenden Kenntnisse stratigra- Das Dendrogramm der Clusteranalyse (Abb.11) phisch nicht weiter aufgliedern. Die geröllpe- zeigt eine Aufteilung in zwei Gruppen. Eine trographischen Daten zeigen (Abb. 9, 10), dass Aufgliederung der Proben nach ihrer geogra- vermutlich zwei verschiedene Schüttungssys- phischen Herkunft zeigt, dass alle Proben aus teme an der Ablagerung beteiligt waren. Wäh- dem Hegau östlich und nördlich des Schiener rend im NE die Rheintalschüttung deutlich Bergs im unteren Cluster zu ﬁ nden sind, eben- überwog, zeigen die Schotter westlich von so die Proben vom Buechberg bei Thayngen Ferdinandslust einen verstärkten Einﬂ uss der Stratigraphie und Morphogenese von frühpleistozänen Ablagerungen 35

Thurtalschüttung, welcher offenbar im Bereich wird gegenüber dem nördlich angrenzenden Herrentisch sogar dominant war. Ob diese Ver- Gebiet durch einen Felssporn abgegrenzt, so hältnisse auf die Konfl uenz der beiden Entwäs- dass dort vielleicht eher von einer höher gele- serungssysteme im Bereich des Schiener Bergs genen Rinne als von einem Felsplateau gespro- schließen lassen, oder ob eine Heterochronie chen werden muss. Wie diese Talmorphologie der Ablagerungen besteht, kann anhand der entstand – ob zuerst eine breite Talung gebildet vorliegende Kenntnisse nicht entschieden wer- wurde, in diese sich später die engeren Rinnen den. Bezüglich der Schwermineralien gehören weiter eintieften oder ob der Ablauf umgekehrt alle Höheren Deckenschotter vom Schiener war – muss vorläufi g offen bleiben. Berg der Glimmersand-Fazies an. Die in Kapitel 3.2 mehrfach erwähnte markante Am N-Rand des Schiener Bergs kommt der Blockfazies im oberen Abschnitt der Decken- Rest einer relativ engen Rinne vor. Es scheint schotter vom Bannholz, Sandhof, Hungerbol, sich dabei um das Relikt einer Flussschleife zu Litzelshausen, Ölberg–Eichen und Kressen- handeln, die zu einem alten Tal(-System?) ge- berg (Untergrenze auf etwa 600–610 m ü.M.) hörte, welches nördlich des Schiener Bergs im macht es wahrscheinlich, dass alle diese Re- heutigen Hegau verlief (Abb. 4, 15). Die Rin- likte zum gleichen Gesteinskörper gehören, nenbasis liegt auf rund 585 m ü.M., was eine zumindest oberhalb von rund 600 m ü.M. Die Tieferlegung des Gewässernetzen um mindes- Blockfazies klingt sowohl gegen SW als auch tens 80 m gegenüber den Höheren Decken- gegen WNW (also in der rekonstruierten Strö- schottern belegt. Die Sedimentfüllung der Rin- mungsrichtung) allmählich aus. Wahrschein- ne ist in zwei Phasen entstanden. Während der lich wurden diese Sedimente von einem Glet- ersten Phase gelangten ausschließlich glazifl u- scher aus dem Bereich unmittelbar südöstlich viale Schotter der Rheintalschüttung zur Abla- des Schiener Bergs entlang dem N-Rand der gerung (Bohlingen-Schotter). Hernach folgte Rinnen geschüttet. Später drang das Eis über ein Zeitabschnitt mit ruhiger Sedimentation die Schotter hinweg nach NW vor. Dieser Um- und vielleicht temperierten Verhältnissen, der stand wird durch die offenbar nur wenig trans- gewisse pedogenetische Vorgänge ermöglichte. portierten, also in Gletschernähe abgelagerten In der zweiten Phase fand ein markanter Eis- Kiese und Diamikte der Grube westlich des vorstoß statt, dokumentiert durch diamiktische Sandhofs (709.950/282.400) sowie durch das Gletscherablagerungen (Schrotzburg-Till). Ihre verbreitete Vorkommen von (z.T. zahlreichen) Fazies lässt auf die Entstehung in einer Stausi- zerdrückten Geröllen in matrixfreien Lagen der tuation schließen. Bei seinem Rückzug hinter- groben Schotter impliziert. Der Gletschervor- ließ der Gletscher die gletschernah abgelager- stoß reichte möglicherweise bis in den E des ten Schrotzburg-Schotter. Rauhenbergs, wo ebenfalls zerdrückte Gerölle Im südlichen Bereich des Schiener Bergs liegt vorkommen. ein Mosaik von verschiedenen Rinnen vor, Diese genetischen Zusammenhänge haben auf welches als Ganzes eine Absenkung des Ge- die Rekonstruktion der Felsoberfl äche einen wässernetzes um rund 100 m gegenüber den wesentlichen Einfl uss, indem die tiefe Lage der Höheren Deckenschottern dokumentiert (Abb. Felsoberfl äche im südwestlichen Bereich des 4, 14). Insgesamt sind drei ehemalige Rinnen Hungerbols als Teil einer Rinne erklärt wer- vorhanden, die wahrscheinlich in zwei Phasen den muss, die westlich vom Bannholz verläuft. entstanden. Die Rinnen Bannholz–Hungerbol– Demnach könnten die Schotter vom Bannholz- Kressenberg und Hohenklingen–Kressenberg, S Teil der gleichen Rinnenfüllung sein. Diese dürften ihre Basis etwas unterhalb von 570 m Interpretation wird durch die Petrographie der ü.M. haben, wogegen die Rinne Wolkenstein– basalen Schotter unterstützt, gehören doch so- Winzbüel eine Basis unter 550 m ü.M. aufweist wohl die unteren Abschnitte der Schotter von (nach SCHREINER 1991 ca. 540 m ü.M.). Die Bannholz-S als auch jene vom Hungerbol und Rinne Bannholz-S–Hungerbol–Kressenberg dem östlichsten Kressenberg zur Rheintal- 36 HANS RUDOLF GRAF

Abb. 12: Geologische Schnitte durch die Deckenschotter des Schiener Bergs (Lage der Proﬁ llinien vgl. Abb. 4).

Fig. 12: Geological sections across the Schiener Berg Deckenschotter occurrences (trace of sections: see Fig. 4). schüttung; dies im Gegensatz zu den erwähnten kommen deuten darauf hin, dass die Schotter blockigen Schottern, welche als Mischfazies zu der Rinne Wolkenstein–Winzbüel diejenigen deuten sind (Abb. 9, 10). der beiden anderen Rinnen durchschneiden. Die geröllpetrographische Gliederung der De- Dies lässt auf ein jüngeres Alter der Rinne ckenschotter vom Hungerbol wird durch das Auf- Wolkenstein–Winzbüel schließen. Bestätigt treten einer Abfolge von Überschwemmungsse- wird dieser Schluss durch die Zusammenset- dimenten zwischen den basalen Schottern und zung der Schotter, gehen sie doch eindeutig auf der Blockfazies bestätigt. Die Schneckenreste die Thurtalschüttung zurück; ein Einfl uss der enthaltenden Sedimente entstanden während ei- Rheintalschüttung ist kaum festzustellen. Die ner Phase ohne direkten Gletschereinfl uss. Die dominierende Zugehörigkeit der Schwermi- Entkalkung der Sedimente im obersten Profi lteil neralproben zur Hörnli-Fazies bestätigt diese deutet auf temperierte Verhältnisse während des Interpretation. betreffenden Zeitabschnittes hin. Zusammenfassend sind die Deckenschotter des Die Schotter der Rinne Hohenklingen–Kres- Schiener Bergs als Sedimente von mindestens senberg gehören mehrheitlich der Thurtal- vier Ablagerungsphasen zu deuten. Als älteste schüttung bzw. der Hörnli-Fazies an. Der in Sedimente können die Höheren Deckenschot- Abb. 4 dargestellte, betont gegen N gerichtete ter im Kuppenbereich des Gebietes gelten. Her- Verlauf wird durch die Petrografi e der basalen nach fand eine (vielleicht mehrphasige) Tiefer- Schotter des südlichen Bereichs des Kressen- legung des Entwässerungsnetzes statt, welche bergs bedingt. Diese gehören nicht der Rhein- sowohl südlich wie nördlich des Schiener talschüttung an, wie ihre Äquivalente im Osten Bergs eine Tallandschaft entstehen ließ. Im S des Kressenbergs, sondern zeigen deutlich den existierten zwei Rinnen mit angrenzenden Ver- Einfl uss der Thurtalschüttung. fl achungen. Diese Landschaft wurde in zwei Die aus Gerölleinregelungen ermittelten Pa- Phasen überschottert. Die Aufschotterung im N läoströmungsrichtungen in den oberen Ab- betrug mindestens 30 m. Im S sind die entspre- schnitten der einzelnen Deckenschottervor- chenden Ablagerungen beim Hungerbol in nur Stratigraphie und Morphogenese von frühpleistozänen Ablagerungen 37 wenigen Metern Mächtigkeit erhalten geblie- schotteraufschlüsse lässt geometrisch nur eine ben; Im Gebiet Bannholz-S sind sie mindestens nach S offene Beckenstruktur zu. Dementspre- 15 m mächtig. Es folgte ein Zeitabschnitt mit re- chend wäre also mit einem Eisvorstoss aus dem duzierter Ablagerungsaktivität und wahrschein- Bereich des heutigen Thurtales zu rechnen. Das lich temperierten Verhältnissen. Anschließend Schmelzwasser, welches die erbohrten Schotter entstanden erneut glazifl uviale Schotter, die hinterliess, fl oss daher wahrscheinlich gegen N gegen oben in eine Blockfazies übergehen und ab, also ungefähr in Richtung Stein am Rhein vom Eis überfahren wurden. In der nördlichen (Abb. 13). Talung ist dieser Vorstoß durch glazigene Abla- gerungen und später entstandene gletschernahe 5.3 Gesamtes Untersuchungsgebiet Schottern dokumentiert. Es folgte eine erneute Erosionsphase, welche die Rinne Wolkenstein- Anhand von geomorphologischen und litho- erberg–Winzbüel entstehen ließ. Diese wurde stratigraphischen Kriterien können im Unter- während einer nachfolgenden Vereisungsphase suchungsgebiet drei morphostratigraphische mit glazifl uvialen Schottern aufgefüllt. Einheiten unterschieden werden (vgl. Abb. 13). Sie werden in Anlehnung an die in der früheren 5.2 Stammerberg–Hörnliwald Literatur verwendete Nomenklatur wie folgt bezeichnet: Die Deckenschotter der Hochfl äche vom Gebiet Stammerberg–Hörnliwald stellen wahrschein- (a) Höhere Deckenschotter lich eine einzige morphostratigraphischen Ein- (b) Tiefere Deckenschotter heit dar. Sie wurden auf einem Felsrelief abge- (c) Tiefere Deckenschotter, unteres Niveau lagert, das auf die Existenz von zwei sich im Gebiet des Stammerbergs vereinigende fl achen Die von SCHREINER (1991) und VERDERBER Rinnen schliessen lässt. Diese beiden Elemente (1992) eingeführte Bezeichnung Mittlere De- waren durch eine Felshochzone getrennt, die ckenschotter wird nicht übernommen. Dies im NE von Nussbaumen noch andeutungsweise ist wie folgt zu begründen: Die Mittleren De- erhalten ist (Abb. 7). ckenschotter wurden von SCHREINER (1991) Die von früheren Autoren gemachten Angaben mit der Haslach-Eiszeit des östlichen Rhein- zum lithologischen Aufbau der Deckenschot- gletschergebietes (SCHREINER & EBEL 1981) ter der Hochfl äche Stammerberg–Hörnliwald korreliert. In der so bezeichneten morphost- lassen auf eine zweiphasige Akkumulation ratigraphischenEinheit des Schiener Berges schliessen. So postulierte BECK (1933) zwei liegen jedoch Hinweise vor, dass sie Ablage- Vorstöße, den älteren Herdern-Vorstoß und rungen aus mindestens 2 Phasen (vermutlich den jüngeren Stammheimer Vorstoß. Wegen Eiszeiten) beinhaltet. Ausserdem wird die der sehr beschränkten Aufschlussverhältnisse Abgrenzung der beiden tieferen morphostra- konnten diese beiden Vorstöße mit den für die tigraphischen Einheiten in der vorliegenden vorliegende Arbeit durchgeführten Untersu- Arbeit im Detail anders vorgenommen als von chungen weder auf sedimentologischen noch SCHREINER (1991). Stattdessen werden die für petrographischen Weg nachvollzogen werden; die Kartierung von Blatt Zurzach des Geolo- für die stratigraphische Interpretation muss gischen Atlas der Schweiz 1:25.000 (BITTERLI also auf den Literaturangaben basiert werden. et al. 2000) verwendete Gliederung und Be- Bisher durch eine einzige Bohrung belegt, kann zeichnung übernommen. im Raum nordwestlich von Nussbaumen die Existenz einer jüngeren Einheit der Decken- 5.3.1 Höhere Deckenschotter schotter vermutet werden. Diese entstand im Bereich eines glazialen Beckens. Die räumliche Zu dieser Einheit werden die Deckenschotter- Verteilung der bekannten Fels- und Decken- vorkommen Ferdinandslust, Ewigkeit, Herren- 38 HANS RUDOLF GRAF tisch (vom Schiener Berg), Salen-Reutenen, im Bereich zwischen den beiden Lappen (was Neuhauserwald und Tannboden-Oben (bei die deltaartigen Schrägschichtungen erklären Waldshut) gestellt. Allerdings bleiben dabei könnte). Im NE lieferte ausschließlich der im verschiedene Fragen offen. Das Vorkommen Bereich des heutigen Untersees liegende Rhein- vom Neuhauserwald und vom Tannboden- tallappen Geröllmaterial, während weiter im W Oben (bei Waldshut) könnten von der geo- der Einfl uss der Thurtalschüttung bemerkbar morphologischen Position und der petrogra- ist. So wurden die Deckenschotter von Ewig- phischen Zusammensetzung her auch zu den keit vom Rheintallappen geschüttet, während Tieferen Deckenschottern gestellt werden (vgl. die Vorkommen von Ferdinandslust und Her- unten). rentisch den Einfl uss der Thurtalschüttung klar Die altersmäßige Einstufung der Schotter von aufzeigen. Das gilt auch für die Deckenschotter Salen-Reutenen ist seit langem in Diskussi- vom Neuhauserwald. Somit könnte von einer on (FRÜH (1910), PENCK & BRÜCKNER (1901– damaligen Gletscherausbreitung bis mindes- 1909), FREI (1912b), GEIGER (1943), HANTKE tens in den Raum Salen-Reutenen ausgegan- (1962), KRAYSS & KELLER (1994)). Mal wurden gen werden. KRAYSS & KELLER (1994) gehen sie als Höhere Deckenschotter interpretiert, alternativ von einer entlang dem südwestlichen mal als junge (letzteiszeitliche) Bildungen. Das Gletscherrand verlaufenden Entwässerungsrin- Vorkommen weist, sofern es sich tatsächlich ne aus, welche im obigen Zusammenhang für um einen einzigen Schotterkörper handelt, eine die Zufuhr von Material der Thurtalschüttung deutliche Gliederung seiner Aufl agerungsfl ä- verantwortlich sein könnte. Im Rahmen dieses che auf. Die tiefste bekannte Höhe ihrer Auf- Modells wären die Schotter von Salen-Reute- lagerungsfl äche (ca. 660 m ü.M.) ist angesichts nen möglicherweise als Bildungen im randli- der (paläo-)geographischen Lage der Lokalität chen Bereich des Gletschers, also im Übergang (im Anströmbereich des Schiener Bergs) ei- zum angrenzenden Molasse-Hochgebiet zu gentlich zu tief um geomorphologisch – ohne interpretieren, wo zeitweilige Stausituationen Zuhilfenahme von tektonischen Argumenten denkbar wären. (vgl. Kapitel 6.5) – in den Kontext der übrigen Höheren Deckenschotter gestellt werden zu 5.3.2 Tiefere Deckenschotter können. Sollte es sich allerdings um zwei getrennte Gesteinskörper handeln, wovon der öst- Die morphostratigraphisch defi nierte Einheit liche eine Basishöhenlage von ca. 685 m ü.M. der Tieferen Deckenschotter (von SCHREINER aufweisen würde (ZAUGG 2001), könnte dieser (1991) als Mittlere Deckenschotter bezeich- geomorphologische mit den Vorkommen vom net) weist eine charakteristische Gliederung Schiener Berg in Zusammenhang gebracht der Felsbasis auf. Sie umfasst mehrere Rinnen werden. Beim tiefer liegenden, westlichen und angrenzende fl ache Felsplateaus. Solche Schotter (Heidenland) würde es sich dann um Rinnen sind auf dem Sipplinger Berg (Basis eine jüngere, vorläufi g nicht näher zu datieren- <650 m ü.M.), im Gebiet Schrotzburg – Boh- de Bildung handeln. linger Schlucht (ca. 585 m ü.M.), Bannholz-S Unter der Voraussetzung, dass die Decken- bis Hungerbol (<570 m ü.M.), Hohenklin- schotter von Salen-Reutenen zur gleichen Ein- gen–Kressenberg (<570 m ü.M.), Rauhenberg heit wie die Relikte vom Schiener Berg zu stel- (<550 m ü.M.) und oberhalb von Stammheim len sind (vgl. auch 6.4), kann folgende Rekon- zu erkennen (ca. 565 m ü.M.). Felsplateaus lie- struktion der Ablagerungsverhältnisse gemacht gen vor auf dem Sipplinger Berg (ca. 670 m werden: ü.M.), Bodanrück (650 m ü.M.), Bannholz-N Die Höheren Deckenschotter wurden mög- (ca. 610 m ü.M.), Ölberg–Eichen (ca. 600 m licherweise von zwei getrennten Lappen des ü.M.) sowie auf dem östlichen Teil vom Stam- Bodensee-Rheingletschers geschüttet. Dabei merberg–Hörnliwald (ca. 590–600 m ü.M.). entstanden die Schotter von Salen-Reutenen Mit einer Aufl agerungshöhe von rund 550 m Stratigraphie und Morphogenese von frühpleistozänen Ablagerungen 39

ü.M. (Felsplateau) könnte auch das vorläufi g 5.3.3 Tiefere Deckenschotter, zu den Höheren Deckenschottern gestellte Vor- unteres Niveau kommen vom Neuhauserwald (vgl. oben) zur den Tieferen Deckenschottern gehören. Auf dem Schiener Berg und vermutlich auch Die Zuweisung der Deckenschotter vom Rau- im Gebiet Stammerberg–Hörnliwald ist eine henberg zu den Tieferen Deckenschottern dritte morphostratigraphische Einheit abgrenz- beruht vor allem auf der petrographischen bar, die Tieferen Deckenschotter, unteres Ni- Zusammensetzung der Ablagerungen. Sie ge- veau. Auf dem Schiener Berg durchschneidet hören größtenteils der Rheintalschüttung an, die Rinne Wolkensteinerberg–Winzbüel die wobei jedoch auch eine gewisse Beteiligung Tieferen Deckenschotter. Sie verläuft fast S–N. der Thurtalschüttung nachzuweisen ist. Diese Die möglichen Deckenschotter im Bereich des Schotter zur nächst tieferen Einheit zu stellen glazialen Beckens vom Stammerberg deuten (Kap. 5.3.3), ist rein geomorphologisch zwar auf eine Entwässerung nach N hin, womit sie möglich. Dann müssten sie aber – wie die Abla- geomorphologisch zwanglos mit den Ablage- gerungen der Rinne Wolkensteinerberg–Winz- rungen der Rinne Wolkensteinerberg–Winz- büel – petrographisch der Thurtalschüttung an- büel in Zusammenhang zu bringen wären. gehören (vgl. unten). Weitere Vorkommen, die anhand ihrer Aufl a- Die Sedimente wurden in mindestens zwei gerungshöhe dieser Einheit angehören dürften, Phasen abgelagert, welche durch einen Zeit- sind die tieferen Vorkommen auf dem Bodan- abschnitt mit reduzierter Ablagerungsaktivi- rück (Rinnenbasis <600 m ü.M.), die Schotter tät und vermutlich temperierten Verhältnissen von Rossberg–Homburg (Rinnenbasis <590 m getrennt waren. Für die erste Phase kann eine ü.M.), Friedinger Schlossberg (Rinnenbasis ca. Gletscherposition im Südosten des Hörnliwalds 530 m ü.M.), Heilsberg (Rinnenbasis <510 m angenommen werden (Herdern-Vorstoß, BECK ü.M.), Buechberg (Rinnenbasis <515 m ü.M.), 1933), allenfalls können auch die Vorkommen Berg bei Thayngen (Rinnenbasis <515 m ü.M.), vom Bodanrück (gletschernahe Entstehung der die Deckenschotter von Schaffhausen (Rinnen- Schotter) und die Diamikte vom Sipplinger basis <500 m ü.M.), Cholfi rst (Rinnenbasis Berg wegen ihrer relativ proximalen Position <490 m ü.M.) sowie alle Deckenschotter im (bezüglich dem St. Galler Rheintal) zu diesem Klettgau (Rinnenbasis 450–400 m ü.M.) und Vorstoß gestellt werden. das Vorkommen vom Aarberg bei Waldshut Die zweite Phase ist durch einen Gletschervor- (Rinnenbasis ca. 405 m ü.M.). Auch das iso- stoß gekennzeichnet, der den Schiener Berg lierte Vorkommen nördlich der Rinne bei der zum größten Teil überfuhr und auf dem Stam- Schrotzburg (Rinnenbasis <605 m ü.M.) könn- merberg bis weit im W nachweisbar ist (Stamm- te dieser Einheit angehören. heimer Vorstoß, BECK 1933). Einige zerdrückte Diese Einteilung der einzelnen Vorkommen Gerölle deuten darauf hin, dass auch der Rau- lässt die damalige Existenz von bis zu drei henberg zum Teil noch überfahren wurde, was Schottersträngen (und damit wahrscheinlich die Zuteilung dieses Vorkommens zu den Tie- auch drei Rinnen) erkennen. Der eine führ- feren Deckenschotter stützt. Damit kann eine te vom Überlinger See nördlich des Schiener damalige Gletscherausdehnung angenommen Bergs nach Schaffhausen und erhielt einen Zu- werden, welche einige Kilometer über die von fl uss vom Bodanrück her. Der zweite verlief KRAYSS & KELLER (1994) angegebene Eisgren- vermutlich vom glazialen Becken des Stam- ze hinaus reichte. Nördlich vom Schiener Berg merbergs her kommend am westlichen Rand stieß ein zweiter Gletscherlappen nach W vor des Schiener Bergs entlang nordwärts in den und lagerte die Diamikte und gletschernahen Bereich des Heilsbergs, wo sie in den vorher Schotter von Bohlinger Schlucht und Schrotz- erwähnten Strang mündete. Alle Deckenschot- burg ab. tervorkommen unterhalb vom Heilsberg zeigen deutlich den Einfl uss der Thurtalschüttung, 40 HANS RUDOLF GRAF

Abb. 13: Verbreitung der verschiedenen Deckenschottereinheiten im östlichen Teil des Untersuchungsgebie- tes. Verlauf von Rinnen, petrographische Fazien, Schüttungswege der Sedimente.

Fig. 13: Occurrences of Deckenschotter units in the eastern part of the study area. Channel courses, petrographical facies, transport directions of sediments. The arrows illustrate both origin and paths of the gravel components. während diejenigen östlich davon ausschliess- untersuchten Proben jedoch nicht festzustellen lich auf die Rheintalschüttung zurückgehen. ist. Der südliche Lappen breitete sich dabei in Der dritte Strang verlief über das Gebiet des einem Vorläufer des Stammheimer Tales (bzw. Cholfi rsts hin zum Klettgau, wobei vielleicht Seebachtales) aus und versorgte zwei, evtl. drei ein Seitenstrang im südlichen Tel des Cholfi - Rinnen mit Gesteinsmaterial. Der nördliche rsts einmündete (vgl. auch Kapitel 3.4). Hier ist Lappen erstreckte sich im Bereich des heuti- ausschließlich die Thurtalschüttung vorhanden. gen Überlinger- und Untersees. Er stiess dabei Vielleicht existierte gar noch eine vierte Rinne, nördlich des Schiener Bergs nicht notwendiger welche südlich des Cholfi rsts via Wangental ins Weise so weit nach W vor, wie von KRAYSS & Klettgau hinein verlief. KELLER (1994) angegeben wurde. Es ist eher Aus diesen Befunden kann auf die Existenz von einer offenen Talverbindung zwischen den von zwei individuellen Lappen des Rheinglet- Deckenschotter vom Bodanrück, Rossberg– schers geschlossen werden, welche von einer Homburg und Friedinger Schlossberg auszu- Hochzone im Bereich Seerücken – Schiener gehen. Berg voneinander getrennt waren. Die Existenz eines zwischen Seerücken und Schiener Berg 6 Neotektonik liegenden Lappens kann zwar nicht ausgeschlossen werden, in diesem Fall wäre jedoch 6.1 Vorbemerkungen mit einer merklichen Zufuhr von Material der Rheintalschüttung in die Schotter v.a. vom Wegen der geographischen Zergliederung der Wolkensteinerberg zu rechnen, was anhand der einst wesentlich ausgedehnteren Deckenschot- Stratigraphie und Morphogenese von frühpleistozänen Ablagerungen 41 terablagerungen durch spätere Erosionsvor- der Existenz einer SSW–NNE verlaufenden gänge ist eine Betrachtung der Möglichkeit Transversalverschiebung hin, die sich etwa im der höhenmäßigen Verstellung von einzelnen Untersee östlich von Stein am Rhein erstrecken Vorkommen durch neotektonische Vorgänge könnte, denn südlich des Bodensees sind nur relevant. SCHREINER (z.B. 1983) und vorher kleinere Verstellungen von Gesteinskörpern schon FREI (1912a) äusserten die Vermutung, bis maximal 30 m nachweisbar (vgl. dazu BÜ- dass insbesondere die Schotter vom Friedinger CHI & MÜLLER AG, 2003). Eine solche Störung Schlossberg, aber vielleicht auch diejenigen könnte im Zusammenhang mit dem nördlichen vom Heilsberg gegenüber den übrigen Decken- Rand des Nordschweizerischen Permokarbon- schottervorkommen tektonisch abgesenkt sein troges stehen. könnten. Es ist durchaus möglich, dass einige dieser tek- Im vorherigen Kapitel konnte aufgezeigt wer- tonischen Elemente im Quartär reaktiviert wurden, dass eine geomorphologische Gliederung den und so vielleicht einzelne Deckenschotter- der einzelnen Vorkommen von Deckenschot- vorkommen gegenüber anderen höhenmässig tern in drei morphostratigraphische Einheiten verstellt wurden. BIRKHÄUSER et al. (2001) er- möglich ist. Es wird in der vorliegenden Arbeit wähnen diesbezüglich eine postmolassische bewusst darauf verzichtet, anhand der vorge- Deformationsphase, welche vorbestehende schlagenen Einteilung Tallängsschnitte und Verwerfung transpressiv (bei WNW–ESE- Schotterbasiskurven zu konstruieren (vgl. z.B. Orientierung) bzw. transtensiv bei NW–SE- bis VERDERBER 1992), denn wegen der geringen NNW–SSE-Orientierung) reaktiviert hätte. Die Datendichte wäre dies zu spekulativ und die bisherigen Untersuchungen in der Nordschweiz Gefahr von Zirkelschlüssen groß. lassen dabei allerdings auf eher kleine vertikale Versätze schließen (BIRKHÄUSER et al. 2001). 6.2 Tektonische Übersicht Das Muster der bekannten Störungen lässt the- oretisch viele Möglichkeiten von vertikalen Das Gebiet zwischen Bodensee und Schaffhau- Relativbewegungen einzelner Schollen zu, so sen befi ndet sich im Hegau-Bodensee-Graben, dass es scheint, die Aufl agerungshöhe der ein- dessen südwestliche Begrenzung die Neuhauser zelner Deckenschottervorkommen habe eigent- Verwerfung darstellt (BIRKHÄUSER et al. 2001; lich nur eine geringe Aussagekraft. Allerdings Abb. 13). Der eigentliche Grabenbereich er- ist es sicher so, dass nicht für jede Störung von streckt sich zwischen Randen- und Mindelsee- einer pleistozänen Aktivität ausgegangen wer- Verwerfung. Außerhalb davon kann von einem den muss und darf. Grabenrandbereich mit weniger ausgeprägten Wichtig ist, dass für den Schiener Berg, des- Verwerfungen gesprochen werden. Der Be- sen Deckenschotter in der vorliegenden Arbeit reich mit maximaler Absenkung befi ndet sich als Typus für die untersuchten Ablagerungen etwa im Gebiet von Singen. Nordöstlich davon verwendet werden, offenbar keine Störungen dominieren Verwerfungen mit einer Absen- vorliegen, welche die einzelnen Schotterrelikte kung des linken Blockes, im SW Verwerfungen gegeneinander verstellt haben könnten. Dem- mit einer Absenkung des rechten Blockes. Die nach wird die oben vorgeschlagene lithostrati- Hauptaktivität dieser tektonischen Zone lag im graphisch-geomorphologische Gliederung der Miozän, in Verbindung mit vulkanischer Ak- Deckenschotter nicht in Frage gestellt. tivität (Hegau-Vulkanismus). Die wichtigsten Drei Aspekte werden im Folgenden diskutiert, Störungslinien (v.a. die Randen-Verwerfung) nämlich die angesprochene relative Absenkung scheinen gegen SE auszuklingen. NAEF et al. der Deckenschotter von Friedinger Schlossberg (1995) gehen davon aus, dass die Bruchtekto- und Heilsberg, der Zusammenhang zwischen nik im Bereich des Baden-Irchel-Herdern-Li- Stammerberg–Hörnliwald und Cholfi rst, sowie neaments verschwindet. Neue Feldaufnahmen die Höhenlage des Schottervorkommens von von ZAUGG (2001) deuten auf die Möglichkeit Salen-Reutenen. 42 HANS RUDOLF GRAF

Abb. 14: Kartenskizze der Nordostschweiz und der angrenzenden süddeutschen Gebiete, mit Angabe der wichtigsten bekannten tektonischen Störungslinien und der Verbreitung von Deckenschottern (nach: BIRK- HÄUSER et al. 2001, SCHREINER 1992b, ZAUGG 2001, 2002).

Fig. 14: Geological sketch map of northeastern Switzerland and adjacent southern Germany depicting the most important tectonic lineaments and the Deckenschotter occurrences (after BIRKHÄUSER et al. 2001, SCHREINER 1992b, ZAUGG 2001, 2002).

6.3 Friedinger Schlossberg und Heilsberg Versätzen für die postmolassische Tektonik auszugehen sei. Allerdings ist die Kinematik Zwischen dem Friedinger Schlossberg und den des NE-Randes des Hegau-Bodensee-Grabens östlich davon gelegenen Deckenschotterresten diesbezüglich noch zu wenig genau untersucht erstrecken sich die Friedinger, Steisslinger und worden. die Mindelsee-Verwerfung, welche gegen W Eine alternative Interpretation wäre, dass sämt- zusammen eine Absenkung der Basis der Obe- liche der besprochenen Deckenschotter, welche ren Süsswassermolasse von weit über 100 m östlich der Mindelsee-Verwerfung liegen, den erkennen lassen (SCHREINER 1992b). Die in Tieferen Deckenschottern angehören, wobei Kapitel 5.3 vorgeschlagene morphostratigra- dann von einer Zunahme des Höhenunter- phische Einteilung der einzelnen Deckenschot- schiedes zwischen Rinnen und angrenzenden terreste ergibt einen Höhenunterschied der Felsplateaus ausgegangen werden muss. Damit Aufl agerungsfl äche zwischen den Schottern würde sich ein eventueller vertikaler Verset- der Unteren Einheit von Rossberg–Homburg zungsbetrag grob auf etwa 20–30 m abschät- gegenüber denjenigen vom Friedinger Schloss- zen lassen, was eher im Rahmen der erwähnten berg von ca. 50–60 m. Diese auffällige Höhen- jungen Reaktivierung der Grabenverwerfungen differenz könnte auf tektonische Absenkungen liegt. im W des Bodanrücks zurückgeführt werden. Bezüglich einer Absenkung von Friedinger Dies widerspricht der oben gemachten Bemer- Schlossberg und Heilsberg relativ zu den De- kung, dass bisher eher von kleinen vertikalen ckenschottern des Thaynger Buchbergs beste- Stratigraphie und Morphogenese von frühpleistozänen Ablagerungen 43 hen nach heutigen Kenntnissen keine tekto- lich von Salen-Reutenen existierende Störung nisch-strukturellen Hinweise. Allenfalls wäre (BÜCHI + MÜLLER AG 2003) lassen eine rela- von einer Absenkung des Heilsbergs gegenüber tive Absenkung des Gebietes Salen-Reutenen dem Friedinger Schlossberg auszugehen. gegenüber dem Schiener Berg grundsätzlich als möglich erscheinen. Somit wäre die Dis- 6.4 Stammerberg und Cholfi rst krepanz zwischen den Aufl agerungshöhen der in beiden Gebieten vorkommenden Höheren Bisher wurden die Deckenschotter der beiden Deckenschotter (vgl. 5.3.1) erklärbar und wür- Gebiete pauschal zu den Tieferen Decken- de die entsprechende morphostratigraphische schottern gestellt (z.B. HÜBSCHER 1961), ob- Einstufung des Vorkommens von Salen-Reu- wohl eine bedeutende Höhendifferenz ihrer tenen rechtfertigen. Die bestehenden Unge- Aufl agerungsfl ächen zu erkennen ist. Auf dem wissheiten bezüglich der tektonischen Gliede- Stammerberg lagern die Schotter auf rund rung des Gebietes südlich des Untersees, des 565m ü.M. der Molasse auf, während sie im SE Bewegungssinns der einzelnen Blöcke sowie des Cholfi rsts auf etwas über 530 m ü.M. und des Zeitpunkts von Relativbewegungen lassen NE auf etwa 510 m ü.M. dem Fels aufl agern. eine solche Schlussfolgerung allerdings nur mit Daraus ergäbe sich ein potenzielles Rinnen- grossem Vorbehalt zu. gefälle von 4–6‰. Anhand der konstruierten Aufl agerungsfl ächen der beiden Deckenschot- 6.6 Folgerungen für die Stratigraphie tervorkommen kann kein derart steiles Gefälle hergeleitet werden. Deshalb wurde in Kapitel Ein Vergleich der bekannten tektonischen 5.3 vorgeschlagen, die beiden Vorkommen zu Strukturen im Untersuchungsgebiet mit der verschiedenen morphostratigraphischen Ein- Verbreitung und insbesondere Höhenlage von heiten zu stellen. Es stellt sich die Frage, ob auf Deckenschotterrelikten zeigt, dass sich die auf- Grund der bekannten tektonischen Elemente fällig großen Höhenunterschiede der Decken- eine vertikale Verstellung der beiden Gebiete schotter beiderseits der Mindelsee-Verwerfung anzunehmen sei. durch neotektonische Vorgänge erklären lassen Anhand von Abbildung 14 ist zu erkennen, dass könnten. Eine alternative Erklärung dieses Um- lediglich die Neuhauser Verwerfung und eine standes, indem die in Kapitel 5.3.3 zu den Tie- ihr im NE vorgelagerte (unbenannte) Struktur feren Deckenschotter, unteres Niveau gestell- (vgl. auch SZEPESSY 1999) für eine allfällige ten Vorkommen von Sipplingen und Rossberg- Verstellung der beiden Deckenschotter in Frage Homburg als Relikte der tiefsten Rinnenfüllung kommen. Der Bewegungssinn beider Verwer- der Tieferen Deckenschotter interpretiert, ist fungen spricht aber klar gegen eine relative Ab- aber – mit Einschränkungen – ebenso möglich. senkung des Cholfi rsts gegenüber dem Stam- Für das übrige Untersuchungsgebiet liegen kei- merberg; das Gegenteil wäre wahrscheinlicher. ne Befunde vor, die eine wesentliche Anpas- Aus diesem Grund wird davon ausgegangen, sung der oben dargestellten morphostratigra- dass die beiden Deckenschotter tatsächlich ver- phischen Analyse erforderlich machen würden. schiedenen morphostratigraphischen Einheiten zugehören. 7 Korrelation mit den Deckenschottern der zentralen Nordschweiz und den 6.5 Salen-Reutenen frühpleistozänen Ablagerungen des süddeutschen Alpenvorlandes Im Gebiet zwischen Salen-Reutenen und dem Schiener Berg verlaufen diverse (z.T. al- 7.1 Ausgangslage lerdings nur vermutete) tektonische Linien (Abb.14). Die randlich des Schiener Bergs ver- Es liegen zurzeit keine Datierungen für die in laufenden Verwerfungen sowie eine südwest- vorliegender Arbeit untersuchten Deckenschot- 44 HANS RUDOLF GRAF ter vor, welche auf diesem direkten Weg eine gische Entwicklung in den beiden Gebieten Korrelation mit den Vorkommen in der zentra- zur Folge haben könnten. Südlich der Kon- len Nordschweiz oder im süddeutschen Alpen- fl uenz der beiden Entwässerungssysteme, vorland ermöglichen würden. Somit ist eine welche wahrscheinlich seit je her im Dreieck Korrelation vorläufi g nur anhand von geomor- Waldshut–Klingnau–Leibstadt lag, wurde für phologischen Kriterien möglich. Als Grundla- die Mandacher Überschiebung und die Lägern- ge werden im Folgenden zunächst Überlegun- struktur eine Aktivität während des Quartärs gen zur Morphogenese in den verschiedenen postuliert (GRAF 1993). Vergleichbare Störun- Gebieten und so grundsätzlich zur Korrelier- gen sind im Konfl uenzbereich nicht vorhanden. barkeit mit diesem Ansatz angestellt. Aus diesem Grund wird davon ausgegangen, dass im Untersuchungsgebiet der vorliegen- 7.2 Steuerung der Morphogenese im den Arbeit und der zentralen Nordschweiz eine nordschweizerischen Mittelland gleichartige geomorphologische Entwicklung stattgefunden hat. Es wird heute von einer im Mittel stetigen Hebung des Alpenkörpers während des Quar- 7.3 Vergleich mit dem tärs ausgegangen (MÜLLER et al. 2002). Der süddeutschen Alpenvorland Faltenjura und der Schwarzwald zeigen eine Hebungstendenz; dazwischen dehnt sich eine Anders sieht der Vergleich mit den (plio-) pleis- nicht genau abzugrenzende Zone mit relati- tozänen Ablagerungen im süddeutschen Alpen- ver tektonischer Ruhe aus. Als tektonisch ak- vorland aus. Zwar kann von einer im Groben tive Zone im Unterlauf der zur Nordsee hin vergleichbaren Hebung des Alpenkörpers aus- entwässernden schweizerischen Flüsse ist der gegangen werden, aber die dort aktiven Flüsse Oberrheingraben von Bedeutung. Eine syn- und Gletschersysteme sind auf das Donau-Sys- sedimentäre Absenkung in großen Teilen des tem ausgerichtet, welches nach E entwässert. Grabens ist für das Quartär belegt. Bezüglich Das heißt, dass das Vorfl utniveau des Entwäs- der Sedimente liegt dort eine generell normal- serungsnetzes - und damit die morphogeneti- stratigraphische Überlagerung vor, im Gegen- sche Entwicklung des Gebietes - von anderen satz zum Alpenvorland, wo ältere glazifl uviale Vorgängen geprägt werden als im Rheinsys- Ablagerungen topographisch höher liegen als tem. Somit kann nicht a priori von einer ana- jüngere. Die Annahme liegt nahe, dass zwi- logen Morphogenese in den beiden Flusssyste- schen diesen beiden Bereichen eine Scharnier- men ausgegangen werden, was bedeutet, dass zone vorliegt. Diesbezüglich könnten gewisse die frühpleistozänen Ablagerungen in beiden randliche Zonen des südlichen Oberrheingra- Gebieten nicht allein anhand von geomorpho- bens durchaus für die schrittweise Tieferlegung logischen Kriterien korreliert werden können. des mittelländischen Entwässerungssystems verantwortlich sein. Der Rheintalabschnitt 7.4 Morphogenetischer Vergleich zwischen Waldshut-Koblenz und Basel stellt mit der zentralen Nordschweiz im Umfeld der sich hebenden Alpen (inkl. Mit- telland), Jura und Schwarzwald sowie dem sich Ein morphologisch-lithostratigraphisches Sche- absenkenden Oberrheingraben eine Schwellen- ma der eiszeitlichen Ablagerungen in der zent- region dar. ralen Nordschweiz (Abb. 2, 15) zeigt, dass auf Im Grenzbereich der Deckenschotter der zent- einen Zeitabschnitt, während dem die Ablage- ralen Nordschweiz zu den in der vorliegenden rungen verschiedener Vereisungen sich normal- Arbeit behandelten Ablagerungen sind keine stratigraphisch überlagern (Höhere Decken- tektonischen Strukturen bekannt, welche mit schotter), eine markante regionale Absenkung Sicherheit neotektonische Aktivität aufweisen des Entwässerungsnetzes folgte. Es entstand und eine grundsätzlich andere geomorpholo- ein Talsystem mit relativ breiten Querschnitten, Stratigraphie und Morphogenese von frühpleistozänen Ablagerungen 45

Abb. 15: Geomorphologisch-lithostratigraphische Schemata der Deckenschotter in der zentralen Nord- schweiz (nach GRAF 1993, 2000) und der in der vorliegenden Arbeit untersuchten Deckenschotter.

Fig. 15: Schematical comparison of the geomorphology and lithostratigraphy of the Deckenschotter in both northern Switzerland (after GRAF 1993, 2000) and the study area. in dem sich engere, tiefere Rinnen abzeichnen. schiedener Vereisungen manifestiert. Zwei Mal Dann wurden erneut Ablagerungen verschiede- traten dann Erosionsphasen auf, welche eine ner Vereisungen aufeinander gestapelt (Tiefe- markante Absenkung zur Folge hatten. Dem- re Deckenschotter), wobei zunächst die engen nach hätten sich im Umfeld des rheinwärtigen Rinnen aufgeschottert und später die angren- nordalpinen Gewässernetzes tektonische Ruhe- zenden Felsplateaus überschottert wurden. phasen mit Aktivitätsphasen abgewechselt. Wo Eine darauf folgende Erosionsphase schuf ein die tektonische Aktivität dabei jeweils statt- Talsystem, dessen Höhenlage nur wenig tiefer fand, ob im Bereich der alpinen Hebung oder lag als zu Beginn der Entstehung der Tieferen der oberrheinischen Absenkung (oder an bei- Deckenschotter. Nach einer erneuten Aufschot- den Orten) und welche Rolle dabei das Hoch- terung (Tiefere Deckenschotter, unteres Ni- rheingebiet unterhalb von Waldshut (bzw. die veau) folgte eine zweite markante Absenkung vertikalen Relativbewegungen von Jura und des regionalen Entwässerungssystems, welche Schwarzwald) spielte, ist im Augenblick nicht den Übergang zum Komplex der Hoch- und aufzugliedern. Niederterrassen markiert. Es traten also offen- Wesentlich für den Vergleich der in der vor- bar Zeitabschnitte auf, während denen keine re- liegenden Arbeit behandelten Deckenschot- gionale Absenkung des Entwässerungssystems ter mit denjenigen der zentralen Nordschweiz zwischen den einzelnen Akkumulationsphasen ist die Gleichartigkeit des Wechsels zwischen stattfand, was sich in einer normalstratigra- Akkumulations- und Erosionsphasen. Auf ein phischen Überlagerung von Sedimenten ver- vermutlich wenig gegliedertes regionales Reli- 46 HANS RUDOLF GRAF ef wurden die Höheren Deckenschotter abge- see-Rhein-Gebietes. Sie wären als Abschwem- lagert. In der zentralen Nordschweiz sind vier mungen von Gesteinsmaterial auf angrenzende Akkumulationsphasen belegt, im hier behan- Molassehügel zu deuten, die während der mit- delten Gebiet nur eine. Es schloss sich eine tel- und spätpleistozänen Vereisungen entstan- markante Erosionsphase an, welche das regio- den. Wie oben erwähnt (Kapitel 5.3.1), kann nale Gewässernetz um rund 100 m tiefer legte. dies für das Vorkommen von Salen-Reutenen Diese Erosion mag mehrphasig gewesen sein, nicht ausgeschlossen werden. Die Verhältnis- denn das anschließend vorliegende Relief wies se am Hungerbol auf dem Schiener Berg zei- offenbar relativ enge Täler auf, die von Fels- gen jedoch, dass dieses Gebiet auch während plateaus gesäumt wurden. Anschließend stellte Zeiten ohne Gletscherpräsenz ein Flusssystem sich wiederum eine Akkumulationsphase ein, aufwies, was klar gegen eine einstige Hügelsi- welche in der zentralen Nordschweiz drei Pha- tuation spricht. sen und im hier behandelten Untersuchungsge- biet mindestens zwei Phasen umfasste. Dabei 8 Schlussfolgerungen wurden zunächst die engen Täler aufgeschottert und in einem späteren Zeitabschnitt auch Anhand von geomorphologischen, sedimento- die angrenzenden Plateaus. Hernach senkte logischen und sedimentpetrographischen Un- eine Erosionsphase das Gewässernetz wieder tersuchungen wird die Existenz von drei mor- ab, und zwar bis wenige Meter unterhalb des phostratigraphischen und vier lithostratigraphi- Niveaus vor der zweiten Akkumulationsphase. schen Einheiten in den Deckenschottern zwi- Anschließend wurden erneut Sedimente ab- schen Bodensee und Klettgau postuliert. Die gelagert, bis schließlich eine zweite markan- Höheren Deckenschotter bedecken eine nur te regionale Absenkung des Gewässernetzes gering strukturierte Felsoberﬂ äche. Darin ein- erfolgte, die den Übergang zum Komplex der geschachtelt sind die Tieferen Deckenschotter, Hoch- und Niederterrassen markiert. welche ein System von Rinnen mit seitlichen Die Analogie der Abfolge von Akkumulationen Felsplateaus erfüllen. Die Tieferen Decken- und Erosionsphasen macht eine Gleichzeitigkeit schotter, unteres Niveau, liegen in einem jün- der Ereignisse in beiden Gebieten wahrschein- geren Rinnensystem, welches in die Tieferen lich, wenngleich die Anzahl der Ablagerungs- Deckenschotter eingetieft wurde. Es scheinen phasen in den einzelnen Akkumulationen nach kaum neotektonische Vorgänge stattgefunden dem heutigen Wissensstand nicht übereinstimmt. zu haben, welche eine Zufälligkeit der Hö- Was die Höheren Deckenschotter betrifft, kann henverteilung der einzelnen Deckenschotter- die Frage der großräumigen Entwicklung der al- relikte annehmen ließe. Einzig die östlich der pinen Entwässerungsverhältnisse diesbezüglich Mindelsee-Verwerfung liegenden Vorkommen eine Rolle spielen, indem vielleicht die Entwäs- könnten eine gewisse relative höhenmäßige serung über die Walensee-Achse das ältere Ele- Verstellung erfahren haben. ment ist als diejenige über das heutige St. Galler Anhand von grundsätzlichen Überlegungen zur Rheintal. Demzufolge könnten im hier behan- Korrelierbarkeit dieser Ablagerungen mit den delten Untersuchungsgebiet weniger Ablage- Deckenschottern der zentralen Nordschweiz rungsphasen aufgetreten sein als im Walensee- kann eine im Wesentlichen vergleichbare Rheingletschersystem. Auf diese Frage soll hier geomorphologische Entwicklung der Entwäs- aber nicht weiter eingegangen werden; es sei serungsnetze beider Gebiete angenommen verwiesen auf GRAF (1993), HABBE (1994) und werden, was eine vorläuﬁ ge Korrelation der VILLINGER (1986, 1998). Selbstverständlich kann Ablagerungen beider Gebiete ermöglicht. Es die Relikthaftigkeit der Sedimente auch durch liegen allerdings bisher keine Datierungen vor, spätere Abtragung bedingt sein. welche die vorgestellte Gliederung erhärten HANTKE (1962) postulierte eine gletscherrandli- würden. Eine Korrelation anhand von geomor- che Entstehung der Deckenschotter des Boden- phologischen Kriterien mit dem süddeutschen Stratigraphie und Morphogenese von frühpleistozänen Ablagerungen 47

Alpenvorland ist aus grundsätzlichen Gründen BOLLIGER, T., FEJFAR, O., GRAF, H.R. & KÄLIN, D. betreffend die Morphogenese der beiden Ge- (1996): Vorläufi ge Mitteilung über Funde von biete nicht möglich. pliozänen Kleinsäugern aus den höheren De- ckenschottern des Irchels (Kt. Zürich). – Eclo- gae geologicae Helvetiae, 89/3: 1043–1048. Dank BÜCHI & MÜLLER AG (1982): Standortuntersuchung für Tiefbohrungen im Raum Salen-Reutenen/ Zunächst sei den Vertretern der Schweizeri- TG. – Unveröffentlichtes geologisches Gutach- schen Landesgeologie (Bundesamt für Lan- ten zuhänden Swissgas Speicher AG, Zürich. destopografi e), Dr. C. Beer und Dr. R. Burk- BÜCHI & MÜLLER AG (1983): Hörnliquellen – Zwi- halter, für die Auftragserteilung und die grosse schenbericht über die Untersuchungen der Phase Unterstützung gedankt, die sie den durchge- I. – Unveröffentlichtes geologisches Gutachten führten Untersuchungen entgegenbrachten. zuhänden Kommission zur Bildung einer Zweck- Danke an Dr. R. Burkhalter für das Verfassen verbandes Wasserversorgung Seerücken West. BÜCHI & MÜLLER AG (1999): Grundwasseruntersu- des Abtracts und die Redaktion des Textes. chung Thur-Rhein / Cholfi rst-Seerücken, Schluss- Prof. Dr. C. Schlüchter (Universität Bern) sei bericht. – Unveröffentlichtes geologisches Gut- dafür gedankt, dass die Proben für die Schwer- achten zuhänden Kantone Zürich und Thurgau. mineraluntersuchungen im Labor der Universi- BÜCHI & MÜLLER AG (2000): Geologischer Atlas der tät Bern aufbereitet werden konnten. Dank auch Schweiz 1:25.000, Blatt Steckborn-Kreuzlingen. an PD Dr. W. Winkler (ETH Zürich) für die – Bericht zuhänden geologischer Landesaufnah- Benutzung des Sedimentlabors für die Auszäh- me. lung der Schwermineralproben. Für spannende BÜCHI & MÜLLER AG (2002): Ausscheidung der Diskussionen per Brief und E-Mail sowie im Schutzzonen für die Quellen Eggenacker-Moser- ra. – Unveröffentlichtes geologisches Gutachten Feld sei Dr. D. Ellwanger (LGRB), Prof. Dr. A. zuhänden der Gemeinde Mett-Oberschlatt. Schreiner, Dr. E. Villinger (LGRB), Prof. Dr. BÜCHI & MÜLLER AG (2003): Naturgefahrenkartie- E. Bibus (Universität Tübingen), Dr. R. Gro- rung Bezirk Kreuzlingen und Teilen Homburg, schopf (LGRB) herzlich gedankt. Danke für Raperswilen und Müllheim. – Unveröffentlich- gemeinsame Geländebegehungen und Diskus- tes geologisches Gutachten zuhänden Forstamt sionen im Feld an A. Zaugg (CSD AG, Frau- Kt. Thurgau. enfeld). Für die Erlaubnis zur Einsichtnahme DAVIS, J.C. (1973): Statistics and data analysis in in amtseigene geologische Dokumente bestens Geology. – 549 S.; New York (Wiley). gedankt sei Dr. K. Nyffenegger (AWEL Zü- DIGBY, P.G.N. & KEMPTON, R.A. (1982): Multivaria- te analysis of ecological communities. – 206 S.; rich) und Dr. M. Baumann (AFU Frauenfeld). London (Chapman and Hall). ERB, L. (1934): Erläuterungen zu den Blättern Über- Literatur lingen und Reichenau (Nachdruck 1989). – 120 S., Geologische Karte 1:25.000 von Baden- AITCHISON, J. (1986): The statistical analysis of com- Württemberg: 120 S.; Freiburg (Geologisches positional data. – 416 S.; London (Chapman & Landesamt Baden.-Württemberg). Hall). ERB, L., HAUS, H.A. & RUTTE, E. (1961): Blatt 8120 BECK, P. (1933): Über das schweizerische und euro- Stockach mit Erläuterungen. –Geologische päische Pliozän und Pleistozän. – Eclogae geol. Karte von Baden-Württemberg 1:25.000: 140 Helv., 26/2: 335–437. S.; Stuttgart (Geologisches Landesamt Baden- BIRKHÄUSER, P., ROTH, P., MEIER, B. & NAEF. H. Württemberg). (2001): 3D-Seismik: Räumliche Erkundung der FREI, R. (1912a): Untersuchungen über den Schwei- mesozoischen Sedimentschichten im Zürcher zerischen Deckenschotter. – 182 S.; Beitrag geo- Weinland. – Nagra technische Berichte: 00-03. logische Karte Schweiz, N.F. 37.; Bern (Schwei- BITTERLI, T., GRAF, H. R., MATOUSEK, F. & WANNER, zerische Geologische Kommission). M. (2000): Blatt 1050 Zurzach. – Geologischer FREI, R. (1912b): Zur Kenntnis des ostschweizeri- Atlas Schweiz 1:25.000, Erläuterungen 102: 89 schen Deckenschotters. – Eclogae geoligicae S.; Bundesamt für Wasser und Geologie. Helvetiae, 11: 814–825. 48 HANS RUDOLF GRAF

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Annex 1: Results of the gravel component countings in the study area.

Probe Lokalität x-Koo y-Koo R-Wert H-Wert Höhe Geröllklassen m ü.M. 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 SBT1 Ruine Wolkenstein 705.100 282.025 570 8 6 8 14 0 20 5 0 13 7 0 13 1 1 2 2 SBT2 Schrotzburg, unterhalb Ruine, unterer Schotter 709.525 284.800 34'92'625 52'85'100 620 15 8 7 4 0 8 11 2 17 4 0 8 3 3 3 7 SBT4 Hohenklingen, SE Eichelhalden, ehem. KG 707.375 280.950 600 10 9 7 14 0 16 4 5 13 8 3 7 1 0 1 2 SBT5 Wolkensteiner Berg, E Spitzebni 705.900 281.550 575 15 8 7 7 0 23 7 2 9 7 1 7 1 1 3 2 SBT6 Wolkensteiner Berg - N, ehem. KG 705.650 281.800 550 13 12 8 14 0 18 6 1 9 4 0 7 1 3 1 3 SBT7 Bannholz, W Naturschutzgebiet 710.125 281.600 34'92'900 52'81'050 635 10 11 10 5 0 11 11 2 13 4 0 6 2 2 1 12 SBT8 Schrotzburg, N Ruine, oberer Schotter 709.500 284.700 34'92'400 52'85'000 670 17 13 11 4 0 4 7 2 13 5 0 6 5 2 2 9 SBT9 Bannholz, Schrännen, ehem. KG 709.450 281.225 34'92'300 52'81'550 575 16 11 6 3 0 3 5 5 16 8 0 8 4 5 3 7 SBT10 Hohenklingen, SW Uf Erle, Rutschung 707.000 280.575 580 11 5 8 11 0 20 6 2 9 9 1 10 3 0 2 3 SBT11 Hohenklingen, Falenberg, ehem. KG 707.350 280.900 570 16 8 11 12 0 24 3 1 8 5 0 6 2 2 2 0 SBT12 Hohenklingen, NE Chalchofen 706.950 281.275 590 17 12 10 13 0 7 6 2 14 7 0 8 1 0 3 0 SBT13 Wolkensteiner Berg, N Zieglerhäuli, ehem. KG 706.300 281.200 570 11 10 9 12 0 20 6 1 12 6 1 3 2 0 2 5 SBT14 Wolkensteiner Berg, S Spitzebni 705.800 281.250 590 12 11 6 11 0 21 8 1 11 3 0 10 3 1 1 1

SBT15 Bannholz, ehem. KG 709.900 281.600 34'92'750 52'81'925 630 11 7 10 12 0 6 15 0 15 3 0 5 4 2 4 6 H

SBT16 Hohenklingen, W Spitzebni, ehem. KG 706.475 280.850 590 10 7 10 13 0 24 3 1 13 5 0 7 2 0 1 4 ANS SBT17 Ruine Schrotzburg 709.550 284.575 34'92'500 52'84'925 680 15 13 7 5 0 6 7 4 16 3 0 9 5 2 2 6

SBT18 N Bannholz, ehem. KG 710.050 282.150 34'92'875 52'82'450 620 11 10 8 11 0 11 8 1 18 5 0 7 3 3 1 3 R

SBT19 Bannholz 710.100 281.925 34'93'000 52'82'250 615 14 10 9 11 0 13 10 4 14 5 0 4 2 2 2 0 UDOLF SBT20 Bannholz, Aspenholz, ehem. KG 709.950 281.200 3.492.825 52'81'550 590 14 14 8 5 0 1 10 2 15 5 0 9 2 2 5 8 SBT21 E Bohlinger Schlucht, unterer Schotter 709.875 284.625 34'92'750 52'85'000 600 15 7 10 8 0 7 6 1 16 11 0 9 3 1 4 2 SBT22 Wolkensteiner Berg, W Zieglerhäuli, ehem. KG 706.150 281.250 580 13 6 7 12 0 22 7 4 4 8 1 8 1 3 3 1 G SBT24 Ramsen, Winzbüel, ehem. KG 705.200 283.825 560 7 8 8 9 0 23 9 2 12 6 0 7 0 3 6 0 SBT25 Hemishofen, Gfell, ehem. KG 705.750 283.325 570 12 14 10 10 0 16 6 4 14 5 0 5 3 0 0 1 RAF SBT26 Hungerbol, Rutschung 708.075 282.500 34'90'850 52'82'900 595 15 12 13 10 0 7 9 1 17 5 0 7 0 0 3 1 SBT27 E Litzelshauserhöfe 708.300 283.100 34'91'175 52'83'550 610 10 8 7 5 0 15 14 0 17 7 3 7 0 2 2 3 SBT28 Kressenberg-S, ehem. KG 706.900 282.300 34'89'775 52'82'700 580 15 14 8 11 0 13 5 0 11 6 2 11 2 0 1 1 SBT29 Ölberg-W 707.350 281.375 34'90'175 52'81'825 595 14 10 6 16 0 16 5 1 16 6 0 6 0 0 3 1 SBT30 Kressenberg-SE, ehem. KG 707.575 282.600 34'90'375 52'82'950 575 14 11 9 13 0 1 16 3 17 5 0 7 1 0 1 2 SBT31 Kressenberg-W, ehem. KG 706.875 282.850 34'89'775 52'83'275 575 14 12 6 16 0 12 8 5 11 4 1 7 0 0 2 2 SBT32 Hungerbol, Basis I 707.850 282.475 34'90'725 52'82'900 580 16 10 8 9 0 2 18 2 15 6 0 6 2 1 4 1 SBT33 Eichen, Grobfazies 708.200 282.150 34'91'000 52'82'475 605 12 8 9 11 0 11 16 1 15 6 0 6 2 0 1 2 SBT34 Kressenberg-NE 706.575 283.125 34'90'500 52'83'500 600 8 8 6 5 0 15 16 2 15 6 1 7 1 2 7 1 SBT35 Hungerbol, N Höll 709.075 282.475 34'91'950 52'91'950 600 17 8 11 9 0 8 13 0 13 3 0 8 2 3 2 3 SBT36 Eichen, oben 708.225 282.150 34'91'025 52'82'475 615 15 14 9 8 0 12 16 0 11 5 0 8 0 0 1 1 SBT37 Bohlinger Schlucht, Anriss, Schotter 709.200 284.650 34'92'050 52'85'025 620 16 18 12 3 0 5 10 0 14 4 0 8 2 2 1 5 SBT38 Bohlinger Schlucht, Anriss, Hochflut 709.200 284.650 34'92'050 52'85'025 622 10 17 13 3 0 5 8 1 20 2 0 10 2 1 0 8 SBT39 Bohlinger Schlucht, Anriss, Diamikt 709.200 284.650 34'92'050 52'85'025 625 6 9 7 2 0 7 11 2 17 4 0 8 2 2 3 20 SBT40 Hungerbol, Basis II 708.050 282.500 34'90'700 52'82'900 580 14 12 11 11 0 6 8 2 17 5 1 7 1 1 1 3 SBT41 Ölberg-E, Basis 707.575 281.125 34'90'450 52'81'575 585 14 6 10 10 0 21 7 3 13 3 3 7 0 0 1 2 SBT42 Hemishofen Gfell-SE 706.175 283.175 565 11 10 9 11 0 25 2 0 12 8 0 5 4 0 1 2 Anhang 1: Fortsetzung

Annex 1: Continuation

Probe Lokalität x-Koo y-Koo R-Wert H-Wert Höhe Geröllklassen m ü.M. 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16

SBT43 Bannholz-S, ehem KG 709.675 281.325 34'92'550 52'81'700 610 11 19 8 6 0 5 7 1 13 5 3 4 2 3 4 9 Stratigraphie undMorphogenesevonfrühpleistozänen Ablagerungen SBT44 W Sandhof, ehem. KG 710.000 282.425 34'92'875 52'82'750 635 8 10 7 4 0 14 13 1 10 6 0 3 3 2 2 17 SBH1 Schiener Berg, Ewigkeit, ehem. KG 711.250 283.500 34'94'125 52'83'825 680 17 7 10 19 0 8 1 1 15 9 2 8 0 0 0 3 SBH2 Herrentisch 705.875 283.600 34'88'725 52'85'025 675 18 9 8 21 0 19 1 0 13 4 0 5 1 0 1 0 SBH3 Herrentisch, Chroobach 706.200 284.650 34'89'100 52'85'050 675 14 3 9 17 0 16 0 0 16 8 0 11 2 2 2 0 SBH4 E Ferdinandslust 711.225 282.475 34'94'250 52'82'850 685 11 15 10 12 0 13 0 1 14 5 1 8 3 0 0 7 STM1 Stammerberg, Tannenbüel, ehem. KG 706.425 277.200 595 9 11 6 10 0 22 8 1 14 4 0 7 5 1 1 1 STM2 Stammerberg, Hörnliwald 708.125 275.625 620 9 7 9 16 0 20 8 1 9 7 1 10 1 2 0 0 STM3 Reutenen, ehem. KG, Schrägschichtung 719.150 278.850 709 16 11 13 7 0 4 12 3 17 3 1 7 2 0 3 1 STM4 Reutenen, ehem. KG, Übergussschicht 719.150 278.850 710 16 8 4 13 0 1 10 6 27 2 0 5 2 1 1 4 STM5 Chleebuck, ehem. KG 710.850 274.950 610 13 11 6 8 0 21 8 1 13 8 1 5 1 1 0 3 STM6 Heerenberg, ehem. KG 707.475 275.225 605 11 9 9 14 0 19 7 0 14 3 3 4 0 0 3 4 STM7 E Lachen 703.050 278.800 600 22 14 7 14 0 15 10 2 11 0 0 1 0 1 2 1 STM8 Quellfassung Hinter Hütten 702.475 278.850 585 18 9 8 16 0 14 3 0 12 7 1 7 1 1 3 0 STM9 N Aussichtsturm 702.025 278.050 610 14 13 6 13 0 15 5 0 14 5 2 1 2 2 4 4 STM10 Halden, ehem. KG 703.650 278.300 615 9 13 10 10 0 16 11 3 10 6 0 8 1 1 2 0 STM11 Lachen, ehem. KG 702.500 278.850 605 11 11 5 15 0 25 4 1 10 6 1 7 1 2 0 1 STM12 Fridhag, ehem. KG 702.500 278.225 605 10 10 8 17 0 17 16 0 12 5 0 4 0 1 0 0 STM13 Reutenen Schnäggbüel 719.650 278.175 690 10 10 6 13 0 11 6 0 15 6 0 11 1 0 1 10 STM14 Kleebuck, ehem. KG 710.275 274.325 630 10 12 7 19 0 25 6 1 9 4 0 4 1 0 0 2 RHB1 Rauhenberg, W Önisbuck 700.100 284.200 34'83'000 52'84'750 570 12 8 12 10 0 13 7 0 11 8 0 11 0 1 1 6 RHB2 Rauhenberg, SW Rüti 701.700 284.625 34'84'600 52'85'100 570 11 9 10 7 0 6 15 1 10 6 0 8 4 5 3 5 RHB3 Rauhenberg, Emmisbüel 698.850 284.725 34'81'750 52'84'275 565 9 5 7 7 0 11 12 0 15 8 0 9 5 5 4 3 RHB4 Rauhenberg, Zündelplatz 701.300 284.675 34'84'250 52'84'175 550 10 6 9 11 0 28 5 3 9 6 2 7 1 0 1 2 RHB6 Rauhenberg, Faulenhau 700.025 283.950 34'82'900 52'84'450 545 15 10 12 13 0 7 11 0 14 5 1 8 1 1 1 1 RHB7 Rauhenberg, Önisbuck 700.675 284.250 34'83'400 52'84'775 560 13 16 9 10 0 7 4 4 16 7 3 8 0 0 1 2 RHB8 Rauhenberg, Bürglischloss 698.300 284.450 34'81'200 52'84'050 565 10 9 10 10 0 9 11 2 16 8 0 9 1 2 0 3 KF1 Kohlfirst, SE Allenwinden 689.950 282.450 520 12 4 9 16 0 27 3 0 9 8 0 10 2 0 0 0 KF2 Kohlfirst, W Bürgitilli 690.025 281.300 530 8 4 7 9 0 37 3 3 8 9 1 8 1 1 1 0 KF3 Kohlfirst, Wald N Uhwiesen 690.000 281.100 540 11 6 7 15 0 25 1 1 8 12 1 11 0 0 2 0 KF4 Kohlfirst, oberhalb KG Hochwacht 693.125 279.400 555 8 8 8 16 0 22 8 0 11 9 1 6 2 1 0 0 KF6 Kohlfirst, Grossi Hochebni, ehem. KG 692.625 281.150 545 13 9 5 13 0 32 0 2 7 7 1 10 1 0 0 0 KF7 Kohlfirst, Rutschung NE Chüeweg 692.300 281.500 530 6 9 6 15 0 19 6 4 12 9 0 11 0 1 2 0 KF8 Kohlfirst, E Ger 691.325 281.100 510 14 9 9 12 0 25 2 2 8 7 1 8 2 0 1 0 KF9 Kohlfirst, Im Stich 693.300 279.700 540 13 6 8 15 0 18 1 0 18 6 0 12 2 0 1 0 KF10 Kohlfirst, Quellfassung 691.625 281.725 500 15 5 7 23 0 16 3 0 10 8 0 11 0 0 2 0 KF11 Kohlfirst, ehem KG oberhalb Uhwiesen 690.300 280.850 535 11 8 3 9 1 21 4 2 16 7 1 9 4 1 3 0 KF12 Kohlfirst, KG N Benken 691.650 280.000 545 15 6 8 11 0 27 0 2 14 5 0 9 0 3 0 0 KLT1 Osterfingen, Spitz 677.925 279.725 490 12 8 11 12 2 18 4 0 11 8 0 7 3 2 2 0 KLT2 Wilchingen, Buebenhalde, ehem. KG 678.250 280.050 475 8 9 9 17 2 16 4 0 10 6 0 12 1 1 3 2 51 Anhang 1: Fortsetzung 52

Annex 1: Continuation

Probe Lokalität x-Koo y-Koo R-Wert H-Wert Höhe Geröllklassen m ü.M. 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 KLT3 Osterfingen, Spitz oben 678.325 279.850 495 10 8 6 15 2 19 2 0 14 8 1 9 1 2 2 1 KLT4 Wilchingen, Galee 678.250 280.100 498 8 11 9 18 1 17 4 0 11 4 1 8 3 5 0 0 KLT5 Wilchingen, Hasenberg, Refugium, oben 677.475 281.100 480 10 9 10 15 0 23 7 0 9 2 0 10 0 0 3 2 KLT6 Wilchingen, ehem. KG Hasenberg 679.300 281.475 480 21 10 14 16 0 9 4 1 10 5 1 7 1 1 0 0 KLT7 Wilchingen, Tubetel 678.950 280.975 520 13 8 4 16 4 17 1 0 14 11 0 10 1 1 0 0 KLT8 Osterfingen, Spitz E 678.175 279.750 475 11 11 11 12 1 14 4 0 11 10 1 8 3 1 1 1 KLT9 Wilchingen, Büelweg 677.850 280.475 470 14 6 9 15 1 19 3 0 10 7 1 11 1 0 2 1 KLT10 Wilchingen, Hasenberg-N 678.525 281.400 475 17 8 10 14 0 19 8 0 11 3 2 5 1 1 0 1 KLT11 Rechberg, ehem. KG 670.850 276.150 34'53'600 52'77'200 460 16 11 14 10 0 16 1 0 17 1 2 7 2 0 2 1 KLT12 Rechberg, W Grosshaldenwald 671.250 276.025 34'54'850 52'77'100 460 16 13 9 16 0 9 5 1 13 7 1 4 1 2 3 0 KLT13 Rechberg, Grosshaldenwald-E 672.100 276.450 34'53'1350 52'77'500 450 14 5 9 9 1 11 0 0 17 8 2 11 1 6 6 0 KLT14 Rechberg, Winterhalde 669.250 276.375 34'52'000 52'77'450 430 14 8 5 18 1 16 1 0 8 7 1 13 2 5 1 0 KLT15 Waldhut, Aarberg, Kapelle 659.150 274.500 34'41'800 52'75'825 410 18 13 11 12 7 4 2 0 11 9 1 3 2 2 5 0 KLT16 Waldshut, Aarberg, Hinterlachen 660.200 274.725 34'42'850 52'76'025 400 12 9 7 15 11 6 3 0 16 5 3 8 2 0 3 0 H KLT17 Waldshut, Tannboden, unten 659.300 275.400 34'42'000 52'76'775 430 8 8 5 10 1 3 2 0 16 8 1 5 17 4 12 0 ANS KLH1 Neuhauser Wald-N, ehem. KG 687.725 282.450 555 16 3 7 18 2 16 0 0 12 11 0 13 2 0 0 0 He1 Thayngen, Berg 694.450 288.625 515 15 9 4 9 0 24 5 1 12 9 2 7 3 0 0 0 R He6 Thayngen, Heerenholz 695.825 289.575 525 14 9 6 9 0 21 8 0 11 5 0 7 0 3 5 2 UDOLF He8 Thayngen, Schliffenhalde 697.325 289.925 520 15 6 6 14 0 16 9 2 13 4 2 7 2 1 2 1 He9 Schaffhausen, Geissberg, ehem. KG 690.150 286.075 502 14 10 11 13 0 12 4 0 13 7 0 10 0 3 2 1

He10 Heilsberg, E "Altstadt" 700.950 289.475 34'83'950 52'90'000 530 21 8 7 5 0 16 5 1 12 6 1 7 6 1 1 3 G He11 Schaffhausen, Ölberg-S, unten 688.475 283.175 495 15 4 8 10 0 20 10 0 14 3 1 7 1 3 2

2 RAF He12 Schaffhausen, Hohberg 691.125 286.475 505 11 8 8 14 0 18 9 0 10 5 1 7 0 1 4 4 He13 Heilsberg, Ruine Gebsenstein 700.625 289.925 34'83'600 52'90'425 535 9 5 8 11 0 15 13 0 15 5 1 7 3 1 4 3 He14 Schaffhausen, N Galgenbuck 688.450 283.100 510 10 8 9 17 0 18 4 1 11 5 1 11 0 0 1 4 He15 Thayngen, Heerenholz, Basis 695.900 289.525 520 13 10 13 10 0 17 6 0 13 5 0 4 1 1 3 4 He16 Schaffhausen, Geissberg-Rundbuck 689.725 285.625 500 11 8 10 13 0 21 5 0 9 12 0 8 1 0 2 0 He17 Thayngen, Flüenacher 696.975 289.550 532 14 11 9 10 0 9 12 0 14 3 0 9 2 2 3 2 He18 Heilsberg, "Juden" 699.800 288.975 34'82'800 52'89'475 555 12 8 11 3 0 12 15 1 13 9 0 7 1 1 5 2 He19 Schaffhausen, Geissberg 690.075 286.375 510 19 10 9 9 0 19 7 0 9 3 2 8 1 2 2 0 He20 E Unterhöfe, N ehem. Homburg, ehem. KG 714.250 294.900 34'83'300 52'95'225 605 14 16 10 8 0 4 16 1 17 1 1 3 0 2 7 0 He21 Bodanrück, Hügelstein 718.250 294.150 35'01'325 52'94'400 625 13 9 6 5 0 5 13 3 24 3 4 4 2 2 3 4 He22 Bodanrück, Lerchenacker, ehem. KG 719.050 294.200 35'02'150 52'94'375 675 26 11 10 6 0 10 8 6 8 3 0 6 1 2 3 0 He23 Sipplinger Berg, oberer Schotter, ehem. KG 724.350 296.400 35'05'525 52'96'525 680 14 12 13 9 0 2 8 5 16 2 0 3 0 3 10 3 He24 Sipplinger Berg, unterer Schotter, "Steinbalmen" 724.150 296.300 35'06'325 52'96'425 650 21 11 13 10 0 5 7 2 14 2 1 5 1 4 4 0 He25 Bodanrück, Mühlberg-N, ehem. KG 717.950 294.850 35'00'575 52'95'075 600 12 11 8 7 0 4 16 4 15 6 0 0 1 3 3 10 He26 Rossberg bei Hinterhomburg, ehem. KG 713.200 296.350 34'96'325 52'96'675 610 12 12 11 5 0 6 13 5 19 3 0 3 1 3 1 6 He27 Bodanrück, Hohreute 716.800 294.750 34'99'875 52'94'975 680 13 9 10 9 0 2 10 8 9 2 2 1 1 5 8 11 He28 Friedinger Schlössle 708.050 293.700 34'91'600 52'92'075 535 23 15 11 7 0 6 9 0 12 3 0 3 1 3 3 4 Anhang 2:ResultatederSchwermineralzählungenimUntersuchungsgebiet. (A = Andalusit, Py=Pyroxen,PuPumpellyit, To = Topa Annex 2:Resultsoftheheavymineralcountingsinstudyarea. G =Glaukonit,S/SiSillimanit,GpGlaukophan,ChChloritoid). e8Fidne clsl 0.5 9.0 49'0 29'7 3 76 2381 ,u307 649 341 P,Pu 1 808 P,To,G 2 236 A 0 2 A,S 4 0 408 2 139 266 5 188 Si 226 5 254 P,Sp 2 5 3 Pu,G, 3 596 0 3 3 Pu 4 1 1 5 531 A P,To A 2 4 3 A 2 251 5 2 11 1 288 177 188 7 0 421 7 2 0 4 1 8 Sp 0 8 2 4 0 155 16 318 0 1 5 0 5 4 0 3 15 4 197 3 3 4 1 7 2 1 2 3 10 6 P 2 0 P,G,S 20 0 0 143 2 5 173 13 1 0 12 0 5 1 6 1 1 2 120 4 15 2 P 9 1 5 10 17 10 6 0 0 A,S 8 63 11 3 8 6 0 5 0 4 11 1 P 2 2 5 2 68 4 5 2 1 11 7 6 3 1 0 67 49 1 11 0 8 4 12 0 10 0 0 4 2 71 0 71 1 13 9 3 7 1 0 3 0 13 42 85 1 3 1 2 535 7 15 13 10 1 50 8 88 16 8 47 0 12 680 12 143 20 17 7 9 58 13 15 0 52'92'075 9 0 11 11 6 520 18 34'91'600 17 59 0 293.700 0 67 54 75 228 41 671 52'94'975 A,Ch 8 283 14 525 8 6 65 65 11 34'99'875 2 63 708.050 9 294.750 0 3 0 15 17 510 12 11 13 28 P,G 716.800 62 502 83 3 4 3 P,A 2 9 47 530 5 56 7 4 61 250 51 13 3 6 26 19 3 45 3 13 9 2 52'90'000 530 16 430 55 5 Py,G 600 4 233 6 64 9 34'83'950 5 82 6 410 72 50 289.475 490 610 4 11 60 5 56 0 700.950 A,G,G 64 4 A,Pu 52'95'075 7 65 6 3 P,Pu, 1 2 47 44 1 35'00'575 4 4 52'96'675 44 52 76 294.850 545 1 34'96'325 2 35 296.350 460 12 289.925 717.950 0 44 6 60 1 0 5 69 6 4 713.200 45 680 289.575 49 697.325 460 5 464 650 18 0 695.825 283.400 3 475 10 42 2 3 605 60 52'96'525 286.075 0 2 52'77'830 29 688.350 570 52'77'830 1 35'05'525 52'96'425 0 34'54'320 605 296.400 4 690.150 276.750 34'54'320 35'06'325 0 276.750 296.300 10 0 724.350 Friedinger Schlössle 13 17 671.557 16 0 52'85'100 570 671.557 281.300 724.150 276.375 9 15 605 Bodanrück, Hohreute 34'84'600 274.500 9 279.725 284.625 2 8 He28 690.025 669.250 2 Rossberg beiHinterhomburg, ehem.KG 16 13 659.150 52'84'750 677.925 701.700 4 9 He27 595 Bodanrück, Mühlberg-N,ehem. KG 34 34'83'000 284.200 5 He26 12 279.125 8 0 Sipplinger Berg,untererSchotter, "Steinbalmen" 9 15 700.100 276.025 He25 16 1 693.450 SipplingerBerg, obererSchotter,ehem.KG 30 64 He24 671.250 18 55 Heilsberg,EAltstadt 3 10 8 Schaffhausen,Geissberg, ehem.KG 2 He23 280.050 6 Thayngen,Schliffenhalde 52 He10 278.225 56 46 709 65 678.250 8 Schaffhausen,Ölberg, Keller 9 278.850 He9 702.500 16 59 Thayngen,Heerenholz He8 702.500 85 60 680 50 He7 52 275.225 55 675 BohrungRechberg,32.5m He6 39 707.475 BohrungRechberg,29m 52'83'825 560 KlT19 277.200 79 52'85'050 84 610 57 34'94'125 Waldshut,Aarberg,Kapelle 283.500 34'89'100 KlT18 284.650 706.425 Rechberg,Winterhalde 575 711.250 KlT15 52'83'550 706.200 Rechberg,WGrosshaldenwald 34'91'175 KlT14 Wilchingen,Buebenhalde,ehem.KG 595 575 570 283.100 52'83'275 KlT12 Osterfingen,Spitz 708.300 34'89'775 282.850 Hochwacht,ehem.KG KlT2 52'82'900 52'82'950 278.850 34'90'850 34'90'375 WBürgitilli 706.875 282.500 KlT1 282.600 719.150 KF5 708.075 707.575 SW Rüti KF2 Wönisbuck RHB2 283.825 Fridhag, ehem.KG RHB1 705.200 Lachen, ehem. KG STM12 Heerenberg, ehem.KG STM11 Reutenen, ehem.KG,Schrägschichtung STM6 280.900 Tannenbüel,ehem.KG STM3 707.350 Herrentisch,Chroobach STM1 Ewigkeit,ehem.KG SBH3 Kressenberg-W,ehem.KG SBH1 Kressenberg-SE,ehem. KG SBT31 Litzelshauserhöfe SBT30 Hungerbol,Rutschung SBT27 Ramsen,Winzbüel,ehem.KG SBT26 Hohenklingen,Falenberg,ehem.KG SBT24 SBT11 B1RieWlesen75102205503 1691 149 138 158 Pu,A, 3 A 1 1 3 2 343 161 0 4 0 2 A,Pu 153 4 207 5 0 3 P,Pu 5 4 1 4 0 21 0 3 0 2 0 1 7 7 15 0 252 15 3 3 0 11 3 7 11 P,G 2 766 3 0 0 7 9 7 1 3 0 0 3 14 19 6 54 7 9 6 11 8 3 1 15 61 40 64 53 10 7 3 3 8 0 33 4 28 37 3 580 11 13 54 8 570 12 59 58 0 550 575 38 11 58 Höhe 71 52 1 5 H-Wert 575 35 17 R-Wert 11 635 600 52'81'550 34'92'300 281.225 670 2 61 y-Koo 52'81'050 709.450 34'92'900 280.575 281.600 52'85'000 x-Koo 12 707.000 60 34'92'400 710.150 282.025 284.700 281.800 281.550 705.100 709.500 52 705.650 705.900 625 87 52'84'625 34'93'225 284.325 280.950 620 710.125 Hohenklingen,SWUfErle,Rutschung 707.375 Bannholz,Schrännen,ehem.KG SBT10 Schrotzburg,NRuine,obererSchotter 52'85'100 SBT9 34'92'625 Bannholz,WNaturschutzgebiet 284.800 SBT8 WolkensteinerBerg-N,ehem.KG 709.525 SBT7 WolkensteinerBerg,ESpitzebni SBT6 Hohenklingen,SEEichelhalden,ehem.KG SBT5 Schrotzburg,ERuine,basalerSchotter SBT4 Schrotzburg,unterhalbRuine,BasalerSchotter SBT3 RuineWolkenstein SBT2 Lokalität SBT1 Probe Körner in %aller

Granat in %allerKörnerausserGranat Epidot + Zoisit

Staurolith

Disthen

Apatit

Grüne Hornblende

braune Hornblende

Zirkon

Rutil s, Sp=Spinell,

Turmalin A

Übrige G G S p p

241 178 165 643 478 167 Total Körner

53 Stratigraphie und Morphogenese von frühpleistozänen Ablagerungen Ablagerungen frühpleistozänen von Morphogenese und Stratigraphie 54