Zur Diffluenz Des Wurmeiszeitlichen Rheingletschers Bei Sargans Und Die Spätglazialen Gletscherstände in Der Walensee-Talung Und Im Rheintal

Zur Diffluenz des wurmeiszeitlichen Rheingletschers bei Sargans und die spätglazialen Gletscherstände in der Walensee-Talung und im Rheintal

Herrn Prof. Dr. E. KUHN-SCHNYDER zum 65. Geburtstag

Von

RENE HANTKE, Zürich

Die Anlage der Talgabelung von Sargans

Zu den eindrücklichsten Talbildungen der Ostschweiz gehört die Talgabelung von Sargans. Ihre Anlage ist eiHerseits tektonisch vorgezeichnet, anderseits bedingt durch die unterschiedliche Erosionsresistenz schräggestellter Sedimentgesteine. Während das Sankt Galler Rheintal sich zwischen den flexurartig abtauchenden helvetischeH Decken und dem westlichen Erosionsrand der penninischen und ostalpi- nen Decken ausbildete, entwickelte sich die Seez-Walensee-Talung längs des südwest- lichen und südlichen Erosionsrandes der helvetischeH Jura-Kreide-Teildecken. Diese lösten sich von ihrem Substrat, der VerrucaHo-Kuppel, fuhren als Gleitbretter ab und legten sich dabei in disharmonische Falten. Durch das pliozäne Entwässerungssystem wurdeH die strukturell aHgelegten Tal- furchen bereits unmittelbar nach der mise-en-place der Helvetischen DeckeH weiter ausgeprägt und vertieft. Dabei lag die Wasserscheide zwischen Rheintal und WaleH- see zunächst zwischen Prodchamm und Sichelchamm. Schils, Cholschlagerbach und Seez waren damals noch dem RheiH tributär. Im Laufe des Quartärs wanderte die Wasserscheide sukzessive seezaufwärts. Zu- nächst wurden Schils und Berschnerbach mit ihren Zuflüssen aHgezapft und zu seitlichen Quellästen der WaleHsee-Talung. Später wurde der Pass zwischeH Guscha uHd Stralegg geschleift, so dass der Röllbach ebenfalls dem WaleHsee zustrebte. Chol- schlag- und WeisstanHental dagegen haben sich Hoch in der letzten ZwischeHeiszeit dem Rhein zugewendet. Die heute praktisch ebensohlige Talgabelung von Sargans mit einer Wasserscheide bei Mels von nur wenigen Metern ist damit erst das Werk des wurmeiszeitlichen Rhein- gletschers. Wahrscheinlich dürfte die Seez im ausgehenden Spätglazial – Hiiüdestens kurzfristig – zum Rhein abgeflossen sein. Erst die Schüttung ihres eigenen Schutt- fächers liess sie schliesslich ihren heutigeH Lauf Hach NW in den Walensee nehmen. 102 Vierteljahrsschrift der Naturforschenden Gesellschaft in Zürich 1970

Problemstellung

Während bisher an der wurmeiszeitlichen Talgabelung von Sargans stets mit einem bedeutenden Abfluss von Rhein-Eis durch die Walensee-Talung ins Linth-System gerechnet wurde und dieser Eisabfluss im Zürichsee-Limmattal, besonders jedoch im Glattal und im Pfäffikersee-Kämttal, seit ARN. ESCHER (1852a: 512, 1852 b : 25, 1852 ) und ALB. HEIM (1919: 218) auch durch zahlreiche Erratiker aus dem Einzugsgebiet des Rheingletschers belegt ist, hat F. SAXER (1964) – aufgrund von Verrucano-Erra- tikern auf der N-Seite des Walensees und auf der E-Seite der Linthebene bis auf den Ricken und des dort starken Zurücktretens von Leitgesteinen des Rheingletschers – darzulegen versucht, dass der Abfluss von Rhein-Eis durch die Walensee-Talung nur sehr geriHg war, etwa 2-3%. Ebenso gingen die Auffassungen über die Höhe des Rheingletschers zur Zeit des würmeiszeitlichen Maximalstandes stark auseinander, so dass sich auch in dieser Hin- sicht eine Überprüfung aufdrängte. Ferner galt es dem Mechanismus des spätwiirmeis- zeitlichen Eisabbaues vermehrte Aufmerksamkeit zu schenken und in beiden Tal- systemen Hach Belegen allfälliger, zeitlich sich entsprechenden EisrandlageH zu su- chen.

Die wurmeiszeitliche Oberfläche des Rheingletschers

Über die Eishöhe des Rheingletschers und seiner Zuflüsse liegen im weiteren Be- reich von Sargans, im Churer und SaHkt Galler RheiHtal sowie in der Walensee-Ta- lung eine Anzahl eindeutiger Anhaltspunkte vor. Aus der Gegend SW voH Chur hatte bereits FRIEDRICH VON SALIS (1875: 462) Granit- uHd «Saussurit» (= Saussurit-Gabbro)-Erratiker auf den Spundisköpfen, auf der Scheider Alp (SW des Dreibündensteins) auf rund 1900 m und auf dem Mali- xerberg – dem Grat W von Malix – gar in 1960 m Höhe beobachtet. Auf Alp da Veulden konnte ein Juliergranit-Block in 1960 m und ein kleiner Chlorit-Graphit- schiefer in 1980 m gefunden werden. Ein Albula- und ein weiterer Juliergranit auf Alp dil Plaun in 1965 m und in 1980 m bekunden, dass noch Rhein-Eis über den Sattel zwischen Tgom Aulta und Dreibtindenstein floss. CHR. TARNUZZER (1898: 16) fand Gneiss-Erratiker auf dem Churerjoch auf 2037 m, während TH. GLASER (1926: 26) eineH Findling auf Alp Scalottas in 2093 m und eineH weiteren auf dem Crap la Pala, beide W der LeHzerheide, in 2150 m Höhe entdeckt hatte. Auf dem N-Grat der Calanda-Kette liegt der höchste kristalline Block neben der Hütte der Alp Maton auf 1757 m (J. OBERHOLZER 1933: 478). Ungefähr 1 km NNE der Alp Salaz W von Landquart zeichHete er (1920) einen weiteren Findling bei P. 1816 ein. E. WEBER (in R. HELBLING, 1948) gibt beim Älpli «Moräne» auf 1790 m an. Als höchstgelegene Rhein-Erratiker gelten in der Calanda-Kette der Block- schwarm von grobklastischem Ilanzer Verrucano, den OBERHOLZER (1933: 477) vom SW-Ende, vom Taminser Älpli, in einer Höhe von 2050 m erwähnt hatte, sowie der E der CalaHdahütte auf 2020 m gelegene Block (OBERHOLZER, 1920). Damit dürfte der wurmeiszeitliche Rheingletscher im Raume voH Chur bis auf 2000 m hinaufge- reicht haben. Jahrgang 115 R. HANTKE. Diffluenz des wurmeiszeitlichen Rheingletschers 103

Im Raum von Sargans reichte der Rheingletscher im Würm-Maximum bis auf 1750 in. Die höchsten Erratiker – Blöcke von Melser-Sandstein – finden sich bei P. 1753.4 SSW von Mels. Der 1829 m hohe Gonzen ragte als Nunatakkr ungefähr 80 m aus dem Eis empor; dagegen wurde der Sattel P.1668 zwischen Gonzen und Tschug- gen noch vom Würm-Eis überflossen, ebenso derjenige NNW des Tschuggen; P.1702.6 ist als Rundhöcker zu interpretieren. Während A. FAVRE (1884) die höchsten Erratiker am Gonzen in 1350 m angibt, hätte die würmeiszeitliche Gletscheroberfläche über Sargans nach H. JÄCKLI (1962) bis auf über 1900 m h inauf gereicht, wogegen A. PENCK (in PENCK und BRÜCKNER, 1909: 427) mit einer Eishöhe von 1700 m den beobachtbaren GegebeHheiten schon recht nahe kam. Für den Abschnitt Chur–Sargans ergibt sich somit ein mittleres Gefälle des wurmeiszeitlichen Rheingletschers von 100/00. Im Seeztal reichte das durch die Walensee-Talung abfliessende Rhein-Eis bis auf die Terrasse von Castilun ENE von Flums, wo ARN. HEIM und J. OBERHOLZER (1917; HEIM, 1917: 652; OBERHOLZER, 1933: 478) auf 1640 m – neben einem Verru- canoblock – den höchsten kristalliHen Bündnerblock des Seeztales antrafen. Auf der stärker verfirnten Schattenseite liegen die höchsten Kristallinblöcke im Hinter Wald S von Sargans auf 1500 m, ein Nummulitenkalkblock auf 1520 m. Dagegen stellte OBERHOLZER (1933: 478) S von Mels Rheinmoräne bis 1600 m hinauf fest. Auf Klein- bergalp (Wildenberg LK) S von Flums liegt der höchste kristalline Bündnerblock W des Kurhauses auf 1450 m. Am östlichen Ausgang des Murgtales beobachtete W. RYF (1967, mündliche Mitteilung) Rhein-Erratiker bis gegen 1400 m Höhe. In der GegeHd um AindeH hatte bereits ARN. ESCHER (1854: 120a) einen SerHifit und einen Rhein-Erratiker nur 25 m unter der unteren Furggle gegen deH Flibach auf 1330 m entdeckt. ARN. HEIM (1917: 652) fand weitere, so Puntegliasgranite auf dem Gipfelplateau des Kapf E voH Ainden in 1280-1290 m; einen Block vermerkte er auf dem Haselboden, am Weg zum Speer, auf 1230 m. Sie alle belegen nur eine Mindest- Eishöhe und zugleich die Grenze zwischen Lokal- und Rhein-Eis. Wie schon HEIM (1917: 652) dargelegt hat, dokumentieren die höchsten Rhein- Erratiker häufig nicht die oberste Grenze der Eisbedeckung. Durch den Zustrom von Lokaleis wurde sie heruntergedrückt: In der Amdenermulde gehen Moränen mit RheiHgletscher-Geschieben nach oben allmählich in LokalmoräHe über. Am Flibach NE von Weesen liegt noch bei 920 m Speermoräne über Rheinmoräne. An den wenigen Stellen, wo eine Wallform ausgebildet ist, verläuft deren Scheitel in Richtung, des zufliessenden Lokalgletschers. HEIM (1907,1917) schied daher vorsichtig nicht «RheiHgletschermoräneH», sondern «Moränen mit Rheingletschergeschieben» aus. Auf den Molasserippen im Taldurchbruch von Ziegelbrücke finden sich die höchsten Spuren – rundhöckerartige EisüberpräguHg und Erratiker von Speer-Nagel- fluh – auf Alp Naten bis 1350 m, N der Alp Schwanten bis 1320 m. Unmittelbar nach dem Taldurchbruch stellt sich die höchste Moräne auf rund 1300 m ein. Umgekehrt ver- lieren sich dort die seitlichen Wallmoränen eines kleinen Kargletschers auf 1330 m. Zwischen Sargans und Ziegelbrücke betrug damit das mittlere Gefälle des Walen- seearmes 13,5°/oo. 104 Vierteljahrsschrift der Naturforschenden Gesellschaft in Zürich 1970

Im vorderen Linthtal bezeichnet eine Anzahl Sernifitblöcke oberhalb des Gross- berges E von Netstal auf 1350 m den obersten Rand des Linthgletscher-Schuttes (OBERHOLZER, 1933: 474). Besonders ausgeprägt sind die Spuren der Eisüberprägung auf der Sunnenalp NW von Näfels, wo sie am Gugger bis 1358 m hinaufreichen. Über Glarus ist die Eishöhe in rund 1500 m anzunehmen (OBERHOLZER, 1933: 472). Beim Bodensee-Rheingletscher lag die Eishöhe im Transfluenzbereich ins obere Toggenburg – aufgrund der Schmelzwasserrinne Älpli-Rossboden SSE von Wild- haus und der bis ins Gräppelental verfrachteten Rhein-Erratiker – in 1460-1480 m. Am N-Grat der Drei Schwestern konnten Findlinge bis auf 1500 m festgestellt werden (A. PENCK in PENCK und BRUCKNER, 1909: 427), während A. E. FORSTER (in PENCK und BRUCKNER, 1909: 427) und H. W. SCHAAD (1925: 30) am SW-Ausläufer des Hohen Freschen, am Alpwegkopf, Erratiker noch bis 1300 m, SCHAAD zwischen Schutan (=P. 1177 LK) und Rotwaldkopf (=P.1483.2 LK) NE von Rankweil gar bis gegeH 1400 m hinauf beobachtet hatte. Diese Eishöhe stimmt gut mit derjenigen überein, die auch auf der Schweizerseite zwischen K am o r und Fäneren bestanden haben musste, gelangten doch noch Rhein-Erratiker über den Sattel von P.1287.2 ins Einzugsgebiet des südöstlichsten Armes des Sittergletschers (H. EUGSTER, 1960: 49; HANTKE, 1965: 880). Als mittleres Gefälle des Rheingletschers zwischen Sargans und Fäneren ergibt sich 140/oo•

Das Eindringen des Rhein-Eises ins Weisstannental

Quartärgeologisch wohl die merkwürdigste Tatsache um Sargans stellt das tiefe Eindringen von Rhein-Eis ins Weisstannental dar. Blöcke von PuntegliasgraHit und anderer kristalliner Bündnergesteine liegen nicht nur auf der Terrasse von Hinterver- mol und bei Müliboden im vorderen Weisstannental, sondern noch bei Schwendi und Müli, 2 km unterhalb Weisstannen l . Mehrere Puntegliasgranite finden sich auf der linken Talflanke bei Oberschwendi auf 1040-1080 m. E des von rechts einmüHden- den Gafarratobels liegt auf der Terrasse von Stein auf 1170 m ein grösserer grüner Serizitgneissblock, eben der «Stein», sowie mehrere kleinere Puntegliasgranite. E. BLUMER (1908: 211) entdeckte bei Gigeren eineH weiteren und J. OBERHOLZER (1933: 479) fand den südlichsten kristallinen Bündnerblock am rechteH Ufer der Seez bei Hütten, kHapp 1,5 km unterhalb von WeisstanneH, 6 km taleinwärts. Das tiefe Eindringen des Rhein-Eises ins Weisstannental kann nur erklärt werden, dass der Seezgletscher durch den Rheingletscher kräftig aufgestaut wurde. Dabei wurde die Gleichgewichtslage zwischen den beideH Eismassen erst tief im Weisstan- nental erreicht. Durch das Eindringen von Rhein-Eis in den südöstlichen und zentralen Bereich des Seeztal-Querschnittes wurde der abfliessende Seezgletscher auf einen schmalen Streifen des nordwestlichen Bereiches abgedrängt. Da die . Rhein-Erratiker durch ein spätes Vordringen des Seezgletschers nicht

1 F. SAXER (mündliche Mitteilung) konnte einige bisher in Vergessenheit geratene Blöcke wieder auffinden und veranlassen, dass diese bedeutsamen Zeugen unter Naturschutz gestellt wurden. Jahrgang 115 R. HANTKE. Diffluenz des wurmeiszeitlichen Rheingletschers 105 wieder vollständig ausgeräumt worden sind, musste die Eisführung der beiden Glet- scher mit einer bewegungsarmen Grenzzone bis iH die spätglazialen Abschmelzphasen der stets sich berührenden Gletscher bestanden haben. Durch den spätwürmeiszeit- lichen Vorstoss sind die Blöcke teilweise noch etwas verfrachtet, nicht aber weg- geräumt worden, da wohl gar nicht der Talgletscher, soHdern ein rechter Zu fluss aus dem noch vergletscherteH Pizolgebiet nochmals bis gegen den TalausgaHg vorstiess.

Würmeiszeitliche Gletscher-Querschnitte zwischen Sargans und der Linthebene Mutmass liche postglaziale Eis- Eisoberfläche Aufschüttung Querschnitt Gletscher Bereich in m ü.M. in m in km2 Rhein oberhalb Sargans Vilterser Seeli–Guschagrat 1800 –200 10,4=Fl Rhein unterhalb Sargans Gonzen–Würznerhorn 1750 –200 7,5=F2 Walenseearm Garmit–Gonzen 1750 –100 5,0=F3 Walenseearm -} Seez Hüenerchopf–Tschuggen 1720 –100 5,0 Seez Hüenerchopf–Gamidaurspitz 1780 0 l,7 Schils Prodchamm–Guscha 1750 –100 l,l Murg Chüemettlen–Gross Güslen 1560 – 50 0,8 Tal Schwamm–Wissberg 1500 0 0,2 Walenseearm Höch Farlen–Ober Furgglen 1420 – 50 3,4=F4 Linth Fridlispitz–Höch Farlen 1440 –150 3,0=F5 Linth/Rhein Roten Chopf–Federispitz 1300 –100 3,0=F6 Linth/Rhein Hirzegg–Oberhaghöchi 1200 –250 6,4=F7

Mittlere Fliessgeschwindigkeiten des wiirmeiszeitlichen Rhein- und Linthgletschers

Grundsätzlich sind bei Gletschern 2 Bewegungsarten auseiHander zu halten: ein mittleres laminares Fliessen des Eises vL , das den Gesetzen der Dynamik visco- plastischer Massen unterliegt, uHd ein GleiteH auf der Felsunterlage v G , das durch Differentialbewegungen im Eis noch unterstützt wird. Gleiteffekte lassen sich bei vie- len rezenten Gletschern beobachten. Sie treten recht unvermittelt auf und erreichen zuweilen bedeutende Ausmasse. Der Mechanismus des schubweise auftretendeH Glei- tens — surging — liegt jedoch noch im Dunkeln. Dass auch bei eiszeitlichen Glet- schern neben dem laminaren Fliessen mit derartigen zusätzlicheH Gleitbewegungen auf der Sohle gerechnet werden muss, ist naheliegend. Dies geht aus der Differenz zwischen laminarem Abfluss und der aus der Massenhaushaltrechnung sich ergeben- den EisbeweguHg klar hervor. Darnach würde sich die mittlere GletscherbeweguHg v aus dem lamiHaren Fliessen v L uHd eiHem über die Einzelschübe gemittelten Gleiten vG zusammensetzen, also v = vL+vG. Wohl lassen sich über die mittleren laminaren FliessgeschwiHdigkeiten eiszeitlicher Gletscher keine verlässlichen Werte gewinnen; immerhin ist eine Abschät- zung der Grössenordnung möglich. Die grösste Schwierigkeit bereitet dabei die Unkenntnis des Verlaufes der einstigen Gletschersohle. Nach M. PERUTZ (1950), J. W. GLEN (1952) und J. F. NYE (1952, 1953) lässt sich die laminare Eisdurchflussmenge QL durch einen gegebenen TalquerschHitt berech- 106 Vierteljahrsschrift der Naturforschenden Gesellschaft in Zürich 1970

nen. Für parabolische Querschnitte, die den beobachtbaren und unter den Talalluvio- nen ergänzten Gletscherquerschnitten nahe kommen, ergäbe sich nach NYE (1965):

QL = F v = f A (p g a2 sin a)3,

wobei f ein Querschnittsformfaktor, A eine Materialkonstante des Eises, p dessen Dichte, 0,9 gr cm-3, g die Gravitationskonstante, 981 cm/sec- 2, a die maximale Eis- mächtigkeit und a, bzw. tg a, das Gefälle bedeuten würde. Für A geben L. LLIBOUTRY (1965: 565) 0,164 bar- 3 y-1, NYE 1953: 485) 0,364 1 bar-3 y- an. Daraus resultiert für A p 3 g3 = 1,12 . 10-4 m-3 y-1 (LLIBOUTRY), bzw. 2.5 . 10-4 m-3 y-1 (NYE). Der Formfaktor f lässt sich nach NYE (1965) für parabolische Querschnitte mit dem VerhältHis der jeweiligeH Gletscherbreite b zur doppelten Eismächtigkeit 2a ermitteln. Für die einzelnen Gletscherquerschnitte zwischen Sargans und Ziegelbrücke lassen sich aufgruHd der höchsten Erratiker, der höchsten Stauterrassen, bzw. Wallmoränen- reste für Breite, Mächtigkeit, Gefälle und Querschnittsformfaktor folgende Werte angeben:

Breite b Mächtigkeit a Gefälle Form- Gletscher in km in m tg a faktor f Rheingletscher oberhalb Sargans 11 1500 0,010 0,36 Rheingletscher unterhalb Sargans 7 1500 0,014 0,16 Walenseearm unterhalb Sargans 6,6 1380 0,0135 0,17 Walenseearm oberhalb Ziegelbrücke 6 1200 0,0135 0,185 Linthgletscher oberhalb Ziegelbrücke 5,8 1170 0,017 0,18 Linth/Rheingletscher bei Ziegelbrücke 4,5 1000 0,040 0,15 Linth/Rheingl. unterh. Ziegelbrücke 10 1000 0,012

Daraus errechnen sich die lamiHaren jährlichen Durchflussmengen QL in den einzelnen Gletscherquerschnitten (F) sowie die lamiHaren Fliessgeschwindigkeiten vL.

Laminare Durchfluss- Laminare Fliess- menge geschwindigkeit Gefälle in ni3 y-l, nach in my-1, nach Gletscherquerschnitt in 0/00 LLIROUTRY (bzw. NYE) LLIBOUTRY (bzw. NYE) Rheingletscher oberhalb Sargans 10 4,6 (10,4) 108 45 (100) Rheingletscher unterhalb Sargans 14 5,7 (12,6) 108 75 (168) Walenseearm unterhalb Sargans 13,5 3,2 (7,3) 108 65 (145) Walenseearm oberhalb Ziegelbrücke 13,5 l,5 (3,4) 108 46 (100) Linthgletscher oberhalb Ziegelbrücke 17 2,6 (5,8) 108 86 (192) Linth/Rheingl. unterh. Ziegelbrücke 40 10,8 (24,0) 108 357

Da jedoch die jährliche laminare Durchflussmenge des Walenseearmes oberhalb Ziegelbrücke und diejenige des Linthgletschers nur ruHd 40% der DurchflussmeHge nach dem Zusammenfluss der beiden Eisströme betragen würde, muss sich der Eisab- fluss in Wirklichkeit etwas anders vollzogen haben oder aber die Niederschlags- mengen wären währeHd der Eiszeit bedeutend geriHger gewesen als heute. Neben der laminaren Fliessbewegung des Gletschereises lassen sich für die einzelnen Querschnitte auch Relativwerte für die mittleren Gesamtdurchfluss-

Jahrgang 115 R. HANTKE. Dlffluenz des würmeiszeitlichen Rheingletschers 107

mengen Q und damit für die mittleren DurchflussgeschwiHdigkeiten v ermitteln. AbgeseheH vom Zuwachs durch das EinmündeH seitlicher Eis- und Firnmas- sen, vom vorwiegend als SchHee auf den Gletscher gefallenen Niederschlag uHd vom erlittenen Verlust durch Ablation, gilt für das Fliessen eines Gletschers das Kontinui- tätsprinzip. Darnach ist die Gesamtdurchflussmenge Q in einem bestimmten Tal- querschnitt das Produkt von Querschnittsfläche F. mittlere Durchflussgeschwindigkeit v, also Q = Fa vu = Fe ve = konstant,

wobei der Index a die AnfaHgs..., e die End... bedeuten. Da für den zum Bodensee abfliessenden Rheingletscher und für den durch die WaleHsee-Talung vordringenden Gletscherarm ein nahezu gleiches Gefälle ermittelt werden konnte und ein Stau durch den Seezgletscher Hicht ins Gewicht fällt (S. 103 und 104), dürften sich die mittleren FliessgeschwiHdigkeiteH in den beiden Gletscher- armeH kaum unterschieden haben. Aus F1 v1 = F2 v2 4-F3 v3 ergibt sich, wenn 1,2 = v3,

F1 _ 10,4 V2=V3= Vi =083 v1. F2--F3 7,5+5

Gegenüber der Durchflussgeschwindigkeit des Rheingletschers vor der Talgabelung voH Sargans hätte sich diese nach der Diffluenz auf 5/6 verringert. Wäre der mittlere Geschwindigkeitsverlust nach der Talgabelung auf 0,83 vi – zufolge der Trägheit des Hauptarmes – nicht erfolgt, so dass dieser seine Geschwindig- keit beibehalten hätte, also v 2 = vl dann müsste sich allein diejenige des W alensee- armes V3 verlangsamt habeH. (F1-F2) 10,4-7,5 = V3 = = 0,58 vl. F3 V1 5

Dass dabei nur die GeschwiHdigkeit des WaleHseearmes reduziert worden wäre, ist unwahrscheinlich, um so mehr als der im Stromstrich des Hauptarmes gelegeHe Fläscherberg sich bremsend auswirken musste. Bei einer Geschwindigkeitsverminderung im Verhältnis zu den Durchflussquer- schnitten, also wenn V3 F3

V2 F2

F32 2 ergäbe sich: F1 i1 = F2 v2+ FF2 V2.

Daraus folgt für die mittlere Fliessgeschwindigkeit des RheiHgletschers nach der Tal- gabelung: F1 1042 V2 = 32 104 2 Vi =0,96v1. F2+ 7,5+ Fz7- 55

108 Vierteljahrsschrift der Naturforschenden Gesellschaft in Zürich 1970

Für die mittlere Fliessgeschwindigkeit des Walenseearmes errechHet sich: 5+7 52 V3 F3+1F22 Vl = vl = 0,64 v1 . 1 F3

Anderseits wäre, wenn v2 = v3, der Eisabfluss durch das Rheintal und durch die Walensee-Talung nach dem Verhältnis der Eisquerschnitte aufgeteilt worden; dann wären 40% durch die Walensee-Talung uHd 60% durch das Rheintal abgeflosseH. Selbst wenn dem durch das Rheintal abgeflosseneH Arm – zufolge der grösseren Masse – eine grössere mittlere Fliessgeschwindigkeit zugebilligt uHd für den Walen- seearm – zufolge des Staus durch den Seezgletscher – eine geringere, nur 58%, einge- setzt wird, so hätten immer noch 28% des Rheineises ihren Weg durch die WaleHsee- Talung genommen. Wie bereits dargelegt wurde, erfolgte kaum der gesamte Geschwindigkeitsverlust auf Kosten des WaleHseearmes. Im Verhältnis zu den Durchflussquerschnitten, also wenn V3 F3 = , ergäbe sich: V2 F2 100% 7,5.100% für den Hauptarm Q2 = F2 v2 = F2 F32 52 = 69,2%, I F2 F2 7,5 +7,5 100% 5 100% für den WaleHseearm Q3 = F3 V3 = F3 = = 30,8% . F22 (7,5)2 + F3 +5

Darnach wäreH gut 30% des RheiHeises durch die Walensee-Talung und knapp 70% durch das Rheintal abgeflossen. Ein Stau durch den Linthgletscher fällt kaum iH Betracht, da die höchsten Erratiker in der Walensee-TaluHg ein Gletschergefälle bekunden, das sich mit demjenigen im Rheintal gut vergleicheH lässt. Es dürfte alleHfalls durch eineH geringen Stau des Rhein- gletschers durch den Illgletscher kompensiert wordeH sein. Auch für den Raum um Ziegelbrücke, wo der Walenseearm – durch die Eis- massen aus dem Schilstal, dem Murgtal und von der Talalp unterstützt – sich mit dem Linthgletscher vereinigt hatte, galt das Kontinuitätsprinzip, also :

F4 V4+ F5 V5 = F6 V6,

wobei nun v4 v5 war, da dem Linthgletscher eine höhere FliessgeschwiHdigkeit zu- kam als dem Walenseearm des Rheingletschers. Zwischen Glarus und Ziegelbrücke betrug das mittlere Gefälle des Linthgletschers – über Glarus reichte er bis auf 1500 in (OBERHOLZER, 1933: 472) – mehr als 17 0/00, während sich für den Walenseearm nur ein solches von 13,5 0/0o ermitteln lässt. Da nach J. F. NYE (1965) die GeschwiHdigkeit eines Gletschers mit der 3. Potenz seines Gefälles und mit der 4. Potenz seiner Mächtigkeit ansteigt, dürfte die mittlere 1 3 = Fliessgeschwindigkeit des Linthgletschers v 5 im untersten Linthtal um (17 13,5 2,09 mal grösser gewesen sein als diejenige des Walenseearmes 1,4. Jahrgang 115 R. HANTKE. Diffluenz des würmeiszeltlichen Rheingletschers 109

Daraus errechnet sich — wiederum nach dem Kontinuitätsprinzip — die mittlere Durchflussgeschwindigkeit in der Talenge voH Ziegelbrücke v6:

l F4+ (tga9 /3 F3 3'4+\ 0017 ,3 3 16 = F, V4 = 3 V4 = 3,13 V4. F5

Darnach wäre die Fliessgeschwindigkeit des Linthgletschers v 5 vor der KoHfluenz gut doppelt so gross gewesen wie diejeHige des Walenseearmes v4, uHd durch die Talenge von Ziegelbrücke wäre das Eis der vereinigteH Gletscher vo mehr als dreimal so schnell geflossen wie in der WaleHsee-Talung v4. Dagegen muss sich die Fliessgeschwindigkeit in der Linthebene, wo das Eis einen viel breiteren Querschnitt eiHnehmen konnte, wiederum verlangsamt haben. Im QuerschHitt Hirzegg—Oberhaghöchi betrug die mittlere FliessgeschwiHdigkeit des Linth/RheiHgletschers v7 nur Hoch

3,0 V6 = 0,47 VO V 7 = F7 V6 =

von derjenigen in der Talenge von Ziegelbrücke vs.

Vergleichen wir nun die nach NYE erhalteHen Mittelwerte der laminaren Fliessge- schwindigkeiteH mit Werten, wie sie sich aus dem MasseHhaushaltMass eiszeitlicher Gletscher ergeben. Auch hier stellen sich Unsicherheitsfaktoren eiH, so dass nur Nähe- rungswerte erhalteH werden köHneH. Bereits die Ermittlung der mittleren Nieder- schlagsmenge der Gegenwart gestaltet sich reich lich problematisch. Für das Einzugs- gebiet des Rheins dürfte sie mit 160 cm/Jahr, für das SaHkt Galler Oberland mit 180 cm/Jahr, für das Gebiet des Linthgletschers mit 200 cm/Jahr zu veranschlagen sein. Dass diese — mindestens während des würmeiszeitlicheH Gletschervorstosses — eher etwas höher waren als heute, ist offensichtlich: Die feuchtigkeitsbringenden West- winde erreichten die Alpen in tieferen BereicheH und — zufolge der um rund 1400 m niedrigeren Schneegrenze — war auch die Abkühlung grösser. Anderseits blieb die VerduHstung hiHter der heutigen zurück. DagegeH flossen sommersüber nicht zu unterschätzende Schmelzwässer subglazial ab. Als Folge des während der EiszeiteH um mehr als 100 m abgesunkenen Meeresspiegels dürfte das Klima kontiHentaler gewesen sein. Das Fehlen von Nord- und Ostsee begünstigten zudem — besonders im Winter — den Aufbau von statioHären Hochdrucklagen. In Anerkennung all dieser Einwände und der geringeren Dichte des Eises wurde der jährliche Eiszuwachs h für das Einzugsgebiet der nordalpinen Gletscher zuHächst eiHmal der heutigen jährlichen Niederschlagshöhe E gleichgesetzt. Für deH Rheingletscher bis SargaHs ergäbe sich bei einem Einzugsgebiet E17J, von 4540 km 2 eiHe mittlere jährliche Netto-AkkumulatioH ZR/I von:

ZRh = ERh hRh = 4540 km2 •160 cm y-1 = 7,27 . 109 m3/Jahr.

Da während des Maximalstandes Gleichgewichtszustand herrschte, sich Zuwachs und Abfluss die Waage hielten, ist Z = Q zu setzeH. 110 Vierteljahrsschrift der Naturforschenden Gesellschaft in Zürich 1970

Als mittlere Abflussgeschwindigkeit vRh ergäbe sich für den Querschnitt oberhalb Sargans: Q _ 7,27.109 m3 y-1 r'niz 700 m/Jahr. F 10,4 km2

Wäre das Eis bei Sargans im VerhältHis 69,2: 30,8 auf die beiden Eisarme aufgeteilt worden, so hätte der jährliche Abfluss

durch das Sankt Galler Rheintal QRh = 5,03 . 10 9 m3/Jahr, derjenige durch die Walensee-Talung Qw = 2,24 . 109 m3/Jahr betragen.

Aus v = Q/F ergäbe sich als mittlere Abflussgeschwindigkeit für

5,03 109 m2 y- 1 deH Rheingletscher PR/ = _ 672 m/Jahr uHd für 7,5 km 2,24.109 m3y 1 den WaleHseearm vn, = _ 448 m/Jahr. 5 km2

Bis zur Konfluenz mit dem Linthgletscher erhöhte sich der jährliche Eiszuwachs des Walenseearmes Zw - zufolge des hiHzukommeHden EiHzugsgebietes Ew um y-1 weitere 460 km2 - um E1, h-w = 460 km 2. 180 cm = 8,28 . 108 m3/Jahr (= 37%) auf 3,07 . 109 m3/Jahr. Für den WalenseearmWal ergäbe sich somit eine mittlere A b- 3,07 10^ m3 y-1 — fluss eschwindi keit v,,, 902 m/Jahr. g g TT 3 4 km2 Für den Linthgletscher mit einem Einzugsgebiet voH 680 km 2 und der etwas hö- heren mittleren NiederschlagsmeHge resultiert eine jährliche mittlere Netto-Akku- m u l at i o n ZL = EL hL = 680 km2. 200 cm y-r = 1,36 . 109 m3/Jahr, woraus sich eine l 36.3km y-1 mittlere Abflussgeschwindigkeit vL von 453 m/Jahr errechnet. 2 Nach dem Zusammenfluss von Linthgletscher und Walenseearm des Rhein- gletschers hätte sich die jährliche Abflussmenge auf 4,43 . 109 m3/Jahr erhöht, wo- mit sich für Talenge von Ziegelbrücke eiHe mittlere Durchflussgeschwindig- keit vL von 1477 m/Jahr ergäbe. • Wenn all diese Rechnungen auch reichlich mit UnbekannteH belastet sind, so kommt ihnen doch in der GrössenordHuHg eine durchaus reale Bedeutung zu. Da die Werte, wie sie sich aus den Massenhaushalts-BetrachtungeH ergebeH, gegeHüber den nach LLIBOUTRY bzw. NYE ermittelten lamiHaren Fliessgeschwindigkeiten bedeutend höher ausfallen - auch dort siHd die einbezogeHen Grössen mit Unsicherheiten behaf- tet - so muss neben der laminaren Fliessbewegung der eiszeitlichen Gletscher, besonders iH gefällsarmen Talabschnitten, mit einem Gleiten auf der Unterlage gerechnet werden. Ebenso dürfte die jährliche NiederschlagsmeHge während des Maximalstandes eher etwas uHter den heutigen Werten gelegen haben. Durchflussmengen, Durchflussgeschwindigkeiten, mittlerer laminarer Durch- fluss und mittlere lamiHare Fliessgeschwindigkeiten Hach LLIBOUTRY bzw. NYE er- gaben in den einzelnen Talquerschnitten des Rhein- und des Linthgletschers folgende Werte: Jahrgang 115 R. HANTKE. Diflluenz des wurmeiszeitlichen Rheingletschers 111

Laminare Jährlicher laminarer Jährl. e Fliessgeschw. 8 x Durchfluss in m3 Gesamt- in m/Jahr Gletscherquerschnitt durchfluss T:a.1 h 5 nach nach nach nach ar4 haushalt "a LLIBOUTRY NYE LLIBOUTRY NYE n 1

Rheingletscher oberhalb Sargans 4,6.108 10,4 . 108 72,7 108 45 100 700 Rheingl. urLterhalb Sargans 5,7.108 12,6 . 108 50,3 . 108 75 168 672 Walenseear m unterhalb Sargans 3,2.108 7,3.108 22,4 . 108 65 145 488 Walenseearm oberh. Ziegelbrücke l,5.108 3,4.108 30,7 . 108 46 100 902 Linthgletsclter oberh. Ziegelbr. 2,6.108 5,8.108 13,6 . 108 86 192 453 Linth/Rheiitgl. unterh. Ziegelbr. 10,8.108 24 •108 44,3 . 108 357 800 1477

Wiirmeiszeitliche Stadien im Raume von Sargans?

EiHe Einstufung der hochwürmeiszeitlicheH Gletscherstände, die im Raume von Sargans noch bis iHs Spätwurm hinein über der jeweiligen SchHeegrenze lageH, lässt sich Hicht vornehmen. Wohl treteH hochgelegene Rhein-Erratiker vielfach gestaffelt in bestimmten Streifen eHtlaHg der höheren Talhänge auffallend gehäuft auf. Zuweilen stellen sich terrassenartige Verflachungen eiH; doch wäre es vermessen, diese einzelnen hochwürmeiszeitlichen Stadien zuordnen zu wollen. EbensoweHig können rundhöcker- artig überschliffene Vorgipfel diskreten Eis-Niveaus zugewiesen werden.

Spätwiirmeiszeitliche Gletscherrandlagen zwischen Zürichsee und Walensee

Auf das Stadium voH Hurden-Rapperswil folgeH in der LiHthebene – wie auch aus den Untersuchungen von J.-R. KLÄY (1969) hervorgeht – die wohl nur kurzfristigen Gletscherstände voH Schübelbach–Schmerikon, Buttikon–Uznach und von Reichenburg–Maseltr an gen. Sie geben sich am S-Rand in den Rund- höckern um Schübelbach, bei Buttikon im Büel und bei Reichenburg im reliktischen Endmoränenwall von Hirschlen zu erkenneH (ARN. ESCHER, 1852, R. STAUB, 1934: 275; J. OBERHOLZER, 1942; HANTKE, 1958: 141). Eine Häufung von Erratikern auf der Südseite des BeHkeHer Michels, eine Schmelzwasserrinne am rechten Talrand von MaseltrangeH und ein N vorgelagertes Schotterfeld belegen diesen Stand im zentralen und östlichen StirHbereich, während derjenige von Buttikon über Tuggen–GriHau sich iH den Molasse-Rundhöcker von UzHach uHd iH den Wallresten von Bachtel und Günterstall NW bzw. W voH Kaltbrunn abzeichnet. Nur undeutlich und durch Schwemmfächer überprägt, erscheiHt ein kurzfristiger Halt zwischen Bilten und Schänis. Deutliche tiefgelegene MoräHenwälle wurden dagegen schoH von ARN. HEIM (in HEIM und OBERHOLZER 1907) auf Hundsiten N von Weesen in 575 m und N des alten Bahnhofes in 520 m beobachtet. Als weiteren HiHweis für einen tiefen Eisstand in der Talenge von Ziegelbrücke sind neben zahlreichen Erratikern die Rund- höcker auf dem Biberlikopf und die bei der Erweiterung des Bahnhofareals zum Vor- schein gekommenen Gletscherschliffe zu werten. Auch die im vordersten Linthtal sich 112 Vierteljahrsschrift der Naturforschenden Gesellschaft in Zürich 1970 einstelleHden Rundhöcker der Vorburg NW von Oberurnen, beim Schlössli Nieder- urnen sowie derjenige NE von Beglingen konnten nur unter geringer EisbedeckuHg eines bei Ziegelbrücke stirnenden Gletschers gebildet worden sein. Linthgletscher und Walenseearm des Rheingletschers dürften sich damals eben noch im Niederurner Riet vereinigt haben, was auf der rechten Talflanke durch tief gelegene Rhein-Erratiker belegt wird. Der als Mittelmoräne zwischen Linth- und Rheingletscher zu deutende Wall an der Kerenzerbergstrasse bei P.625.3 mit Rhein- und Linth-ErratikerH stammt jedoch schon von älteren Eisständen. Neben den auf der Terrasse von Betlis am Nordufer des Walensees häufigen SernifitblöckeH – Rhein-Erratiker sind selten – erkannte bereits ARN. HEIM (1917: 654) einen weiteren, etwas internereH Wall, der von Hinterbetlis zum Höfli abfällt. Das zugehörige GletschereHde lag am Westende des WaleHsees. Die eiHstige, bereits zur Römerzeit besiedelte Insel Hutteboschen (= Hüttenböschen) S des Städt- chens Weesen (J. J. SCHEUCHZER, 1712), die später durch die Linth angelaHdet (ARN. ESCHER, Skizze vom 29. August 1839) und bei der Linth-Korrektion eingeebnet wurde, dürfte als Rest eines Stirnwalles zu deuten sein. Die Wanne des Walensees stellt das zugehörige Zungenbecken dar. E voH Hinterbetlis wird die Grenze zwischen Moräne und Gehängeschutt durch eine Terrasse markiert, die sich E der Serenbach-Kerbe in den Hügel von Seeren fortsetzt. N von Quinten müHdete aus dem Kar S des Leistchamm ein HäHgegletscher, der durch steilabsteigende SeitenmoräHen dokumentiert wird. Auf der S-Seite des Walensees ist der Moränenwall, der sich E von Buechen (WSW von Murg) ablöst, mit dem Eisstand voH Weesen zu verbinden. Aufgrund des regelmässigen lsohypsenbildes des Walenseebodens schloss schon OBERHOLZER (1933: 476), dass der WaleHseearm des Rheingletschers bei seinem Rück- zug im Seebecken keine Endmoränen hinterlassen habe. Auch können – mit AusHahme der seitlicheH Wälle von Hinterbetlis–Höfli uHd Buechen W Murg – in der Walensee- Talung weder tiefe Seitenmoränen noch Schmelzwasserrinnen beobachtet werdeH. Erst im Seeztal treteH – neben Rundhöckern – im VerrucaHo zwischen Schils- und WeisstanneHtal – mehrere, zum Teil recht eiHdrückliche Schmelzwasserrinnen in Erscheinung, die, wie auch J. RICHTER (1968) dargelegt hat, tektonischen Schwäch- zonen folgeH, von Moorstreifen erfüllt sind oder gar Seitenbächen den Weg weisen. Während die höher gelegenen Rinnenabschnitte Eisständen zwischeH dem Hurden- und dem Weesen-Stadium zugewiesen werden könneH, treten W von P l o n s und W von Mels auch tief gelegene Rinnenstücke auf, die ZungeHenden im Seeztal zwischen Mels und Flums voraussetzen.

Die spätwiirmeiszeitlichen Vorstsse des Murg- und des Schilsgletschers

Da sich am Ausgang des Murgtales zahlreiche Verrucanoblöcke einstellen, ist es wahrscheinlich, dass auch der spätwürmeiszeitliche Murggletscher mit seiHem relativ grossen, in die Firnregion hinaufragendeH Einzugsgebiet nochmals mit steiler Zunge bis zum Walenseearm des Rheingletschers vorstiess. Im Grenzbereich der beiden Eis- ströme wurden die Verrucanoblöcke als FindliHge abgelagert. Jahrgang 115 R. HANTKE. Diflluenz des wurmeiszeitlichen Rheingletschers 113

Ebenso dürfte die letzte glaziale Überprägung des Sackungsgebietes von Ober- t erzen mit diesem Gletschervorstoss in Zusammenhang zu bringen sein. Da im Schilstal – auch von J. RICHTER (1968) – keine Rhein-Erratiker festgestellt werden konnten, sich hingegen NE der Alp Gampergalt bis 1570 m hinunter Seiten- moränen eines Schilsgletschers beobachten lassen, dürfte das Rhein-Eis – im Gegen- satz zum Weisstannental – kaum ins Schilstal eingedrungen sein. Ein auffälliges, von Schwamm steil gegen NW absteigendes Wallstück ist wohl als Mittelmoräne zwischen Schils- und Rheingletscher zu deuten. Umgekehrt muss jedoch der Schilsgletscher im Spätwurm nochmals bis an den Talausgang vorgestossen sein. Bei Gresch, 1,5 km SW von Flums, ste llt sich auf der linken Talseite eiH bis gegen 800 in hinunter verfolgbarer Moränenwall ein. Da OBERHOLZER (1920) am rechten Talausgang einerseits Rheinmoräne mit Punteglias- graniten und aHderen BüHdnergesteinen angibt, anderseits der Schilsgletscher sich eben noch mit dem RheiHgletscher vereinigt haben muss, dürfte dieser Vorstoss zeitlich den Eisrandlagen von Ziegelbrücke bzw. Weesen entsprechen, was einem mittleren Gefälle des spätglazialen Walenseearmes von 18 bzw. 220/0o gleichkäme.

Der Seez- und der Taminagletscher zur ausgehenden Würm-Eiszeit

Im Ausgang des Weisstannentales stellen sich bei P.889.l lokal verkittete Stauschotter ein. Sie waren bereits E. BLUMER (1908: 211) und J. OBERHOLZER (1920, 1933: 519) bekannt und bekunden früh- (?) und spätglaziale Gletschervorstösse. Dabei vermochte sich jedoch der Seezgletscher höchstens über einen schmalen Bereich mit dem Walenseearm des Rheingletschers zu vereinigen, was durch die einsetzenden Schotter – bei P.919 auf der linken und bei Langwiesen P.866 auf der rechten Tal- seite, rund 2,5 km SW von Mels – belegt wird. Diese Schotter – gut geruHdete, nicht von Moräne bedeckte lokale Stauschotter – wurden nicht mehr vom Seez-Eis überfahren. Sie konnten nur in einem Zeitpunkt abgelagert werden, als der bei Sargans bis gegen 900 m hinaufreichende Rheinglet- scher sie aufstaute. Dies konnte nur geschehen, als der durch die Walensee-Talung abfliessende Gletscherarm nochmals bis Ziegelbrücke bzw. Weesen vorgestossen war, während der Hauptarm, bei einem mittleren Gefälle von 150/00, nochmals bis Grup- pen–Rüthi–Hirschensprung–Rankweil bzw. bis Sennwald–Büchel–Feldkirch gereicht hatte. Dort stellen sich auch tatsächlich, besoHders auf der Vorarlberger Seite, markante tiefliegende Schmelzwasserrinnen ein, die sich SW von Rankweil mit ausge- prägten Seitenmoränen verbinden lassen (vgl. S. 116). E von Bad Rag az wird der spätwürmeiszeitliche Gletscherstand von Ziegel- brücke/Weesen bzw. Rüthi–Rankweil/Sennwald–Feldkirch durch Rundhöcker und die tektonisch vorgezeichnete in 930-920 m Höhe gelegene Schmelzwasserrinne des Her- renbodens dokumentiert. Am linken Ausgang des Taminatales setzen hinter dem Bad Pfäfers mächtige Schotter ein, welche alte Läufe der Tamina ausfüllen und bei Valens bis über 930 m hinaufreichen. Taleinwärts lassen sie sich bis Vättis verfolgen. Auch diese Schotter

114 Vierteljahrsschrift der Naturforschenden Gesellschaft in Zürich 1970

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x Höchste würmeiszeitliche Eisstände x Erratiker Walensee -Talung Rheintal =_== Versumpfte Zungenbecken - Heerbrugg - Dornbirn Oa0 Drumlins - -•• ••- -• Buttikon - Uznach Widau -Hohenems o.f Rundhöcker Altsttten -Altach Mornenwlle ------Reichenburg-Maseltrangen Montlingen -Götzis Schmeizwasserrinnen . Ziegelbrücke Rüthi -Rankweil Eistransfluenzen Büchel -Feldkirch Sptglaziale Schotter W eesen Sennwald-Tisis Melser Staffel Plonser Staffel Ragnatsch Wartau Pions Azmoos Eisstnde von Ziegelbrücke bzw. Weesen Mels Sarganser Au Abb. l. Quartärgeologische Kartenskizze des Rheintales zwischen Feldkirch und Altstätten, 1 : 150000. Jahrgang 115 R. HANTKE. Diffluenz des wurmeiszeitlichen Rheingletschers 115 können nur durch eiHen bei Pfäfers etwas ins Taminatal eingedrungenen Rheinglet- scher aufgestaut worden sein (OBERHOLZER, 1933: 520-523). SW voH Vättis, am Ausgang des CalfeiseHtales, sitzen ihnen in 990 m Höhe End- moränen des Taminagletschers auf. Da in diesem Stadium Rhein-Eis nur noch in einer kleinen Zunge über den 1357 m hohen Kunkelspass reichte und die von der östlichen Ringelspitzgruppe und der Calandakette herabhängenden Gletscher die Talsohle von Ober KuHkels–Vättis nicht mehr anzufüllen vermochten, blieb diese eisfrei. Zu einem wenig späteren Zeit- punkt – im Stadium von Weesen – reichte der Rheingletscher noch auf die Passhöhe. Ein etwas tieferes Stauschotter-Niveau als dasjenige von Langwisen reichte am Aus- gang des Weisstannentales, am Baleerenegg, noch bis gegen 800 m hinauf. Auf der rechten Talseite werden Abschmelzphasen dieses Eisstandes durch die Verflachung von Blees, 1,5 km WSW von Mels, und von Gargums 1,5 km WSW von WaHgs, bekundet. Eine SchmelzwasserriHne SW des Furtschchopf (W von Mels) in 811 m setzt im Raume von Sargans eine Eishöhe von etwas über 800 m voraus. Bei einem mittleren Gletschergefälle von 14-15 0/00 dürfte diese Eishöhe mit den Stirnlagen von Wee- sen und Feldkirch zusammenhängen. Am Ausgang des Taminatales kam es damals zur letzten Eisüberprägung der ein- drucksvollen Rundhöckerlandschaft von Pfäfers. Zugleich wurden die Stauschotter des Taminatales bereits wieder zerschnitten. Auffällig ist ferner, dass der Seez- und besonders der Taminagletscher im Spät- wurm weniger weit herunter vorstiessen als der Schilsgletscher, obwohl das Einzugs- gebiet beider höher hinaufreicht. Dies ist wohl darauf zurückzuführen, dass das Weiss- tannen- und das TamiHatal bedeuteHd länger sind, ihre Talsohlen im Mittel weniger steil abfallen und dass sich das Schilstal durch ausgedehnte hochgelegene Firnfelder – Panüel, Fursch–GalaHs, Mad-, Schaf- und Rinderfans – auszeichnet.

Höhenlage Talanfang Talende Tal- mittl. Seitental äffen entsprechenden Höhenlage Höhenlage länge Gefälte renz Gletscher- endes

Schilstal Schaffans Flums 12,5 km 1940 m 15,5% 810 m 2400 m 460 m Weisstannental Gross Schibe Mels , 20 km 2440 m 12,2% 860 m 2937 m 497 m Taminatal Piz Sardona Bad Ragaz 26,5 km 2488 m 9,4% 990 m 3013 m 525 m

Die spätglazialen Eisrandlagen im Rheintal

Wie in der Walensee-Talung, so lassen sich auch im Rheintal nach dem Konstan- zer Stadium mehrere Eisstände erkennen, die besonders zwischen H o h e n e m s und Frastanz durch randliche Schmelzwasserrinnen und Seitenmoränen belegt werden. 116 Vierteljahrsschrift der Naturforschenden Gesellschaft in Zürich 1970

Auf der Schweizerseite dagegen fehlen talsohlennahe MoräHenwälle. Wurden sie durch jüngere, von der südlichsten Säntiskette niedergefahrene Lokalgletscher oder durch Schuttmassen überschüttet? Als seitliche Schmelzwasserrinnen hingegen können die Tälchen hinter den abtauchenden Kreideketten von Sennwald–Büchler Berg, des Gruppen und des Blattenberges zwischen Sennwald uHd Riithi, sowie diejeHigen des Hirschensprunges SE von Oberriet und um Kobelwald aufgefasst werden. Ebenso deuten die zahlreichen Rundhöcker zwischen Riithi und Eichberg auf eine geringe Eismächtigkeit und damit auf ein nahes Gletscherende hiH. Über Ausmass und Gang des Gletscherrückzuges liefern die randlichen Schmelz- wasserrinnen in Vorarlberg einige Hinweise. Eine äusserste RiHne setzt E von Hohen- ems auf 550 m ein. Sie bekundet ein unter den Rheinalluvionen gelegenes ZungeneHde des Rheingletschers, das – bezogen auf die heutige Oberfläche des Rheintales – mindestens bis Heer brugg–Dornbirn reichte. Eine nächste, deutlicher ausgebildete Randlage mit einem Zungenende im Raum Rebstein–Widnau–Hohenems stellt sich zwischen Ober- und Unter-Götznerberg, ebenfalls in 550 m, ein. Noch ausge- prägter und über mehrere Seitentäler verfolgbar ist der Torso, der SW voH Fraxern auf 680 m begiHnt und mit der Örtlaschlucht E von Götzis auf 490 m endet. Eine weitere, abermals tiefere Schmelzwasserrinne Himmt N voH Klaus in 507 m Höhe ihren Anfang und verläuft über St. Arbogast gegen Götzis. SE von Klaus finden sich weitere Torsi; zugleich lassen sie sich talaufwärts immer deutlicher mit sanft ansteigenden Wallmoränen in Verbindung bringen; ferner treten tief gelegene Rundhöcker auf. Die beiden Rinnensysteme bekunden Gletscherenden im Raum Altstätten–Alt- ach bzw. Kobelwald–Montlingen–Götzis. Während die beiden Rinnen E von Hohenems und von Götznerberg nur während kurzen Rückzugshalten benutzt worden sein konnten, belegen die Torsi SE bzw. S von Götzis länger stagnierende Eis- stände; denn nur so konnten die Schmelzwässer in den Kreidekalken – meist längs Bruchzonen – derart markante Kehlen ausräumen. Aufgrund der mit diesen Schmelz- wasserrinnen zu verbindenden, schuttreichen Seitenmoränen muss der RheiHglet- scher jeweils wieder etwas vorgestossen sein. Ein nächstes Rinnensystem mündet NE von Rankweil. Diesem dürfte auf der Schweizerseite die Kehle hinter der Kreiderippe Gruppen–Riithi und diejenige von Hirschensprung–Oberriet entsprechen. S von Feldkirch zeichnet sich bei Mariagrün das zeitlich dem Gletschervorstoss bis Weesen gleichzusetzende Stadium ab. Eindrückliche Stirnmoränenwälle eines Seitenlappens des Rheingletschers stehen den Endmoränen des Illgletschers gegen- über und dämmen dazwischen ein kleines Moor ab. Weiter E, bei Dums, kam es zur Aufschüttung von StirnmoräHen eines rechten Seitenlappens des Illgletschers, wobei sich im frontalsten Bereich, wie bei Mariagrün, zwei Wälle auseinanderhalten lassen.

Abb. 2. Die Talgabelung von Sargans von SE mit dem Gonzen, dahinter die Alvierkette, gegen links die Walensee-Talul}g mit der Mündung des Weisstannentales, am linken Bildrand: der Walensee, dahinter die Churfirstenkette. Rechts das Rheintal mit der Eistransfluenz ins Toggenburg zwischen Alvierkette und Säntisgebirge, im Hintergrund der Bodensee. Im Rheinknie, rechts von Sargans, der Fläscherberg, im Vordergrund, links des Rheines, am Ausgang des Taminatales: Bad Ragaz; davor auf glazial überschliffener Felsterrasse das Dorf Pfäfers. Militärflugdienst Dübendorf.

Jahrgang 115 R. HANTKE. Diffluenz des würmeiszeitlichen Rheingletschers 119

Der Taltorso Schwarzer See–Goldene Mühle–Rankweil ist als zugehörige Schmelz- wasserrinne zu deuten. Bei Göfis uHd E von Frastanz wurden ZungeHbecken ausgekolkt, während das Gebiet des Tonawaldes und der Hügel der Ruine Siegberg rund- höckerartig überprägt wurden. (H. W. SCHAAD, 1925, 30-32, 1925; K. GUNZ, 1926; R. OBERHAUSER in W. HEISSEL et al. 1967.)

Spätglaziale Gletscherenden im Bereich der Talgabelung von Sargans

Noch tiefere Stauschotter als jene von LangwiseH und Baleerenegg konnte J. OBERHOLZER (1920, 1933: 518) am Ausgang des Weisstannentales in der Terrasse von St. Martin (574 m), auf dem Hügel Wingerten (607 111) W voH Mels, in einer alten Flussschlinge bei Plons (WNW von Mels) sowie zwischen Mels und WaHgs beobachten. Sie sind mit einer Eisrandlage bei Ragnatsch zwischen Mels und Flums zu verbinden, wo sich, ausserhalb Tiergarten, einem Rundhöcker in der Ebene des Seeztales, auch auf der rechten Talseite mehrere tiefgelegene eisüberschliffene Felsrippen einstelleH. Zu diesem Zeitpunkt reichte der Hauptarm im Rheintal noch bis Wart au–M ä l s Dabei wurde das strukturell vorgezeichnete Elltal zwischen Fläscherberg und Ellhorn als Schmelzwassertälchen Benutzt. Ein schmächtiger Eisarm, der von einem durch das Guschatal abfliessenden Falknisgletscher unterstützt wurde, vermochte über die Luziensteig nochmals bis `Mäls–Balzers vorzustosseH, wo er vom Hauptarm gestaut wurde, was durch Rundhöcker, Wallmoränenreste sowie durch das Zungenbecken- ried S von Balzers bekundet wird.

Die spätwürmeiszeitlichen Gletscherstände im Linth/Rhein- und im Bodensee- Rheinsystem Linth gletscher/ W alenseearm Bodensee-Rheingletscher

Hurden–Rapperswil Konstanz Schübelbach–Schmerikon Heerbrugg–Dornbirn Buttikon–Uznach Rebstein–Widnau–Hohenems Reichenburg–Maseltrangen Altstätten–Altach Bilten–Schänis Kobelwald–Montl ingen–Götzis Ziegelbrücke Gruppen–Rüthi–Hirschensprung–Rankweil Weesen Sennwald–Büchel–F el d k i r ch Ragnatsch Wartau–Balzers Mels Sarganser Au gesperrt: Endmoränenreste

Abb. 3. Die rechte Talflanke des Churer Rheintales von SW. Im Vordergrund das Dorf Trimmis auf einem mächtigen Schuttfächer. Über dem Durchbruch durch die Bündnerschiefer die Moränen darüber der moränenbedeckte Abhang von Says mit dem Seitenmorä--terrasse von Talein–Valtanna, nenwall von Ober Says, dahinter die rundhöckerartlg überschliffenen Sayser Chöpf. Am linken Bild- rand der Eingang ins Prättigau, im Hintergrund die Schesaplana. Swissair Photo AG, Zürich.

Abb. 4. Das von Moränenwällen umgürtete Zungenbecken von Carschenna im Konfluenzbereich von Hinterrhein- und Albulagletscher von WSW. Im Vordergrund die zur Viamala abfallenden Fels- wände, links der Rundhöcker von Hohenrätien. Militärflugdienst Dübendorf. 120 Vierteljahrsschrift der Naturforschenden Gesellschaft in Zürich 1970

Abb. 5. Quartärgeologische Kartenskizze der weiteren Umgebung der Talgabelung von Sargans, 1 : 150000. Legende siehe Abb. l. Jahrgang 115 R. HANTKE. Diffluenz des würmeiszeltlichen Rheingletschers 121

Ein letzter Eisstand um Sargans wird durch Schotter angedeutet, die sich am Hangfuss zwischen Wangs und Mels einstellen. Von eigentlichen Wallmoränen ist — zufolge der in der Ebene von Sargans sich stark verbreiternden Gletscherzunge und des offenbar nur kurzfristigen Eisstandes — kaum viel zu erkennen. Dagegen dürften die aus der Rheinebene aufragenden Rundhöcker: Chastels S des Städtchens Sargans, der Kirchhügel Wangs, Grestis ESE von Vilters, Büel und der Felskopf der Ruine Freudenberg NW von Bad Ragaz, sowie die Schmelzwasserrinne ESE von Vilters für eine Eisrandlage Wangs—Mels—Sargans—Schollberg—Fuss sprechen (Abb. 5).

Zeugen spätglazialer Eisstände im Churer Rheintal

Am Eingang ins Prättigau, der Einmündung des Landquartgletschers, reichte der Rheingletscher in den Stadien von Rankweil und Feldkirch bzw. von Ziegelbrücke und Weesen auf rund 1000 m bzw. 950 m. Dies gibt sich beidseits der Klus zu erkennen: S in der Moränenterassenfolge von Gaschlun, N in den Schmelzwasserrinnen auf der Furgga, welche zum Zungenbecken von Riet—Isla SW von Seewis hinüberlei- ten. Dieses Zungenbecken war damals noch von einem vom Vilan durchs Matantobel absteigenden Gletscher erfüllt, während die Rundhöckerlandschaft N des Rietes, wie diejenige am westlichen Ausgang des Taminatales, noch im Stadium von Ziegelbrücke/ Rüthi-Rankweil vom Eis überschliffen wurde. Im Churer Rheintal zeichnet sich das Stadium von Feldkirch/Weesen im deutli- chen, in 1100-1050 m Höhe gelegenen Seitenmoränenwall W von Ober-Says ab (Abb. 3 und 6). Daraus errechnet sich ein mittleres Gefälle des Rheingletschers für die Strecke Ober-Says—Feldkirch bzw. Weesen von 14 bzw. 13 0/oo • Ein S von Ober-Says rechtwinklig auf diesen Wall auftreffender Moränenrest bekundet, dass damals noch ein Gletscher aus dem Valmolatal zufloss. Da bogenför- mige Wallstücke bis gegen 900 m hinunter verfolgt werden können, muss das Valmola- tal noch im nächst jüngeren Stadium — als der Rheingletscher die Moränen von Val- tanna und Talein zwischen Says und Trimmis ablagerte — noch von einem Lokalglet- scher erfüllt gewesen sein. Für dieses jüngere Stadium ergäbe sich bis zur Stirn in der Wartau bzw. bei Ragnatsch im Seeztal ein Gefälle von 17°/o o. Durch das S anschliessende Valturtobel stiess Lokaleis — zufolge des höher hinauf- reichenden Einzugsgebietes — etwas weiter vor, so dass der Valturgletscher noch im Wartauer Stadium den Rheingletscher erreichte. E von Chur, auf dem rundhöckerartig überschliffenen Mittenberg, lag die Eis- oberfläche während des Stadiums von Feldkirch auf über 1100 m. Daraus ergibt sich für den Churer Raum eine Eisabnahme seit dem Würm-Maximum um 900 m. Die Stadien von Ragnatsch/Wartau und Mels/Sarganser Au geben sich in der Chu- rer Gegend in der 980 m hoch gelegenen Stauterrasse von Maladers und in den Morä- nen und Erratiker-Anhäufungen NW und SW von Haldenstein zu erkennen. Damals dürfte die Eisoberfläche über Chur noch bis auf 950 m gereicht haben. 122 Vierteljahrsschrift der NaturfoIschenden Gesellschaft in Zürich 1970

Abb. 6. Quartärgeologische Kartenskizze der Umgebung von Trimmis NE von Chur, ca. 1 : 47300.

THUSIS

Hhenrötien

Erratiker Moränenwälle ^^ra Narrry. Moränenterrassen r Felsterrassen Rundhöcker 0 100 200 m Schmelzwasserrinnen

Abb. 7. Quartärgeologische Kartenskizze von Carschenna SE von Thusis, ca. 1 : 13700.

Die spätwürmeiszeitlichen Moränenwälle auf Carschenna

Auf Carschenna, oberhalb dem rundhöckerartig überschliffeneH Felsriegel von Hohenrätien, breitet sich E von Thusis eine prachtvolle Moränenlandschaft aus (Abb. 4 und 7). Im Konfluenzbereich mit dem Albulagletscher, stellen sich in einer Höhe von 1110 bis 1170 m mehrere gestaffelte Moränenwälle des Hinterrhein-Gletschers ein. Gegen NE, gegen den einst anbrandenden Albulagletscher gehen die höchsten Wälle in Stauterrassen über; weiter gegen N wurden vom Albulagletscher Felsterrassen aus dem anstehenden Bündnerschiefer ausgekolkt. Jahrgang 115 R. HANTKE. Ditlluenz des wurmeiszeitlichen Rheingletschers 123

Bei einem mittleren Gefälle des Hinterrhein-Gletschers von 12,5 0/0o sind die tiefsten Wälle mit Endlagen zu verbinden, bei deneH der Rheingletscher noch über Sar- gans hinaus reichte. Während der Ablagerung des höchsten Moränenkranzes stirnte er im Rheintal in der Wartau, im Seeztal bei RagHatsch, wogegen die tieferen Car- schenna-Moränen den interHeren Ständen von Mels und Sarganser Au entsprechen dürften. Dies käme einem mittleren Gefälle von etwas über 12 0/0o gleich. Damit lassen sich die Randlagen um Sargans über die MoräneHreste zwischen Trimmis und Ober- says, über jene um HaldeHstein sowie über die Stauterrasse von Maladers mit den ausgeprägten MoräHenwällen im hintersteH Domleschg verbindeH.

Chronologische Einstufung der spätglazialen Eisstände

Da sich die spätwürmeiszeitlichen Gletscherstände im RheiHtal, in der Walensee- Talung und bei den Seitengletschern durch augenfällige Vorstösse abzeichnen, bekunden diese offenbar allgemeiHe kurzfristige Klimaverschlechterungen mit verschiedenen Schüben. Auf eiHe läHger anhaltende erste Erwärmungsphase, in der die Eismassen des schweizerischen Mittellandes bis iH die Alpentäler hiHein abzuschmel- zen begannen und der wahrscheinlich dem Prä-BölliHg gleichzusetzen ist, erfolgte dann ein erster fühlbarer Klimarückschlag. Wie im Vorderrheintal und auf der E-Seite des Domleschg klar zu erkenHen ist, folgte auf diesen ersten Rückschlag ein zweiter, wesentlich kräftigerer. Im dazwischen gelegenen Interstadial – wahrscheinlich dem BölliHg-Interstadial – hätten die grossen Talgletscher in Bünden erstmals die Sohlen der Haupttäler freigegeben, so dass die ihres Gegendruckes durch das Gletschereis verlustig gegangenen übersteilten Flanken als Bergstürze niederbrachen. Beim zweiten Klimarückschlag – wahrscheinlich der Älteren Dryaszeit – stiess der Vorderrheingletscher, unterstützt durch Lokalgletscher von der Ringelspitzkette über die Bergsturzmassen von Flims und Reichenau–Chur nochmals bis Chur vor (R. STAUB, 1938), wo er durch den ebenfalls vorrückeHden Plessurgletscher gestaut wurde. Damals schob sich auch der vereiHigte Albula/Hinterrhein-Gletscher erneut durchs Domleschg vor und stiess bei Rhäzüns auf den Vorderrhein-Gletscher. Dabei wurden die tiefsten Ufermoränen mehrerer Seitengletscher der Stätzerhornkette von Scharans bis Tumegl/Tomils in die Richtung des Talgletschers abgeknickt. Ebenso deuten die zahlreichen tiefgelegenen Rundhöcker sowie die seitlichen SchmelzwasserrinneH – etwa in der Gegend um Thusis – auf eineH derartigeH späten Vorstoss des Talglet- schers mit geringer Eismächtigkeit. In einer ersten Abschmelzphase schmolz dann der Rheingletscher an den dünnsten Stellen – über den Bergsturzmassen und in der Talenge bei Rothenbrunnen – durch, so dass es zwischen Ems und Chur sowie im Kessel von Reichenau–RhäzüHs zur Ab- trennung von Toteis kam. Die Bergsturz- und Toteismassen hätteH die schlecht ge- rundeten und nur unvollständig sortierten Eisrandschotter von Undrau und von Bonaduz–Rhäzüns aufgestaut. Durch das langsame Abschmelzen der Churer Toteis- masse wären die Bergsturzmassen von Ems–Chur erst zu Tomas geprägt worden. 124 Vierteljahrsschrift der Naturforschenden Gesellschaft in Zürich 1970

Als dann durch das Abschmelzen des Churer Toteises die Erosionsbasis bei Reichen- au tiefer gelegt worden war, wurden die Schotterfluren rasch und kräftig zerschnitteH. Leider konnten frühe spätwürmeiszeitliche Klimarückschläge bisher in der Schweiz erst an wenigeH Stellen pollenanalytisch erfasst werden. Wo dies nördlich der Alpen geschehen konnte, ist ihr chronologischer Aussagewert hinsichtlich der einzelnen Gletscherstände noch zu wenig genau erfasst. Der Versuch einer Einstufung, einerseits des ZungenbeckeHs von Dums E von Feldkirch und des Rietes E von See- wis und anderseits des Drachenriedes W von StaHs ist im Gange. In diesen seitlich der Hauptarme gelegenen Zungenbecken, die vor späterer Aufschüttung verschont blie- ben, ist eiH Abteufen von Bohrprofilen bis auf die Grundmoräne möglich, so dass die Datierung bestimmter Eisstände auf verschiedenen Wegen vorgenommen werden kanH - pollenanalytisch, sedimentologisch und durch das Auffinden vulkanischer Aschenhorizonte allenfalls gar tephrochronologisch. Zugleich ergibt sich damit die Möglichkeit, bisherige Parallelisationsversuche von Eisständen über verschiedene Gletschersysteme neu zu überprüfen.

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Für den Hinweis von Berechnungsmöglichkeiten laminarer Fliessgeschwindigkeiten und jährli- cher Durchflussmengen auf Grund des Massenhaushaltes bin ich Herrn Dr. H. RÖTHLIRERGER von der Abteilung für Hydrologie und Glaziologie der ETH sehr zu Dank verpflichtet. Den Herren Prof. Dr. h. c. ED. IMHOF, Erlenbach, und P. WITZLER von der Eidg. Landestopo- graphie, Wabern, verdanke ich wertvolle Anregungen und Hilfe bei der Gestaltung der Vergletsche- rungskarte, deren Drucklegung ermöglicht wurde dank eines Kostenbeitrages der Eidg. Techn. Hochschule, der Gletschergarten-Stiftung, Luzern, der J. DE GIAcoMI-Stiftung der Schweiz. Natur- forschenden Gesellschaft und des Geologischen Büros Dr. RENE MOSER, Zürich. Die Reinzeichnung der Kartenskizzen besorgte Herr U. MASONI.

Eine Zusammenfassung ist in Eiszeitalter und Gegenwart, 19: 219-226, Öhringen/Württ., 1968 erschienen.