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Kurzfassung Während des Maximums der Würm-Eiszeit bestand im Südschwarzwald eine Vergletscherung des norwegischen Typs mit einer Eiskappe, deren Zentrum im Bereich des Feldbergs lag. Von dort erstreckten sich bis zu 25 km lange Talgletscher. Im Gegensatz dazu waren Nord-und Mittelschwarzwald hauptsächlichhauptsächlich durch Karvergletscherungen, mit vereinzelten Hänge-und Talgletschern mit einer Länge von weniger als 5 km, charakterisiert. Die Ausdehnung der vorletzten Eiszeit ist bisher nur teilweise erfasst und noch ältere Vereisungen bilden sich nur in Relikten von Schotterterrassen ab. Im Südschwarzwald werden seit über 100 Jahren Rückzugsstände am Ende der Würm-Eiszeit nach einem am Seebachgletscher defi nierten System gegliedert. Hierdurch entstand eine Fülle an Zuordnungen, v.a. über Schneegrenzberechnungen, die jedoch nur in den seltensten Fällen datiert sind. Die verhältnismäßig geringe Umgestaltung im Nord-und Mittelschwarzwald in der letzten Kaltzeit lässt eine, vor allem im Bereich der Ostabdachung, präwürmzeitliche Landschaftsoberfläche erwarten. Bisher sind diese Archive, trotz des hohen Erhaltungspotentials, kaum bearbeitet worden. Auch in Bezug auf noch ältere Vereisungen scheint eine Erhaltung in dem niedrigenergetischen Relief der Ostabdachung des Schwarzwaldes am ehesten wahrscheinlich. Abstract Overview of the Pleistocene glaciations of the Black Forest During the Maximum of the Last (Würmian) Glaciation, the southern Black Forest was covered by an ice cap of the Norwegian type, with its centre over the Feldberg (the highest peak of the Black Forest). From there, several up to 25 km long valley glaciers extended into lower altitudes. In contrast, the northern and middle part of the Black Forest were characterised by cirque glaciers, with sporadic slope and valley glaciers that did not reach more than 5 km of length. The extent of the Penultimate Glaciation is only partly constrained and even older glaciations are poorly refl ected by relics of gravel terraces. Over the last 100 years, phases of glacier recession at the end of the Würmian Glaciation have been classifi ed in the southern Black Forest according to a system defi ned at the Seebach Glacier. Based on this, a series of correlations was developed, mainly based on snow line calculations, but dated on very few occasions. The relatively low modifi cation of the northern and middle part of the Black Forest during the last cold phase implies a pre-Würmian landscape surface, in particular on the eastern slope. Up to now, this archive has seen little recognition despite the high preservation potential. Also with regard to older glaciations, preservation in the low energy relief on the eastern slope of the Black Forest appears to be most likely.
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Ber. Naturf. Ges. Freiburg i. Br., 106: 31-67, Freiburg 2016
Übersicht über die pleistozänen
Vergletscherungen des Schwarzwaldes
Hannes Hemmerle, Jan-Hendrik May & Frank Preusser
Kurzfassung
Während des Maximums der Würm-Eiszeit bestand im Südschwarzwald eine Ver-
gletscherung des norwegischen Typs mit einer Eiskappe, deren Zentrum im Bereich des
Feldbergs lag. Von dort erstreckten sich bis zu 25 km lange Talgletscher. Im Gegensatz
dazu waren Nord- und Mittelschwarzwald hauptsächlichhauptsächlich durch Karver-
gletscherungen, mit vereinzelten Hänge- und Talgletschern mit einer Länge von weniger
als 5 km, charakterisiert. Die Ausdehnung der vorletzten Eiszeit ist bisher nur teilweise
erfasst und noch ältere Vereisungen bilden sich nur in Relikten von Schotterterrassen ab.
Im Südschwarzwald werden seit über 100 Jahren Rückzugsstände am Ende der Würm-
Eiszeit nach einem am Seebachgletscher de nierten System gegliedert. Hierdurch ent-
stand eine Fülle an Zuordnungen, v.a. über Schneegrenzberechnungen, die jedoch nur
in den seltensten Fällen datiert sind. Die verhältnismäßig geringe Umgestaltung im Nord-
und Mittelschwarzwald in der letzten Kaltzeit lässt eine, vor allem im Bereich der Ostab-
dachung, präwürmzeitliche Landschaftsober äche erwarten. Bisher sind diese Archive,
trotz des hohen Erhaltungspotentials, kaum bearbeitet worden. Auch in Bezug auf noch
ältere Vereisungen scheint eine Erhaltung in dem niedrigenergetischen Relief der Ostab-
dachung des Schwarzwaldes am ehesten wahrscheinlich.
Stichwörter
Vergletscherungen, Pleistozän, Schwarzwald
Anschriften der Verfasser
Hannes Hemmerle
Dr. Jan-Hendrik May
Prof. Dr. Frank Preusser
Albert-Ludwigs-Universität
Institut für Geo- und Umweltnaturwissenschaften
Albertstraße 23B
79104 Freiburg
32 Hannes Hemmerle, Jan-Hendrik May & Frank Preusser
Overview of the Pleistocene glaciations
of the Black Forest
Abstract
During the Maximum of the Last (Würmian) Glaciation, the southern Black Forest was
covered by an ice cap of the Norwegian type, with its centre over the Feldberg (the
highest peak of the Black Forest). From there, several up to 25 km long valley glaciers
extended into lower altitudes. In contrast, the northern and middle part of the Black Forest
were characterised by cirque glaciers, with sporadic slope and valley glaciers that did not
reach more than 5 km of length. The extent of the Penultimate Glaciation is only partly
constrained and even older glaciations are poorly re ected by relics of gravel terraces.
Over the last 100 years, phases of glacier recession at the end of the Würmian Glaciation
have been classi ed in the southern Black Forest according to a system de ned at the
Seebach Glacier. Based on this, a series of correlations was developed, mainly based on
snow line calculations, but dated on very few occasions. The relatively low modi cation
of the northern and middle part of the Black Forest during the last cold phase implies a
pre-Würmian landscape surface, in particular on the eastern slope. Up to now, this ar-
chive has seen little recognition despite the high preservation potential. Also with regard
to older glaciations, preservation in the low energy relief on the eastern slope of the Black
Forest appears to be most likely.
Keywords
Glaciations, Pleistocene, Black Forest
33Übersicht über die pleistozänen Vergletscherungen des Schwarzwaldes
1. Einleitung
Der Schwarzwald erstreckt sich über ca. 150 km in SSW-NNE Richtung entlang der östli-
chen Schulter des Oberrheingrabens (Abb. 1). Während des Pleistozäns war er, wie auch
die Vogesen (vgl. KALTENBRUNN & PREUSSER 2015), zu einem substantiellen Teil durch Eis
bedeckt (Abb. 2). Zentrum der letzten Vereisung war der Feldberg. Über die Hoch ächen
des Südschwarzwaldes erstreckte sich eine Eiskappe, welche im Bereich der Gipfel nur
als wenige Meter mächtige Firndecke ausgebildet war (METZ 1997). In den Tälern bilde-
ten sich mehrere hundert Meter mächtige Gletscher. Die größte Eismächtigkeit ist im
Menzenschwander Albtal mit 440 m nördlich von St. Blasien belegt (SAWATZKI 1992). Der
Albgletscher war zudem mit 25 km Länge während des letzten glazialen Maximums der
längste Gletscher im Schwarzwald. Im Nord- und Mittelschwarzwald war die Eisausdeh-
nung deutlich geringer. Die Gletscher waren hier oft nur als Kargletscher ausgebildet,
Talgletscher erreichten nur Längen von unter 5 km (FEZER et al. 1961). Über die Ausdeh-
nung älterer Vereisungen ist wenig bekannt, die Kenntnisse beschränken sich zudem auf
die vorletzte Vereisung. Zu dieser Zeit lag die Front der Gletscher zumindest 2 bis 5 km
außerhalb der Würmvergletscherung (SCHREINER 1992). Es gibt aber auch Autoren, die im
Bereich der Ostabdachung eine bis zu 30 km weiter reichende Vergletscherung, bis an
den Fuß der Schwäbischen Alb, annehmen (HANTKE et al. 1987).
Ziel dieser Arbeit ist es, den heutigen Kenntnisstand der pleistozänen Vergletscherungen
des Schwarzwaldes zusammenzufassen, da die letzte umfassende Betrachtung durch
LIEHL (1982) erfolgte. Neben der Ausdehnung der beiden letzten Eiszeiten sollen ins-
besondere die Rückzugshalte bzw. erneuten Eisvorstöße am Ende des Würms erfasst
werden. Wegen der intensiven Bearbeitung durch frühere Autoren, den häu g auftreten-
den glazialen Ablagerungen und der oft guten Erhaltung wird der Hauptteil dieser Arbeit
sich mit dem südlichen Schwarzwald befassen. Es wird versucht, die Ausdehnung und
Entwicklung am Ende der letzten Eiszeit in den größten Talbereichen zu rekonstruieren.
Für die älteren Vereisungen besteht, wegen der schlechteren Erhaltung und des gerin-
geren Kenntnisstandes, nicht die Möglichkeit, ähnlich detaillierte Aussagen zu treffen.
Neben den Ablagerungen werden auch morphologische Formen glazialer Erosion, im
Wesentlichen Kare und Karoide, erfasst, um dadurch eine Aussage über Gebiete großer
Schneeakkumulation treffen zu können.
Die in den Geologischen Karten im Maßstab 1 : 25 000 (GK 25) als Würm und Riss
bezeichneten Vorkommen glazialer Sedimente sind in der neuen lithostratigraphischen
Digitalen Geologischen Karte als „Jüngere“ und „Ältere Schwarzwald-Glazialsedimente“
dargestellt. Die Jüngeren Schwarzwald-Glazialsedimente schließen die Kar-Endmorän-
en und Karschürzen der GK 25 mit ein.
34 Hannes Hemmerle, Jan-Hendrik May & Frank Preusser
Abb. 1. Überblick
über den
Schwarzwald mit
Lage der
wichtigsten im
Text er wähnten
Lokalitäten.
Fig. 1. Overview
of the Black
Forest with the
location of
important sites
mentioned in
the text.
35Übersicht über die pleistozänen Vergletscherungen des Schwarzwaldes
2. Geschichte der Glazialforschung
Der erste schriftliche Hinweis auf einer Vergletscherung des Schwarzwaldes ndet
sich im Tagungsbericht der Schweizerischen Naturforschenden Gesellschaft von 1837,
indem auf ein Sendschreiben Karl Schimpers an Louis Agassiz aus dem Jahr 1836
verwiesen wird (HAASE 1963). Schimper berichtet von Gletscherspuren in der Umge-
bung von Titisee, die er bereits im Jahr 1826 entdeckt haben will. Nachdem die Ent-
deckung Schimpers durch Agassiz auf der Tagung vorgetragen wurde, begann die
Erforschung der Vergletscherungen des Schwarzwaldes. Nach ERB (1948) ist die
erste bedeutende Publikation eine Stellungsnahme von WALCHNER (1850) über die glazia-
le Natur des Seebachtales und die Verknüpfung von Endmoränen mit der Aufstauung des
Feld- und Titisees. Weitere bedeutende Entdeckungen bis 1890 sind die Beschreibung
der Endmoränenwälle bei der Menzenschwander Kluse (RAMSAY 1862), im Wiesetal
(GILLIERON 1876) sowie im Bereich des Schluchsees (PLATZ 1878). LIEHL (1981) sieht zudem
noch die Übersicht über die Eiszeit in den deutschen Mittelgebirgen von PARTSCH (1882)
als bedeutend an und lobt deren kritischen Charakter. Die ortsansässigen Freiburger
Naturforscher um FROMHERZ (1842) sahen in den Schotterterrassen jedoch Ablagerungen
katastrophaler Entleerungen von Stauseen und lehnten eine eigenständige Vergletscher-
ung des Schwarzwaldes ab (ERB 1948). Dadurch war der Fortschritt der Glazialfor-
schung im Schwarzwald gegenüber der in den Alpen und den Vogesen stark gehemmt
(LIEHL 1981).
Beim Bau der Höllentalbahn (1884-87) wurden bedeutende Erkenntnisse durch PLATZ
(1893) dokumentiert. So erkannte er bereits die Ableitung des Flusssystems vom Tal
der Mettma hin zum heutigen Verlauf im Schwarzatal. Die erste Gliederung von Rück-
zugsständen geht auf STEINMANN (1902) zurück, der drei Phasen mit Schneegrenzen
bei 800 m, 900 m und 1200 m erkannte. Als Typuslokalitäten de niert er die Wälle am
Eingang des Jostals, am Titisee und am Feldsee. ERB (1948) nennt neben Steinmanns
Werken im Südschwarzwald noch Arbeiten von SAUER (1894) im Mittleren Schwarzwald
und Untersuchungen an Karen im Nordschwarzwald durch REGELMANN (1896) als weg-
weisend. DEECKE (1918) ging von einer geringeren Vergletscherung aus, in den meisten
Tälern bis zum heutigen Titisee-Stand reichend, was jedoch von der nachfolgenden
Generation abgelehnt wurde (z.B. SCHREPFER 1931). Die Zwischenkriegszeit wird von
LIEHL (1981), der selber die glaziale Morphologie im Mittelschwarzwald untersuchte (LIEHL
1934), als Phase intensiver Geländearbeit beschrieben. Historisch wichtig sind vor allem
die Dokumentation des Urschluchsees, vor der Errichtung der Staumauer (BRILL 1932)
und die Einführung des Zipfelhofstandes als zweiten Rückzugshalt zwischen Feldsee-,
und Titiseestand (SCHREPFER 1925).
Der Kenntnisstand nach dem zweiten Weltkrieg wurde durch ERB (1948) zusam-
mengefasst. Dieser skizziert die maximale würmzeitliche Eisausdehnung, die Lage
der Hauptkare, Trans uenzen und die möglichen Rückzugsstände in den Haupttälern
des Südschwarzwaldes. Den Vergletscherungstyp erkennt er als norwegischen Typ,
36 Hannes Hemmerle, Jan-Hendrik May & Frank Preusser
mit Talgletschern, die von einer geschlossenen Eiskappe, mit dem Feldberg (1493 m)
im Zentrum, ausgehen. Eine ältere Vergletscherung ist zu diesem Zeitpunkt noch nicht
nachgewiesen. Im Mittelschwarzwald war die würmeiszeitliche Eisausdehnung noch
nicht bestimmbar, jedoch waren zahlreiche Rundhöcker und Kare in diesem Bereich
bekannt (LIEHL 1981). Die Erforschung des Nordschwarzwaldes erklärt LIEHL (1981), nach
einer strukturellen Untersuchung der Kare von SCHMITTHENNER (1913) und DEECKE (1918),
für vorerst stehen geblieben.
3. Bildungen der letzten Eiszeit im Südschwarzwald
3.1 Seebachgletscher
Unter dem Begriff Seebachgletscher wird die Vereisung des Gebietes nordöstlich des
Feldbergs im Raum von Höllental über Breitnau bis hin zum Seebachtal bei Neustadt
zusammengefasst (Abb. 2). In der Literatur werden neben Seebach- und Bärentalg-
letscher auch die Begriffe Feldberg-, Titisee-, Gutach- und Wutachgletscher verwendet
(MEINIG 1983). Die heutige Entwässerung des Gebietes teilt sich in das Seebach-Gutach-
Wutach-System und den der Dreisam tributären Höllentalbach. Vor 19 – 20 ka wurde
die Wutach vom danubischen Entwässerungsystem zum heutigen Einzugsgebiet des
Rheins umgeleitet (HEBESTREIT 1995).
Abb. 2. Eisausdehnung
während des Maximum der
Letzten (Würm) Vergletsche-
rung im Südschwarzwald.
Fig. 2. Ice extent during the
maximum of the Last
(Würmian) Glaciation in
the southern part of the
Black Forest.
37Übersicht über die pleistozänen Vergletscherungen des Schwarzwaldes
Im Würmmaximum bestand in dem Gebiet eine Kappenvereisung mit einzelnen Talg-
letschern, deren Eis ussrichtung und Verbreitung aus der Einregelung von Geschieben
in glazialen Sedimenten rekonstruiert wurde. Neben dem Feldseekar, im Nordosten des
Seebucks (1448 m), speisten das Waldhof- und Wannekar, im NW und NE des Hochkopfs
(1303 m) den Gletscher im Verlauf des Seebachs. SW vom Titisee liegt ein Kar am NE-
Hang des Schuppenhörnles (1096 m). Über Trans uenzen wurde, zumindest aus dem
Bereich des Feldseekares, das Eis nach Norden Richtung Breitnau abgelenkt. NE der
Gipfelregion des Feldbergs be ndet sich das Baldenweger Buck-Karoid. Während der
heutige Sägenbach und Goldenbach dem Seebach tributär sind, hat sich der Gletscher
nach NE in Richtung Hinterzarten bewegt. Interessant ist auch das Bistenkar, welches
vom Eis der Feldbergregion durch ossen wurde und nach Beendigung der Trans uenz
eine eigene Karvergletscherung ausgebildet hat (SCHREINER 1999). MEINIG (1977) teilt
es in drei Kare auf und interpretiert die Eigenvergletscherung als Hanggletscher. Im
Bereich der Hoch äche Weißtannenhöhe – Thurner liegt ein Karoid, welches eine ei-
gene, wahrscheinlich sehr geringe, Vergletscherung der Ostseite der Hoch äche belegt
(SCHREINER 1999).
Abb. 3. Eisausdehnung während der Würm-Vergletscherung im Bereich des zentralen Südschwarzwaldes.
Fig. 3. Ice extent during the Würmian Glaciation in the central part of the southern Black Forest.
38 Hannes Hemmerle, Jan-Hendrik May & Frank Preusser
Das von STEINMANN (1902) eingeführte System gliedert die Vergletscherung des Süd-
schwarzwaldes in eine I., II. und III. Phase, die an den gut erhaltenen Rückzugsständen
im Seebachtal de niert sind (Abb. 3). Dieses System wurde später erweitert und es wurde
versucht, die Gletscherhalte in andere Täler des Südschwarzwaldes zu projizieren.
Das Würmmaximum (Jostalstand) ist durch die Endmoräne im Jostal, einem tributären
Seitental der Gutach, belegt (STEINMANN 1902). Der Seebachgletscher drang in die Täler
des Josbachs und Langenordnachbachs ein und staute dort Seen auf, die MEINIG (1966)
durch Deltasande und geschichtete Seeablagerungen nachweisen konnte. Er unter-
gliedert in einen äußeren und inneren Jostalstand, der ein erstes Rückzugsstadium
repräsentiert. Beide Stände bilden einen als Obere Neustädter Terrasse bezeichneten
Schotterkörper aus. Ein dritter Endmoränenwall im Jostal wurde durch Kiesabbau abget-
ragen (MEINIG 1983). Die tiefstliegenden glazialen Sedimente im eigentlichen Seebachtal
enthalten Erratika aus Bärhaldegranit, die während des Baus der Gutachtalbrücke
freigelegt wurden (MEINIG 1983). HANTKE & RAHM (1976) geben die maximale Ausdehnung
3 km talabwärts an, nach MEINIG (1983) handelt es sich hierbei jedoch um uviale Füllun-
gen von Strudellöchern der Gutach, die heute 20 m über Flussniveau liegen. SCHREINER
(1999) gibt noch einen weiteren Gletschervorstoß an, den er als „Äußerste Randlage der
würmkaltzeitlichen Vergletscherung“ bezeichnet. Die Ablagerungen liegen bis zu 500 m
außerhalb des Jostalstandes, so z.B. außerhalb der Breitnauer Moräne im Bereich der
Breitnauer Kirche. Bei Alpersbach ist ein Endmoränenwall dokumentiert, der auf Grund
der Symmetrie dem Feldberggletscher zugeschrieben wird (MEINIG 1977). Im Höllental
ist kein Endmoränenwall erhalten. Eine Verlängerung von Niederterrassenpro len ergibt
eine Ausdehnung bis zum Hirschsprung in 600 m Höhe (STEINMANN 1896).
Den Hölzlebruckstand de niert MEINIG (1966) als ersten Rückzugshalt, begründet an
einem Sander bei der Spiegelhalde. Dieser mündet in die Mittlere Neustädter Terrasse
und korreliert wahrscheinlich mit der Föhrwaldendmoräne im Bereich Breitnau. Der
Gletscher staute dort, ähnlich der Situtation im Jostal, die Seitentäler auf, wodurch bis zu
25 m mächtige Seeablagerungen entstanden (MEINIG 1983, SCHREINER 1999). Neben dem
Spiegelhalde-Sander wird noch die 12-14 m hohe und 250 m lange Föhrwald-Moräne,
1,4 km südlich der Breitnauer Kirche (MEINIG 1966), und die Baschihofmoräne (SCHREIN-
ER 1999) dem Hölzlebruckstand zugerechnet. Die Baschihofmoräne zeigt sich als „ge-
schiebedurchsetzte Stauchsande eines 6 – 8 m hohen Walles“ (MEINIG 1983), ca. 400 m
innerhalb der Föhrwaldmoräne. In der Talverengung bei der St. Oswald-Kapelle, nahe
der Ravennabrücke im Höllental, gibt LIEHL (1982) einen gleichalten Rückzugsstand an.
Der Titiseestandsst sich in drei Staffeln unterteilen (SCHREINER 1999). Die äußerste
Titiseemoräne (Ti 1) verläuft ca. 1 km NW der Ortes Titisee und ist bis nach Hinterzarten
verfolgbar. Sie entspricht wohl der 10 – 25 m hohen Birklehofmoräne bei Hinterzarten.
Die heute durch Bebauung unscheinbare mittlere Titiseeendmoräne (Ti 2) ist westlich
der Neubausiedlung als 5 – 10 m hohe Wälle erhalten. Der innere Titiseestand (Ti 3)
bildet heute den Rand des Titisees. Am Nordende des Titisees liegen sandig-kiesige
39Übersicht über die pleistozänen Vergletscherungen des Schwarzwaldes
Deltasedimente. Zudem steht die Kirche auf einem zugehörigen Wall, der sich im W und
SW in drei bis vier Wälle auffächert. Im Löffeltal in der Nähe der Ravennaschlucht, im
Talbereich des Höllentals, be nden sich auf 730 m ache Wälle, ähnlich den eigentlichen
Titiseeablagerungen (ERB 1948). Die Rösslemoräne, die das Hinterzartener Moor in 885
m abschließt, wird ebenfalls zum Titiseestand des Höllentals gestellt (LIEHL 1982). Daraus
ergibt sich eine auffällige Höhendifferenz von 145 m.
Den Bärentalstand begründet SCHREINER (1981) anhand einer Staffel von fünf End-
moränenwällen bei der Ortschaft Bärental, der der 1 km talauf noch zwei weitere Wal-
lansätze folgen. Er bezeichnet sie als „stummelförmige Reste am südlichen Rand des
Tals“ und setzt den Bärentalstand mit dem Falkaustand im Haslachtal (HAASE 1963) und
dem Zipfelhofstand (SCHREPFER 1925) gleich. HAASE (1963) hatte die Moränen bei Falkau
als eigenständigen Falkaustand zwischen Feldsee- und Zipfelhofstand eingeführt. Der
Zipfelhofstand wurde erstmals durch LIEHL (1975) revidiert. Bei den von SCHREPFER (1925)
als Endmoränen gedeuteten Ablagerungen handelt es sich um Felskuppen mit lücken-
hafter Bedeckung durch glaziale Sedimente. Zwei weitere Wälle in dem Bereich sch-
reibt er, auf Grund der Symmetrie der Wälle, einem späteren Gletschervorstoß aus dem
südlich gelegenen Wannekar zu. Dem Bärentalstand des nach Hinterzarten gerichteten
Gletschers werden das Erlenbruckmoor und eine vermoorte Mulde NW des Mathislehofs
(Oberzarten) zugerechnet (LIEHL 1982).
Der Waldhofstand wurde anhand der Endmoränenwälle bei der Waldhofwiese abgeleit-
et, die durch einen Gletscher geformt wurden, der aus dem südlich gelegenen Seitental
des Seebachs über eine Trans uenz im Bereich des Caritashauses reichte (SCHREINER
1981). Sie wurden bereits durch ERB (1948) zwischen Zipfelhof- und Feldseestand gestellt.
Dies wird durch palynologische und stratigraphische Untersuchungen an Mooren und
Seen im Schwarzwald belegt (LANG 1975, 1984). Die basalen Seesedimente innerhalb
des Waldhofstandes datieren in die älteste Dryas, die im Waldhofmoor in das Bölling und
im Feldseemoor ins Alleröd (LANG 1984, Abb. 4). Aufgrund dieser Ergebnisse erhebt SCH-
REINER (1981) die Wälle zu einem eigenen Rückzugsstand. Im Seebachtal vermutet er den
Waldhofstand in einem sehr schwach ausgeprägtem „Endmoränenstummel“ und einem
von diesem ausgehenden Bogen. Am Wunderlehof im Sägenbachtal liegen mögliche
Reste eines Endmoränenwalls. ERB (1948) zählt diese zum Zipfelhofstand, wohingegen
LIEHL (1982) diese mit dem Waldhofstand in Verbindung bringt.
Der Feldseestand leitet sich von einem gut erkennbaren Endmoränenwall ab, der den
namensgebenden Feldsee aufstaut. Außerhalb dieses inneren Walles liegt das Feld-
seemoor, welches durch einen äußeren Wall umschlossen ist. Der Feldseestand des
Gliederungssystems von STEINMANN (1902) wurde oft in einen äußeren und inneren Stand,
entsprechend der beiden Endmoränenwälle, unterteilt. Nach METZ (1997) konnte J. Merkt
durch Bohrungen im Feldsee, unter Nachweis der Laacher-See-Tephra, die auch im
Feldseemoor enthalten ist (LANG 1984), ein allerödzeitliches Alter ermitteln (Abb. 4). Auf
Grund des anscheinend geringen Altersunterschiedes fasst METZ (1997) beide Wälle zu
einem Feldseestand zusammen.
40 Hannes Hemmerle, Jan-Hendrik May & Frank Preusser
Das Seebuck-Nischenkar-Stadium wurde durch ZIENERT (1973) eingeführt, welches im
Seebachtal durch Karnischen mit Böden in 1330 und 1280 m Höhe oberhalb des Feld-
sees und am Baldenweger Buck belegt ist. Am besten ausgeprägt ist dieses Stadium im
Zastler Loch durch die Endmoräne bei der Zastler Hütte in 1250 m (LIEHL 1982). Vermut-
lich entspricht dieses jüngste Stadium der jüngeren Dryas und korreliert mit dem Egesen-
Stand der alpinen Vergletscherung (LANG 1984). In diesm Zusammenhang sind Hinweise
zum Verhalten der Bewohner der östlichen und nördlichen Feldbergregion während des
19. Jahrhunderts von Interesse (Vetter 1996). Diese waren besorgt, der Feldberg könne
wieder vergletschern und so wurde um 1840 in verschiedenen Schneelöchern im Som-
mer Schnee gepickelt, um eine Akkummulation zu verhindern. Selbst im Sommer des
Jahres 1956 war der Feldberg nur drei Wochen vollständig schneefrei (Vetter 1996).
Daraus lässt sich schließen, dass Klimabedingungen, die nur wenig kühler ausgeprägt
waren als die kleine Eiszeit (15.-19. Jahrhundert), zu einer initialen Vergletscherung des
Schwarzwaldes geführt haben könnten.
Abb. 4. Querschnitt durch die Geomorphologie des Seebachgletschergebietes mit den Ergebnissen von ver-
schiedenen Seebohrungen (verändert nach Mäckel 2014, basierend auf Daten von Lang 1975 und Schreiner
1990). Fig. 4. Transect of the geomorphology of the area of Seebach Glacier with the results of different lake
drillings (modi ed after Mäckel 2014, based on data by Lang 1975 and Schreiner 1990).
41Übersicht über die pleistozänen Vergletscherungen des Schwarzwaldes
3.2 Haslachgletscher
Das Einzugsgebiet des Haslachgletschers liegt zwischen dem des Seebachgletschers
im Norden und dem Schluchsee- und Steinagletscher im Süden (Abb. 2, 3). Der topog-
raphisch höchste Punkt des Einzugsgebietes ist die Bärhalde (1317 m), von der aus sich
der Haslachbach und der Schwarzenbach nach Osten einschneiden. Zudem schloss der
Haslachgletscher auch das Ursee-, Raitenbucher- und Schwendbächletal in seine Eis-
kappe im Würmmaximum mit ein (SCHREINER 1991). Diese drei Täler entwässern in den
Urseebach, welcher bei Lenzkirch in die Haslach mündet. Der P umberg (1101 m) wird
als Nunataker aufgefasst, da erratische Geschiebe nur bis in 1080 m auftreten (SCH-
REINER 1991). Während des Maximums der letzten Kaltzeit nahm der Haslachgletscher
eine Fläche von 53 km2 ein (HAASE 1963). Der Oberlauf der Haslach speist sich aus zwei
Quellmuldenkaren und einem Hochmuldenkar (HAASE 1963). Das Hochmuldenkar ent-
wässert heute in den Ahabach im Einzugsgebiet der Schwarza. Im Oberlauf des Schwar-
zenbachs liegt ein Talschlusskar und im Urseetal ein Trogtalschluss (-kar). Zudem sind
in den Oberläufen des Stoffelbachs im Raitenbucher Tal und dem Schwendenbächletal
karähnliche Formen erhalten (HAASE 1963).
Das Würmmaximum ist bei der Schleifenmühle in 800 m durch einen Übergangskegel zum
Schotterfeld, welcher sich nach N in einer Seiten- bzw. Endmoräne talparallel fortsetzt,
erhalten (HAASE 1963). Vom Hoch rst bei 1040 m ziehen die Seitenmoränen über 930 m
bei Kappel hin bis zu 800 m bei der Schleifemühle. Die eigentliche Schleifemühle gibt es
heute nicht mehr, oberhalb be ndet sich heute das Gasthaus Löffelschmiede. Ungefähr
in den Bereich Hoch rst-Saig stellt HAASE (1963) auch die Eiskappenbedeckung, von der
die Talgletscher des Seebachs und der Haslach abzweigen. Auch nach SW setzt sich ein
Doppelwall im Eichbühl in vier bis 300 m langen und 8 m mächtigen, gut erhaltenen Wäl-
len bei Olpenhütte in 1100 m fort (SCHREINER 1991). Hier be ndet sich auch die südliche
Begrenzung zum Steinatal.
In einer Baugrube der Brauerei Rogg, 1,5 km innerhalb des Würmmaximums, war eine
Abfolge aus Endmoräne, Übergangskegel und Kiesfeld aufgeschlossen. Diese Abfolge
wird nach der Brauerei als Rogg-Stand bezeichnet. Nur 0,6 km weiter westlich schließt
eine ähnliche Abfolge, die als Trenschelstand bezeichnet wird, an. Beim Lenzkircher
Friedhof be nden sich mehrere kleine Hügel, die nach Aufschlüssen in Baugruben als
Endmoränen des Hölzlebruckstandes aufgefasst werden (SCHREINER 1991). Bereits STEIN-
MANN (1902) zählte Endmoränenwälle bei Falkaumatten oberhalb von Mühlingen zum
Titiseestand. Diese sind durch HAASE (1961) ausführlich beschrieben.
Im Urseetal gibt es zwei Endmoränen, die dem Titiseestand zugerechnet werden (SCH-
REINER 1991). Die Untere, Pulverhaus- oder Ursee-Endmoräne genannte, ist durch eine
zungenbeckenartige Mulde, in welcher der Ursee liegt, auf 830 m gekennzeichnet. Un-
terhalb der gut ausgebildeten Wallform schließen sich kleine Terrassen an, die bis nach
Lenzkirch verfolgbar sind. Die Obere Endmoräne liegt als Querwall im Tal, den SCHREINER
(1981) aufgrund der niedrigen Lage in 847 m und der wohl im Bärentalstand abgebro-
42 Hannes Hemmerle, Jan-Hendrik May & Frank Preusser
chenen Verbindung zum Haslachgletscher ebenfalls dem Titiseestand zuordnet. Ob in
diesen Bereichen noch eine Eigenvergletscherung bestand, ist nicht geklärt. Denkbar
wäre auch ein Szenario, in dem ein kleiner Gletscher im Trogtalschluss des Urseetals
erhalten war, der die Endmoräne in 847 m bildete. Diese ließe sich über Betrachtungen
der Zusammensetzung der oberen Urseeendmoräne klären (vgl. Raitenbucher Wälle
– Bärhaldegranit). Gleiches gilt für die sechsteilige Endmoränenstaffel im Raitenbuch-
er Tal (SCHREINER 1981). Diese enthält Bärhaldegranit, wodurch eine Verbindung zum
Haslachgletscher nachgewiesen ist. Aufgrund der Höhenlage von 920 – 980 m hält Sch-
reiner es für unwahrscheinlich, dass das Raitenbucher Tal im Bärentalstand noch mit Eis
versorgt wurde.
In der Neuaufnahme der GK25 Blatt 8114 Feldberg differenziert SCHREINER (1981) eine
fünfteilige Staffel des Bärentalstands. Der äußerste, 10 m hohe Wall liegt in Mittelfalkau.
An diesem Wa ll de nierte HAASE (19 63) d en Fal kaust and. De r innerste Wa ll bildet d en Nor-
drand des Windgfällweihers. Im Schwarzenbachtal oberhalb Altglashütten (HAASE 1963)
und im Haslachtal bei Neuglashütten (SCHREINER 1981) liegen auf ca. 1050 m relativ gut
ausgebildete Endmoränen. Im Schwarzenbachtal liegt, 400 m innerhalb der Endmoräne
des Waldhofstandes, eine undeutliche Endmoräne auf 1100 m, die dem äußeren Feld-
seestand zugerechnet wird. Im Haslachtal könnte dieser Rückzugshalt in umgelagertem
glazialen Sediment auf der Nordseite und einem Felsriegel auf der Südseite erhalten sein
(HAASE 1963). Leider sind die Ablagerungen im Haslachtal nicht genauer beschrieben,
weshalb nicht ausgeschlossen wird, dass es sich hierbei um die von SCHREINER (1981)
zum Waldhofstand gerechnete Endmoräne handelt. Das Miniaturkar wird in 1275 m Höhe
von eine Endmoräne abgeschlossen, die entweder als Bildung des Feldseestandes oder
des jüngsten Stadiums interpretiert wird (HAASE 1963). LIEHL (1982) ordnet diesen Stand
dem äußeren Feldseestand zu. Dieser liegt 125 m höher als alle anderen beschriebenen
Stände des äußeren Feldseestandes. Die Bildungen des jüngsten Stadiums gibt LIEHL
(1982) zwischen 1200 und 1330 m an.
3.3 Schluchseegebiet
Das Schluchseegebiet liegt im SW des Feldbergs, die Wasserscheide zum Albgebiet
verläuft vom Klingelefelsen (1275 m) nach SE über die Schnepfhalde (1282 m). Nach
NW schließt sich das Einzugsgebiet der Haslach an (Abb. 2). Im Bereich des unteren
Schluchsees spaltete sich der Gletscher in das Schwarza-, Mettma- und Steinatal auf.
Im Zentrum des Gebietes liegt der namensgebende Schluchsee, der 1934 aufgestaut
wurde. SE der Bärhalde liegt der nach Osten exponierte Trogtalschluss des Haupttales,
aus dem der Ahabach entspringt. Im Gebiet des Schluchseegletschers sind keine gut
ausgebildeten Karformen beschrieben.
Im Schwarzatal ist die maximale Eisausdehnung durch Sediment mit Fremdgeschieben
und Flankengerinne bei Brenden in 880 m gekennzeichnet. Im Mettmatal liegt ein End-
moränenwall 1 km westlich Grafenhausen bei der Schaffhauser Säge in 860 m. Dieser
wird, über 3 km talaufwärts bis in 940 m, von drei bis vier Rückzugshalten fortgesetzt,
43Übersicht über die pleistozänen Vergletscherungen des Schwarzwaldes
welche aus Endmoränen, Seitenmoränen, Schotterfeldern und Flankengerinnen ab-
geleitet sind (SAWATZKI 2005). Im Kammscheitelpunkt zwischen Mettma- und Steinatal ist
eine 0,4 km breite Schar von fünf Endmoränenwällen in 1074 m NE des Orts Faulenfürst
erhalten. Im eigentlichen Talgebiet der Steina ist die maximale Ausdehnung durch einen
Endmoränenhügel in 870 m in Sommerau markiert (SCHREINER 1991).
Der Schluchsee war vor seiner künstlichen Aufstauung ein durch eine Moräne in 900 m
aufgestauter Zungenbeckensee (BRILL 1932). Diese Moräne riegelte den ursprünglichen
Schluchsee zum Schwarzatal ab. Im Mettmatal de niert SCHREINER (1991) anhand von
Endmoränen analog zum Titisee drei Phasen. Die äußerste Endmoräne ist 5 m hoch und
als Doppelwall ausgeprägt. Die mittlere, ein 10 m hoher Wall, be ndet sich bereits im
heutigen Schluchsee und wurde beim Bau der Staumauer größtenteils abgebaut. BRILL
(1932) beschreibt eine liegende Falte und Stauchungen des Bändertons. Die Stauch-
moräne hat er auch photographisch festgehalten. Den innersten 3 m hohen Wall skizzi-
ert BRILL (1932) mit einer 1,5 m mächtigen Tonschicht überlagert, die im ursprünglichen
Schluchsee abgelagert wurde. Die Eisrandlage des Titisees lässt sich nach SCHREINER
(1991) auch im Fischbach- und Dresselbachtal weiterführen, auch hier zeigen sich mind-
estens zwei Wälle im Fischbachtal und eine typische Dreier-Staffel im Dresselbachtal.
Beide Täler wurden durch das eindringende Eis, ähnlich dem Jostal, aufgestaut, wobei im
Fischbachtal nur der Talbereich des Hinterhäuser Beckens aufgestaut wurde. Der Rest
war noch vom Gletscher eingenommen.
Bei Unterkrummen in 905 m innerhalb des heutigen Schluchsees liegen bogenförmige
Wälle, die dem Bärentalstand zugerechnet werden. Auch im Tal des Krummenbachs sind
in 1060 m Endmoränenreste erhalten (SCHREINER 1981). Die letzten Relikte der Verg-
letscherung im Tal des Ahabachs sind asymmetrische Endmoränenwälle in 970 bis 980
m westlich Oberaha, die dem Waldhofstand zugeschrieben werden.
3.4 Albgletscher
Der Albgletscher hat seinen Ursprung in zwei übergeordneten Talsystemen, der Menzen-
schwander und der Bernauer Alb (Abb. 2). Die Menzeschwander Alb, deren Einzugsge-
biet beim Zeiger – südlich des Feldbergs – beginnt, sowie der Krunkelbach, welcher von
der Ost-Flanke des Herzogenhorns kommt, bilden das Talsystem der Menzenschwander
Alb. Die Bernauer Alb entspringt am Felsenkopf-Kamm, südwestlich des Herzogenhorns.
Diese beiden Flusssysteme vereinigen sich ca. 1,5 km SE von Bernau. Betrachtet man
die Erstreckung vom Feldberg, so geht diese nach SE. Wichtige Trans uenzen sind
am Präger Eck (1104 m) ins Wiesetal nach Westen, bei Häusern und Muchenland zum
Schluchsee- bzw. Schwarzagletscher, am Roten Kreuz (1086 m) und zwischen Farnberg
und Markstein ins Wehratal und östlich respektive südlich des Marksteins ins Ibach- und
Lindauer Schwarzenbächletal. Auch haben zum Würmmaximum einige Felskuppen aus
der Eiskappe herausgeragt, so z.B. der Blößling (1309 m) und der Hohe Zinken (1241 m)
(SAWATZKI 1992).
44 Hannes Hemmerle, Jan-Hendrik May & Frank Preusser
Die eindeutigsten Kargebilde be nden sich im Einzugsgebiet der Menzenschwander Alb
mit dem Kriegsbachkar am Osthang des Herzogenhorns (1415 m) und dem Scheiben-
lechtenmoos am Osthang des Spießhorns (1349 m). Weitere Kare und Karoide, wobei
Karoide hier auf Grund der gemeinsamen Darstellung von Karoiden und Firnmulden
durch SAWATZKI (1992) auch Firnmulden und Schneegruben nach LIEHL (1982) umfasst,
nden sich in dem Oberlauf der Flüsse, die von Osten zur Alb ießen. Im Bereich der Ber-
nauer Alb sind das von Norden nach Süden: Sägenbächle, Stempfelbächle, Sägenbach,
Rönischbächle und das Schwarzenbächle. Weiter im Süden unterhalb des Zusammen-
usses von Bernauer und Menzenschwander Alb ießt noch das Steinenbächle der Alb
zu. Die Orientierung der gelisteten Täler steht fast senkrecht auf der Eisbewegungsrich-
tung des Albtalgletschers zum Würmmaximum.
Die Endmoränenbildungen in den Nebentälern sind ausführlich in HANTKE & RAHM (1976)
und SAWATZKI (1992) beschrieben, weshalb nur auf einige Bildungen der Nebentäler zur
Verdeutlichung des Eisrückzuges eingegangen wird. Im Maximum der letzten Kaltzeit
reichte das Eis bis zu einem gut erhaltenen Endmoränenwall bei Niedermühle in 630 m
(SAWATZKI 1992). ERB (1948) beschreibt diesen als sehr frisch und gliedert ihn, auf Grund
des kaum verwitterten Tills, zurrm-Kaltzeit. Im eigentlichen Albtal sind keine weit-
eren Zwischenstände belegt, jedoch sind diese, wie eingangs erläutert, in verschiedenen
Seiten- und Nebentälern dokumentiert. Eine eindeutige Zuordnung der Ablagerungen
zwischen Würmmaximum und Titiseestand, bspw. zum Hölzelbruckstand oder den Rück-
zugsstadien des Haslachtales, wurde nicht vorgenommen.
Dem Titiseestand des Albgletschers ordnen HANTKE & Rahm (1976) Wälle im heutigen
Stadtgebiet St. Blasiens und Moränenstaffeln auf der linken Tal anke zu. SAWATZKI (1992)
sieht in dem bebauten, auf einem Felssporn zwischen Steinenbächle und Alb gelegenen
Gebiet keine erkennbaren Moränenwälle erhalten. Als Referenz für den Titiseestand gibt
SAWATZKI (1992) Ablagerungen im Geisbächletal an, in dem die Situation vergleichbar mit
dem Jostalstand ist. Hinter Seitenmoränenwällen in 900 – 980 m, welche durch den in das
Geisbachtal eindringenden Albtalgletscher abgelagert wurden, wurde der Geisbach zu
einem See aufgestaut. Bin mir nicht sicher ob man sagen kann, dass der Geisbach einen
See aufstaut. Er wird ja vielmehr aufgestaut zu einem See. Die Eisstauseeablagerungen
liegen in verschiedenen Höhenniveaus auf 950 m, 980 m und 995 m. Auf 1010 m liegt
ein weiteres unsicheres Vorkommen (SAWATZKI 1992). Im Steinenbächletal beschreiben
HANTKE & RAHM (1976) mehrere Endmoränenwälle eines eigenständigen Steinenbächle-
Gletschers. Geschiebezählungen ergaben jedoch, dass Bärhalde- und Schluchseegra-
nit enthalten sind, wodurch ein Transport aus NE, und nicht ein einem Steinenbächle-
Gletscher entsprechender Transport von Westen, belegt ist (SAWATZKI 1992).
Der Begriff Kaiserhausstand wurde durch SAWATZKI (1992) eingeführt. Er umfasst zwei
Rückzugsstände, welche durch einen Vorstoß des Menzenschwander Albgletschers
abgelagert wurden. Das glaziale Material, welches 1 - 2 km talaufwärts des Zusam-
men usses von Menzenschwander und Bernauer Alb im Bernauer Albtal liegt, enthält
45Übersicht über die pleistozänen Vergletscherungen des Schwarzwaldes
Schluchseegranit, welcher nur aus dem Liefergebiet der Menzenschwander Alb kommen
kann. Hieraus wird das Eindringen des Menzenschwander Albgletschers in das Bernau-
er Albtal belegt. Dies wird gestützt von der Beobachtung, dass der Menzenschwander
Gletscher mächtiger als der Bernauer Gletscher war. Die Gletschermächtigkeit wurde
anhand hochliegender Moränen ermittelt, und zeigt ein Verhältnis von 400 m zu 200 m
(SCHREINER 1981). Somit ist davon auszugehen, dass der Bernauer Gletscher entweder
nicht so weit herabreichte oder vom Menzenschwander abgedrängt wurde. Die eigentli-
chen Wälle liegen östlich von Unterlehen in 870 – 890 m, bei Kaiserhaus in 930 - 950 m,
bei Glashof in 835 – 855 m und im Brunnenstubenwald bei 850 – 870 m (SAWATZKI 1992).
SAWATZKI (1992) ordnet die Kaiserhausablagerungen einem Stand jünger als Titisee-, z.B.
Bärentalstand, zu.
Die schwach ausgeprägten Moränenwälle bei Menzenschwand-Vorderdorf werden von
SCHREINER (1981) zum Bärentalstand gezählt, wobei er sich auf die Eingliederung von
HANTKE & RAHM (1976) zum Zipfelhofstand bezieht. Somit ergibt sich ein Widerspruch zu
SAWATZKI (1992), der den Bärentalstand in den Kaiserhaushalten vermutet. Zudem sei
erwähnt, dass HANTKE & RAHM (1976) und SCHREINER (1981) Ablagerungen der Bölling-Zeit
im Scheibenlechtenmoos nach LANG (1975) zitieren, die dem Waldhofstand entsprechen.
LANG (1984) hingegen gibt einen allerödzeitlichen Sedimentationsbeginn an. Dies spie-
gelt sich auch auf seiner Übersichtskarte wieder, in der Scheibenlechtenmoos und Feld-
seemoor als gleichalt einstuft werden. Somit wäre ein Gletschervorstoß aus der Region
des Spießhorns während des Waldhofstandes denkbar. Dies hätte auf Grund der Lage
der Endmoränen die Menzenschwander Alb aufgestaut. Seeablagerungen oberhalb des
Gebietes sind jedoch nicht bekannt, was die Zuordnung erschwert. Denkbar wäre auch
eine Zuordnung zum eigentlichen Menzenschwander Albgletscher im Waldhofstand.
Dies würde implizieren, dass die zwei bis drei breit abge achten Endmoränen im Ge-
wann Neumatt, die dem Waldhofstand zugerechnet werden (SCHREINER 1981), älter sind.
Im Bernauer Albtal liegt bei Bernau-Hof um 930 m ein Moränenvorkommen, welches von
HANTKE & RAHM (1976) für jünger als der Falkaustand angesehen wird. Zum gleichen Alter
stellen die Autoren Wälle östlich der Wacht um 970 m im Sägenbächletal. Weitere Bil-
dungen, die sich nicht genauer einordnen lassen, liegen SW des Herzogenhorns, östlich
des Hohenfelsens (1253 m) in ca. 1000 m und östlich des Präger Eck (1095 m). SAWATZKI
(1992) stellt die Ablagerungen zum Waldhofstand.
Im Bereich der Menzenschwander Kluse liegen die drei Endmoränenwälle (SCHREINER
1981), die ähnlich denen des Feldsees sehr gut ausgebildet sind (Abb. 5). Die Hügel
werden vom innersten zum äußersten acher. Interessant ist auch die Höhenlage von
960 - 970 m, die rund 140 m unter der des Feldsees liegt. Hier bezieht sich SCHREINER
(1981) auf LIEHL (1975), der das größere Einzugsgebiet der Kluseendmoränen als Grund
für die niedrige Lage hervorhebt. Drei markante Endmoränenwälle be nden sich auch im
Krunkelbachzweig in 900 – 960 m (HANTKE & RAHM 1976). Ebenso sind noch dielle
um das Kar im Scheibenlechtenmoos zu nennen (LANG 1984). Der innere Feldseestand
46 Hannes Hemmerle, Jan-Hendrik May & Frank Preusser
entspricht der Karvergletscherung im Kriegsbachkar am NE-Hang des Herzogenhorns
mit einem Boden auf 1150 m. Eine noch jüngere Phase könnte dem Karoid oberhalb des
Kriegsbachkars in 1310 m entsprechen (LIEHL 1982).
3.5 Der Hotzenwald
Das hier als Hotzenwald bezeichnete Gebiet reicht von St. Blasien im Norden bis zum
Rhein im Süden. Nach Westen ist es durch die Täler der Wiese und nach Osten durch das
Schwarzatal begrenzt. Diese weit gefasste De nition des Hotzenwaldes erlaubt es, die
Täler Wehra, Murg, Schwarzenbächle und Ibach zu erfassen, auch wenn die Wehra nicht
im engsten Sinne zum Hotzenwald gehört. Wehra und Murg ießen direkt in den Rhein,
wo hingegen das Schwarzenbächle und der Ibach über die Alb in den Rhein ießen.
Das gesamte Gebiet stand zum Würmmaximum unter dem Ein uss des Albgletschers,
welcher über Trans uenzen oder als vereinigte Eiskappe mit dem Hotzenwald verbunden
Abb. 5. Blick vom Wander weg nahe des Caritas-Hauses am Feldberg nac h Süden ins Tal von Menzenschwand.
Im Vordergrund sind zwei ausgeprägt Endmoränenwälle zu erkennen (Foto: Sven Lukas). Fig. 5. View from the
hiking trail near the Caritas-Haus at Feldberg towards the south into the valley of Menzenschwand. Two well-
developed terminal moraine ridges are visibile in the foreground (photo: Sven Lukas).
47Übersicht über die pleistozänen Vergletscherungen des Schwarzwaldes
war. In den Tälern von Wehra, Murg und Höllbachtal sind keine umfassenden Relikte von
Rückzugsständen dokumentiert, weshalb hier nur der Würmmaximalstand genannt wird.
Im Wehratal liegt dieser bei 680 m, ungefähr 700 m SW von Todtmoos Au (LESER 1979).
Im Murgtal liegt das Würmmaximum bei Giersbach in 870 m und im Höllbachtal unterhalb
von Hartschwand bei 760 m (REICHELT 1961).
Das Einzugsgebiet des Ibachs ist im Norden durch den Kamm zwischen Markstein (1168
m) und Brendenkopf (1097 m) begrenzt. Nach Westen zum Lindauer Schwarzenbächle
und nach Osten zur Alb wird das Tal von N-S verlaufenden Kämmen mit Höhen zwischen
1100 m und 950 m begrenzt. Das Lindauer Schwarzenbächle wird nach Westen von
einer ähnlich hohen Kammlinie eingefasst. Südlich des Schwarzenbächles und vor al-
lem unterhalb des Zusammen usses von Ibach und Schwarzenbächle liegt das parallel
verlaufende Tal des Höllbachs. Das Höllbachtal ist durch REICHELT (1960) beschrieben
und mit dem Ibachtal verglichen worden. Die einzige dokumentierte Karform ist eine
Schneegrube bei Loch im Oberlauf des Ibachs (LIEHL 1982). Das Fehlen von Karen kann
sowohl durch die südexponierte Lage der Täler, als auch durch die starke Nährung des
Gletschers durch den Albgletscher erklärt werden.
Zu den Gletscherrückzugsstadien im Ibach- und Schwarzenbächletal gibt es im Wes-
entlichen zwei Modelle. Diese sind durch REICHELT (1961) sowie HANTKE & RAHM (1977),
die von einer Eigenvergletscherung der beiden Täler während des Eisrückzuges ausge-
hen, und durch SAWATZKI (1992), der von einem von Trans uenzen am Markstein (1168 m)
abhängigen Gletscher ausgeht, de niert. Kurz oberhalb der Mündung des Ibachs in die
Alb liegt das Zungenende des Ibachgletschers in 600 m bis 620 m, welches u.a. durch
Hangablagerungen südlich des Schlossfelsens in 760 m und an der Sägehalde auf 640
m belegt ist (REICHELT 1961). Morphologisch zeigt sich ein deutlicher Wechsel von Trog-
zu Kerbtal hinter einer Talenge (REICHELT 1960). Nach SAWATZKI (1992) nden sich in dem
Gebiet zudem wallartige Moränenreste. Unterhalb des Zusammen usses von Schwar-
zenbächle und Ibach, bei der Bruger Säge, liegen noch 10 m hohe Wallbildungen in 760
m, die dem Hölzlebruckstand zugeordnet werden (HANTKE & RAHM 1977). Nach SAWATZKI
(1992) gehören die Wälle zu einer zweiten Phase des Würmmaximums. Dadurch ergibt
sich eine Höhendifferenz von ca. 150 m zwischen den Würmmaximalständen an der
Bruger Säge und der Sägenhalde. Die Bruger Säge liegt rund 3 - 4 km talaufwärts von
der Sägehalde. Auf Grund ihrer Lage scheint eine Zuordnung der Wälle bei der Bruger
Säge zum Maximalstand schwierig.
Bei Moos be nden sich in 910 m breite, wallförmige Bildungen und Seitengerinne am
östlichen Südrand des Ibacher Zungenbeckens, die mit Resten einer Schotterterrasse
verknüpft sind (SAWATZKI 1992). Anhand von Flankengerinnen können diese bis zu Seit-
enmoränen des Albgletschers im Höllenbächletal weiterverfolgt werden. SAWATZKI (1992)
ordnet die Ablagerungen als eindeutig älter als Titiseestand ein. REICHELT (1961) sieht die
Ablagerungen als Teil einer Endmoränenstaffel, die nach innen blockreicher und bis zu
10 m hoch wird und in 870 – 910 m liegt. Er ordnet diese als den ersten Bildungen des
Titiseestandes zu.
48 Hannes Hemmerle, Jan-Hendrik May & Frank Preusser
In den felsigen Buckeln aus Lockermaterial mit Flankengerinnen bei Unteribach in 950
m (REICHELT 1961) sieht SAWATZKI (1992) einen achen Moränenwall von 945 bis 980
m. REICHELT (1961) und HANTKE & RAHM (1977) ordnen die Ablagerungen der Endphase
des Titiseestandes zu. Die damals nicht aufgeschlossene, zwischen dem Ibacher und
Oberibacher Seitental liegende Formation, konnte SAWATZKI (1992) als Gneisfelsrippen
identi zieren.
Der letzte Stand liegt bei der Kohlhütte in 1040 m bis 1050 m Höhe. Hier sind mehrere
ausgeprägte, durchbrochene Wälle beschrieben, die von HANTKE & RAHM (1977) zum
Bärentalstand und von SAWATZKI (1992) zum Titiseestand gestellt werden. Ursprung der
unterschiedlichen Ansichten ist das Ausmaß der Eigenvergletscherung des Ibachtales.
So geht SAWATZKI (1992) davon aus, dass die 1,5 km talauf liegende, rund 100 m höhere
und nach SE exponierte Hohlform zu klein ist, um die markanten Wälle bei der Kohlhütte
zu bilden.
Oberhalb des Zusammen usses mit dem Ibach be ndet sich im Tal des Lindauer
Schwarzenbächles in 890 - 900 m eine gut erhaltene bogenförmige Endmoräne bei der
Schwarzen Säge. Diese wird ca. 1 km innerhalb, in der Nähe der Einmündung des Sil-
berbrunnenbächles in 900 – 910 m, von einem zweiten Bogen umgeben (REICHELT 1961).
SAWATZKI (1992) beschreibt die Ablagerungen als breite Hügel aus glazialem Material
ohne Wallform. Direkt oberhalb beschreibt REICHELT (1961), zwischen der Moräne am
Silberbrunnenbächle und dem Brunnmättlemoos, bis zu 10 m hohe Wälle und Hügel in
unübersichtlichem Waldgebiet. SAWATZKI (1992) sieht hier Flankengerinne und lokale Ge-
schiebeanhäufungen bis in 980 m.
REICHELT (1961) fasst die Ablagerungen zum Titiseestand zusammen. Hier fällt auf, dass
die Ablagerungen im Ibachtal zum inneren Stand an Deutlichkeit gewinnen sollen, wo
hingegen im Schwarzenbächletal die Deutlichkeit nach innen abnimmt. Den letzten Rück-
zugshalt sehen HANTKE & RAHM (1977) südlich des Marksteins, als Moränenrest in 1050
m, angedeutet. Dieser wird dem Bärentalstand, entsprechend der Kohlhütte-Endmoräne
im Ibachtal, zugeordnet. Abgesehen von der Würmmaximallage bestehen große Unter-
schiede zwischen den Ansichten der Bearbeiter. Vor allem, was den zeitlichen Ablauf der
Trans uenzen und die Zuordnungen zu den Rückzugsständen angeht, scheint hier noch
einiges an Klärungsbedarf vorhanden. SAWATZKI (1992) beschreibt zusammenfassend die
Ablagerungen im Ibachgebiet als nicht befriedigend korrelierbar mit den Gletscherstän-
den des Alb- oder des Gutachtals.
3.6 Wiesegletscher
Das Wiesetal erstreckt sich vom Feldberg (1493 m) nach SW (Abb. 2). Nach Norden ist
das Einzugsgebiet durch die Kammregion Felberg-Haldenköp e (1266 m) vom Einzugs-
gebiet der Brugga abgegrenzt. In östlicher Richtung über den Kamm Grafenmatt (1377
m) – Herzogenhorm (1415 m) - Blößling (1309 m) grenzt das Gebiet der Bernauer Alb
an. Im Wesentlichen lassen sich zwei große Teilbereiche unterscheiden. Diese sind
49Übersicht über die pleistozänen Vergletscherungen des Schwarzwaldes
der eigentliche Wiesegletscher, der den SW des Feldbergs und die SE-Grenze des
Schauinsland-Trubelsmattkopf-Gebietes abdeckt und der Präggletscher SSE des Her-
zogenhorns. Eine Verbindung nach Westen zum Gebiet des Belchen (1414 m) wird über
Nebentälern wie das Aiternbachtal vermutet (SCHREINER 2011).
Typische Kare sind im Bereich des Wiesegletschers nur oberhalb von Fahl im oberen Wi-
esetal und im Bereich des Mollenbachs W des Bernauer Kreuzes (1154 m) ausgebildet.
Das Zimmerwinkelkar, östlich des Passes am Bernauer Kreuz, war zum Würmmaximum
ein Durch usskar, das im Bereich des genannten Kars von Eis aus dem Albgletscher
durch ossen wurde. In späteren Phasen ist eine eigene Karvergletscherung durch einen
500 m langen Endmoränenwall belegt (SCHREINER 2011).
Die Eisrandlage der letzten Kaltzeit wird im Bereich Mambach-Atzenbach vermutet, wo-
durch sich eine Gletscherlänge von 22 km ergibt (SCHREINER 2011). Das am weitesten
südlich belegte Tillvorkommen liegt bei Mambach (GÖLLER 1952). Dies wird durch Neu-
funde von Grund- und Seitenmoräne am linken Talhang in 670 – 680 m bestätigt (SCH-
REINER & SAWATZKI 2000). Aufgrund der Hochlage der Funde wird vermutet, dass das Eis
bis Atzenbach in knapp unter 500 m gereicht hat.
Im Bereich der Zu üsse von Westen aus dem Belchen-Gebiet bildeten sich im Würm-
maximum und während der ersten Rückzugsstadien Stauseen aus. Diese stauten von
Süden nach Norden den Böllenbach, den Haldsmattbach im Stausee von Schönenberg,
den Aiternbach und den Wiedenbach im Stausee Utzenfeld-Kessel. Aus Seitengerin-
nen, welche die Stauseen untereinander verbunden haben, werden vier Gletscher-
rückzugsstände konstruiert (SCHREINER 2011). Diese werden mit den drei Ständen im
Haslachtal (Rogg-, Trenschel- und Lenzkircher Friedhof- bzw. Hölzlebruckstand und
Titiseestand) korreliert. Während der vier Phasen bildeten sich analog zum Gletscher-
rückzug und sukzessiv sinkender Stauseehöhe vier Um ießungsrinnen bzw. Überläufe
zwischen den Stauseen aus. In der Talsohle treffen diese in Niederhepschingen, Kastel
und südlich Wembach auf die Wiese.
Im Titiseestadium sind die Gletscherströme aus Präg- und Wiesetal bereits geteilt, wo-
bei der Präggletscher mächtiger war und tiefer ins Tal hinabstieß (SCHREINER 2011). Der
Prägbachgletscher reichte in etwa bis Aitern, wo heute nicht mehr erkennbare Wälle
mit Stauchung aus SE lagen, die von Bändertonen mit 145 Warven unterlagert wurden
(GÖLLER 1955). Eine ähnliche Abfolge liegt auch bei Bischmatt (GÖLLER 1952) und wird von
SCHREINER (2011) als gleichalt eingestuft. Der Wiesegletscher endete vermutlich in der
Talenge südlich Todtnau. Zwischen Wiese- und Prägbachgletscher liegt im Titiseestand
das Schlechtnauer Becken. In diesem ist ein durch den Prägbachgletscher aufgestauter
See aus Schmelzwässern des nördlich endenden Wiesegletschers durch 45 m hohe
Hügel aus Deltasedimenten belegt (SCHREINER 2011). Östlich von Todtnau in 660 m be-
schreibt ZIENERT (1973) einen teilweise aus Festgestein aufgebauten Wall, welchen er
dem Titiseestand zurechnet. Dies wird von SCHREINER (2011) abgelehnt, der hier keinen
Endmoränenbogen belegt sieht.
50 Hannes Hemmerle, Jan-Hendrik May & Frank Preusser
Bei Brandenberg im Wiesetal ndet sich ab 770 m ein deutlicher Endmoränenwall, im Roten
Wiesetal liegen zwischen 900 m und 950 m Endmoränen und im Prägtal liegt 1 km östlich
des Sengalenkopfes (1208 m) eine Endmoräne in 870 – 890 m. Diese drei Endmoränen sind
vermutlich dem Bärentalstand zuzuordnen (SCHREINER 2011). Im Schönenbachtal nördlich
Muggenbrunn in 1040 m liegen nach SCHREINER (2011) noch zwei weitere Enmonenwälle,
die jedoch keinem Rückzugsstand zugeordnet sind. Die höchste Endmoräne im Wiesetal
liegt bei Fahl auf 900 m und wird dem äußeren Feldseestand zugerechnet.
3.7 Belchengebiet
Das Belchengebiet wurde im Wesentlichen von RAHM (1987) bearbeitet. In allen vom
Belchen (1414 m) ausgehenden Tälern nden sich Spuren glazialer Formung. Am stärk-
sten ausgeprägt sind diese, wie in den meisten Tälern des Schwarzwaldes, in den nach
Osten und Norden entwässernden Tälern (Abb. 2). Die Täler auf der West- und Nordseite
des Belchens besitzen eine sehr hohe Reliefenergie, bspw. fällt das Starkenbrunntal auf
2,5 km Länge 900 m Höhenmeter ab. Im Folgenden wird das Stampfbächletal, im Ober-
lauf des Neumagens im Münstertal gelegen, das Tal des Wiedenbachs und das Multener
Gletschergebiet mit dem Aiternbach behandelt. Die beiden Letzten liegen im Einzugs-
gebiet des Wiesegletschers, wobei eine Verbindung der in den genannten Tälern gele-
genen Gletscher nicht eindeutig belegt ist. Durch Berechnungen der Schneegrenzen ist
nur im Multener Gebiet ein Kontakt der Vergletscherungen zu erwarten (SCHREINER 2011).
Das Obermünstertal erstreckt sich vom Belchen aus in NNE Richtung. Der Gletscher
wurde hier aus den Karoiden bei Ober- und Unterneuhof, NNW des Heidstein (1274 m),
und den Tälern des Kaltengrunds und Glashofsbachs genährt. Im Kaltengrundtal und
Glashofbachtal sind, mit dem Küstelwald- und Glashofkar, typische Kare (LIEHL 1982)
mit Endmoränenabschluss (SCHREINER 2011) erhalten. Das tie iegendste bekannte
glazigene Material im Talbereich des Stampfbächles liegt bei Spielweg in ca. 500 m
Höhe. Hier be nden sich ausgespülte, komponentengestützte Blockansammlungen, die
als umgelagertes glazigenes Material gedeutet werden (SCHREINER 2011).
Das Einzugsgebiet des Wiedenbachtals ist durch die Kammlinie Trubelsmattkopf (1284
m) – Hörnle (1187 m) und den Pass am Wiedener Eck zum Obermünstertal begrenzt. Im
Oberlauf des Wiedenbachs be nden sich drei Hochtäler mit Grundmoränenbedeckung,
wobei eine Verbindung zwischen dem Hochtalbecken Ungenwieden in 900 - 1000 m
und dem von Wieden in 780 - 880 m nicht belegt ist ( SCHREINER 2011). Im Hochtal von
Rollsbach auf 820 - 900 m lag nach Schreiner vermutlich eine eigenständige Karverg-
letscherung, aus dem Kartrichter SW des Rollspitz (1236 m) (LIEHL 1982), vor. Im Wie-
dener Hochtalbecken sind nach SCHREINER (2011) sowohl das Mittenbachkar als auch das
Fuchsgräblekar gut ausgebildet, während RAHM (1987) nur das Fuchsgräblekar als gut
erhalten ansieht.
Die tiefstliegendsten Geschiebe des Wiedenbachgletschers liegen bei der Wiedener
Säge in 760 m (SCHREPFER 1931). RAHM (1987) nimmt aufgrund von einer in Ost-Expo-
51Übersicht über die pleistozänen Vergletscherungen des Schwarzwaldes
sition für das Würmmaximum berechneten Schneegrenze von 950 m ein Treffen mit
dem Wiesegletscher an und korreliert die Ablagerungen bei der Wiedener Säge mit dem
Titiseestand. Hieraus ergibt sich ein Gletscherende unterhalb 700 m. SCHREINER (2001)
berechnet mit der Höfer`schen Methode und einer Kammumrandung in 1160 m eine
Schneegrenze von 960 m für die Geschiebe der Wiedener Säge. Er stellt die Ablager-
ungen zum Würmmaximum und lehnt ein Treffen von Wiese- und Wiedenergletscher ab.
In Resten glazigenem Sediments nahe den Neßlerhäusern in 875 m und in der Moräne
oberhalb von Ungenwieden in 960 m sieht Rahm den Bärentalstand. Die Endmoräne
oberhalb von Ungenwieden und S Kellerhaus ist 10 m hoch und teilweise als Doppelwall
ausgebildet (SCHREINER 2011). Die Karendmoräne im Fuchsgräblekar stellt RAHM (1987)
zum Waldhofstand. SCHREINER (2011) ordnet die Ablagerungen in den Nebentälern kei-
nem Rückzugsstadium zu und erwähnt auch keinen Rückzugshalt oder Endmoränenrest
bei den Neßlerhäusern.
Das Multener Gebiet liegt östlich der Kammlinie Belchen (1414 m) – Heidstein (1274 m).
Über den Aiternbach entwässert das Gebiet zur Wiese hin. Analog dazu ist auch die
Vergletscherung anzunehmen. Östlich der Kammlinie be ndet sich ein Kar im Talschluss
des Gfällwasserbächles und zwei Karoide im Rübgartenbächle- und Dietschelbachtal.
Östlich des Hohtannen (1248 m) ießt der Hintergrundbach, in dessen Tal sich ebenfalls
glazigenes Material ndet (SCHREINER 2011). Aufgrund der vermuteten Schneegrenzen
wird der Kontakt zum in das Tal eindringenden Wiesegletscher bei Holzinshaus in 800 m
angenommen (RAHM 1987). Auf der linken Talseite bei Untermulten liegen hohe Morän-
enhügel, die als Mittelmoräne zwischen dem Dietschelbachgletscher und dem Hauptg-
letscher im Titiseestand interpretiert werden (RAHM 1987). In 1000 - 1020 m be nden sich
auf der linken Talseite drei ache, mit Blöcken besetzte Endmoränenwälle (SCHREINER
2011), die, mit einer Schneegrenze auf 1250 m, zum Waldhofstand gezählt werden (RAHM
1987). Im Hintergrundbachtal liegt auf 1075 m ein deutlicher Wall, der ebenfalls zum
Waldhofstand gerechnet wird. Im Haupttal des Gfällwasser- und Rübgartenbächles sieht
RAHM (1987) bei der Bergwacht auf 1070 m einen weiteren Endmoränenwall, den er dem
Feldseestand zuschreibt. SCHREINER (2011) dokumentiert an dieser Stelle keinen Wall.
3.8 Gebiet Köhlgarten-Sirnitz
Das Köhlgarten-Sirnitz-Gebiet liegt SW des Belchen und ist von RAHM (1987) bearbeitet
worden, auf den sich die folgenden Angaben beziehen (Abb. 2). Die höchsten Erhebun-
gen sind der Köhlgarten (1224 m) und die Sirnitz (1114 m). Auf Grund der geringen Höhe
ist für dieses Gebiet eine geringere Vergletscherung als für das Belchen- oder das Feld-
berggebiet zu erwarten. Es bildeten sich kleine Gletscher, die nicht länger als maximal 3
bis 4 km wurden. Trotz der geringen Höhen sind mit dem Nonnenmattweiher, dem Hal-
denbach- und dem Sailenmooskar drei gut erhaltene Karformen sowie etliche Karoide
ausgebildet. Exemplarisch wird das Tal des Weiherbachs mit dem Nonnenmattweiher als
Ursprung behandelt.
52 Hannes Hemmerle, Jan-Hendrik May & Frank Preusser
Während des Würmmaximums bestand eine Verbindung zwischen dem Weiherbach-
und dem nördlich gelegenen Kreuzbächletalgletscher. Diese hinterließen einen heute
bebauten Moränenwall bei Vorderheubronn in 790 m. Vorderheubronn liegt nur 1,5 km
außerhalb des Nonnenmattweihers, somit ergibt sich eine Länge des Gletschers von
unter 2 km. Für den Kreuzbächlegletscher errechnet sich eine Länge von etwa 3 km.
Eine nicht näher beschriebene Moräne in 840 m ist wahrscheinlich mit dem Titiseestand
zu korrelieren. Das Nonnenmattweiherkar mit einem Boden auf 915 m (ERB 1948) ist von
zwei 20 – 25 m hohen Moränenwällen abgegrenzt. Diese werden mit dem Bärentalstand
korreliert. Morphologisch gleichen sie jedoch den Bildungen des Feldseestandes.
3.9 Gebiet des Schauinsland
Der Begriff Schauinslandgebiet fasst die Gipfelregion vom eigentlichen Schauinsland
(1284 m) über das Haldenköp e (1266 m) bis zum Notschrei-Pass (1118 m) zusammen
(Abb. 2). Vom Bohrertal im NW über das Kappeler Tal im Norden bis zum Bruggatal
im Osten und Süden wird das Gebiet nach Norden zur Dreisam entwässert. Im SW im
Bereich Drehbach-Stohren, NW des Haldenköp e, entspringt der Neumagen des Mün-
stertals. Im Westen be ndet sich das Ursprungstal der Möhlin. Das Bruggatal wird im
nächsten Kapitel gesondert betrachtet. GIERMANN (1964) und HÜTTNER (1967) nehmen an,
dass sich zur Zeit des Titiseestandes kleine Kargletscher im Schauinslandgebiet befan-
den, wohingegen zum Bärentalstand das Eis nur noch in Nischen erhalten war. Das Dre-
hbächle entwässert aus einem Karoid NW des Haldenköp es (1266 m), dessen Boden
mit glazialem Till bedeckt ist. Der einzige Moränenwall im Tal ist 10 m hoch und liegt beim
Hof Drehbach (SCHREINER 2011). Glaziale Morphologien sind bis 800 m im Neumagental
erhalten, weshalb hier auch das Würmmaximum angenommen wird (SCHREPFER 1931).
Im Bereich der Möhlin gab es nur eine „zirkusschlussartige“ Umgestaltung des Talschlus-
ses im Würmmaximum. Außerhalb des Talschlusses ist eine ausgeprägte Kerbtalform
erhalten (GIERMANN 1964). Der Talschluss wird auch als Kartrichter mit einem Boden auf
780 m aufgefasst (LIEHL 1982). Die einzigen gesicherten glazialen Ablagerungen im Möh-
lintal sind Relikte im Bereich des Kaltwasserwegs von 1000 – 870 m (HÜTTNER 1967). Das
Bohrertal besitzt im Oberlauf zwei Äste, den Langenbach im Norden und den Klausen-
bach im Süden. Im Bereich des Klausenbachs ist eine glaziale Talmorphologie bis in
775 m ausgeprägt, wobei bis auf 825 m eine ausgeprägte Bedeckung mit glazigenem
Sediment auftritt. Der einzige Endmoränenwall liegt am Ausgang des Sailenmattenkars
und schließt einen Rundhöcker ein. Das NW-exponierte Sailenmattenkar besitzt Böden
in 1005 m, 1050 m und 1090 m (HÜTTNER 1967). Die Umrandung liegt in 1190 m, westlich
des Schauninslands (1284 m) (ERB 1948).
Im Langenbachtal ist ein Kartrichter mit einem Boden auf 1010 m ausgebildet (LIEHL
1982). Die untersten glazialen Ablagerungen liegen auf 860 m und setzen sich bis in die
Talsohle zu einer Ansammlung großer Blöcke fort, aus denen eine Endmoräne abgeleitet
wird (HÜTTNER 1967). Auf 1015 m beschreiben SCHREPFER (1931) und GIERMANN (1959) ein
Tillvorkommen, welches von HÜTTNER (1967) als anthropogener Staudamm interpretiert
53Übersicht über die pleistozänen Vergletscherungen des Schwarzwaldes
wird. Aus den tiefsten Ablagerungen und der glazialen Morphologie ergibt sich für das
Würmmaximum eine Lage oberhalb des Zusammen usses von Klausen- und Langen-
bach.
Im Kappeler Tal ist das Würmmaximum strittig. HÜTTNER (1967) deutet die von STEINMANN
(1896) bei 500 m und von SCHREPFER (1931) und GIERMANN (1959) bei der Herderhütte in
700 m, angegebenen Ablagerungen als Hangschutt und blockreiche Soli uktionsmas-
sen. Die tiefstliegende konsensfähige glaziale Bildung ist eine rundhöckerartige Form
oberhalb der Herderhütte in 760 m (GIERMANN 1959). In 830 m ist am östlichen Talhang ein
Gletscherhalt durch eisrandnahe Schotter als Teil eines Übergangskegels belegt (HÜT-
TNER 1967). Einen 1,5 m hohen Wall in 860 m fasst HÜTTNER (1967), entgegen GIERMANN
(1959), als Flößer-Stauwall auf. Der Talschluss teilt sich in zwei Mulden, die von einer Mit-
telmoräne in 1080 m getrennt werden (HÜTTNER 1967). In dem Zirkusschluß der Kappeler
Wand ist noch ein höherer Karansatz vorhanden, der dem Bärentalstand zugeordnet wird
(GIERMANN 1964).
3.10 Bruggatal
Die Brugga speist sich aus drei Haupttälern. Vom Feldberg (1493 m) nach NW erstreckt
sich das St. Wilhelmer Tal mit dem gleichnamigen Talbach (Abb. 2). Dieser vereinigt
sich mit dem Buselbach zur Brugga. 700 m talaufwärts im Talbereich des Buselbaches
vereinigen sich der eigentliche Buselbach, dessen Einzugsgebiet am Kamm Haldenköp-
e (1266 m) – Notschrei (1118 m) endet, und der Steinwasenbach aus der Umgebung
Hofsgrund südlich des Schauinsland (1284 m). Die drei Talbereiche waren nur während
des Würmmaximums durch einen Gletscher vereinigt. Die äußere Randlage der letz-
ten Kaltzeit wird oft am Holzschuhplatz südlich Oberried in 500 m nach HÜTTNER (1967)
zitiert. Die ursprünglich von STEINMANN (1896) beschriebenen 10 m hohen Ablagerun-
gen von abgeschliffenen Blöcken sind aber durch HÜTTNER (1967) als Schwemmkegel
des Hornesgrund-Baches ins Bruggatal identi ziert worden. Das Würmmaximum liegt
vermutlich südlich der Einmündung des Hornesgrunds in 510 – 520 m, was durch den
Vergleich mit dem Würmmaximum des Zastler Tales konstruiert wird. Eine glaziale Tal-
morphologie ist bis zur Einmündung des Tiefenbachs in 590 m erhalten (HÜTTNER 1967).
Der Steinwasenbach entspringt in der glazial umgeformten Mulde um Hofsgrund (HÜT-
TNER 1967). Im Norden der Mulde um Hofsgrund und südlich des Schauinsland (1284 m)
liegt das Gegendrumkar in SE-Exposition, welches durch eine 15 m hohe Endmoräne in
980 - 1000 m abgeschlossen wird. Die am tiefsten liegende Endmoräne im Steinwasental
liegt direkt an der Mündung in den Buselbach in 770 m und ist nach NE konvex. Sie wurde
jedoch nicht vom Steinwasenbachgletscher, sondern von einem eigenständigen Vorstoß
aus einem 200 m höher am Hang gelegenen Karoid in SW-Richtung gebildet, was aus
der Symmetrie des Walls abgeleitet wird. In 895 m und 900 m be nden sich zudem noch
zwei Rundhöcker (HÜTTNER 1967).
54 Hannes Hemmerle, Jan-Hendrik May & Frank Preusser
Der Buselbachgletscher beginnt im Karoid SE des Haldenköp es (1266 m) und in der
Mulde südlich von Halden im Bereich des Kohlwaldes. Ein weiterer Ast kam aus dem Ka-
roid NW des Neustützkopfes (1256 m) im Tal des heutigen Schwarzenbaches hinzu. Im
Bereich des Kohlwalds liegt eine geschlossene Decke glazialer Ablagerungen von etwa
1 km Ausdehnung. Aus dem Gebiet des Buselbaches sind keine wallartigen Moränen
bekannt. Über den Notschrei-Pass (1118 m) verlief eine Trans uenz zum Schönbachast
des Wiesegletschers (SCHREINER 2011).
Das St. Wilhelmer Tal erstreckt sich von der Kammlinie Feldberg (1493 m) – Stüben-
wasen (1386 m) nach NW. In den Seitentälern Katzensteig und Wittenbach sind ebenso
wie im eigentlichen Talschluss im Napf gut ausgebildete Kare erhalten (ERB 1948). Alle
drei Kare sind nach N bzw. NE exponiert und besitzen einen unteren Boden in ca. 1000
m. Zudem sind in allen deutliche Endmoränenwälle erhalten.
Der erste Rückzugshalt ist durch eine 10 - 20 m hohe und 100 m breite blockreiche
Endmoräne am Maierhof gekennzeichnet, die dem Titiseestand zugeschrieben wird.
Talaufwärts folgt eine Dreier-Serie an Endmoränen, die dem Bärentalstand zugeordnet
wird. Diese besteht aus einem 150 m breiten Doppelwall bei Hintertal in 700 – 760 m,
der Erlenbächle-Endmoräne in 770 m und einer Endmoräne im Bereich der Mündung
des Erlenbächles in 780 m, die von dessen Schwemmfächer überlagert wird (SCHREINER
2011). Bei 850 m erkennt ZIENERT (1973) Eislöcher, die dem Waldhofstand zugeschrieben
werden (LIEHL 1982). Im Napf, wiederum 1 km talaufwärts, ist nach SCHREINER (2011) ein
deutlicher Doppelwall auf 910 m ausgebildet, der dem Feldseemoor-Stadium entspricht.
Zu diesem werden auch die Endmoränen in den Karen Katzensteig auf 1020 m und
Wittenbach auf 990 m gestellt. Dem inneren Feldseestand wird die höchste Endmoräne
auf 1110 m im Wittenbachkar zugeordnet (LIEHL 1982). Im Napf wird ein Felsriegel mit
kantigem Schutt, der nur an der linken Talseite in 985 m vorhanden ist und einen Über-
gang zu einem Sander zeigt (ZIENERT 1973), dem inneren Feldseestand zugeordnet (LIEHL
1982). Die oberen Böden des Napfkares unterhalb des Stübenwasens in 1200 – 1250 m
gehören zu dem Seebuck-Nischenkar-Stadium (LIEHL 1982).
3.11 Zastlertal
Das Zastler Tal beginnt am Feldberg im Zastler Loch und erstreckt sich nach NW. Der
Verlauf ähnelt dem des St. Wilhelmer Tals im Süden (Abb. 2). Auffallend ist die ausge-
prägte Kerbtalform, wohingegen das St. Wilhelmer Tal ein gut erhaltenes Trogtal darstellt
(METZ 1997). Gut erhaltene Karformen sind das dreistu ge Zastlerkar, das Angelsbach-
kar und das Rinkendobelkar. Im Talschluss des Stollenbachs liegt eine Firnmulde, deren
Lage vergleichbar mit der des Katzensteigkares im St. Wilhelmer Tal ist. Auf der NE-Seite
des Tals liegt beim Forsthaus, nördlich des Burghardtshofs in 500 – 510 m, glazigenes
Material und auf der südlichen Talseite ndet sich, beim Jockelehof in 540 – 610 m, ein
acher „Wulst“, der als Endmoräne gedeutet wird. Die Ablagerungen repräsentieren die
maximale Ausdehnung der letzten Kaltzeit (HÜTTNER 1967).
55Übersicht über die pleistozänen Vergletscherungen des Schwarzwaldes
Die nächsthöhere Endmoräne liegt an der Sägemühle oberhalb vom Adamshof in 640 m.
Sie ist 10 m hoch und wird von einem undeutlichen Sander, der von zwei Schwemmkeg-
eln überlagert wird, fortgesetzt. Nach ZIENERT (1973) entspricht dies demrmmaximum,
SCHREINER (1981) stellt die Ablagerungen im Westen des Mederlehofs zum Titiseestand.
Beim Schweizerhof in 715 m be ndet sich eine das Tal querende Felsrippe, an der sich
viel glazigenes Material angelagert hat und die dem Titiseestand zuzuordnen ist (ERB
1948). Nach HÜTTNER (1967) und ZIENERT (1973) handelt es sich hierbei um eine deutliche
Endmoräne; SCHREINER (1981) berücksichtigt diese nicht. In 860 m liegen Toteislöcher
(ZIENERT 1973), die LIEHL (1982) dem Waldhofstand zuordnet. Ähnliche Eislöcher besch-
reibt ZIENERT (1973) auch aus dem St. Wilhelmer Tal auf 850 m. SCHREINER (1977) nennt
einen Doppelwall bei 930 m; in der 2. Au age (SCHREINER 1981) wurde die Höhenlage
dieses Walles in der Tabelle von 930 m auf 1030 m abgeändert, während im Text dieser
weiterhin auf 930 m angegeben wird. LIEHL (1982) übernimmt sowohl den Wall auf 930
m, als auch den auf 1030 m. Wahrscheinlich handelt es sich hier nur um einen Wall auf
1030 m, wie es auch in ERB (1948), ZIENERT (1973) und METZ (1997) dargestellt ist. Im ober-
sten Talbereich beschreibt SCHREINER (1981) drei Endmoränengruppen. Den Doppelwall
bei 1030 m stellt er zum äußeren und die Endmoräne bei der Zastler Hütte auf 1240 m
zum inneren Feldseestand. LESER & METZ (1988) ordnen, auf Grund der Erkenntnis des
gleichen Alters der Feldseestadien, der Höhendifferenz und der Entfernung von 1200 m
zwischen den Wällen, den Doppelwall auf 1030 m dem Waldhof und die Moränenserie
im Bereich der Zastler Hütte in 1230 – 1250 m dem Feldeseestand zu. Im Zastlerkar liegt
in 1320 m eine hügelförmige Endmoräne, die zu einem noch jüngeren Stand, etwa dem
Seebuck-Nischenkar-Stadium, gehört (SCHREINER 1981). Noch höher liegende Bildungen
sind Karoide in bis zu 1450 m, die durch ZIENERT (1973) und METZ (1997) beschrieben
sind. Im Angelsbachkar liegt noch ein Endmoränendoppelwall auf 1080 m (SCHREINER
2011). Im Talbereich des Rinkendobelbaches be ndet sich eine schwach ausgebildete,
zerschnittene Endmoräne bei 1000 m (METZ 1997). Die beiden Endmoränen werden
ohne Zuordnung zu einem Rückzugsstand angegeben.
4. Bildungen der letzten Kaltzeit im mittleren Schwarzwald
Der mittlere Schwarzwald ist in der Glazialforschung nur am Rande behandelt worden.
Die zu erwartende Vergletscherung östlich der Wildgutach, im Bereich des Farnberg-
Plateaus mit Gipfeln um 1150 m, ist bis heute noch nicht ächendeckend kartiert. Der
höchste Gipfel des Farnberg-Plateaus ist die Obereck (1177 m) (Abb. 1). Die Gipfel des
Farnberg-Plateaus, der Kandel und die Weißtannenhöhe (1180 m) zählen noch zum
Hochschwarzwald. Die Ostabdachung des Schwarzwaldes östlich des Brends (1149 m)
und des Steinbühls (1146 m) bis nach Villingen-Schwenningen und Donaueschingen ist
zuletzt durch REICHELT (1998) und PAUL & SCHINKE (1997) bearbeitet worden. Zusammen-
fassende morphologische Betrachtungen sind durch LIEHL (193 4) und PAUL (1963) gegeben.
56 Hannes Hemmerle, Jan-Hendrik May & Frank Preusser
Karformen sind im mittleren Schwarzwald schwächer ausgebildet als im Nord- und Süd-
schwarzwald und oft nur als Schneegruben erkennbar (PAUL 1963). Sie wurden durch
REICHELT (1998) zum Teil tabellarisch erfasst. Gnde für die schchere Ausprägung
sind die geringere Höhenlage, die anstehenden Lithologien und ein schon stark durch
ältere Kaltzeiten geprägtes Relief (PAUL 1963). Die meisten Moränen der letzten Kaltzeit
be nden sich in den Talschlüssen oder in maximal 2 km Entfernung vom Nährgebiet
(REICHELT 1996). Somit ergibt sich insgesamt das Bild von zahlreichen Kargletschern,
die vereinzelt in die Täler vordrangen. Eine Eingliederung in Rückzugsstadien ist bisher
nicht erfolgt. Dies liegt vor allem an dem Mangel an morphologischen Belegen (REICHELT
1996), aber auch an der geringen Anzahl der Bearbeitungen. Nach Auffassung von PAUL
& SCHINKE (1997) und REICHELT (1998) ist in der Ostabdachung im Bereich des mittleren
Schwarzwaldes die Prägung älterer Kaltzeiten größtenteils erhalten geblieben, wohinge-
gen sich in der letzten Kaltzeit nur auf den Höhen eine Modi kation der Morphologie aus-
gebildet hat. Herauszuheben sind hierbei die ausgeprägten Verebnungs ächen, die als
Trogtalschultern älterer Vereisungen interpretiert werden. Das ach ins Vorland abfallen-
de Relief der Ostabdachung besitzt ein hohes Erhaltungspotential von Schuttdecken und
Schotterkörpern, aus welchen mindestens zwei Phasen rekonstruierbar sind (REICHELT
1996). Im Gebiet des höchsten Gipfels des mittleren Schwarzwaldes, des Kandels (1241
m), sind keine Moränen oder Kare kartiert worden (GROSCHOPF & SCHREINER 1980, GROS-
CHOPF 1988). Bei einer ähnlichen Höhe und vergleichbarer Lage wie das Schauinsland-
Gebiet wäre eine Vergletscherung des Gebietes jedoch zu erwarten.
5. Bildungen der letzten Kaltzeit im Nordschwarzwald
5.1 Bisherige Arbeiten und Karformen
Im Nordschwarzwald treten mehr als 200 karähnliche Nischen auf, die in ihrer Deutlichkeit
und Erhaltung von Wällen, Seen und Mooren in Klassen von 1 bis 10 katalogisiert wurden
(FEZER 1957). Die gute Ausbildung von Karen im nördlichen Teil des Schwarzwaldes geht
auf den anstehenden Buntsandstein zurück, wohingegen im Kristallin des Südschwarz-
waldes weniger Karformen ausgebildet wurden. In einem vergleichenden Überblick der
Schwarzwald- und Vogesenkare erkennt ZIENERT (1967) im südlichen Schwarzwaldes
(südlich der Kinzig) 22 Kare und im Nordschwarzwald 97.
Die Vergletscherung war auf den Hauptkamm des Nordschwarzwaldes, von der Horn-
isgrinde (1163 m) bis zum Seekopf (1055 m), fokussiert (Abb. 1). Von dieser „Plateau-
vereisung“ gingen nach Osten fünf kleinere Talgletscher, die über Seitentäler miternährt
wurden, bis ca. 700 m hinab (FEZER 1971). Die Vereisung ist durch die Bedeckung des
Kammes mit glazialem Material belegt, welches auf der Westseite der Hornisgrinde bis
950 m auftritt (FEZER et al. 1961). Auf den Süd- und Westhängen ndet sich hauptsächlich
Soli uktionsschutt, was das Bild der verstärkten Eisakkumulation auf den Ost- und Nord-
hängen, welche auch im Südschwarzwald zu verzeichnen ist, bestätigt. Deutliche End-
57Übersicht über die pleistozänen Vergletscherungen des Schwarzwaldes
moränen sind auf der Ostseite des Höhenkammes vorhanden. Die Südhänge unterhalb
950 m aperten auch im Maximum der letzten Eiszeit während der Sommermonate noch
aus (FEZER 1971).
Detaillierte Lagebeschreibungen von Moränen unterhalb von Karen sowie Zuordnungen
zu den jeweiligen Ständen des Südschwarzwaldes sind durch ZIENERT (1967) tabellarisch
zusammengefasst. Die Rückzugsstände werden als Buchstaben angegeben, wobei
zwischen Würmmaximum (a), Titisee (b), Zipfelhof (c) und Feldsee (d) unterschieden
wird. FEZER (1971) benennt den Hölzlebruckstand mit (a) und ersetzt damit das Würm-
maximum mit dem ersten Rückzugshalt nach MEINIG (1966). Da sich FEZER (1971) auf die
Rückzugsstadien von ZIENERT (1967) bezieht und keine weitreichendere Vergletscher-
ung als den a-Stand angibt, ist davon auszugehen, dass dieser dem Würmmaximum
entspricht. Im Detail wäre eine Neuordnung der Stadien nach dem Rückzugssystem des
Südschwarzwaldes interessant. Auch wäre eine numerische oder stratigraphische Da-
tierung des Rückzuges wünschenswert, vor allem mit Hinblick auf die relativen Alters-
beziehungen zum Südschwarzwald. Exemplarisch werden hier die Gletscher im Schön-
münz- und Hundsbachtal behandelt.
5.2 Beispiele der Vergletscherung im Nordschwarzwald
Das Schönmünztal beginnt östlich des Seekopfes (1054 m) mit dem Zwillingskar Wild-
see und Seemiß (FEZER 1957). Die beiden Kare werden heute durch den Seelochbach
und das Legerbächle entwässert. Sie werden durch eine deutliche Mittelmoräne getrennt
(ZIENERT 1967). Das Würmmaximum be ndet sich bei der Schlütterhütte auf 640 m auf
der linken Talseite und setzt sich 300 m talaufwärts auf der rechten Seite fort. Es besteht
die Möglichkeit, dass diese nicht von der Hauptvergletscherung, sondern von einer ei-
genständigen Vergletscherung aus dem Leingrubenkar abgelagert wurde (FEZER et al.
1961).
Der Titiseestand ist durch zwei separate Moränenbögen auf 780 m und 810 m bei der
Palmhütte beschrieben. Phase c bildete die den Wildsee abschließende Endmoräne in
910 m und eine Äußere in 890 m (ZIENERT 1967). FEZER et al. (1961) beschreiben diese
Endmoränen als 40 m hohe Wälle, die die einzelnen durch Mittelmoränen getrennten
Karböden abschließen und in einem gleichmäßigem Sander von 900 – 800 m abfallen.
Bei 640 – 650 m zieht ein Blockwall parallel zur Schönmunz. Dieser wird einer älteren
Vergletscherung zugeordnet (FEZER et al. 1961).
Das Hundsbachtal beginnt im Großen Mur-Kar im NE eines Gipfels (1136 m), der nördlich
der Hornisgrinde am Hauptkamm liegt (FEZER 1957). Das Gletscherende im Würmmaxi-
mum geben FEZER et al. (1961) unterhalb des Zusammen usses mit dem Gresbachg-
letscher bei 700 m an. ZIENERT (1967) zeichnet hingegen ein komplexeres Bild. Er be-
schreibt zwei Endmoränenwälle des Gresbachgletschers vor dem Zusammen uss mit
dem Hundsbachtal, von denen der äußere in 710 m, in Höhe der Mündung des Studen-
tenlochbaches, liegt. Das Gletscherende des Hundbachtalgletschers sieht er in einem
58 Hannes Hemmerle, Jan-Hendrik May & Frank Preusser
an der linken Talseite erhaltenen Wall in 680 m im Haupttal, ebenfalls unterhalb des
Zusammen usses. Zwischen den genannten Endmoränen beschreibt er Ablagerungen,
die er als „Rückstausander“ bezeichnet. Möglicherweise handelt es sich hierbei um einen
durch den Hundsbachtalgletscher aufgestauten See, der bei der relativen Lage der End-
moränen zueinander zu erwarten wäre. Auf Höhe des Zusammen usses der Bäche von
Unterstmatt (815 m) liegt ein weiterer Wall, der zum Titiseestand gerechnet wird. Als
Phase c sind einige deutliche Wälle auf dem untersten Karboden in 970 m erhalten. Der
Feldseestand ist in dem Karboden in 1040 m erhalten, der von einer 5 – 8 m hohen End-
moräne abgeschlossen wird (ZIENERT 1967).
6. Ältere Vereisungen
Eindeutige Ablagerungen älterer Vereisungen wurden erstmals durch PFANNENSTIEL
(1958) im Hotzenwald beschrieben. In der Folge wurde vor allem die von REICHELT (1960)
entwickelte Schotteranalyse das Werkzeug zur Unterscheidung zwischen älteren Ver-
eisungen und der letzten Kaltzeit. Die Schotteranalyse basiert zum einen auf der Kanten-
rundung und Einregelung von Schotterachsen und zum anderen auf dem Verwitterungs-
grad der Gesteine. Die Klassi zierung der Kantenrundungen dient der Unterscheidung
zwischen glazialem Till, periglazialem Soli uktionsschutt und uvialen Ablagerungen.
Der Verwitterungsindex gibt eine relative Einschätzung der Alter zueinander, wobei nur
zwischen dem letzten Glazial und älteren Glazialen unterschieden wird (REICHELT 1960).
Eine kritische Hinterfragung der Methode ist durch HANTKE et al. (1987) gegeben. Die
Ausdehnung der vorletzten Vereisung ist in ihrem Umfang noch umstritten. Im Folgenden
wird ihre Ausbreitung im Südschwarzwald und die Vereisung nach Osten in Richtung
Schwäbischer Alb behandelt. Die nach Westen reichende Vergletscherung ist wie die im
Nord- und im Mittelschwarzwald bisher nur lückenhaft oder gar nicht bearbeitet worden
(RAHM 1981).
6.1 Südrand des Schwarzwaldes
Für den Wiese-Wehra-Gletscher nehmen PFANNENSTIEL & RAHM (1964) eine gemeinsame
ächendeckende Ausbreitung ins Vorland, im SE bis zum alpinen Eiskörper, im Süden
bis zur Wehramündung und im SW bis kurz vor Basel, an (Abb. 2). Auch für den Bereich
des Dinkelbergs (536 m) wird eine ächendeckende Vergletscherung, welche die Karsto-
ber äche mit glazialem Material verfüllt und die Gipfel bedeckt haben soll, angenommen
(PFANNENSTIEL & RAHM 1964). Die Maximalausdehnung wurde durch die Existenz von gla-
zialen Ablagerungen am Dinkelberg und durch Kartierung von Erratika ermittelt.
In späteren Arbeiten wurde die Vergletscherung des Dinkelberg-Gebietes in Frage
gestellt. LESER & METZ (1988) sehen im Gebiet des Dinkelbergs keine Zeugen einer Ver-
gletscherung, sondern nur punktuell uviale Schotter. Auch bemerken sie, dass der um
einige hundert Meter höher liegende Hotzenwald nach PFANNENSTIEL & RAHM (1964) nicht
59Übersicht über die pleistozänen Vergletscherungen des Schwarzwaldes
vereist gewesen sein soll. Dem schließt sich auch SCHREINER (1995) an, der im Gegen-
satz zu PFANNENSTIEL & RAHM (1964) und LESER & METZ (1988) keine Anzeichen für einen
Kontakt zum alpinen Eis in der Umgebung der Wehramündung sieht. Das tie iegendste
glaziale Archiv be ndet sich nach SCHREINER (1995) bei Ö ingen, wobei die wallartige
Ausbildung hier aus 12 m hohen glazi uvialen Schottern besteht und nur eine block-
reiche Basislage als Till einer älteren Vergletscherung anzusehen ist. Das Gletscherende
im Wiesetal vermutet SCHREINER (1995) aus Abschätzungen der Gletschermächtigkeit, die
er aus hochgelegenen Moränen konstruiert, bei Schopfheim (Abb. 2).
Im Vorland des Albtales bestand lange das Bild eines groß ächigen Kontaktes mit dem
alpinen Eis (PFANNENSTIEL 1958). Durch Detailkartierungen konnte der Rand der vorletz-
ten Eiszeit des Schwarzwaldes anhand von glazialen Ablagerungen neu belegt werden
(WENDEBOURG & RAMSHORN 1987), wodurch sich eine geringere Ausdehnung der Schwar-
zwaldvergletscherung und kein direkter Kontakt zum alpinen Eis ergab. Die Alb wurde
dabei aufgestaut, was durch Ablagerungen (waterlain till) des alpinen Gletschers in dem
proglazialen See bei Schachen belegt ist. Diese werden von Deltaschüttungen der Alb
nach Süden überlagert. Somit ergibt sich hier das Bild von zwei sich in ca. 2 km Abstand
gegenüberliegenden Gletscherfronten, die von einem See getrennt werden ( WENDEBOURG
& RAMSHORN 1987).
Zur Ausdehnung der vorletzten Eiszeit, in der Literatur als Riss bezeichnet, gibt es zwei
konträre Modelle. Diese wurden im Wesentlichen durch PFANNENSTIEL & RAHM (1963)
und SCHREINER (1986) aufgestellt. SCHREINER (1986) geht von einer Vergletscherung im
Wutachtal bis etwa 3 km unterhalb des Würmmaximums des Haslachtales an der Löffel-
schmiede aus. Dies schließt er aus dem Auftreten glazialer Ablagerungem beim Hol-
zschlag und deren Fehlen bei Großmoos 1,5 km SE. Da beide Gebiete ähnlich gute
Erhaltungsbedingungen haben, ist das Fehlen bei Großmoos mit dem Gletscherende
gleichzusetzen. Zudem sieht SCHREINER (1986) in den von PFANNENSTIEL & RAHM (1963) als
Reisel nger Moräne interpretierten Ablagerungen uviale Schotter. Die angeblichen gla-
zialen Ablagerungen bei Boll interpretiert er als Soli uktionsschutt und in einer Ablager-
ung in Krenkingen hochenergetische uviale Ablagerungen. Das Modell von PFANNENSTIEL
& RAHM (1963) geht von einer weitreichenden Vergletscherung aus (Abb. 2), die auch
groß ächigen Kontakt mit der alpinen Vergletscherung hatte. Belegt wird diese durch die
Kartierung von Erratika. Auf die Befunde von SCHREINER (1986) veröffentlichten HANTKE et
al. (1987) eine Gegendarstellung, welche vor allem die Schotteranalyse in Frage stellt.
Die Autoren gehen weiterhin von einer gänzlichen Überdeckung des Südostschwarzwal-
des und einem Kontakt zur alpinen Vergletscherung im Klettgau aus.
Die alpine Vergletscherung ist an der Schwarzwald-Südabdachung jedoch nicht nur
durch die genannten glazialen Sedimente dokumentiert, sondern auch durch übertiefte
Becken, die durch alpine Gletscher geformt wurden. Solche Becken nden sich z.B.
im Haselbachtal bei Bad Säckingen und vermutlich auch im Bergseebecken (WIELAND-
SCHUSTER 2011). Dabei handelt es sich jedoch um eine ältere Vereisung (Hoßkirch- bzw.
Möhlin-Eiszeit), die in der heutigen Geomorphologie noch gut erkennbar ist.
60 Hannes Hemmerle, Jan-Hendrik May & Frank Preusser
6.2 Ostabdachung
Die Ostabachung im Bereich Villingen-Schwenningen und Donaueschingen im mittleren
Schwarzwald war in der vorletzten Eiszeit deutlich stärker vergletschert als im Würm-
maximum. Als Gletschertypus wird eine Vergletscherung des norwegischen Typs an-
genommen, ähnlich der des Südschwarzwaldes im Würm. Im Bereich der Breg lassen
sich zwei Phasen rekonstruieren. Die erste Phase endete zwischen Pfohren und Neudin-
gen in 670 m, was durch Kartierung von glazialen Sedimenten belegt ist (REICHELT 1998).
Durch den Vorstoß des Talgletschers wurden die Nebentäler der Brigach aufgestaut.
Dies führte zur Bildung von Flankengerinnen (REICHELT 1997). Der ersten Phase werden
auch die Verebnungen auf den Trogtalschultern zugeschrieben (PAUL & SCHINKE 1997).
Die Schneegrenze lag bei ca. 750 - 800 m (REICHELT 1998). Die zweite Phase ist durch
Abfolgen von Till und Schottern belegt. Der Eisrand lag bei Bruggen im Bregtal in 710 m.
Am Villinger Laible in 750 m und auf der Staig bei Donaueschingen in 730 m be nden
sich Terrassen, die noch vor der der vorletzten Eiszeit abgelagert wurden. Das Ausmaß
der zugehörigen Vergletscherung war in etwa gleich wie das der vorletzten Eiszeit, viel-
leicht auch ein wenig größer (REICHELT 1998).
7. Ausblick
Die Verbreitung des Würmmaximum ist im Bereich des Südschwarzwaldes ächendeck-
end bekannt. Hier lag eine geschlossene Firn- und Eiskappe vor, von der aus sich Tal-
gletscher ausbildeten. Die größte Ausdehnung hatte der 25 km lange Albtalgletscher.
Die Schneegrenze lag bei etwa 1000 m. Im Nord- und Mittelschwarzwald bestanden
hauptsächlich Karvergletscherungen mit nur kurzen, bis maximal 5 km langen Talg-
letschern. Bisher wurde jedoch keine zusammenfassende Ausbreitung des Maximums
der letzten Kaltzeit für den gesamten Schwarzwald konstruiert. Auch die Ausdehnung im
Bereich des Kandel (1241 m) ist noch ungeklärt, wobei sich die Frage stellt, ob bedingt
durch die hohe Reliefenergie überhaupt Ablagerungen erhalten sind.
Für den Südschwarzwald wurde ein System des Eisrückzuges im Seebachtal entwick-
elt, wobei die Zuordnung zu den einzelnen Phasen oft nicht eindeutig ist. Während die
meisten Referenzrückzugsstände des Seebachtals palynologisch und eventstratigra-
phisch datiert sind, fehlen ähnliche Befunde in den Nebentälern. Die Parallelisierung zu
den Nebentälern wurde über die relative Lage zueinander und Schneegrenzbestimmun-
gen ermittelt. Dies ist insofern kritisch, als dass oft nicht alle Stadien ausgeprägt sind,
wodurch eine Zuordnung über die relative Lage erschwert wird. Auch weichen auf Grund
der unterschiedlichen Talformen und -eintiefungen die Schneegrenzwerte oft stark vo-
neinander ab. Somit sind in dem Bereich der Rückzugsphasen ohne Datierungen die
Parallelisierungen zwischen den Tälern nur zu vermuten. Numerische Datierungen, z.B.
der Seebachtalabfolge und eventuell eines weiteren Referenztales, würden helfen, die
61Übersicht über die pleistozänen Vergletscherungen des Schwarzwaldes
bisherigen Gliederungen zwischen den Tälern zu bewerten und die bisher gewonnenen
Erkenntnisse im überregionalen Kontext verwertbar zu machen. Dies wäre notwendig,
um etwaige Klimarückschläge, bzw. Rückzugsstände oder Wiedervorstöße, in den Al-
pen und anderen Mittelgebirgen parallelisieren zu können. Eine andere Möglichkeit wäre
ein sequenzstratigraphischer Ansatz, ausgehend von den subglazial übertieften Becken,
wie er im oberschwäbischen Rheingletschergebiet angewendet wurde (ELLWANGER et al.
2011). Mögliche Übertiefungen wären im Bereich des Titisees und des Schluchsees zu
erwarten (SCHREINER 1999).
Im Nordschwarzwald liegt ebenfalls ein relatives Modell der Zuordnung zu den Rückzug-
sphasen vor, welches sich ebenfalls auf die relative Lage und Schneegrenzen stützt. Das
Modell bedarf, wie auch die Zuordnung in einigen Tälern des Südschwarzwaldes, einer
Neubearbeitung auf Grund der neueren Gliederung der Referenzrückzugsstände im
Seebachtal. Im Mittelschwarzwald gibt es bisher noch keine Zuordnungen. Von den Ref-
erenzrückzugsständen fehlen noch Datierungen der Ablagerungen des Bärentalstandes,
des Hölzlebruckstandes und des Seebuck-Karnischen-Stadiums. Letzteres könnte der
einzige Zeuge einer Vergletscherung in der jüngeren Dryas sein. Auch wären Datierun-
gen in einzelnen Tälern des Nordschwarzwaldes für eine gesicherte Parallelisierung der
Rückzugsstände des Südschwarzwaldes interessant. Eine Korrelation der Ablagerungen
aller Täler scheint zu aufwendig, interessant wäre diese jedoch für die beiden größten
Glazialbereiche im Alb- und Wiesetal. Im Albtal sind die von SAWATZKI (1992) eingeführ ten
Kaiserhaushalte schwierig einzuordnen. Auch der Ablauf der Würm-Spätphasen ist hier,
trotz der Vielzahl an Archiven, noch fraglich. Im Wiesetal wäre die Situation des Titisees-
tandes, rund um den Stausee bei Schlechtnau (SCHREINER 2011), zu behandeln. Mit einer
sequenzstratigraphischen Einteilung ließen sich verschiedene Stände zusammenfassen,
was die Datierungen erleichtern könnte.
Im Schwarzwald sind neben den übertieften Becken noch Relikte von einer, vielleicht sogar
von zwei älteren Vereisungen vorhanden. Die vorletzte Vereisung ist eingehend nur im
Süden und Osten des Schwarzwaldes behandelt. Auf der Ostabdachung lassen sich sogar
zwei Phasen trennen. Zwei Niveaus von älteren Schotterterrassen beschreibt auch HEBE-
STREIT (1995) im Wutachtal. Ältere Vergletscherungen im Westen sind bis auf das Gebiet
um Badenweiler (PFANNENSTIEL 1975) bisher nicht bearbeitet worden. Vor allem im Südost-
schwarzwald bestehen zwei konträre Modelle, wobei eines von einer nur 3 km weiteren
Ausdehnung als das Würmmaximum ausgeht und das andere einen Kontakt mit der al-
pinen Vergletscherung durch den aus dem Hegau vorstoßenden Gletscher annimmt.
Das größte Potential einer Erhaltung älterer Vereisungen besitzt die Ostabdachung
mit ihrer geringen Reliefenergie. Hier vermuten PAUL & SCHINKE (1997) im Wesentlichen
noch präwürmzeitliche Talmorphologien, die durch die geringe Ausdehnung des Würm
erhalten geblieben sind. Am Südrand des Schwarzwaldes scheint der Kontakt mit der
alpinen Vergletscherung im Hegau, und vielleicht auch im Bereich des Wehratales, bear-
beitungswürdig. Der Westrand des Schwarzwaldes und der Nordschwarzwald wurden
62 Hannes Hemmerle, Jan-Hendrik May & Frank Preusser
bisher kaum auf ältere Vereisungen untersucht. Am Westrand, in Richtung Oberrhein-
graben, stellt sich die Frage, ob sich Spuren älterer Vereisungen überhaupt noch nden
lassen.
Danksagung
Die Autoren danken Dr. Dietrich Ellwanger und Dr. Ulrike Wieland-Schuster (beide
Landesamt für Geologie, Rohstoffe und Bergbau, Freiburg), sowie der Schriftleiterin PD
Dr. Ursula Leppig für ihre kritische Durchsicht des Manuskriptes.
63Übersicht über die pleistozänen Vergletscherungen des Schwarzwaldes
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Hochschwarzwaldes. Zeitschrift für Geomorphologie 17: 359–366.
... Well-preserved moraines are found at various localities in the southern Black Forest (Liehl, 1982;Metz and Saurer, 2012;Hemmerle et al., 2016), but they have hitherto not been directly dated. The outermost of these landforms indicate the presence of a 1000-km 2 ice cap during the Late Pleistocene. ...
... The outermost of these landforms indicate the presence of a 1000-km 2 ice cap during the Late Pleistocene. It covered the highest summit of the Black Forest, Feldberg [1493 m above sea level (a.s.l.)], and the surrounding region (Liehl, 1982;Metz and Saurer, 2012;Hemmerle et al., 2016). The outlet glaciers of this ice cap were up to 25 km long (Hemmerle et al., 2016) and one of them had a maximum thickness of 440 m (Sawatzki, 1992). ...
... It covered the highest summit of the Black Forest, Feldberg [1493 m above sea level (a.s.l.)], and the surrounding region (Liehl, 1982;Metz and Saurer, 2012;Hemmerle et al., 2016). The outlet glaciers of this ice cap were up to 25 km long (Hemmerle et al., 2016) and one of them had a maximum thickness of 440 m (Sawatzki, 1992). Groups of morphostratigraphically younger moraines have been preserved inside the supposed maximum ice extent of the last glaciation. ...
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During the Late Pleistocene, an ice cap temporarily rested on the highest summit of the Black Forest, Feldberg, and on the surrounding region. Moraines inside the last glaciation maximum ice extent document subsequent glacial standstills and/or re-advances, but the chronology of the deglaciation remains largely unknown. In Sankt Wilhelmer Tal, moraines were mapped, and suitable moraine boulders were sampled for ¹⁰Be cosmic ray exposure (CRE) dating. Equilibrium line altitudes (ELAs) during moraine formation were reconstructed to evaluate whether these can be used for local stratigraphical correlations. Geomorphological mapping revealed numerous ice-marginal positions in the main valley and in two tributary valleys. CRE ages and ELAs indicate two discrete phases of glacial standstills and/or re-advances by 17–16 ka at the latest and no later than 14 ka, respectively. Differing ELAs across the study area preclude the use of ELAs for local stratigraphical correlations. Recalculated ¹⁰Be CRE ages from other localities in Central Europe indicate similar periods of moraine formation, thus raising the question of a common climatic forcing. Additional sets of CRE ages are needed to answer this question. In addition, future studies should concentrate on determining the age of the last glaciation maximum in the Black Forest.
... Steinmann (1902) already recognised that the sub-sequent deglaciation was interrupted by periods of stationary glaciers. The current subdivision of the deglaciation comprises, from the oldest to the youngest, the Hölzebruck, Titisee, Bärental, Waldhof, Feldsee and Seebuck-Nischenkar stades (Metz and Saurer, 2012;Hemmerle et al., 2016). The few limited conclusions about their age were drawn by analogy with data from sediment cores from mires and lakes inside terminal moraines. ...
... Its highest summit, the Feldberg (1493 m a.s.l.), is situated south-east of the city of Freiburg. The former ice cap of the southern Black Forest is commonly subdivided into the Brugga, Seebach, Haslach, Schluchsee, Alb, Wehra and Wiese palaeoglaciers ( Fig. 1; Hemmerle et al., 2016). With a length of about 25 km and a thickness up to 440 m during the last glaciation maximum (Sawatzki, 1992), the Alb palaeoglacier was the longest and thickest of these glaciers (Hemmerle et al., 2016). ...
... The former ice cap of the southern Black Forest is commonly subdivided into the Brugga, Seebach, Haslach, Schluchsee, Alb, Wehra and Wiese palaeoglaciers ( Fig. 1; Hemmerle et al., 2016). With a length of about 25 km and a thickness up to 440 m during the last glaciation maximum (Sawatzki, 1992), the Alb palaeoglacier was the longest and thickest of these glaciers (Hemmerle et al., 2016). The summits of the Schauinsland (1284 m a.s.l.), the Belchen (1414 m a.s.l.) and the Köhlgarten (1224 m a.s.l.) were probably covered by distinct ice caps that were linked to the main ice cap extending from the Feldberg ( Fig. 1; Giermann, 1964;Rahm, 1987;Hemmerle et al., 2016). ...
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The southern Black Forest was temporarily covered by a ∼1000 km2 large ice cap during the Late Pleistocene. However, during the last glaciation maximum in the Alps the atmospheric circulation over Europe was presumably characterised by the advection of humid air masses from the Mediterranean Sea. As a consequence, the ice cap of the Black Forest was likely in a leeward position due to its location north of the Alps. This raises the question of whether it reached its last maximum extent simultaneously with the glaciers in the Alps. As modern dating techniques have hitherto not been applied to the southern Black Forest, the timing of the last local glaciation maximum remains poorly constrained. As a first step towards an independent regional glacier chronology, we present a critical re-examination of glacial landforms in the area north-west of the highest summit of the Black Forest (Feldberg, 1493 m a.s.l.). It relies on both the analysis of remote sensing data and field mapping. The review of previous studies highlights important disagreements regarding the location of ice-marginal positions and their correlation. In addition, our findings challenge earlier studies on the glaciation of the Black Forest: some previously described ice-marginal positions could not be confirmed, whereas some of the newly identified moraines are described for the first time. This highlights the need for detailed geomorphological investigations prior to the application of geochronological methods. A multi-ridged series of terminal moraines in one of the studied valleys, Sankt Wilhelmer Tal, is proposed as the main target for future dating. Due to discrepancies with earlier studies, future efforts should reinvestigate other key areas related to the last glaciation of the southern Black Forest.
... The chronologies of deglaciation (for Stará Jímka, Prášilské Lake and Laka lake) were placed in a regional context by MENTLÍK et al. (2010MENTLÍK et al. ( , 2013, and a partial correlation was found with the chronologies of the deglaciation of other Central European mountains, e.g. the Vosges (MERCIER & JESER 2004, BRAUCHER et al. 2006, the Giant (Krkonoše) Mountains (MIGO 1999, ENGEL et al. 2010, ENGEL et al. 2014 or the Black Forest (FIEBIG et al. 2004, HEMMERLE et al. 2016, HOFMANN et al. 2022. However, the glaciers in the Bohemian Forest probably disappeared much earlier than from those mountains, as there is no reliable evidence for a presence of glaciers in the Bohemian Forest in the Younger Dryas so far (RAAB & VOLKEL 2003, REUTHER 2007. ...
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This article addresses issues related to the geomorphology of previously glaciated areas of the Bohemian Forest, for which exact data have so far been lacking. This includes the development of cirque walls, the existence of glacial forms or sediments older than the Marine Isotope Stage 2 glaciation, the more precise differentiation of glacial sediment complexes, especially in front of the Bohemian Forest glacial lakes and the detection of an infilled lake as an important source of palaeoclimatic proxies. The importance of gravitational processes (e.g. rotational shear surface) for the morphology of the cirque wall above the Stará Jímka was proved. Probable older glacial sediments overlain by slope sediments were detected in front of Prášilské Lake. Geophysical research detected at least three probable glacial phases (stadials) in the glacial sediment complex in front of Laka lake. A potential infilled glacial lake was identified in the Großer Schwarzbach cirque on the Bavarian side of the Bohemian Forest. Although the findings do not provide clear evidence of the problems or their solutions, they provide indications confirming the data resulting from the geomorphological analysis. At the same time, they serve as a stimulus and guide for further research.
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Even after many decades of research, there are still new things to discover. In the mid-1970s, organic deposits were found in Fjøsanger near Bergen that were quite obviously warm-stage layers. This was a minor sensation, because until then it had been assumed that all such deposits had been removed by the glaciers of the last Ice Age. The Quaternary geologists at the University of Bergen decided to examine the layers more closely. They were marine deposits from the last interglacial (Eemian warm stage) more than 115,000 years ago.
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A river can cut into the bedrock or accumulate sediments. The question of whether a river changes from erosion to accumulation depends essentially on two factors: the discharge rate (climate) and the gradient (tectonics). The changes in the Earth’s history are documented in the river sediments, and under favourable conditions the complicated development of large river courses such as the Elbe or the Rhine can be reconstructed in detail.
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Ein Fluss kann sich in den Untergrund einschneiden oder Sedimente aufschütten. Die Frage, ob ein Fluss von der Erosion zur Akkumulation übergeht, hängt im Wesentlichen von zwei Faktoren ab: von der Abflussmenge (Klima) und vom Gefälle (Tektonik). In den Flussablagerungen sind die Veränderungen der Erdgeschichte dokumentiert, und unter günstigen Bedingungen lässt sich die komplizierte Entwicklung großer Flussläufe wie der Elbe oder des Rheins bis ins Detail rekontruieren.
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Während die Geowissenschaftler bei ihren Versuchen, den Ablauf des Eiszeitalters zu rekonstruieren, ausschließlich auf Geländeuntersuchungen angewiesen waren, werden ihre Arbeiten in steigendem Maße durch den Einsatz von Computermodellen ergänzt. Zwar können diese Modelle die klassische Geländearbeit nicht ersetzen, aber sie helfen mit, zu überprüfen, welche Vorstellungen vom Ablauf der Ereignisse möglich sind und welche nicht.
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Sowohl die Nordsee als auch die Ostsee verdanken ihre heutige Gestalt in starkem Maße der Überprägung während des Eiszeitalters. Der Ärmelkanal ist durch den Ausbruch eines vom Eis aufgestauten Schmelzwassersees entstanden. Am Boden der Nordsee finden sich tief reichende Stauchzonen und vom Schmelzwasser unter dem Eis eingeschnittene Rinnen. Die Ostsee ist erst im Laufe des Eiszeitalters entstanden. Lediglich die jüngeren Abschnitte ihrer Geschichte lassen sich gut rekonstruieren. Während des Abschmelzens der Gletscher setzte im Vereisungsgebiet die isostatische Landhebung ein, die bis heute andauert.
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Wie weit reichten die Gletscher? Man sollte meinen, dass diese Frage nach rund 150 Jahren Eiszeitforschung endgültig geklärt sei, aber das ist nicht der Fall. War die Barents-See vergletschert? Ja, das war sie. Und die Kara-See? Und was ist mit den riesigen Gebieten Sibiriens? Die Vorstellungen darüber, wo Eis gelegen hat und wo nicht, differieren noch immer stark. Und wenn es dort Gletscher gegeben hat, dann ist die nächste Frage: Wann? Während des Maximums der letzten Eiszeit vielleicht?
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Mit einer Fläche von 93 ha dehnt sich das Hinterzartener Moor in Höhenlagen zwischen 906 und 869 m ü. NHN in W-E-Richtung über beinahe 2,6 km hinweg bis an die Bebauungsgrenze Titisee-Neustadt; nur 83 ha davon stehen seit 1975 unter Naturschutz. Der Westteil ist ein Schwingrasen-Verlandungsmoor, das von einem 7,6 ha großen, dem westlichen Hochmoorschild, überwiegend eingenommen wird. Darunter befindet sich ein bis zu 4 m mächtiger, ungefähr 250 m langer und 100 m breiter Wasserkörper (LANG 2005). Nach SE hin schließt sich ein über die Talwasserscheide hinweg reichendes Sattelmoor an; hier dominiert der mit 16 ha größte, durch Entwässerung und Torfabbau aktuell noch erheblich gestörte mittlere Hochmoorschild. Ein dritter, 1,6 ha umfassender östlicher Hochmoorschild ist durch intensive anthropogene Nutzung teilweise vererdet. Alle drei Hochmoorschilde sind von ausgedehnten Übergangsmoorbildungen umgeben. Ein Höhenprofil veranschaulicht das Relief des gesamten Moorkomplexes. Das Bodenmosaik des 245 ha umfassenden Kartierbereichs um Hinterzarten erhält seine Buntheit nicht nur durch das Vorkommen verschiedener, unterschiedliche Stufen der Bodenbildung repräsentierender terrestrischer Bodeneinheiten, sondern auch durch eine Vielfalt klein- bis großflächig auftretender charakteristischer hydromorpher Böden. - With an area of 93 ha, the Hinterzartener Moor at altitudes between 906 and 869 m a.s.l. stretches in W-E direction for almost 2.6 km up to the Titisee-Neustadt development border; only 83 ha of it have been protected since 1975. The western part is a floating mat terrestrialization mire, which is predominantly occupied by a 7.6 ha western raised bog shield. Below exists a water body up to 4 m thick, approximately 250 m long and 100 m wide (LANG 2005). Towards SE, a saddle moor extends over the watershed of the valley; here the largest, the middle raised bog shield with 16 ha dominates, which is currently still severely disturbed by drainage and peat extraction. A third, the 1.6 ha eastern raised bog shield has largely dried up and is partially earthy due to intensive anthropogenic use. All three raised bog shields are surrounded by extensive transitional bog formations. An elevation profile illustrates the relief of the entire bog complex. The soil mosaic of the 245 ha mapping area around Hinterzarten is not only colourful due to the occurrence of different terrestrial soil units representing different levels of soil formation, but also due to a variety of small to large scale characteristic hydromorphic soils.
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Die quartären Ablagerungen im unteren Wehratal werden im wesentlichen als fluviale oder glazifluviale Schotter aufgefaßt. Mit Hilfe eines quartärgeologischen Längsschnittes werden die verschiedenen Schotter gegliedert und mit den Schottern des Hochrheintales korreliert. Es sind Schotter von 3 Niederterrassen (Würm), einer Hochterrasse (Kits) und Reste älterer Schotter zu erkennen. Die im Südteil von Öflingen als Rißmoräne erklärte lehmigkiesige Schicht wird als Schotterverwitterungslehm auf Niederterrasse umgedeutet. Bis zu 40 m mächtige Ablagerungen am Ost-Hang des Wehratales in Wehr werden in der Hauptsache als rißzeitliche Schuttbildung gedeutet. Die neu aufgeschürfte, 17 m mächtige, früher als Moräne beschriebene Ablagerung in Ölungen erwies sich in den oberen 12 m als glazufluvialer Schotter. Eine Blocklage an der Basis könnte eine Moräne des Kits gewesen sein, die ausgespült und etwas umgelagert worden ist. Meist am Hang abwärts verschleppte Restschotter werden von älteren Schottern hergeleitet. Überlegungen über die mögliche Größe des Nähr- und Zehrgebietes des Wiese- und Wehragletschers in der Rißeiszeit führen zu der Vorstellung, daß die Gletscher nur in den Tälern einige km aus dem Gebirge hervorgetreten sind. Für eine Gletscherüberdeckung des ganzen Dinkelberges reichte das Nährgebiet nicht aus.
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Kurzfassung Die Vogesen weisen eine Vielzahl von Spuren quartärer Vergletscherungen auf, die auf mindestens drei eigenständige Vereisungen schließen lassen, die mit der Zeit ein stetig abnehmendes Ausmaß aufweisen. Dabei erreichten die Vergletscherungen, gemessen an den begrenzten Ausmaßen der Vogesen, eine ungewöhnliche Größe. Bezüglich der Geometrie des Eisaufbaus zeigen sich große Unterschiede zwischen der West-und Ostseite, bedingt durch die klimatischen Besonderheiten des Ge-birges. Lange Zeit wurden die drei Glaziale, die in den Vogesen identifiziert worden sind, ganz selbstverständlich mit der Würm-, Riss-und Mindel-Eiszeit der alpinen Gliederung gleichgesetzt. Nach neueren Erkenntnissen gestaltet sich die zeitliche Zuordnung jedoch schwierig, eine direkte Korrelation mit der klassischen alpinen Nomenklatur wurde größtenteils aufgegeben. So scheint die maximale Ausdehnung der Eismassen in den Vogesen während der letzten Eiszeit wesentlich früher als in den Alpen erreicht worden zu sein. Nach Rekonstruktionen lag die Temperatur während des Letzten Glazialen Maximums (LGM) ca. 12,5°C unter dem heutigen jährlichen Mittel. Stichwörter
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The Quaternary of the ‘Bodensee’ region comprises Early Pleistocene fluvial gravels (‘Deckenschotter’) and Middle and Late Pleistocene glacial and meltwater deposits of the Rhineglacier. They reflect the transformation of the alpine margin from a foothill ramp to the overdeepened amphitheatre (today’s topography). The ‘Deckenschotter’ reflect not only fluvial incision but also, according to major differences in petrographical composition, the evolution of their alpine source area (alpine Rhine Valley). The eldest glacial till is in contact with the ‘Mindel-Deckenschotter’, displaying no evidence of major overdeepening in this early time slice. Most glacial and meltwater deposits are attributed to three major foreland glaciations of the Rhineglacier forming three generations of overdeepened basins. The eldest basins are directed northward to the Donau, those of the last glaciation go west towards the Rhine. This re-orientation improves the resolution of glacial sediments and landforms. The glacial deposits are traditionally described as chronostratigraphical system based upon glacial versus interglacial units. In this paper, an updated version of this chronostratigraphy is presented, supplemented by a lithostratigraphical system that primarily focusses on sediment bodies. Finally, short definitions of major lithostratigraphical units are outlined that are used by the Geological Survey of the German State of Baden-Württemberg.
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Erroneous Theories of the Transport of Alpine Blocks.—In the year 1859, in a series of papers by the members of the Alpine Club, I published a memoir in which I compared the old glaciers of North Wales with those of Switzerland; and in it, among other matters, I explained the glacial origin of certain rock-basins now holding lakes, on the watersheds and in the old glacier-valleys of both those countries; and in a later edition of the same memoir, published as a separate book, with additions, I extended these generalizations to many of the lakes in Sutherlandshire. In the same work I also expressed an opinion that the blocks of Monthey, in the valley of the Rhone, and the great erratic boulders that strew the southern flank of the Jura had been transported by icebergs derived from glaciers which descended in the Alpine valleys to the sea-level, during a period of submergence in which the low country that lies between the Jura and the Oberland was covered with erratic drift. There was nothing new in this latter opinion, for it had previously been held by several distinguished geologists, both English and continental. Since then I have twice revisited Switzerland, and have seen good reason to change my opinion respecting the cause of the transport of erratic blocks to Monthey and the Jura, and of débris not remodelled by rivers, &c., that lies scattered over the lowlands of Switzerland, or that borders, or lies in great mounds well out in, the
Die Geologie des Feldbergs
  • L Erb
Erb, L. (1948): Die Geologie des Feldbergs. In: Müller, K. (Hrsg.), Der Feldberg im Schwarzwald. Bielefeld, Freiburg: 22-97.
  • F Fezer
Fezer, F. (1971): Zur quartären Formung des Nordschwarzwaldes. Jahresberichte und Mitteilungen des Oberrheinischen Geologischen Vereins, N.F. 53: 183-194.
Die würmzeitlichen Rückzugsstände in den Tälern Ibach und Schwarzenbächle im Hotzenwald (Südschwarzwald)
  • R Hantke
  • G Rahm
Hantke, R. & Rahm, G. (1977): Die würmzeitlichen Rückzugsstände in den Tälern Ibach und Schwarzenbächle im Hotzenwald (Südschwarzwald). Jahreshefte des Geologisches Landesamt Baden-Württemberg 19: 143–150.