Estergebirge

Blick über das Eschenloher Moos (635m) und die verdeckte Loisachstörung auf die NW-Steilflanke des Estergebirges. Im Bild von links (SE-S):
Hohe Kiste (1922m) mit Kistenkar, Archtalkopf (1927m), Krottenkopf (2085m), Rißkopf (2046m), Hoher Fricken (1940m).

Blick vom Aussichtspunkt (1140m) am Aufstieg zur Mittenwalder Hütte über Hohen Kranzberg und Buckelwiesen auf die Südflanke des Estergebirges. Im Bild
von links (NW-N). Berg Wank (1780m), Talung Esterbergalm (1264m), Hoher Fricken (1940m), Bischof (2033m), Rißkopf (2046m), Krottenkopf (2085m),
Klaffen (1829m), Wallgauer Eck (1769m), Simetsberg (1840m).

Geotopbereiche

Geografische Position Das Gebirge ist eingegrenzt vom Loisachtal im Westen, dem Kankertal im Süden, dem Oberen Isar- und Obernachtal im Osten sowie dem Eschenlainetal im Norden.

Alter des Geotops Verformung (Überschiebung, Faltung, Scherung, Zerblockung), Heraushebung und beginnende Verkarstung im Tertiär; seitdem mehrfache glaziale Überprägung und weitere Verkarstung.

Formationen und weitere geologische Bildungen Partnachschichten, Raibler Schichten, Hauptdolomit, Plattenkalk, Kössener Schichten; Karsthöhlen, Dolinen, Buckelfluren; glazigene Bildungen: Moränen, Seekreiden, Findlinge, Seen; Terrassenschotter, Felssturzmassen, Hangschutt, fluviatil umgelagerter rezenter Schutt.

Kriterien Eigenart, wissenschaftlicher Wert, Ästhetik.

Schlagworte Geomorphologie, Karbonatplattform, Intraplattformbecken, stratigraphische Wende, Tektonik, Karsthöhlen, Altflächen, glaziale Überprägung.

Geologische Situation
Folgende Formationen bauen das Estergebirge auf (vom stratigraphisch Liegenden zum Hangenden):
Die Partnachschichten (Ladin) bestehen aus einer Wechselfolge von Ton- und Mergelstein- sowie mergeligen Kalksteinschichten. Sie entstanden in einem Intraplattformbecken: ein von Riff- und Lagunenablagerungen (Wettersteinkalk) gesäumtes Meeresbecken, genannt Partnachbecken.
Das Reingrabener-Ereignis (globale Erwärmung durch Vulkanismus) zu Beginn des Karn führe zu Anoxia und biotischen Krisen durch Eutrophisierung der Meereswässer, zu Regression und infolgedessen zu Verkarstung der Karbonatplattform und dem Ende des Wachstums des Wetterstein-Riffs. Über den Partnachschichten kamen geringmächtige Bildungen wie das Ferchenbach-Member und die Reingrabener Schwarzschiefer zur Ablagerung.
Bei nunmehr steigendem Meeresspiegel transgredierten darauf die Raibler Schichten (Karn); sie werden in drei Member unterteilt: zuunterst terrigene Lagen, deren partikuläre Bestandteile fluviatil via vorrückendes Delta über den Schelf hinaus in das Partnachbecken eingetragen wurden: Ton-, Silt- und Sandsteine, die selten Pflanzenfragmente enthalten. Darauf lagerte sich eine Wechselfolge von Kalk-, Dolomit-, Mergel-, Sand- und Tonsteinschichten ab. Kaum geschichtete, auch massige, unsortierte, zelluläre Rauhwacken-Brekzien mit Komponenten vorwiegend aus Dolomit- und Kalkstein schließen diese Formation nach oben hin ab. Die Brekzien sind nach Ablagerung der Schichten, aus denen die Brekzienkomponenten stammen, wahrscheinlich auf folgende Art entstanden: Bei Kontakt mit zirkulierenden Fluiden, Formations- und Grundwässern wurden die mit Kalk- und Dolomitsteinschichten wechsellagernden Anhydrit- und Gipsschichten subrosiv gelöst, weshalb durch das erzeugte Materialdefizit schwerkraftbedingt der ursprünglich schichtige Aufbau instabil wurde, kollabierte und die Fragmente sich zu einem Brekziengefüge verfestigten. In wenigen Fällen sind genannte Evaporite erhalten geblieben. Die Mächtigkeit der Raibl-Formation wird auf max. 550m geschätzt.
Hangend folgt die Hauptdolomit-Formation (Nor). Sie besteht aus gut geschichteten, oft tektonisch brekziierten, sehr selten fossilführenden, cm- bis m-mächtigen, manchmal bituminösen, mergeligen Dolomitsteinschichten mit gelegentlich oolithischen, onkolithischen, stromatolithischen Gefügen, Loferiten (zyklisch geschichteten Abfolgen) und Bereichen mit Resedimenten. Selten sind unbeständige, bitumenhaltige Mergelsteinlagen ("Ölschiefer") entwickelt. Zur Hangendgrenze werden Kalksteinzwischenlagen häufiger. Die Mächtigkeit der Hauptdolomit-Formation wird auf max. 1500m geschätzt. Sie wurde im Litoral und Flachmeerbereich (e. g. Sabkhas, Watt, Gezeitenseen, Lagunen, Rückriffbereiche der Dachstein-Karbonatplattform) abgelagert. Dolomitisierung großer Teile dieser Formation erfolgte während der Verfestigung der Schichten; Voraussetzungen hierfür waren v. a.: ein tropisch arider bis semiarider Ablagerungsraum; anaerobes, basisches Milieu und Anwesenheit von organischem Material im Sediment; mehr Mg²⁺ als Ca²⁺ in den Porenwässern im Sediment; Infiltration von Brackwasser in die Porenräume der Ablagerungen nach vorangegangener Mischung von Meerwasser mit Süßwasser.
Die Hangendgrenze der Hauptdolomit-Formation (oberes Nor) verläuft unscharf: Eine Übergangszone, bestehend aus einer Kalkstein-Dolomitstein Wechselfolge, bildet die Grenze zur Plattenkalk-Formation; in Grenznähe sind lokal Hornsteinlagen entwickelt. Die meist eben geschichteten, cm- bis 2m mächtigen, schwach mergeligen Kalksteine wechsellagern mit dünnbankigen Mergelsteinen, die zur Hangendgrenze häufiger und mächtiger werden. Oszillationsrippelmarken auf Schichtoberflächen sind selten. Die Formation ist ähnlich dem Hauptdolomit im Flachmeerbereich abgelagert worden; ihre Mächtigkeit wird auf 200m, stellenweise 400m geschätzt.
Die Formationsgrenze zu den darüber lagernden Kössener Schichten (westliches Eiberg Member) (Rhät) ist ebenfalls unscharf und durch einen Übergang in dunkelgraue bis schwarze, manchmal bituminöse Ton- und Mergelsteine gekennzeichnet. Mit ihnen beginnt eine ähnliche, wegen Meeresspiegelanstieg aber etwas tiefere Intraplattform-Beckenentwicklung wie im Ladin. In dem mäßig tiefen, schlecht durchlüfteten Ablagerungsraum setzten sich zudem spätige, fossilführende, mergelige, sowohl knollige als auch plattige Kalksteinschichten und Fossilschuttkalksteine (Lumachellen) ab.
Jüngere Formationen blieben im Estergebirge nicht erhalten.

Im gesamten Schichtstapel sind zwei stratigraphische Wenden dokumentiert, mit denen längerfristige Veränderungen im überregionalen Ablagerungsgeschehen (e. g. Modifizierung des Sedimentationsraumes; des Klimas) einsetzten: - Die Reingrabener Wende (Karnzeitliche Krise), in deren Gefolge die Wetterstein-Karbonatplattform zunächst verkarstete und anschließend von terrigenen Klastika verdeckt wurde; - Die erste Phase der Adneter Wende im obersten Nor, auf Grund der die Hauptdolomit-Plattenkalk-Karbonatplattform von den Klastika der tiefer marinen Kössener Schichten überlagert wurde.

Das Estergebirge ist bekannt wegen seiner Karsthöhlensysteme. Sie entstanden, als die Gesteinsmassen im späten Oligozän - Miozän tektonisch über Meeresniveau gehoben wurden, die dabei entstandenen Landoberflächen atmosphärischer Verwitterung (kohlensaurem Regen) und Bioerosion (Huminsäuren in Sickerwässern) exponiert waren und seitdem zu verkarsten begannen. Die räumlichen Anlagen der in Entstehung begriffenen Höhlensysteme und Karstformen waren beeinflusst vom vorgegebenen Streichen der Schichtung, von den Kluftrichtungen und v. a. von felsmechanischen Schwächezonen an tektonischen Brüchen (s. u.). Absolute Altersbestimmungen an Sedimenten in Höhlen und unter den Peneplain-Relikten von Altflächen liegen noch nicht vor. Das Fortschreiten von Verkarstung und Höhlenbildung war mehrmals während quartärer Kaltzeiten unterbrochen; vor ca. 20000 a (Hochglazial) war das Estergebirge bis ca. 1600m Höhe vom Eis der würmzeitlichen Isar- und Loisachgletscher verdeckt.

Eiszeitliche Bildungen (Moränen, Seekreiden, Findlinge, Buckelfluren, Seebecken, Rundhöcker, Trog- und Hängetäler, Drumlins, Tumuli, Kame) und holozäne Sedimente (fluviatile Terrassen, Talfüllungen, Schuttfächer, Muren, Hangschutt, Felsstürze) schließen die Entwicklung ab.

Des Estergebirge ist Teil der Nördlichen Kalkalpen, die sich aus einem Stapel tektonischer Decken (Fernüberschiebungsmassen) des Oberostalpins aufbauen. Diese Schubmassen entstanden, als nach einer Divergenzphase (seit dem Oberperm) in der mittleren Kreidezeit die kontinentalen Platten Europa und Gondwana zu konvergieren begannen und die zwischen ihnen abgelagerten Meeressedimente unter seitlichen Druck gerieten, weshalb Teile dieser in Form von Schubmassen auf die Kontinentalränder transportiert und dabei deformiert wurden. Dieser Vorgang - Deckenschub, -stapelung und -verformung - dauerte bis in die Tertiärzeit: nach einigen Autoren bis in das Oligozän, nach anderen hingegen bis ins Miozän.
Nach klassischer Auffassung aus den 80er Jahren besteht der Deckenstapel, aus dem sich der westliche Teil der Nördlichen Kalkalpen aufbaut, aus den Inntal-, Lechtal- und Allgäudecken sowie den Randschuppen (vom tektonisch Hangenden abwärts). Neuere Untersuchungen an ihrem Bauplan und ihren Grenzen ergaben, dass die Inn- und Lechtaldecken zur Karwendeldecke und die Allgäudecke samt den Karwendelschuppen zur Tannheimer Decke zusammenzufassen sind. Das Estergebirge, ehedem als Teil der Lechtaldecke interpretiert, ist nun Bestandteil der Karwendel-Decke.

Im Folgenden der übergeordnete tektonische Bau des Estergebirges, bestehend aus Großstrukturen im km-Maßstab: im Süden - Kankertal - besteht die nördliche Flanke des Wamberger Sattels, die überleitet in das stark nordvergente Krottenkopfsynklinorium mit mittelsteil nach S geneigter bc-Achsenfläche. Die b-Achse des Synklinoriums kulminiert im zentralen Teil des Gebirges; östlich davon fällt sie flach nach E Richtung Obernachtal, westlich davon mittelsteil nach W Richtung Loisachtal. Nördlich des Krottenkopfsynklinoriums schließt sich der flach nach E abtauchende, schwach N-vergente Eschenlainesattel an. Weil im Wamberger Sattelkern am Südrand des Estergebirges ältere Formationen zutage treten als im Eschenlainesattel am Nordrand, fällte der Faltenspiegel des Estergebirges nach N. Die Faltenstrukturen wurden von einem jüngeren System steilstehender Blattverschiebungen zerlegt: sie entstanden bei N-S gerichteter Einengung durch Bildung zweier konjugierter Bruchrichtungen: die dextrale, NW-SE gerichtete Ammer- und die sinistrale, NE-SW-orientierte Loisachrichtung; an ihnen entstanden im Estergebirge horizontale Versatzbeträge bis max. 600m. Die Loisachstörung im W und die parallel dazu orientierte Kesselbergstörung im E bilden markante tektonisch-morphologische Begrenzungen des Estergebirges zum Loisach- bzw. Obernachtal. Felspartien im Kuhfluchtgraben nahe dem Loisachlineament sind von einem Begleitstörungssystem intensiv zerrüttet: es finden dort rezent Hangbewegungen bis zu 15 cm/a statt; das labile Terrain, im Georisk-Plan des BGLA markiert, ist gekennzeichnet von Rutschungen, Zugrissen, Felsstürzen, Bergzerreißungen und Anbruchnischen. Die summierten Volumina aller potentiellen Felsgleitmassen betragen nach Angaben des Verbands der dt. Höhlen- und Karstforscher e. V. München ca. 610000 m³.

Das Estergebirge ist von Reliefumkehr gekennzeichnet: in seinen topographisch höchsten Bereichen liegen die tiefsten Teile der Krottenkopfmulde und somit die jüngsten Formationen (Kössener Schichten, Plattenkalk) vor; und bei den topographisch tiefsten Bereichen (Eschenlaine- und Kankertal) befinden sich die tiefsten Teile der sie aufbauenden tektonischen Sättel und somit die ältesten Formationen (Partnach- und Raiblerschichten, Hauptdolomit) des Estergebirges.

Literatur
- Alstetter, H. et al. (2004): Münchner Höhlengeschichte II; Jubiläumsschrift, 50 Jahre Verein für Höhlenkunde in München e. V..
- Bayer. Geol. Landesamt (1996): Erläuterungen zur Geologischen Karte von Bayern, 1:500000.
- Bayerisches Landesamt für Umwelt (2015): Gefahrenhinweiskarte Alpen und Alpenvorland; Landkreis Garmisch-Partenkirchen.
- Behrens, H. et al. (1997): Das Estergebirge. Verband der deutschen Höhlen- und Karstforscher e. V. München.
- Frisch, W., Kuhlemann, J., Dunkl, I., Szekély, B. (2001): The Dachstein paleosurface and the Augenstein Formation in the Northern Calcareous Alps - A mosaic stone in the geomorphological evolution of the Eastern Alps.- International Journal of Earth Sciences, 90/3: 500-518, http://dx.doi.org/10.1007/s005310000189
- Fruth, I. & Scherreiks, R. (1982): Hauptdolomit (Norian) - Stratigraphy, palaeogeography, and diagenesis.- Sed. Geol. 32: 195-231.
- Fruth, I. & Scherreiks, R. (1985): Zur Fazies, Diagenese und Paläogeographie der nordalpinen Hauptdolomit-Formation.- Sonderdruck aus dem Jahresbericht 1984 der Generaldirektion der Staatlichen Naturwiss. Sammlungen Bayerns, Seiten 7-16.
- Gawlick, H.-J., et al.: Triassic to Early Cretaceous shallow-water carbonates in the central Northern Calcareous Alps (Northwestern Tethyan realm).- Berichte Geol. B.-A., 99, 11th Workshop on Alpine Geological Studies & 7th IFAA, Field Trip A3. https://www.zobodat.at/pdf/BerichteGeolBundesanstalt_99_0178-0190.pdf
- Golebiowski, R. (1990): The Alpine Kössen Formation, a key for European topmost Triassic Ccorrelations. A sequence- and ecostratigraphic contribution to the Norian-Rhaetian discussion. – Albertiana, 8: 25–35, Utrecht.
- Hüttl, C. (1999): Steuerungsfaktoren und Quantifizierung der chemischen Verwitterung auf dem Zugspitzplatt (Wettersteingebirge, Deutschland).- Münchner Geographische Abhandlungen. Band 30.
- Hornung, T. et al. (2007): Multistratigraphic constraints on the NW Tethyan "Carnian Crisis".- In: Lucas, S. G. & Spielmann, J. A.: The Global Triassic. New Mexico Museum of Natural History and Science Bulletin 41: 59-67.
- Jaskolla, F. (1975): I: Geologische Neuaufnahme des Krottenkopfgebietes. II: Untersuchungen zur Unterscheidung von Kalk- und Dolomitgesteinen unter Zuhilfenahme thermaler Infrarotstrahlung (8µm - 14µm).- Diplomarbeit am IAAG der LMU München.
- Jaskolla F. & Volk, P. (1986): Use of cave-maps for tectonic surveys.- Int. J. Speleol. 15: 15-40.
- Kilian, S. & Ortner, H. (2019): Structural evidence of in-sequence and out-of-sequence thrusting in the Karwendel mountains and the tectonic subdivision of the western Northern Calcareous Alps. Austrian Journal of Earth-Sciences 112/1: 62-83, Vienna, https://www.sciendo.com/article/10.17738/ajes.2019.0005.
- Kuhnert, C. et al.: (1967): Erläuterungen zur Geologischen Karte von Bayern, Blatt 8423 1:25000 Oberammergau.
- Mayer, R. K. F. & Schmidt-Kahler, H. (1997): Wanderungen in der Erdgeschichte (9). Auf den Spuren der Eiszeit südlich von München - westlicher Teil - , Pfeil, München
- Mette, M. et al. (2016): Rhaetian (Late Triassic) biotic and carbon isotope events and intraplatform basin development in the Northern Calcareous Alps, Tyrol, Austria, Field Trip 11, Geo.Alp., 13: 233-256, Innsbruck. https://www2.uibk.ac.at/downloads/c715/geoalp_13_16/11mette_et_al.pdf.
- Richoz, S. et al. (2012): End-Triassic crisis events recorded in platform and basin of the Austrian Alps. The Triassic/Jurassic and Norian/Rhaetian GSSPs.- Journal of Alpine Geology, 54: 323-377, Wien.
- Schlager, W. & Schöllnberger, W. (1973/74): Das Prinzip stratigraphischer Wenden in der Schichtfolge der Nördlichen Kalkalpen.- Mitteilungen der Geologischen Gesellschaft in Wien, Bd. 66-67, S. 165-196.
- Wrobel, J.-P. (1970): Hydrogeologische Untersuchungen im Einzugsgebiet der Loisach zwischen Garmisch-Partenkirchen und Eschenlohe/Obb.- Abh. Bayer. Akad. Wiss., math.-naturwiss. Kl., N. F. Bd. 146: 87 S., Diss.

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