Holozän oder die postglazialen Zeiten

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Inhaltsverzeichnis

Das Klima und seine Auswirkungen

Fig. 79 - Pollendiagramm der Sedimente aus dem See vom Mont d'Orge Es zeigt die Klimazonen, die absoluten Altersstufen und die Vegetationsänderungen.

Einmal mehr gibt die Pollenanalyse Auskunft über die Entwicklung des Klimas in den letzten 10'000 Jahren des Holozäns. Aus Hunderten von Pollenanalysen, die in Europa ausgeführt wurden, wovon sich einige Dutzend auf Ablagerungen im Wallis beziehen, lassen sich vergleichbare Folgen von Wäldern und anderen Pflanzenfamilien erkennen. Die zahlreichen Pflanzenarten lassen sich in einige Gruppen zusammenfassen, die für das jeweils herrschende Klima typisch sind. Im Zentralwallis zeigen sich die Klimawechsel am deutlichsten in der jeweiligen Höhenlage der Waldgrenze. Im Präboreal, also in der kühl-kontinentalen "Vorwärmezeit" des ältesten Holozäns, lag sie auf 1400 m ü. M., stieg auf 1800 m im warmtrockenen Boréal, erreichte 2100 m im warm-feuchten Atlantikum und fiel im Verlauf des Subboreals auf die heutige Grenze von etwa 1900 m ü. M. zurück. Das von 8000 BP bis 5000 BP herrschende warmfeuchte Klima, ohne jahreszeitliche Wechsel, war für die Entwicklung der Wälder besonders günstig. Die Arten der Bäume waren genau wie heute abhängig von Exposition, Höhenlage und Bodenbeschaffenheit. Ein Beispiel für viele, ist das Pollendiagramm vom Mont d'Orge (Fig. 79). Weil sich das Klima nicht nur auf die Vegetation, sondern auch auf die Bildung der Böden auswirkt, sind Klimawechsel in fossilen Böden, auf die man bei Grabungen stösst, aufgezeichnet. Im Präboreal und Boréal lagerte sich fast überall im Wallis ein gelblicher Feinsand, Löss genannt, ab. Er ist ein Produkt der Winderosion, die auf spärlich bewachsene Böden einwirkte. Das feuchte Atlantikum bot den Pflanzen optimale Wachstumsbedingungen. Die Vegetation deckte die Lössböden völlig zu und verwandelte sie in rötliche Erde; Kennzeichen günstiger klimatischer Bedingungen. Im trockeneren Subboreal verlangsamte sich die Bodenbildung. Sie schritt erst im Subatlantikum fort und liess Böden aus schwarzer Erde entstehen. Unsere heutigen Kulturböden sind also aus einer langen, wechselhaften Entwicklung, die zudem immer wieder durch verschiedene Erosionsvorgänge gestört wurde, hervorgegangen.

Erosion und Akkumulation

Seit dem Rückzug der Gletscher ist die Topogaphie des Geländes wenig verändert worden, obwohl entsprechende Vorgänge sich stetig fortsetzen. Doch sie erfolgen meistens so langsam, dass wir sie kaum bemerken. Nur die katastrophalen Ereignisse, wie Bergstürze, Überschwemmungen, Murgänge und Erdbeben vermögen uns zu erschüttern.

Die Wildbäche

Fig. 80 - Die Erdpyramiden von Euseigne.

Normale Erosion wirkt gewöhnlich durch flächenhafte Abtragung, weil nach jedem Regen das oberflächlich abfliessende Wasser lose Bestandteile des Bodens fortschwemmt. Trotzdem kann dieser wenig spektakuläre Vorgang mit der Zeit doch beachtliche Mengen Erde abtragen, was man oft erst bemerkt, wenn ein irgendwie geschützter Teil des Geländes der Erosion widersteht. Das geschah beispielsweise bei den Pyramiden von Euseigne. Sie wurden aus einer einst geschlossenen Moräne herausmodelliert. Durch grosse Felsblöcke geschützte Bereiche blieben als Pfeiler stehen (Fig. 80) und zeugen von der ehemaligen Mächtigkeit der Moräne.

Die Erosion ist überall dort am wirkungsvollsten, wo schützende Vegetation fehlt. Das ist in den Bergen oft der Fall. Die Felsen sind dann dem wechselnden Einfluss von kalt und warm, von Frost und Tauwetter ausgesetzt. Dadurch werden sie rissig und bröckelig und einige Centimeter oder Dezimeter tief aufgesprengt. Wohl kann eine dermassen aufgelockerte Schicht während Jahren und Jahrzehnten stabil bleiben. Wenn aber ausserordentliche Regenfälle oder während eines Föhnsturmes eine heftige Schneeschmelze eintritt, saugt das zerfallenen Gestein das Wasser begierig auf, verwandelt sich in eine breiige Schlammmasse, die krachend talwärts abfliesst. So entstehen die in den Alpen wohlbekannten Murgänge, die den Lawinen ähnlich immer wieder die gleichen Runsen als Gleitbahn benützen. Doch im Gegensatz zu den Lawinen, verschwinden die Schuttkegel der Murgänge im Frühling nicht.

Fig. 81 - Reben in Terrassenkultur an Steilhängen oberhalb Visp.

Um gegen die gefürchtete Hangerosion anzukämpfen, sind Aufforstungen oder Terrassenkulturen (Fig. 81) die wirkungsvollsten Massnahmen.

Greift die Erosion einen unbewachsenen Felszirkus eines Wildbachtobels an, können Erde und Gestein auf Hunderten von Hektaren losgerissen werden und es sind Tausende von Kubikmetern Geröll, die talwärts stürzen; alles zerstörend, was sich ihnen in den Weg stellt. Am Ausgang des Tobeis wird der wilde Lauf der Schuttmassen verlangsamt und auf dem Talboden breiten sie sich fächerförmig aus. Der eindrücklichste aller so entstandenen Alluvialkegel ist sicher derjenige des Pfynwaldes, dessen Material aus dem über 1000 m tief eingeschnittenen Illgraben stammt. Er hat eine natürliche Barriere gebildet, die von der Rhone am Gegenhang umflossen werden muss. Durch die Aufschüttung entstand ein Höhenunterschied von ungefähr 80 m zwischen Susten und Chippis. Dieses Gefälle der Rhone wird von den Aluminiumwerken zur Elektrizitätsgewinnung ausgenützt. Ein anderer, etwas bescheidenerer Schuttfächer hat in Bois-Noir bei Saint Maurice ebenfalls Anlass zum Bau einer hydroelektrischen Zentrale gegeben. Weitere grosse Schwemmkegel, wie etwa diejenigen von Chamoson und Bramois, haben nur die Rhone zu einem gewundenen Lauf gezwungen; an ihnen wurden keine Elektrowerke errichtet. Auch im Goms fehlen grosse Schuttkegel nicht, wie das Beispiel von Reckingen zeigt.

Blick in den Kern der Morcles-Decke (Tafel X)

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Im Mittelfeld der Foto erkennt man den Ardève, aufgebaut aus einer von schwach kieseligen Kalken des Lias gebildeten grossen Falte (in der Zeichnung fein punktiert). Sie zeigt einen gut aufgeschlossenen hangenden Normalschenkel (oben) und einen liegenden Verkehrtschenkel unten links, in den Reben oberhalb Saillon. Der Lias wird vom Dogger umwickelt (unterer Dogger: grauer Raster; oberer Dogger: senkrechte Striche). In der Normallage, über dem Ardève, bilden schwarze Schiefer des unteren Doggers die Mulde von Chamoson und in der Verkehrtstellung die Hochfläche von Ovronnaz, sowie die deutlich sichtbare grosse Rutschung direkt vor dem Ardève. Die Ausbruchsnische der Rutschung ist bewaldet, ihr Schuttkegel dagegen mit Reben bestockt. Aus Kalk- und Mergelschutt des oberen Doggers besteht der mächtige Schwemmkegel von Chamoson. Die Kalkschichten des Malms, die durch ihre helle Färbung auffallen, zeichnen schöne Falten in den Felswänden des Haut-de-Cry. Leicht mergelige Kalkschichten der unteren Kreide bauen seinen Gipfel auf. Im Hintergrund, jenseits des Haut-de-Cry, erscheinen die Diablerets- und Wildhorn-Decken.

Die Gegend um Leukerbad (Tafel XI)

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Man findet auf diesem Bild die gleichen Schichten wie auf der Ansicht von der Dent-de-Morcles (Tafel IX), aber hier steigen alle nach Nordwesten an. Der Kern der Falte besteht in der Gegend um das Torrenthorn aus Kieselkalken des Lias. Sie werden überlagert von sehr komplexen Falten des Doggers (siehe Profil), in dessen tiefsten, vorwiegend tonigen Schichten der Kurort Leukerbad liegt. Der mehrfach gefaltete oberer Dogger tritt in den Wänden des Balmhorns aus. Ueber dem Dogger liegen Malmkalke, welche jenseits der Gemmi die markanten Gipfel auf der Bernerseite, Rinderhorn und Alteis, bilden. Die mergelige Basis der Kreide dichtet bis zu einem gewissen Grad den Daubensee, nördlich der Gemmi, ab. Der See hat keinen oberirdischen Abfluss. Er wird über unterirdische Zirkulationswege nach Süden entwässert. Auf der Zeichnung wird im Hintergrund rechts, über dem Torrenthorn, mit Kreuzen der kristalline Sockel des Aarmassives angedeutet.

Das hintere Val d'Hérens (Tafel XII)

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Im Hintergrund vieler Täler südlich der Rhone (Bagnes, Hérémence, Hérens, Moiry, Anniviers und Zermatt) ist die gleiche Folge der grossen tektonischen Einheiten zu sehen. Die Foto zeigt sie, durchschnitten von glazial erodierten Tälern, überprägt von der Erosionswirkung der Bäche:

  • Talabwärts von Evolène wachsen auf den ziemlich steilen Talflanken Wälder, die in Gneisen und Glimmerschiefern des kristallinen Sockels der Grossen-Sankt-Bemhard-Decke wurzeln (auf der Zeichnung: senkrechte Schraffur).
  • Dahinter folgt eine Alpregion mit relativ weichen Geländeformen, ohne Felswände. Es sind die Bündnerschiefer, welche diese Morphologie bestimmen. Sie bilden die Deckschichten der Bernhard-Decke, deren Sedimente alle aus dem alten Ozean stammen, der einst die europäische von der afrikanischen Platte trennte. Die von ihrem Sockel abgelösten Sedimente enthalten reichlich Grüngesteine, Überreste des basaltischen Ozeanbodens (graue Signatur).
  • Im Hintergrund erheben sich imposante Gipfel, die mit ihren Höhen um 4000 m einen scharfen Gegensatz bilden zu den davor liegenden Alpweiden. Sie alle gehören zum kristallinen Sockel der Dent-Blanche-Decke, die hier keine Sedimentbedeckung trägt (weiss in der Zeichnung).

Das Tal von Zermatt (Tafel XIII)

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Im Talgrund von Zermatt ist eine nach Süden überkippte Falte zu sehen. Sie hatte zur Folge, dass sedimentäre Deckschichten lokal unter den kristallinen Sockel zu liegen kamen (vergleiche Profil Fig. 48 und nebenstehende vereinfachte Darstellung). Im Gelände sieht man:

  • den im Unterlauf des Tales aufgeschlossenen kristallinen Sockel der Bernhard-Decke, der einen recht steilen, einförmigen Berghang bildet (auf der Zeichnung vertikal gestrichelt). Die Umbiegung der Falte liegt zwischen Tasch und Zermatt.
  • eine Serie kleiner Wände und Terrassen, die typisch sind für die Zone der Bündnerschiefer (grau punktiert). Sie ist relativ dünn auf dem Rücken des Kristallins, dafür umso mächtiger im Kessel von Zermatt. Die Sedimenthülle der Decke besteht vorallem aus Kalkschiefern, welche die Wände des Barrhorns bilden und tonreicheren ozeanischen Sedimenten, die ob Zermatt Prasinite und Serpentinite einschliessen.
  • die Gneise der Dent-Blanche-Decke. Sie überlagern die Bündnerschiefer und bauen die Dent Blanche selbst und das Weisshorn auf (weiss auf der Zeichnung).Im Hintergrund erkennt man die Berner Kalkalpen, deren Schichtverlauf ganz deutlich die axiale Depression am Rawilpass zeigt.

Die Gegend um Saas-Fee (Tafel XIV)

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Das untenstehende Schema soll dazu dienen das Bild der Gegend um Saas-Fee mit zwei vorangegangenen Bildern in Beziehung zu setzen. Die Pfeile deuten die Aufnahmerichtungen an. 1 ist identisch mit Tafel XII (Val d'Herens), 2 ist Tafel XIII (Zermatt) und 3 ist die vorliegende Ansicht der Berge ob Saas-Fee. Diese zeigt die nach Süden überkippte Falte mit der Bündnerschieferhülle, die eindeutig unter das Bernhard-Kristallin einsinkt. Die Gneise des Bernhard-Sockels steigen nochmals auf und bilden so die Monte Rosa-Decke.

Die Gipfel der Mischabel-Kette bestehen vom Nadelhorn bis zum Alphubel aus Kristallin der Bernhard-Decke (auf der Zeichnung vertikal schraffiert). Die Bündnerschiefer (grob punktiert) mit Serpentiniten bilden den Allalin (und das unmittelbar dahinter liegende Rimpfischhorn) und die Krete bis zum Mittaghorn. Talwärts einfallend wird die Serie der Bündnerschiefer immer dünner, um schliesslich bei Saas-Fee ganz zu verschwinden. Von hier weg sind Bernhard-Decke und Monte Rosa-Decke nur noch durch Quarzite getrennt (auf der Zeichnung fein punktiert; im Schema nicht angedeutet), welche die Gneise der Monte Rosa-Decke (horizontal schraffiert und punktiert) überlagern.

Im Hintergrund erkennt man ganz links den aus Gneis bestehenden Gipfel des Monte Rosa, nach welchem die Decke benannt wurde. Links vom Alphubel erscheint das Breithorn mit Bündnerschiefern und Serpentiniten, rechts davon das Matterhorn, das zur Dent-Blanche-Decke gehört. Diese zeigt sich nochmals ganz rechts im Weisshorn. Somit ist der Hintergrund nichts anderes als das aus der Ferne gesehene Panorama vom Gornergrat, wie es Fig. 51 darstellt.

Das Massiv des Monte Leone (Tafel XV)

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Um den komplexen Bau der Simplon-Tessin-Decken zu verstehen, sei auf das Profil Fig. 47 verwiesen. Auf der Foto erscheint im Hintergrund der aus Gneis bestehende Kern der Monte Leone-Decke (grauer Raster der Skizze). Die am Hübschhorn nach rechts abwärts laufenden Bänder zeigen, wie die Decke nach Südosten einfällt. Die Sedimenthülle (unregelmässig gestrichelt) ist hier recht dünn, wächst aber an zu grosser Mächtigkeit am Glishorn, wo sie in Kontakt steht mit den am Grat des Fülhorns aufgeschlossenen Gneise. Monte Leone - Hübschhorn, im Hintergrund, und Glishorn Fülhorn, im Vordergrund, bilden eine weite Synklinale, in der Gneise der Bernhard-Decke liegen (senkrecht schraffiert). Aus diesen Gneisen löste sich eine gewaltige Sackung im Hang oberhalb und südlich von Berisal (dicke Schrägschraffur). Sie verursachte grosse Schwierigkeiten beim Bau der Simplonstrasse und insbesondere der Ganterbrücke. Am Fuss des Fülhorn-Nordhanges ist talwärts rutschender Gehängeschutt, in Form von Blockgirlanden sichtbat. Sie täuschen Moränen vor und können gelegentlich wie Hängegletscher aussehen. Dann spricht man von Blockgletschern.

Oberes Rhonetal. - Hier treffen Helvetikum und Penninikum zusammen.

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  • Am rechten Talhang (links im Bild) das Helvetikum mit dem kristallinen Sockel des Aarmassives (auf der Skizze schräg gestrichelt) und dessen Sedimentbedeckung (grau), welche grosse, parallel zur Talflanke laufende Platten bildet. Die Zone der Bündnerschiefer (schwarz), teilweise von Alluvionen bedeckt, liegt auf dem linken Ufer und erstreckt sich von Agarn bis zu den breiten Gipfeln über Brig (Bettlihorn) und zum Monte Leone.
  • Die Bernhard-Decke (senkrechte Striche) umfasst vorwiegend Gneise, ausgenommen im Gorwetsch-Grat, wo Dolomite anstehen (im Vordergrund rechts im Bild).

Dörfer, wie beispielsweise Ergisch, liegen auf Terrassen, die stabilisierte Sackungen sind. Der Schuttkegel des Illbaches sperrt das Tal und hat die Rhone gezwungen zu mäandrieren. Eine solche durch die Flusskorrektur abgeschnittene Windung ist noch sichtbar.

Das Binntal (Tafel XVI)

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Das Binntal kennt man wegen seines Reichtums an Minetalien. Die das Tal umgebenden Berge gestatten, dank den ostwärts ansteigenden Faltenachsen, einen schönen Blick in die tieferen Stockwerke der Alpenkette. Zur Foto gehört das vereinfachte Profil, welches quer durch den obersten Teil des Binntales gelegt ist. Es zeigt, wie die Foto, von links nach rechts:

  • Zu äusserst links den kristallinen Sockel des Gotthardmassives, aufgeschlossen im Grat zwischen dem Goms und Rappetal.
  • Die helvetischen Decksedimente dieses Sockels im Rappetal, die auf der Foto als dunkle Formation erscheinen. Das Tälchen ist in weiche, mergelige Schichten eingeschnitten.
  • Darüber folgt eine mächtige, monotone Serie von Kalkschiefern, die den Rücken in der Verlängerung des Eggerhorns aufbaut. Die Schiefer sind meistens grasbedeckt. Nur an erodierten Stellen sieht man ihre helle Färbung.
  • Auf den Kalkschiefern liegen sandige und konglomeratische Schiefer, die lokal Prasinite einschliessen. Im Kontakt zwischen den beiden Schieferserien hat der Fäldbach ein enges, wildes Tal gegraben, das vom Holzerspitz beherrscht wird.
  • Über den Schiefern folgen Gesteine der Trias. Sie bilden an der rechten Talflanke des Binntales eine Platte, die weiter talabwärts auch linksseitig aufgeschlossen ist. In Quarziten und weisslichem Dolomit der Trias sind die berühmten Mineralien eingeschlossen. Der Steinbruch, in welchem sie gefunden werden, ist rechts von Fäld als weisser Fleck zu erkennen.
  • Die Trias ist ein Teil der Sedimente, welche die Gneise der Monte Leone-Decke einhüllen. Da sie hier unter dem kristallinen Kern liegt, handelt es sich um eine Verkehrtserie. Die hatten, fast weissen Gneise bilden eine Reihe zackiger Gipfel, von denen der markanteste, das Ofenhorn, auf der Grenze zwischen Wallis und Italien steht.
  • Auf der Foto erkennt man ganz rechts am Geisspfad zwei von Berggängern oft besuchte Seen, die von dunkeln Felsen umgeben sind. Das sind Serpentinite, die einst in den Tiefen das Wallisertroges gebildet wurden.

Geröllhalden, Blockgletscher und Moränen sind in der Region der Monte Leone-Decke besonders schön entwickelt. Der nach Norden exponierte Hang ist für die Entstehung solcher Oberflächenformationen ausgesprochen günstig gelegen.

Die Klippendecke (Préalpes médianes) im Walliser Chablais (Tafel XVII)

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Im Vordergrund links, unter der Wolke und bis zum ersten Dorf (Vionnaz), wird der Abhang von starren Schollen aus Malmkalk (Préalpes médianes rigides) gebildet. Davor liegt eine bewaldete Depression im Flysch höherer Klippendecken. Die Gräte und Täler dieser Gegend sind nach Antiklinalen und Synklinalen der nördlichen Klippendecke (Préalpes médianes plastiques) ausgerichtet. Das grösste der Täler mündet beim zweiten Dorf (Vouvry); es ist ein Antiklinaltal. So nennt der Geologe ein Tal, das in Formationen eingeschnitten ist, die den Kern einer Antiklinale bilden. Die Cornettes de Bise (der höchste Gipfel auf der Foto) beherrscht dagegen ein Synklinaltal, das so bezeichnet wird, weil die Erosion hier eine Synklinale angeschnitten hat. lenseits des Genfersees liegt weit ausgebreitet die tertiäre Molasse. Auf dem Walliserufer findet man sie nur bei Bouveret, das von der letzten Kulisse verdeckt wird. Das Rhonetal ist von Seesedimenten mit einer Mächtigkeit von etwa 800 m aufgefüllt.

Der Aletschgletscher (Tafel XVIII)

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Die Region des Aletschgletschers ist typisch für Gebirgslandschaften in kristallinen Sockeln (siehe Fig. 25 bis 29): durchschnittlich hohes Niveau über Meer, pyramidenförmige Gipfel im Granit, langgestreckte Gräte im Gneis. Deutlich sichtbar sind Auswirkungen der Gletschererosion: Kare, Hängetäler und Hochflächen über dem tief eingeschnittenen Haupttal, unterhalb der heutigen Gletscherzunge eine enge Schlucht, die vielleicht schon unter dem Eis gebildet wurde. Die rezenten Gletscherbewegungen haben ihre Spuren als helles Felsband hinterlassen, das den Eisrand säumt. Diese Flächen waren im letzten Jahrhundert noch eisbedeckt; darum fehlt ihnen die Patina jener Felsen, die seit Jahrtausenden schon der Verwitterung ausgesetzt sind. Die schönen Aufschlüsse, die Fülle von Bilddokumenten (Malereien, Zeichnungen, geographische Karten), die vorhandenen Beschreibungen und archäologischen Zeugnisse, wie beispielsweise alte, teilweise zerstörte Wasserleitungen (Bisses, Suonen), haben H. Holzhauser (Zürich) veranlasst die Bewegungen des Aletschgletschers eingehend zu verfolgen. Er fand zahlreiche Holzreste, die mit Hilfe der C14-Methode oder der Dendrochronologie (messen und zählen der Jahrringe) datiert werden konnten, sodass sich die Geschichte des Gletschers genauer erfassen liess (siehe untenstehende Graphik). Zur Zeit der römischen Besetzung unseres Landes hatte der Gletscher bescheidenes Ausmass. Doch ein Wachstum setzte ein mit dem beginnenden Mittelalter. Gut datiert ist ein Vorstoss zwischen 750 und 900 n. Chr. Ums Jahr 1000 entsprach der Gletscherstand etwa dem heutigen. Ein bescheidenes Wachstum manifestiert sich vor 1150. In dieser Zeit werden in unseren Städten die grossen Kathedralen gebaut und im Nahen Osten schlagen sich die Kreuzritter. Der grosse Vorstoss von 1350 ist zeitgenössisch mit der ersten schweren Pestepidemie. Gegen 1500 beginnt die "Kleine Eiszeit", in der die Alpengletscher ihre grösste Ausdehnung in geschichtlicher Zeit erreichen. Um 1600 dürfte der Gletscher mit 60-70 m pro Jahr geflossen sein. Nicht ganz gesichert ist, was zwischen 1650 und 1800 sich ereignete. Nach 1800 geben geschichtliche Dokumente Auskunft über das Verhalten des Aletschgletschers: Darum überlässt der Geologe die Schilderung dem Historiker...

Die Bergstürze

Fig. 83
Fig. 82 - Mit Quersperren versucht man die Tiefenerosion der Wildbäche, hier im Illerbach, zu begrenzen.
Fig. 83
Fig. 83 - Der Bergsturz von Randa am 18. April 1991. Die Skizze links zeigt am unteren Rand einige noch stehengebliebene Häuser des Weilers Unterlärch, die aber später auch verschüttet wurden. In der Skizze rechts deuten die dicken Striche die Gestalt der Bergflanke vor dem Absturz an.
Fig. 84 - Ein grosser Bergsturz, von der rechten Talflanke herabfahrend, sperrte das Rhonetal in der Gegend des Pfynwaldes.

Glücklicherweise sind Bergstürze eher selten. Aber ihre zerstörerischen Kräfte haben die Bergbewohner immer tief beeindruckt, wie die vielen literarischen Werke und Filme zeigen, die beispielsweise den Bergsturz von Derborence zum Thema haben. Eine der Ursachen jener Katastrophe von 1749 ist der Gipshorizont an der Basis der Diablerets-Wände. Der gegen Verwitterung nicht sehr widerstandsfähige Gips war in seiner Festigkeit so geschwächt, dass er die darüber liegenden Felsformationen nicht mehr zu tragen vermochte. Die Diablerets sind ein Riese auf tönernen (gipsernen) Füssen und bleiben deshalb stets eine schwer abschätzbare Gefahr für die unterliegenden Regionen. Auch Erdbeben können Bergstürze auslösen, wie das 1946 am Six-des-Eaux-Froides (Rawilhorn) der Fall war.

Aber die Erschütterung war nur der berühmte Tropfen, der das Fass zum Überlaufen bringt. Die Erosion hatte lange schon die Schichten aus dem Gleichgewicht gebracht.

In unserer Zeit, nämlich im Frühjahr 1991, ereignete sich der Bergsturz von Randa, im Tal von St. Niklausen. Dabei fiel eine Felsmasse von etwa 30 Millionen m3 auf den kleinen Weiler Unterlärch, glücklicherweise ohne Menschenopfer zu fordern. Die übrigen Schäden waren jedoch beachtlich, denn Strasse und Bahn wurden verschüttet und die Mattervispa gestaut, sodass sich ein See bildete, in welchem Teile von Randa untergingen. Die Störung des Gleichgewichtes erfolgte in einer 400 m hohen senkrechten Felswand aus Augengneis (metamorpher Granit), durch deren Fuss sich ein bedeutender, wasserleitender Bruch zog. Im April 1991 folgten Tauwetter und Schneeschmelze nach einer Periode intensiven Frostes. Vermutlich waren die Quellöffnungen am Fuss der Wand noch zugefroren, sodass Wasser in den Felsspalten einen Überdruck erzeugte. Die dadurch verringerten Reibungswiderstände ermöglichten das Abgleiten der Felsmasse auf den Flächen, die in Fig. 83 mit A und B eingezeichnet sind.

Die historischen Bergstürze sind unbedeutend, verglichen mit denjenigen, die sich nach dem Rückzug der Gletscher ereigneten. Damals wurde die Topographie wirklich verändert. Das zeigt eindrücklich der Bergsturz von Salgesch, von dem die Hügel zwischen Siders und Pfyn zurückgeblieben sind (Fig. 84).

Zu erwähnen ist noch der legendäre Bergsturz von Taurendunum. Allen Hypothesen zum Trotz bleibt er nach wie vor rätselhaft. Die Katastrophe soll sich im Jahre 563 ereignet haben, wie Marius von Avenches (ihm nacherzählend Gregorius von Tour) berichtet. Demnach hätte ein Bergsturz, vom Grammont herabfahrend, das Schloss Taurendunum mitgerissen, wäre in den Genfersee geschossen und hätte eine mächtige Flutwelle ausgelöst, die gewaltige Zerstörungen an den Ufern verursacht hätte. Man vermutete, der Abbruch des Bergsturzes liege in der Gegend von Les Evouettes, wo tatsächlich Spuren eines undatierbaren Bergsturzes zu sehen sind. Man suchte aber auch bei Saint-Maurice, wo ein Hochwasser oder Murgang des Baches von Saint-Barthélémy die Rhone mit Schuttmassen gesperrt und so gestaut hätte, dass ein See entstanden wäre. Die alles zerstörende Flutwelle, von welcher der Chronist berichtet, könnte durch den Bruch des natürlichen Staudammes ausgelöst worden sein.

Die langsamen Bewegungen der Hänge

Fig. 85 - Verschiedene langsame Geländebewegungen an Berghängen.

An steilen Talhängen, wie sie eben im Wallis fast überall sind, können sich drei typische Bewegungsvorgänge entwickeln: Rutschungen, Sackungen und Hakenwurf (Abgleiten von Schichtköpfen). Das Blockdiagramm (Fig. 85) zeigt sie und stellt auch dar, dass gesunder, anstehender Fels an Berghängen oft gar nicht zu Tage tritt.

Die Rutschungen

Rutschungen erfassen in der Regel nur Gesteinspakete von wenigen Metern Mächtigkeit. Damit Rutschungen eintreten, müssen bestimmte Voraussetzungen erfüllt sein. Im Helvetikum sind sie vorallem an tonreiche Formationen gebunden. Tonige Schichten, vom Regenwasser durchtränkt, wirken als wohlgeschmierte Gleitbahnen. Beispielsweise am Fusse des Ardève haben die schwarzen Tonschiefer des Doggers die grösste Rutschung im Wallis verursacht. Der ganze Rebhang von Leytron ist in Bewegung. In den Weilern Produit und Montagnon bewahren selbst Häuser ihre senkrechte Haltung nicht lange. Im Penninikum sind die Rutschungen zwar weniger umfassend, dafür umso häufiger. Hier sind es die grossen Mengen Glimmer, die als Gleitmittel wirken. An vielen Hängen rutschte die Oberfläche schon ab oder bewegt sich immer noch, wie etwa am rechten Talhang des Val d'Hérens, kurz vor der Vereinigung mit dem Val d'Hérémence.

Die Sackungen

Sackungen wurden lange nicht als solche erkannt, weil Messungen über Geländebewegungen fehlten. Die Schichten verschoben sich so, dass sie ihren innern Zusammenhang nicht verloren und die Oberfläche sich nicht veränderte. Zahlreiche Stollen wurden seit anfangs dieses Jahrhunderts durch Sackungen vorgetrieben. Das merkte man erst, als nachträglich Änderungen in der Richtung der Stollenachse und Deformationen im Profil beobachtet wurden. Heute weiss man, dass Sackungen oft tiefgründig sind und einige hundert Meter mächtig sein können. Am Arpille, oberhalb Martigny, verursacht eine Sackung das stetige Abgleiten der Forclaz- Passstrasse. Auch die Simplonstrasse schlängelt sich durch eine riesige Sackung im Hang von Berisal. Die Pfeiler der Ganterbrücke stehen darauf (Tafel XV oben). Auf Sackungen ist auch das Aussehen jener Bergrücken zurückzuführen, die nicht geschlossen erscheinen, sondern in mehr oder weniger parallel laufende, durch kleine Mulden getrennte Kämme aufgeteilt sind. Terrassen in Berghängen können durch Sackungen gebildet und nicht, wie man glauben möchte, von Gletscher erodiert worden sein. So sind zum Beispiel die Terrassen, auf denen die Dörfer Burchen und Unterberg und die oberhalb Leuk liegende Radiostation stehen, nichts anderes als gewaltige Sackungen (Tafel XV unten). Sackungen und Flusserosion haben unsere Landschaft nach der Eiszeit am nachhaltigsten verändert.

Der Hakenwurf (oder das Umbiegen der Schichtköpfe)

Der Hakenwurf ist ein Oberflächenvorgang, der eintritt, wenn die Gesteinsschichten ihren Zusammenhalt durch Verwitterung verlieren. Durch das Umbiegen der Schichtköpfe trennen sich steilstehende Schichten voneinander, legen sich horizontal und überkippen talwärts.

Ein von Hakenwurf betroffener Hang ist, einige Meter tief, nichts anderes als ein Trümmerhaufen aus Steinblöcken, der bei der geringsten Beanspruchung abzugleiten droht.

Das Umbiegen der Schichtköpfe hat schon manchem Bauingenieur Kopfschmerzen bereitet. Schon das Offnen eines kleinen Waldweges durch ein Gelände mit nicht erkanntem Hakenwurf kann verheerende Folgen haben; wie wenn man in einer aus Steinen geschichteten Mauer die unterste Lage herausreissen würde. Durch zu wenig überlegte Eingriffe in die Geologie eines Geländes, wurden schon oft unbeabsichtigt Steinschläge und kleine Bergstürze ausgelöst.

Fig. 86 - Die Zustände am Berghang ob Riddes.

In der Natur treten die langsamen Bewegungen der Hänge nicht so fein säuberlich getrennt auf, wie sie vorstehend vereinfacht beschrieben wurden. Wie eng sie miteinander verknüpft sein können zeigt der verstürzte Berghang von Riddes (Fig. 86). In diesem sehr steilen Hang sind alle Schichten stark aus dem Gleichgewicht gekommen. Zum Hakenwurf gesellen sich tiefgründige Sackungen, die offene Spalten am oberen Rand des Erosionskessels gebildet haben, der seinerseits von bewaldeten Terrassen überhöht wird. 1985 brach gar ein Bergsturz los, der zum Teil in einer Verengung seiner Gleitbahn stecken blieb, sodass seine Schuttmassen in langsame Rutschungen übergingen. So sind denn im Talkessel oberhalb Riddes sämtliche Bewegungen, die ein Gelände ergreifen können, vereinigt. Das soll uns weiter nicht überraschen, sind doch die meisten natürlichen Vorgänge recht komplexer Art.