Naturforschende Gesellschaft Kanton Schwyz - Geologie und ...

BERICHTE DER SCHWYZERISCHEN NATURFORSCHENDEN GESELLSCHAFT • VIERZEHNTES HEFT 

Geologie und Geotope im Kanton Schwyz

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Legenden zu den Abbildungen der vorderen Umschlagseite 

Abb. 1 Blick vom Spital (1573.9 m ü.M.) über das Wisstannengebiet zu den Wägitalerbergen 

Abb. 2 Die Gipfel der Rigi ragen aus dem Nebelmeer wie aus den Gletscherströmen der Eiszeiten. 

Abb. 3 Die Mythen sind Geotope von internationaler Bedeutung. 

Abb. 4 Blick über den Sihlsee Richtung Druesberg und Forstberg 

Abb. 5 Der Glarner Verrucano (auch Sernifit oder roter Ackerstein genannt) ist das Leitgestein des Linthgletschers. 

Abb. 6 Rillenkarren im Karstgebiet der Silberen (Muotatal) 

Abb. 7 Bunte Nagelfluh des Rossberg 

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8 

Abb. 8 Dickwandige Schale einer Auster aus der Äusseren Einsiedler Schuppenzone (Durchmesser ca. 10 cm) 

Alle Rechte vorbehalten 

Die Bildrechte liegen bei den entsprechenden Bildautoren (vgl. Bildnachweis Seite 4) 

© Copyright 2003, Schwyzerische Naturforschende Gesellschaft 

Herstellung und Bezugsadresse: ea Druck + Verlag AG, Zürichstrasse 57, 8840 Einsiedeln 

Gedruckt auf Zanders Mega halbmatt, hergestellt aus 50 Prozent Altpapier 

ISBN 3-9521189-3-1

Geologie und Geotope im Kanton Schwyz 

Überblick über die Geologie des Kantons Schwyz 

und seiner Nachbargebiete 

René Hantke, Elsbeth Kuriger 

Grundlagen für ein Geotopinventar Kanton Schwyz 

Arbeitsgruppe Geotopinventar Kanton Schwyz: 

René Hantke, Karl Faber, Jakob Gasser, Stefan Lienert, Josef Stirnimann, Heinz Winterberg 

200 Millionen Jahre Erdgeschichte 

Region: Arth – Goldau – Lauerz – Seewen – Ibach – Brunnen 

Jakob Gasser 

Zur Morphotektonik der zentralschweizerischen Alpenrandseen 

Richtungsbeziehungen zwischen Gewässern (Seen, Bächen) und Klüften 

René Hantke, Adrian E. Scheidegger 

Mittelmoränen in der Zentralschweiz und in den westlichen Glarner Alpen 

René Hantke 

Unterseeische Moränen im Vierwaldstätter See 

René Hantke 

Zur Landschaftsgeschichte der Zentralschweiz 

und des östlichen Berner Oberlandes 

René Hantke 

Tektonische Querschnitte durch die Zentralschweiz 

und die westlichen Glarner Alpen 

René Hantke 

Tektonische Karte der Zentralschweiz und der westlichen Glarner Alpen 

René Hantke 

Redaktion: Stefan Lienert 

Berichte der Schwyzerischen Naturforschenden Gesellschaft 

Vierzehntes Heft 2003

Die Schwyzerische Naturforschende Gesellschaft dankt den folgenden Institutionen für namhafte Beiträge, welche 

die Herausgabe des vorliegenden Berichtes ermöglichten: 

Ausbildungs-Stiftung für den Kanton Schwyz und die Bezirke See und Gaster (Kanton St. Gallen) (Fr. 15'000.–) 

Lotteriefonds c/o Justizdepartement des Kantons Schwyz (Fr. 15'000.–) 

Schweizerische Akademie der Naturwissenschaften (Fr. 7'000.–) 

Die Feldaufnahmen und das Zusammenstellen der Grundlagen für ein Geotopinventar Kanton Schwyz wurden von 

folgenden Institutionen finanziell unterstützt: 

Erziehungsdepartement des Kantons Schwyz, Kulturförderung (Fr. 1'500.– für ein Höhleninventar) 

Justizdepartement des Kantons Schwyz, Grundlagen Natur- und Landschaftsschutz (Beitrag noch offen) 

Raiffeisenbank Yberg (Fr. 500.– für ein Höhleninventar) 

Schweizerische Akademie der Naturwissenschaften (Fr. 3'000.– für Feldspesen) 

Verein Geologischer Wanderweg Roggenstock (Fr. 500.– für ein Höhleninventar) 

Dank gebührt auch allen Personen, welche die Forschungsarbeiten tatkräftig unterstützten. Die Personen sind 

jeweils in den Kapiteln 1 (Seite 34), 2 (Seite 37) und 4 (Seite 98) in einem persönlichen Dank der Autorin und der 

Autoren erwähnt. 

Allen Mitarbeiterinnen und Mitarbeitern der ea Druck + Verlag AG, Einsiedeln und insbesondere dem verantwortlichen 

Technopolygrafen, Herrn Josef Dörig, gilt ein grosser Dank für die optimale Betreuung und die professionelle 

Arbeitsweise. 

2 

Dank

Vorwort 

Gemäss Statuten verfolgt die Schwyzerische Naturforschende Gesellschaft folgende drei Ziele: die Förderung 

der naturwissenschaftlichen Kenntnisse, die Vertretung der Naturwissenschaften gegenüber Behörden und 

Öffentlichkeit und die Unterstützung der Bestrebungen zum Schutz der Umwelt und zur Erhaltung nationaler 

Denkmäler. Hierzu gehört auch der Geotopschutz. Dass Geotope als erdgeschichtliche Objekte oder Landschaftsbereiche 

von erdgeschichtlicher Aussagekraft inventarisiert werden sollen, beruht vorerst auf der 

Initiative des Bundesamtes für Umwelt, Wald und Landschaft. Im Kanton Schwyz fiel dieses Ansinnen insofern 

auf fruchtbaren Boden, dass die Herren Karl Faber, Jakob Gasser, Josef Stirnimann, Heinz Winterberg und der 

Schreibende unter der Leitung von Prof. Dr. René Hantke seit längerem die Absicht hegten, dass grosse Wissen 

der älteren Generation um die Geologie und die Geotope des Kantons Schwyz noch rechtzeitig zusammenzutragen. 

In den Jahren 2000 bis 2002 wurden mit einem immensen Aufwand die vorhandenen Grundlagen 

gesammelt und mit vielen weiteren Aufnahmen, Fotografien und Zeichnungen ergänzt, sodass heute 177 

Objekte unterschiedlicher Geotoptypen sehr genau erfasst sind. Das Resultat ist nicht ein vollständiges 

Geotopinventar für den Kanton Schwyz. Es sind aber sehr wertvolle Grundlagen, welche dem Kanton Schwyz 

und den Gemeinden zur Verfügung gestellt werden in der Hoffnung, dass die Naturdenkmäler, welche sowohl 

für die Öffentlichkeit wie auch für die Wissenschaft von grossem Wert oder sogar unentbehrlich sind, für 

künftige Generationen erhalten werden können. 

Der Schritt von den Geotop-Grundlagen zu einem Heft Geologie und Geotope im Kanton Schwyz war als Idee 

ein kleiner, in der Ausführung ein grosser und kein einfacher. Die Geologie ist, zumindest für Laien, keine einfache 

Wissenschaft. Die Zeiträume, von der sie handelt, sind riesengross. Die Begriffe, die für sie verwendet 

werden, gehören meist nicht zur Alltagssprache. Und ab und zu verlieren sich die Geologen in schwer verständlichen 

Spezialistenformulierungen. Das vorliegende Heft ist eine Mischung aus allgemein verständlichem 

Wissen und Spezialartikeln. Die junge Geologin Elsbeth Kuriger hatte den Auftrag im Kapitel 1, dem Überblick 

über die Geologie des Kantons Schwyz und seiner Nachbargebiete, das grosse Wissen von Prof. Dr. René 

Hantke in der Sprache der Jungen zu erzählen. Zudem sind die Kapitel 1 bis 3 reich mit Fotografien und Zeichnungen 

illustriert. All das soll helfen, auch Laien einen Einblick in die Welt der Geologie zu geben und sie von 

der Bedeutung und der Schutzwürdigkeit von Geotopen zu überzeugen. Die Kapitel 4 bis 7 zeigen ein Spezialwissen 

auf, wie es sich nur in Jahrzehnte langer Forschertätigkeit angeeignet werden kann. 

In den Grundlagen für ein Geotopinventar Kanton Schwyz und im Heft 14 stecken ein riesiger Arbeitsaufwand 

und viel Herzblut. In Fronarbeit hat die Arbeitsgruppe Geotopinventar Kanton Schwyz die vorhandenen Daten 

gesammelt, die Objekte begangen, fotografiert und Zeichnungen angefertigt. Es kommt nicht von ungefähr, 

dass Karl Faber und insbesondere Jakob Gasser Probleme mit den Augen bekamen und zeitweilig die Farbstifte 

zur Seite legen mussten. Auch Professor Hantke konnte die Arbeit nur bei angeschlagener Gesundheit zu Ende 

führen. Der erfolgreiche Abschluss wird sicher zu einer schnellen Erholung beitragen. 

«Der Kanton Schwyz ist, geologisch betrachtet, sehr vielfältig. Er liegt im Grenzbereich zwischen dem 

Mittelland und dem kompliziert strukturierten Alpengebirge. Die Vielzahl geologischer Einheiten hat eine komplizierte 

Geologie zur Folge, was sie zugleich äusserst interessant gestaltet. Der Kanton befindet sich zudem im 

Grenzgebiet zweier grosser eiszeitlicher Gletscherströme. Der Linth- und der Muota/Reuss-Gletscher überprägten 

die Landschaft. Die Geologie des Kantons ist nichts anderes als ein grosses Puzzle, das es zusammenzusetzen 

gilt.» (Kap. 1.9). – Ich wünsche Ihnen dabei viel Spass. 

Einsiedeln, im April 2003 Stefan Lienert 

3

Karl Faber Abb. 1.32, 2.4, 2.5, 2.6, 2.9, 2.10, 2.16, 2.22, 2.31, 2.33, 2.41 

Jakob Gasser Abb. 2, 3, 6, 7, 8, 1.1, 1.2, 1.3, 1.4, 1.5, 1.7, 1.8, 1.9, 1.11, 1.12, 1.13, 1.15, 1.18, 

1.20, 1.21, 1.23, 1.24, 1.25, 1.29, 1.30, 1.33, 2.25, 2.26, 2.27, 3.1, 3.2, 3.3, 3.4, 3.5, 

3.6, 3.7, 3.8, 3.9, 3.10, 3.11, 3.12, 3.13, 3.14, 3.15, 3.16, 3.17, 3.18, 3.19, 3.20, 3.21, 

3.22, 3.23, 3.24, 3.25, 3.26, 3.27, 3.28, 3.29, 3.30, 3.31, 3.32, 3.33, 3.34, 3.35, 3.36, 

3.37, 3.38, 3.40, 3.41, 3.42, 3.43 

René Hantke Abb. 1.6, 2.2, 2.13, 2.19, 2.28, 2.37, 4.1, 4.2, 4.3, 4.4, 4.11, 5.1a, 5.1b, 5.2, 5.3, 5.4, 

5.5, 5.6, 5.7, 5.8, 5.9, 6.1, 6.2, 6.3, 7.1, 7.2, 7.3, 7.4, 7.5, 7.6, 7.7, 7.8, 7.9 

Albert Heim Abb. 3.39 

Stefan Lienert Abb. 1, 4, 5, 1.19, 1.27 

K. Meyer-Eymar Abb. 2.7 

Verkehrsverein Oberiberg Abb. 1.14 

Adrian E. Scheidegger Abb. 4.5, 4.6, 4.7, 4.8, 4.9, 4.10, 4.12, 4.13, 4.14, 4.15, 4.16, 4.17, 4.18, 4.19, 4.20, 

4.21, 4.22 

Josef Stirnimann Abb. 1.16, 1.17, 1.28, 1.31, 2.3, 2.8, 2.14, 2.17, 2.18, 2.20, 2.23, 2.24, 2.29, 2.30, 

2.42 

Kurt Sturzenegger Abb. 2.1 

Rudolf Trümpy Abb. 1.22 

Heinz Winterberg Abb. 2.11, 2.12, 2.15, 2.21, 2.32, 2.34, 2.35, 2.36, 2.38, 2.39, 2.40 

Walter Zehnder Abb. 1.10, 1.26 

Karl Faber, Brächenstrasse 1, 8843 Oberiberg 

Jakob Gasser, Gardi 1, 6423 Seewen 

Prof. Dr. René Hantke, Glärnischstrasse 3, 8712 Stäfa 

Elsbeth Kuriger, Heidenbühl 6, 8840 Einsiedeln 

Dr. Stefan Lienert, Seestrasse 77, 8846 Willerzell 

Prof. Dr. Adrian E. Scheidegger, Technische Universität Wien, Gusshausstrasse 27–29/1282, A-1040 Wien 

Josef Stirnimann, Zürichstrasse 28, 8840 Einsiedeln 

Heinz Winterberg, Quellenweg 25, 8845 Studen 

4 

Bildnachweis 

Autoren

Inhaltsverzeichnis 

1 Überblick über die Geologie des Kantons Schwyz und seiner Nachbargebiete 9 

1.1 Geologie des Kantons Schwyz – oder wie der Gipfel des Roggenstock von Afrika ins Ybrig kam 9 

1.2 Kurze Einführung in die Geologie der Alpen 9 

1.2.1 Ein Grosskontinent zerfällt (Trias bis mittlere Kreide, vor 250–100 Millionen Jahren) 9 

1.2.2 Wie die Meeresgesteine ins Hochgebirge gelangen (Mittlere Kreide bis jüngeres 

Tertiär, vor 100–18 Millionen Jahren) 10 

1.2.3 Das Eiszeitalter bis heute (Quartär) 10 

1.3 Geologische Einheiten im Kanton Schwyz 10 

1.3.1 Molasse 10 

1.3.1.1 Molasse-Schüttungen im Kanton Schwyz 11 

1.3.1.2 Molasse Schüttungen: Grosse Schwemmfächer oder Murgänge? 13 

1.3.2 Flysch 14 

1.3.3 Helvetikum 15 

1.3.3.1 Helvetische Decken – Ein Überblick 16 

1.3.3.2 Einzelheiten im Bau der Helvetischen Decken 18 

1.3.4 Innere und Äussere Einsiedler Schuppenzone 21 

1.3.5 Schwyzer Klippen: Penninikum und Ostalpin 22 

1.3.5.1 Die Gesteine des Roggenstock und der Mördergruebi 22 

1.3.5.2 Die Mythen 23 

1.3.5.3 Wie die Klippen in den Kanton Schwyz kamen 23 

1.4 Eiszeitalter 24 

1.4.1 Eiszeitliche Gletscherstände – eine Spurensuche 25 

1.4.2 Der Kanton Schwyz unter Eis 25 

1.4.2.1 Grössere Vergletscherungen 26 

1.4.2.2 Letzte Vergletscherungen 26 

1.5 Verwitterung und Gesteinsabtrag 27 

1.5.1 Karst und Höhlen 27 

1.5.2 Gesteinsabtrag im Einzugsgebiet des Sihlsees – einige Zahlen 28 

1.6 Talbildung 28 

1.6.1 Die bedeutendsten Täler im Kanton Schwyz 29 

1.6.2 Die Zürichsee-Talung und wie sie entstand 29 

1.7 Vegetation und Klima 30 

1.7.1 Fossile Pflanzen als Hinweise für Vegetation und Klima der Molassezeit 30 

1.7.2 Vegetation im Eiszeitalter 30 

1.8 Mensch und Geologie 31 

1.8.1 Der Mensch in der ausgehenden Eiszeit 32 

1.8.2 Gestein als Energie- und Baurohstoff 32 

1.8.3 Trinkwasserversorgung 32 

1.8.4 Badekuren im Kanton Schwyz 33 

1.9 Zusammenfassung und Ausblick 34 

5

2 Grundlagen für ein Geotopinventar Kanton Schwyz 35 

6 

2.1 Allgemeines 35 

2.2 Definitionen 35 

2.3 Arbeitsablauf 36 

2.4 Ergebnisse 36 

2.5 Weiteres Vorgehen 37 

2.6 Liste der 177 erfassten Geotope (Stand 31.10.2002) 38 

Geotop-Beispiele 1–13 45 

3 200 Millionen Jahre Erdgeschichte 63 

3.1 Mythen 63 

3.1.1 Namengebung 63 

3.1.2 Geologie der Mythen 64 

3.1.3 Quellen im Mythengebiet 66 

3.2 Äussere Einsiedler Schuppenzone (ÄES) 66 

3.2.1 Geologie 66 

3.2.2 Erzvorkommen in der ÄES 68 

3.2.3 Gasvorkommen im Bereich der ÄES 69 

3.3 Quartär (Eiszeitalter) 70 

3.4 Ebene von Arth 72 

3.5 Felderboden 72 

3.6 Entstehung des Lauerzer Sees 74 

3.7 Bergsturz Goldau 78 

3.8 Erratiker-Häufung Blattiswald, Steinen/Steinerberg 81 

4 Zur Morphotektonik der zentralschweizerischen Alpenrandseen 83 

Zusammenfassung 83 

4.1 Einleitung 83 

4.2 Methodik der Studie 83 

4.2.1 Generelle Bemerkungen 83 

4.2.2 Geologie und tektonische Lineamente der Zentralschweiz 84 

4.2.3 Kluftstellungsmessungen 85 

4.2.4 Richtung der Zuflüsse 87 

4.3 Molasseseen 87 

4.3.1 Ägerisee 87 

4.3.2 Lauerzer See 87 

4.3.3 Zuger See 87

4.4 Vierwaldstätter See 88 

4.4.1 Einleitung 88 

4.4.2 Chrüztrichter und seine Arme 88 

4.4.3 Vitznauer Becken 89 

4.4.4 Gersauer Becken 89 

4.4.5 Urner See 90 

4.5 Seen der Obwaldner Talung 91 

4.5.1 Einleitung 91 

4.5.2 Alpnacher See 91 

4.5.3 Wichelsee 91 

4.5.4 Sarner See 91 

4.5.5 Lungerer See 92 

4.6 Alpenrand-Stauseen im Nordosten der Zentralschweiz 92 

4.6.1 Klöntaler See 92 

4.6.2 Wägitaler See 92 

4.6.3 Sihlsee 92 

4.7 Morphotektonische Betrachtungen 93 

4.7.1 Allgemeines Resultat 93 

4.7.2 Molasseseen 94 

4.7.3 Vierwaldstätter See 94 

4.7.4 Seen der Obwaldner Talung 95 

4.7.5 Alpenrand-Stauseen 96 

4.8 Folgerungen 97 

5 Mittelmoränen in der Zentralschweiz und in den westlichen Glarner Alpen 99 


5.2 Der Reuss-Gletscher 100 

5.2.1 Mittelmoränen im Bereich des urnerischen Reuss-Gletschers 100 

5.2.2 Mittelmoränen im Bereich des Muota-Gletschers 100 

5.2.3 Der vereinigte Muota/Reuss-Gletscher und der Reuss-Gletscher im Vierwaldstätter See 101 

5.2.4 Brünig-Arm des Aare-Gletschers 103 

5.3 Der Linth-Gletscher 103 

5.3.1 Mittelmoränen im Bereich des glarnerischen Linth-Gletschers 103 

5.3.2 Der Linth/Rhein-Gletscher 103 

5.3.3 Mittelmoränen im Einzugsgebiet des Sihl-Gletschers 105 

6 Unterseeische Moränen im Vierwaldstätter See 106 



6.2 Die Chindli-Moräne im Gersauer Becken (LK 1171 Beckenried) 107 

6.3 Die Vitznauer Moräne im Weggiser Becken (LK 1151 Rigi) 108 

7

8 

6.4 Die Mittelmoräne am NE-Fuss des Rotzberg und der subaquatische Rücken 

Stansstad–Halbinsel Biregg (LK 1170 Alpnach) 109 

6.5 Die Mittelmoräne von Kehrsiten (Atlasblatt Luzern, LK 1150) 109 

6.6 Die spätwürmzeitlichen Gletscherhalte 109 

6.7 Die sukzessive Auffüllung der Becken des Vierwaldstätter Sees 109 

7 Zur Landschaftsgeschichte der Zentralschweiz und des östlichen Berner Oberlandes 110 



7.2 Neu zu überdenkende erdgeschichtliche Lehrmeinungen 110 

7.2.1 Zur Entstehungsgeschichte der Molasse-Schuttfächer 110 

7.2.2 Zur „glazialen Übertiefung“ von Alpentälern und zum Problem Grundmoräne 111 

7.2.3 Fluviales Eintiefen der Talsysteme? 112 

7.2.4 Abtrag durch Karbonatlösung 112 

7.2.5 Der Abtrag ganzer Deckenteile 113 

7.3 Zur Landschaftsgeschichte zwischen jüngerem Oligozän und Pliozän 113 

7.3.1 Der Nordrand der im jüngeren Oligozän sich bildenden zentralen Alpen 113 

7.3.2 Die Anlage der Täler um das Rigi-Gebiet 114 

7.3.3 Die Anlage von Haslital und Brienzer See-Talung 115 

7.3.4 Der Transportweg der Zentralschweizer Klippen 117 

7.4 Die alpine Gebirgsbildung und der stete Wechsel von Klima und Vegetation 117 

8 Glossar – Fachausdrücke 119 

Literatur- und Kartenverzeichnis 125 

Tektonische Querschnitte durch die Zentralschweiz und die westlichen Glarner Alpen 130 

Tektonische Karte der Zentralschweiz und der westlichen Glarner Alpen Beilage 

Tabelle A: Erdgeschichte Beilage

1 Überblick über die Geologie des Kantons Schwyz 

und seiner Nachbargebiete 

1.1 Geologie des Kantons Schwyz – oder wie 

der Gipfel des Roggenstock von Afrika ins 

Ybrig kam 

Geologie umfasst weit mehr als die Auseinandersetzung 

mit Bergen und uralten Ablagerungen, die 

Namen verschiedener Zeitabschnitte tragen, die man 

sich kaum merken kann. Geologie ist etwas Lebendiges. 

Wie eine Pflanze, so lebt auch ein Berg: Er entsteht, 

nimmt Gestalt an, verändert sich ständig und 

verschwindet wieder. Nur die Zeitdimensionen sind 

verschieden. Es sind nicht einige Wochen oder 

Monate, sondern Jahrmillionen. 

Eine Landschaft ist kein zufälliges Gebilde. In ihr ist 

die Lebensgeschichte einer Region aufgezeichnet. Es 

sind die Gesteine, Bergstürze, Rutschungen, Murgänge 

und Eiszeiten, welche die Landschaftsgeschichte 

schreiben. Diese Geschichte ist nicht abgeschlossen, 

sie geht ständig weiter. Wer weiss, ob der 

Druesberg in 100'000 Jahren noch steht, wie er verwittert 

und wie weit er abgetragen worden ist, und ob 

unsere Seen mit Gesteinsschutt aufgefüllt sind? 

Was führte dazu, dass die Rigi nicht neben dem 

Bockmattli steht? Weshalb ist das Muotatal dort und 

nicht anderswo? Ist es wahr, dass die Mythen 

urspünglich südlich des Chaiserstock oder gar südlich 

des Alpenhauptkammes lagen, und der Roggenstock-Gipfel 

zum ur-afrikanischen Kontinentalschelf 

gehört? Wo kommt das Trinkwasser, unser wertvollster 

Rohstoff, eigentlich her? Wie steht es mit anderen 

Rohstoffen? Sind wir wirklich „stein“-reich? 

Diese und viele weitere Fragen werden in diesem 

Artikel aufgegriffen. 

Die Unterhaltung über Geologie setzt die Kenntnis 

einiger Fachwörter voraus. Wer mitreden will, muss 

diese verstehen. Fachwörter sind wie Namen von 

Pflanzen lernbar. Der Artikel soll einen Einstieg dazu 

bieten. Fachausdrücke werden im Text erklärt oder 

illustriert. Zudem werden viele Begriffe im Glossar 

(Kap. 8) oder in der Tabelle A Erdgeschichte (Umschlag) 

erläutert. Ebenso tragen die Karte (Umschlag) 

und acht Querschnitte durch die Schwyzer Berge 

(Seite 130) zum Verständnis bei. 

Viel Spass auf der Reise durch die Schwyzer Geologie! 

René Hantke, Elsbeth Kuriger 

1.2 Kurze Einführung in die Geologie der 

Alpen 

Verschiedenste Prozesse und sich ändernde Klimate 

haben die Erde, Europa und den heutigen Alpenraum 

während Jahrmillionen geprägt. Sie haben dazu 

geführt, dass die Schwyzer Alpen so vielfältig gestaltet 

sind. Dieser lange Entwicklungsweg wird als Kurzgeschichte 

der Alpen zusammengefasst. Tab. A dient 

als Übersicht und erleichtert das zeitliche Einordnen 

der einzelnen Kapitel. 

Am Ende des Erdaltertums (Paläozoikum) bilden alle 

Kontinente der Erde den riesigen Grosskontinent 

Pangäa. Zu Beginn des Erdmittelalters (Mesozoikum) 

ändert sich dieses Bild. Pangäa zerfällt in auseinanderdriftende 

Kontinentalschollen, zwischen denen 

sich Ozeanbecken formen. Zwischen dem europäischen 

und dem afrikanischen Kontinent bildet sich 

das Urmittelmeer oder die Tethys. In ihr entstehen die 

meisten Gesteine, die heute in den Alpen zu finden 

sind. 

Die Tethys ist nicht überall gleich tief. Je nach Meerestiefe 

unterscheiden sich die Gesteine, die sich dort 

bilden. Deshalb wird die Tethys in verschieden tiefe 

Ablagerungsräume aufgeteilt (Abb. 1.1). Im Gebiet 

des nördlichen Flachmeeres lagern sich Gesteine des 

heutigen Jura-Gebirges, des Untergrundes des Mittellandes 

und diejenigen des Helvetikums ab. Der Ablagerungsraum 

des Penninikums entspricht dem Tief- 

Abb. 1.1 Schematische Darstellung der Tethys vor 150 Millionen 

Jahren. Das Helvetikum entspricht dem ureuropäischen 

Kontinentalrand, das Penninikum der 

Tiefsee und das Ostalpin und Südalpin dem ur-afrikanischen 

Kontinentalrand (nach HANTKE et al. 

1998). 

9

see-Bereich der Tethys. Der südliche, flache Schelfbereich 

vor dem ur-afrikanischen Kontinent enthält 

die Ablagerungsräume Ostalpin und Südalpin. Die 

Namen der verschiedenen Ablagerungsräume beziehen 

sich sowohl auf den Ort der Ablagerung als 

auch auf die Zusammensetzung der Gesteine. Der 

Ausdruck „Der Berg gehört zur helvetischen Kreide“ 

bedeutet, dass die Gesteine während der Kreide (Zeit) 

im Helvetikum (Ort) abgelagert worden sind. 

Zur mittleren Kreidezeit stoppt die weitere Öffnung 

des Ozeanbeckens. Ur-Afrika bewegt sich nordwärts 

Richtung Ur-Europa und die Tethys schliesst sich allmählich 

wieder. Letztendlich kollidieren die beiden 

Kontinente: Die „Alpenfaltung“ oder alpine Orogenese 

beginnt. 

Die zunehmende Kontinentalkollision bringt Platzprobleme 

mit sich. Einerseits taucht der europäische Kontinent 

unter den afrikanischen (Subduktion), andererseits 

zerbrechen und verformen sich die in der Tethys 

abgelagerten Sedimente unter dem gewaltigen Druck. 

Sie werden teilweise von ihrem Untergrund (Kristallin) 

abgeschert, dachziegelartig aufeinandergeschoben, 

verfaltet und zerschert. Die Bildung einzelner 

Gesteinsschollen, sogenannter Decken, beginnt im 

Süden und pflanzt sich allmählich gegen Norden fort. 

Das Ostalpin und Penninikum werden von den 

gebirgsbildenden Prozessen früher erfasst als das Helvetikum. 

Die Aufstapelung der Decken verläuft deshalb 

nach folgender Regel: Je südlicher abgelagert, 

desto weiter oben im Deckenstapel. Das Ostalpin 

ruht auf dem Penninikum und beide liegen auf dem 

Helvetikum. Auch innerhalb der einzelnen Ablagerungsräume 

erfolgt die Stapelung analog: Das südlichste 

Helvetikum liegt zuoberst, das nördlichste zuunterst. 

Deckenbildung und Faltung beginnen im Meer. Durch 

die Bewegung der von Süden anrückenden Decken 

wird die europäische Platte nach unten gedrückt. 

Dadurch bildet sich nördlich der anfahrenden Decken 

ein Vorlandbecken, ein tiefer Meerestrog vor dem werdenden 

alpinen Gebirge. Im Bereich des werdenden 

Gebirges heben sich erste Inseln über den Meeresspiegel. 

Verwitterung und Erosion setzen ein. Der Abtragungsschutt 

lagert sich in tiefen Vorlandbecken ab. 

Diese im tiefen Meer abgelagerten Sedimentgesteine 

werden Flysch genannt. 

Bereits in der Mitte des Tertiärs ragen die Alpen kräftig 

über den Meeresspiegel empor und sind der Verwitterung 

ausgesetzt. Wiederkehrende Murgänge und 

10 

grosse Flüsse bringen riesige Massen an Verwitterungsschutt 

ins Alpenvorland. Die Gesteine, die daraus 

im flachen Meer oder auf dem Festland entstehen, 

bezeichnet man als Molasse. Zeitweise dringt ein 

seichtes Meer bis ins Alpenvorland, zeitweise prägen 

riesige Flusssysteme das Gebiet. Im Meer abgelagerter 

Gesteinsschutt heisst Meeresmolasse, durch Rüfen 

und von schuttbeladenen Flüssen abgelagertes Gestein 

Süsswassermolasse. Vorstoss und Rückzug des Meeres 

wiederholen sich zweimal. Deshalb unterscheidet man 

Untere Meeresmolasse, Untere Süsswassermolasse, 

Obere Meeresmolasse und Obere Süsswassermolasse 

(Tab. A). 

Die jüngste Zeit der Erdgeschichte wird als Eiszeitalter 

bezeichnet und umfasst die letzten zwei Millionen 

Jahre. Kennzeichnend sind grosse Klimaschwankungen. 

Das Eiszeitalter wird in Warmzeiten und Kaltzeiten 

unterteilt. Die mittlere Jahrestemperatur zwischen 

Warm- und Kaltzeit schwankt um 15°C. Der 

Wechsel zwischen Kalt- und Warmzeit findet mindestens 

15-mal (marine Befunde), resp. 12-mal (festländische 

Befunde) statt. Als Folge davon stossen die 

Alpengletscher mehrmals bis ins Mittelland, während 

der grössten Kaltzeiten bis an den Rand des ebenfalls 

vergletscherten Schwarzwaldes, vor. Findlinge, Moränen 

und Schotter sind Zeugen der Wechselwirkungen 

zwischen Wasser und Eis. Im Verlaufe des Eiszeitalters 

beginnt der Mensch den Alpenraum zu besiedeln und 

muss sich, wie die Tier- und Pflanzenwelt, dem wechselnden 

Klima anpassen. 

1.3 Geologische Einheiten im Kanton Schwyz 

Die vier wichtigsten geologischen Einheiten, die im 

Kanton Schwyz vorkommen, sind: Molasse, Flysch, 

Helvetische Decken und Klippen, die aus penninischen 

und ostalpinen Ablagerungsräumen stammen. In 

Abb. 1.2 ist ihr Vorkommen schematisch aufgezeigt. 

Unter dem Begriff Molasse werden alle Gesteine 

zusammengefasst, die als Verwitterungsschutt der sich 

hebenden Alpen im flachen Meer oder auf dem Festland 

abgelagert wurden. Ursprünglich bezeichnete das 

Wort Molasse nur Sandsteine aus der Westschweiz, die 

als Mühlsteine (lat. mola) verwendet wurden. Heute 

versteht man unter Molasse auch grobe Sedimentgesteine 

wie die Nagelfluh. Während einer Zeitspanne 

von gut 20 Millionen Jahren, im Oligozän und im Miozän, 

wurde der Verwitterungsschutt im Alpenvorland 

in verschiedenen Schuttfächern abgelagert. Die grobe

Abb. 1.2 Schematische Übersichtskarte über die geologischen Bauelemente im Kanton Schwyz 

Schuttfracht (Molasse-Konglomerat = Nagelfluh) 

setzte sich nahe der Alpen ab. Die feineren Fraktionen, 

Sande und Tone, wurden weiter transportiert und 

alpenferner abgelagert. 

Die Einteilung der Molasse in die vier Gruppen 

Untere Meeresmolasse, Untere Süsswassermolasse, 

Obere Meeresmolasse und Obere Süsswassermolasse 

beinhaltet eine zeitliche Angabe (untere = ältere, 

obere = jüngere) und eine örtliche Angabe (Meeres- = 

im flachen Meer abgelagert, Süsswasser- = Ablagerungen 

auf dem Festland). Eine andere Einteilung der 

Molasse erfolgt aufgrund späterer tektonischer Ereignisse. 

Die subalpine Molasse liegt alpennah und 

wurde bei fortschreitender alpiner Orogenese 

gestaucht und verschuppt (Vorkommen Abb. 1.2). Die 

südlichste Molasse wurde von den Helvetischen 

Decken (Kap. 1.3.3) sogar überfahren. Nördlich davon 

liegen die aufgerichtete und die mittelländische 

Molasse. Diese ist von der Alpenfaltung kaum erfasst 

worden und ist mehrheitlich flach gelagert. An ihrem 

Südrand wurde sie verbogen, vor den subalpinen 

Molasseschuppen aufgerichtet, steilgestellt und teils 

von ihnen überfahren. 

Der Gesteinsinhalt der einzelnen Schuttfächer lässt 

Rückschlüsse über das Einzugsgebiet der einzelnen 

Flusssysteme zu. Versteinerungen tierischer Organismen 

und von Pflanzen ermöglichen die Zuteilung zur 

Meeres- oder Süsswassermolasse. Diese und weitere 

Kriterien lassen die Geschichte der Molassezeit rekonstruieren 

(Abb. 1.3). 

1.3.1.1 Molasse-Schüttungen im Kanton Schwyz 

Ablagerungen der Unteren Meeresmolasse treten am 

Südost-Ufer des Küssnachtersees, an der Grenze zum 

Kanton Zug am Rufibach, im Trepsental und an der 

Grenze zum Kanton Glarus auf. Im Kanton Schwyz 

wurden vor allem Sedimente der Unteren Süsswassermolasse 

und der Oberen Meeresmolasse abgelagert. 

Letztere sind eher bescheiden und zwischen Wollerau 

und Bäch sowie auf den Inseln Ufenau und Lützelau 

aufgeschlossen. Die Obere Süsswassermolasse mit 

dem Hörnli-Schuttfächer setzt erst wieder ausserhalb 

der Kantonsgrenzen, an der Baarburg im Kanton Zug, 

bei Richterswil und nördlich des Schlosshügels von 

Rapperswil, ein. 

11

UMM Untere Meeres- 

Molasse 

Zur Unteren Süsswassermolasse gehören der Rigi- 

Rossberg-, der Höhronen- und der Speer-Hirzli- 

Fächer. Der Rigi-Rossberg-Fächer, der sich bis 

zum Morgarten- und Friherrenberg (Abb. 7.3 Kap. 

7) fortsetzt, ist der älteste Schuttfächer dieser Zeit. 

Der Geröllinhalt wandelte sich im Verlaufe der 

Schüttung. Zuerst war die Schüttung reich an Kalkund 

Flysch-Geröllen, die sich zur Kalknagelfluh 

verfestigte. Später enthielt die Schüttung Radiolarite 

und plötzlich rote Kristallin-Gerölle, was ihr 

den Namen Bunte Nagelfluh verlieh. Sie beinhaltet 

Gesteine des Penninikums und des Ostalpins, die 

aus Mittelbünden via Ur-Panixerpass und durch 

eine Senke im Ur-Bisistal geschüttet wurden. 

Eine viel Kristallin-reichere Nagelfluh findet sich 

im jüngeren Höhronen-Fächer. Der Gesteinsinhalt 

deutet auf eine Herkunft aus dem Engadin hin. 

Zu dieser Zeit muss es kühl gewesen sein, denn 

grosse Gletscher transportierten Gesteine aus dem 

Bergeller-Massiv und dem Bernina-Gebiet über die 

Pässe Septimer, Julier und Albula bis nach Tiefencastel. 

Von dort erfolgte die Schüttung via Ur-Panixerpass 

und hinteres Muotatal bis in den Raum von 

Meggen, Immensee, Walchwil und zum Höhronen. 

Die weiter transportierte Feinfraktion gelangte zum 

Buechberg und in die Nordost-Schweiz. 

Die östliche und etwas jüngere Schüttung der Unteren 

Süsswassermolasse, der Speer-Hirzli-Fächer, 

12 

USM Untere Süsswasser- 

Molasse 

USM Untere Süsswasser- 

Molasse 

OMM Obere Meeres- 

Molasse 

OSM Obere Süsswasser- 

Molasse 

Abb. 1.3 Die Molasse wurde abgelagert zwischen mittlerem Oligozän vor 35 Millionen Jahren (Bild I) und mittlerem Miozän vor 

17–12 Millionen Jahren (Bild IV: Hörnli-Fächer). Der Gesteinsinhalt der verschiedenen Schuttfächer gibt Hinweise über 

das Liefergebiet (nach TRÜMPY 1980). 

ist wieder arm an Kristallin-Geröllen. Wärmeres 

Klima stoppte den Eisfluss aus dem Engadin. Fossile 

Pflanzen deuten auf höhere Temperaturen hin. 

Gesteine dieser Schüttung sind am Rinderweidhorn–Spitzberg–Mälchterli 

und vor allem in der 

Ostschweiz aufgeschlossen. 

Die Verschuppung der subalpinen Molasse zeigt 

sich in den drei Höhenzügen Höhronen, St. Jost– 

Etzel (Grindelegg-Schuppe) und Rigi–Rossberg– 

Friherrenberg, die dachziegelartig übereinander ge- 

Abb. 1.4 Nagelfluh (Molasse-Konglomerat) vom Rossberg. 

Typisch für ein Konglomerat sind die abgerundeten, 

zu einem Gestein verfestigten Gerölle. 

Abb. 1.5 Die Gipfelkappe des Etzels wurde als Schuppe der subalpinen Molasse auf die im Süden steilgestellte Molasse aufgeschoben 

(nach H.P. MÜLLER in KÜMIN 1989).

1 

2 

3 

4 

schoben sind. Die Gipfelkappe des Etzels ist eine 

Klippe der subalpinen Molasse, die auf die im Süden 

steilgestellte, aufgerichtete Molasse aufgeschoben 

wurde (Abb. 1.5). 

1.3.1.2 Molasse Schüttungen: Grosse 

Schwemmfächer oder Murgänge? 

Die bedeutenden Schuttfächer wurden bisher meist 

als fluvial ins Vorland geschüttete Schwemmfächer 

gedeutet. Umfangreiche Studien (Kap. 7) haben jedoch 

gezeigt, dass sie nicht nur als über Jahrmillionen 

bestehende, warmzeitliche Deltas grosser 

Flüsse, sondern eher als fächerartig ins Vorland 

geschüttete Ausbrüche alpiner Stauseen zu betrachten 

sind. Die Ausdehnung der Nagelfluh über mehrere 

Kilometer wäre als reine Flussablagerung 

unmöglich. Dazu waren die Einzugsgebiete zu klein 

und die Wasserführung selbst bei gewaltigsten 

Regengüssen viel zu gering. 

Die sich wiederholenden Nagelfluhbänke an der 

Rigi, die von den Einwohnern „Riginen“ genannt 

werden, sind nicht einfach überdimensionierte Kiesbänke 

eines Flusses. Heute stellt man sich die Entstehung 

folgendermassen vor: Kühleres Klima bewirkt 

eine tiefere Waldgrenze und somit vermehrte 

Bergstürze, Rüfen und Rutschungen, welche die Gewässer 

in den Tälern zu Flussseen stauen. Diese 

natürlichen Stauseen brechen gelegentlich aus, und 

riesige Murgänge ergiessen sich ins Alpenvorland. 

Wärmeres Klima bewirkt eine höhere Waldgrenze 

und verminderte Verwitterung. Die „Riginen“ lassen 

sich als Wiederholungen von wärmerem und kälterem 

Klima erklären (Abb. 1.6). 

Abb. 1.6 Die Bildung der Geröllschübe im Alpen-Vorland 

(aus HANTKE &STAUFFER 1999) 

1 In Warmzeiten der mittleren Tertiärzeit, vor 25 

Millionen Jahren, lag die Waldgrenze in den werdenden 

Alpen auf 3000–4000 m Höhe, also 1500 

m höher als heute. In den Niederungen wuchs 

eine subtropisch–warm-gemässigte Flora, in 

höheren Lagen stockten Nadelwälder. 

2 In Kühlphasen wurden die Hochlagen mit Firn 

bedeckt, Gletscher flossen in die Alpentäler, die 

Waldgrenze sank. Von den entwaldeten Hängen 

gingen Rüfen und Bergschlipfe nieder und stauten 

die Gewässer in den Tälern zu Seen. 

3 Weitere Rüfen-Niedergänge und Bergschlipfe 

liessen die Stauseen überschwappen, die Schuttriegel 

barsten. Stauinhalt und geborstene Riegel 

ergossen sich als wassergetränkte Schuttmassen 

fingerförmig ins Alpen-Vorland. 

4 An den Rändern bauten die einzelnen Flussläufe 

kleine Dämme auf, die von Zeit zu Zeit durchbrachen. 

Die ausgetretenen Wassermassen konnten 

sich in Sand- und Gerölllagen des Schuttfächers 

eintiefen und diesen zerschneiden. 

13

Als Flysch werden Sedimentgesteine bezeichnet, die 

während der Alpenfaltung aus dem Verwitterungsschutt 

der werdenden Alpen in tiefen Vorlandbecken (Meeresbecken 

„vor dem Land“ = vor den von Süden anfahrenden 

Decken) abgelagert wurden. Meist waren untermeerische 

Schlammlawinen (sogenannte Turbidite, Abb. 

1.7) beteiligt. Diese lagerten sich nach Korngrösse sortiert 

ab. Flysch ist charakterisiert durch Wechsellagerungen 

von Sandsteinen, Mergeln und Tonen, ist leicht 

erodierbar und bildet in den Alpen oft gras- oder waldbedeckte 

Höhen, deren Hänge zu Sackungen und Rutschungen 

neigen (Flysch ist ein Volksausdruck aus dem 

Simmental und verwandt mit dem Wort „fliessen“). 

Beim Vorstoss der Decken von Süden gegen Norden 

lagert sich Flysch zuerst im Vorlandbecken des penninischen, 

später in jenem des helvetischen Ablagerungsraumes 

ab. Entweder wird der Flysch von den 

vorrückenden Decken, d.h. vom eigenen Liefergebiet, 

überfahren oder er wird durch den Druck der nach 

14 

Abb. 1.7 Flysch ist in tiefen Meeresbecken abgelagerter Verwitterungsschutt. 

Oft sind untermeerische Trübeströme 

am steilen Kontinentalhang beteiligt. 

Norden vorstossenden Decken von seinem Untergrund 

abgeschert und nach Norden geschoben. Bei fortschreitender 

alpiner Gebirgsbildung schiebt sich der 

Flysch an die Molasse und wird mit dieser steilgestellt. 

Der Flysch liegt heute direkt südlich der Molasse 

(Abb. 1.2). Je nach Zusammensetzung lassen sich verschiedene 

Flysche unterscheiden, deren Verbreitung in 

Abb. 1.8 dargestellt ist. 

Abb. 1.8 Verbreitung der verschiedenen Flyscharten und der Einsiedler Schuppenzone. Die beiden Einsiedler Schuppenzonen werden 

fälschlicherweise oft „Einsiedler Flysch“ genannt. Sie sind von den Helvetischen Decken abgeglitten und zeigen 

kaum Flysch-Charakter (nach FREI 1963, HANTKE et al. 1967K, OCHSNER 1969K, 1975 und WINKLER et al. 1985).

Wägitaler Flysch 

Der Wägitaler Flysch wurde zwischen oberster 

Kreide und mittlerem Eozän im Penninikum abgelagert 

(LEUPOLD 1943, FREI 1963, OCHSNER 1969K, 

1975 und WINKLER et al. 1985). Im inneren Wägital, 

am Brüschstockbügel, ist er sehr mächtig. 

Gegen Westen setzt er sich südlich der Aubrige über 

Amselspitz, Hochstuckli in den Talkessel von 

Schwyz und über den Gätterlipass ins Teuffibachtobel 

bei Gersau fort. Er besteht aus zyklisch sich 

wiederholenden Abfolgen von: 

Brekzien verschiedener Herkunft: Die bis zu meterdicken 

Brekzien liegen oft an der Basis von Sandsteinbänken 

und enthalten ockergelb anwitternde 

Dolomite, Kalke, grobe Quarzkörner, grüne Quarzitknollen 

mit feinverteiltem Glaukonit und hellen 

Glimmern. In groben Brekzien treten kristalline 

Gesteine, Granit oder Gneis, auf. 

Sandsteine: Die braungrauen Sandsteine haben eine 

Mächtigkeit von einigen Zentimetern bis einem 

Meter. Oft sind Kreuzschichtung und auf den 

Schichtflächen Wühlspuren von Schlamm fressenden 

Organismen erkennbar (Abb. 1.9). 

Kalke: Feinkörniger, heller Alberese-Kalk ist 

typisch für den Wägital-Flysch. 

Tone und seltener Mergel sind dunkelgrau bis 

braungrau und bilden Gleithorizonte. 

Abb. 1.9 Wühlspuren von Lebewesen im Flysch 

Trepsen-Flysch 

Der Trepsen-Flysch tritt im mittleren Trepsental als 

1200–1500 m mächtige Abfolge auf. Gegen Osten 

und Westen wird er schmäler. Nach Gesteinsinhalt 

und Alter ist er mit dem Wägitaler Flysch verwandt 

(OCHSNER 1969K, 1975). Vor allem die Sandsteinlagen 

am Feldredertligrat (Rossweidhöchi) sind 

dem Sandstein des Wägitaler Flysch sehr ähnlich. 

Zusätzlich enthält der Trepsen-Flysch Kristallin- 

Konglomerate, Molasse-ähnliche Sandsteine und 

Glaukonitische Quarzsandsteine. Es ist möglich, 

dass diese Komponenten im Wägitaler Flysch ebenfalls 

vorkommen, jedoch nirgends aufgeschlossen 

sind. Nach LEUPOLD (1943) wurde eine ehemals 

zusammenhängende Flyschabfolge von der Aubrig- 

Kette (Kap. 1.3.3.2) durchschert und in den Wägitaler 

und Trepsen-Flysch zweigeteilt. 

Schlieren-Flysch 

Der Schlieren-Flysch entstand von oberster Kreide 

bis Eozän und wurde im Penninikum westlich des 

Wägitaler Flysch abgelagert. Auf ihm liegen die 

südlichen Klippen (Kap. 1.3.5): Rotenflue, Schijen 

und Mördergruebi (östlichstes Vorkommen des 

Schlieren-Flysches in der Schweiz). Er besteht aus 

plattigen, grauen, mergeligen Kalken und graubraunen 

Mergeln, die mit dünnen, hell- bis rotbraunen, 

gradierten Sandsteinen wechseln. Teilweise treten 

bis 2 m mächtige Konglomeratlagen auf. 

Wildflysch, Iberg-Mélange 

Der Begriff Wildflysch oder Iberg-Mélange 

bezeichnet ein tektonisches Mélange. Mélanges 

werden durch Bewegungen zwischen zwei Decken 

bei der Überschiebung gebildet. Dabei handelt es 

sich um zuvor abgelagerten Flysch, der bei fortschreitender 

alpiner Gebirgsbildung überfahren 

wird. In diesen meist zerscherten und deformierten 

Gesteinen befinden sich ortsfremde Blöcke (exotische 

Blöcke) sowohl vom Hangenden (obere Decke 

bei einer Deckenüberschiebung) als auch vom Liegenden 

(untere Decke). 

Zum Iberg-Mélange gehören der Surbrunnen- 

Flysch (Vorkommen im Surbrunnentobel) und die 

Roggenegg-Serie (Vorkommen auf der Roggenegg). 

Ebenso ist das Iberg-Mélange im Zwäckentobel 

und im Isentobel zwischen Hangendem 

(Wägitaler Flysch, Schlieren-Flysch, Klippen- 

Decke) und Liegendem (Helvetikum) zerschert 

(BAYER 1982). Es sind schwarze, dünnblättrige 

Mergelschiefer mit exotischen Einschlüssen von 

Habkern-Granit, Gneisen, Quarziten, Dolomiten, 

Sandsteinen, Konglomeraten, Brekzien. Als Serhalten-Flysch, 

nach Serhalten bei Innerthal, hat 

OCHSNER (1969K, 1975) ein weiteres Vorkommen 

vom Typ Iberg-Mélange benannt. 

Zusätzlich sind noch drei weitere, lokal jedoch 

begrenzte Flyschvorkommen zu nennen. Der Ruestel- 

Flysch südöstlich von Vorderthal und der Gwürz- 

Flysch bei Innerthal sind alttertiäre Flyschserien von 

wildflyschartigem Aussehen. Als Scheidegg-Flysch 

wird ein dunkelbrauner, sandiger, alttertiärer Mergel- 

Flysch mit Silt- und glaukonithaltigen Sandsteinlagen 

am Nordfuss des Tierberg bezeichnet. 

Das Helvetikum baut die südlichen Gebirge des Kantons 

auf. Alle markanten Felsgipfel im Wägital, die 

Sihltaler Berge, die hohen Berge im Muotatal und 

der höchste Berg im Kanton Schwyz, der Bös Fulen, 

15

Abb. 1.10 Der Höch Turm ist aus der höchsten helvetischen 

Decke aufgebaut. 

liegen im Bereich der helvetischen Decken (Abb. 

1.2). Einzig die Mythen, der Roggenstock und einige 

weitere Gipfel gehören nicht zum Helvetikum, sondern 

zu den penninischen und ostalpinen Klippen 

(Kap. 1.3.5). 

Die Gesteine des Helvetikums bestehen ausschliesslich 

aus Sedimenten des Mesozoikums und des Tertiärs. 

Es sind hauptsächlich Kalke und Mergel, die im 

flachen Schelf am Nordrand der Tethys abgelagert 

wurden. Es ist jener Teil der Alpen, der als letzter von 

der Alpenfaltung erfasst wurde. Die Gesteine der südlicheren 

Ablagerungsräume (Penninikum und Ostalpin, 

Kap. 1.3.5) waren zu diesem Zeitpunkt längst in 

die Gebirgsbildung einbezogen worden. Auch das Helvetikum 

wurde unter dem gewaltigen Druck von 

Süden in einzelne Decken zerschert, die von ihrem kristallinen 

Untergrund und längs höheren Gleithorizonten 

abglitten und nach Norden geschoben wurden. 

OBERHOLZERs (1933) Vorstellung der Deckenbildung 

(Abb. 1.11) ist stark vereinfacht. Nach heutigem Wissen 

spielen noch viele zusätzliche Prozesse mit. Trotzdem 

hilft sie, sich die Alpenbildung besser vorstellen 

zu können. Zuletzt fuhren die helvetischen Decken auf 

die Molasse, zerscherten sie und stauchten sie in 

Schuppen (Kap. 1.3.1). 

16 

1.3.3.1 Helvetische Decken – Ein Überblick 

Durch die Deckenbildung gelangen ursprünglich hintereinander 

liegende Gesteinspakete übereinander. Auch 

innerhalb der helvetischen Decken gilt die Regel, dass 

südlichere Gesteinsabfolgen höher im Deckenstapel liegen 

(Kap. 1.2.2). Hauptdecken und davon abgescherte 

Teildecken wurden nach ihrem Auftreten benannt. Die 

Hauptdecken, von unten nach oben im Deckenstapel, 

sind: Griessstock-Decke, Clariden-Decke, Glarner- 

Decke, Mürtschen-Decke, Axen-Decke und Drusberg- 

Decke (Tab. 1.1, Abb. 1.12). Im Kanton Schwyz sind die 

Axen- und die Drusberg-Decke die Hauptvertreter des 

Helvetikums. Ihre Ausdehnung ist in Abb. 1.2 dargestellt. 

Der allgemeine Aufbau der Helvetischen Decken und 

der geologische Zeitabschnitt der jeweiligen Gesteine 

ist in Tab. 1.2 schematisch zusammengefasst. Es treten 

jedoch nicht alle Schichten in allen Decken auf. Einige 

Schichtabfolgen, d.h. einige Gesteinsserien, wurden 

entweder gar nicht abgelagert oder während der 

Gebirgsbildung abgeschert und irgendwo eingefaltet. 

In der Natur kann eine Gesteinsabfolge aufgrund ihrer 

Fazies (typische Merkmale zur Unterscheidung ähnlicher 

Gesteinstypen, Abb. 1.13) und ihrer Position der 

jeweiligen Decke zugeordnet werden. 

Abb. 1.11 Die nach OBERHOLZER (1933) aufgezeigte Deckenbildung, 

die bis heute stark verfeinert wurde.

Hauptdecke Teildecke/Decken-Elemente Markante Gipfel 

� 

� 

Fluebrig-Drusberg-Element Fluebrig, Druesberg, Forstberg, Fronalpstock, Höch Turm, Ortstock 

Drusberg-Decke Rederten-Element Bockmattli, Zindlenspitz, Redertenstock, Ochsenchopf 

Wiggis-Element Riseten, Rautispitz, Wiggis 

Silberen-Decken Silberen, Wasserberg, Chaiserstock, Aubrige, Urmiberg 

Axen-Decke Bächistock-Decke Vrenelisgärtli, Bächistock, Rossstock, Rigi Hochflue 

basale Axen-Decke Bös Fulen, Pfannenstock, Dejenstock, Chinzerberg 

Mürtschen-Decke Mürtschenstock 

Glarner-Decke Schilt 

Clariden-Decke Clariden, Gemsfairen 

Griessstock-Decke Griessstock, Wageten, Chöpfenberg 

Tab. 1.1 Die helvetischen Decken und ihre Teildecken. Die südlich der Axen-Decke abgelagerten Gesteine der Drusberg-Decke 

liegen heute zuoberst, die Griessstock-Decke zuunterst. 

Abb. 1.12 Stapelung der Helvetischen Decken (schematisch). 

Was aus dem südlichsten helvetischen Ablagerungsraum 

stammt, liegt heute am nördlichsten. 

Abb. 1.13 Der hellgrau anwitternde Schrattenkalk ist oft reich an 

Fossilien, die ihn von anderen Kalken unterscheiden. 

Nicht alle Gesteinsschichten verhalten sich bei der 

Faltung gleich. Die imposanten und schön sichtbaren 

Falten werden vor allem durch die starren, 

kompetenten Kalksteine wie Quintner Kalk, Schrattenkalk 

und Seewer Kalk gebildet (Abb. 1.14). Weichere, 

inkompetente Gesteine (Mergel, Schiefer) 

bilden das Füllmaterial und sind oft unter Grashalden 

versteckt. 

Abb. 1.14 Falte im Schrattenkalk an der Totenplangg im 

Waagtal 

17

Jahre 

vor heute 

Ära Abteilung Schichtglied Gesteinsart 

Oligozän Jüngster helvetischer Flysch Mergel, Sandstein, Dachschiefer 

Taveyanne-Sandstein Vulkanitischer, gräulich-schwärzlicher Sandstein 

Burg-Sandstein Sandstein-Flysch 

Eozän Stad-Mergel Globigerinenmergel 

65 Mio. Nummulitenkalk Kalk mit versteinerten Nummuliten, Grünsandstein 

Wang-Formation Dunkle Kalke 

Amdener Formation Graue, geschichtete Mergel 

Seewer Kalk Lichtgrauer Kalk mit welligen, schwarzen Tonhäuten 

Garschella-Formation (Helv. Gault) Quarzsandstein, grüne, glaukonitische Sandkalke 

Schrattenkalk-Formation Heller, blaugrauer oder bräunlicher Kalk 

Drusberg-Schichten Graubraune Mergel, Mergelkalke 

Altmann-Schichten Glaukonitische, sandige Kalke mit Ammoniten 

Helvetischer Kieselkalk Schwarzblauer, sehr harter, kieseliger Kalk 

Betlis-Kalk/Diphyoides-Kalk Gelblich anwitternder Kalk 

Vitznau-Mergel Mergel mit Austern 

Öhrli-Formation/Palfris-Formation Oolithische Kalke und Mergel/Mergelschiefer 

140 Mio. 

Zementstein-Formation Mergelige Kalke 

Malm 

Quintner Kalk Massiger, grauschwarzer, hell anwitternder Kalk 

Schilt-Formation Wechsellagerung Mergel/Kalk und Kalke 

Blegi-Eisenoolith Eisenhaltiger Oolith 

Dogger 

Reischibe-Formation 

Bommerstein-Formation 

Echinodermenbrekzie 

Eisensandstein, Tone 

Mols-Member Schwarze Tonschiefer 

210 Mio. Lias Sexmor-, Spitzmeilen-, Prodkamm-Fm. Mergel, Sandsteine 

Keuper Quarten-Formation Rote und grüne Schiefer 

Muschelkalk Röti-Dolomit Dolomit, Rauhwacken 

250 Mio. Buntsandstein Melser Sandstein Grobe, quarzreiche Sandsteine 

Verrucano Brekzien, Sandsteine, Schiefer, Vulkanite 

1.3.3.2 Einzelheiten im Bau der Helvetischen 

Decken 

Innerhalb des helvetischen Ablagerungsraumes nimmt 

die Meerestiefe von Norden gegen Süden langsam zu, 

es treten aber auch immer wieder Hochzonen auf. Deshalb 

zeigen die Gesteinsabfolgen auch innerhalb des 

Helvetikums je nach Ablagerungsort Unterschiede, 

anhand derer sich die Decken charakterisieren lassen. 

Griessstock-Decke 

Es gibt keine Regel ohne Ausnahme, auch zu Abb. 

1.12 nicht! Der Hauptteil der Griessstock-Decke 

befindet sich heute analog zu Abb. 1.12 südlich 

des Klausenpasses. Die Wageten-Kette (Wageten, 

Brüggler, Chöpfenberg) hingegen ist ein völlig isolierter 

Teil der Griessstock-Decke, der heute nördlich 

der Drusberg-Decke liegt. Die Ausbildung der 

einzelnen Gesteinsschichten deutet darauf hin, dass 

die Wageten-Kette und die Gesteine des Griess- 

18 

Känozoikum 

(Erdneuzeit) 

Mesozoikum 

(Erdmittelalter) 

Paläozoikum 

(Erdaltertum) 

Tertiär 

Kreide 

Jura 

Trias 

Karbon Perm 

Tab. 1.2 Schichtfolge des Helvetikums 

Kristallines Grundgebirge Gneise, Granit 

stock ursprünglich zusammengehörten. Dabei wurde 

der jüngere Teil der Griessstock-Decke beim 

Vorbeigleiten der höheren Decken abgeschert, mitgerissen 

und nach Norden verfrachtet. Die Wageten-Kette 

besteht aus Quintner Kalk, in der Mächtigkeit 

stark reduzierten Gesteinen der Kreide, 

Nummulitenkalk, Stad-Mergel und Taveyanne- 

Sandstein des Tertiärs. 

Clariden-Decke, Glarner-Decke, Mürtschen-Decke 

Die nächsthöheren Decken, die Clariden-, die Glarner- 

und die Mürtschen-Decke, liegen in den 

Schwyzer Bergen unter der Axen-Decke und höheren 

Decken begraben oder gelangten gar nicht bis 

ins Kantonsgebiet. Kein einziger Schwyzer Gipfel 

gehört zu diesen Decken. 

Axen-Decke 

Die Axen-Decke bedeckt die Fläche südlich des Riemenstaldnertals 

bis zur Linie Klausenpass–Urner

Boden–Braunwald, weiter bis zum Glärnisch und 

der Kette nördlich des Klöntalersees, Twiren, Mättlistock, 

Dejenstock (Abb. 1.2). Die ältesten Schichten 

der Axen-Decke reichen im Bisistal bis in den 

Lias, im Brunalpeli, im Robutzli und im Aufstieg 

zur Charetalp bis in den Dogger. Hauptmerkmal der 

Axen-Decke ist der mächtige Malm mit der Schilt- 

Formation und dem Mergelband zwischen Unterem 

und Oberem Quintner Kalk. In der Abfolge der Helvetischen 

Gesteine (Tab. 1.2) sind die weiche, 

inkompetente Zementstein-Formation und die 

Öhrli-Mergel ideale Gleithorizonte, auf denen die 

Kreide als Teildecken (Bächistock-Decke und Silberen-Decken) 

abgeschert und nach Norden verfrachtet 

wurde. Die Bächistock-Decke und die Silberen-Decken 

lassen sich, schön übereinander 

gestapelt, von der Silberen hinunter ins Bisistal, 

über den Wasserberg ins Hürital und über den 

Blüemberg bis zum Chaiserstock verfolgen. Die 

Bächistock-Decke reicht sogar bis an den Urner See. 

Ebenfalls zu den Silberen-Decken gehören der 

Chalberstock östlich von Euthal, die Aubrige, der 

Gugelberg nördlich des Wägitalersees und der 

Urmiberg (Abb. 1.15). Diese Berge sind nicht mehr 

mit der basalen Axen-Decke verbunden und liegen 

isoliert ganz im Norden des Helvetikums. Mit 

zunehmender Alpenbildung kam es zusätzlich zur 

Nord–Süd Verkürzung zu einer leichten West–Ost 

Verformung. Daraus resultierte eine grosse Senke, 

die Bisistal-Depression, als Mulde mit den Hochzonen 

westlich (Rophaien, Rossstock) und östlich 

(Glärnisch) davon. Später schob sich die Drusberg- 

Decke von Süden nach Norden darüber, riss jene 

Teile der Decke, die das Vorbeigleiten behinderten, 

weg und verfrachtete sie an ihre heutige Position. 

Im Gross Mälchtal und auf der Toralp ist der 

Zusammenhang zwischen der Silberen- und der 

darübergefahrenen Drusberg-Decke noch erkennbar. 

Hier befindet sich die Toralp-Serie (Kap. 2 

Geotop-Beispiel 8), eine auf der Silberen-Decke 

liegende Verkehrtabfolge der Drusberg-Decke (die 

jungen Schichten liegen unten, die alten oben). 

Drusberg-Decke 

Die Hauptmasse der Drusberg-Decke besteht aus 

Gesteinen der helvetischen Kreide. Sie erstreckt 

sich vom Vierwaldstättersee (nördlich des Riemenstaldnertals, 

Fronalpstock), über das Muotatal, die 

Sihltaler Alpen, die Wägitaler Berge bis zum Wiggis 

(Abb. 1.2). Zwischen dem Sihltal und dem Glarnerland 

sind die Bergketten Fluebrig–Druesberg 

(Fluebrig–Drusberg-Element), Bockmattli– 

Ochsenkopf (Rederten-Element) und Wiggis– 

Riseten (Wiggis-Element) als drei Teilelemente der 

Drusberg-Decke zu verstehen. Sie wurden bei ihrer 

Platznahme schräg auseinander geschert. 

Diese drei Teilelemente bilden komplizierte Falten. 

Es sind drei Bergzüge in Nordost–Südwest-Rich- 

Abb. 1.15 Der Urmiberg (Silberen-Decke) gehört wie die Rigi Hochflue (Bächistock-Decke) zu den Helvetischen Randketten. 

19

20 

tung, die alle gegen Westen einfallen. Das Wiggis- 

Element bildet oberhalb von Näfels die weite Obersee 

Mulde. Der Nordschenkel dieser nach oben 

offenen Grossfalte steigt zur Fridlispitz–Riseten- 

Kette an, der Südschenkel zum Rautispitz. Westlich 

davon liegt das Rederten-Element mit der Bergkette 

zwischen Oberseetal und Wägital (Ochsenchopf, 

Zindlenspitz, Bockmattli). Seine Strukturen 

mit einem Wechselspiel von Mulden und Gewölben 

sind dem Wiggis-Element ähnlich. Eine markante 

Faltenumbiegung ist an der Stirnzone am Schiberg–Bockmattli 

zu sehen (Abb. 1.16). 

Abb. 1.16 Eine Faltenumbiegung ist als steil zum Wägital 

abfallende Stirnzone am Schiberg–Bockmattli 

(Rederten-Element der Drusberg-Decke) zu sehen. 

Abb. 1.17 Das Roggenstöckli: Der südlichste Teil der Drusberg-Decke 

liegt als Klippe isoliert auf der Silberen-Decke 

in einer sanften Mulde. 

Das Fluebrig–Drusberg-Element baut, beginnend 

mit der Stirn am Fluebrig (OCHSNER 1921, RICK 

1985, 2002), die Sihltaler Alpen auf. Es gipfelt im 

Druesberg und lässt sich über Forstberg–Sternen– 

First, die Mulden von Hinter Oberberg und Illgau in 

die Fallenflue und die beiden Gibel bis zur Fronalpstock-Gruppe 

und den Urnersee verfolgen. Die Berge 

westlich des Sihltales (Twäriberg, Rütistein, Schülberg, 

Biet, Leiterenstollen) sind über dem kompetenten, 

starren Kieselkalk auf den inkompetenten 

Drusberg-Schichten (Mergelschiefer, die ideale 

Gleithorizonte bilden) von der tieferen Drusberg- 

Abb. 1.18 Der Forstberg (Drusberg-Decke) im Vordergrund, dahinter die Silberen und die Glärnisch-Gipfel Ruchen und 

Bächistock (Bächistock-Decke)

Decke abgeglitten. Dazwischen bildete sich das hintere 

Sihltal. Gesteine des Tertiärs sind auf dem Fidisberg, 

dem Biet und der Totenplangg aufgeschlossen. 

Am Stock befindet sich ein Aufschluss der Inneren 

Einsiedler Schuppenzone (Kap. 1.3.4) mit doppelter 

Nummulitenkalk-Abfolge. 

Ebenfalls zur Drusberg-Decke gehört das Roggenstöckli 

(Abb. 1.17 und Kap. 2 Geotop-Beispiel 8) 

zwischen Bödmerenwald und Silberen. In einer 

Senke der Silberen-Decke ist beim Vorbeigleiten 

der Drusberg-Decke ihr südlichster Teil als kleine 

Klippe zurückgeblieben. 

Die Wageten-Kette (Griessstock-Decke), die Aubrig- 

Kette, die Rigi-Hochflue und der Urmiberg (alle Bächistock- 

und Silberen-Decke) werden auch als Helvetische 

Randketten bezeichnet. Dieser Name stammt von 

ihrer Stellung am Nordrand der Alpen. Auch Mattstock 

und Säntis nehmen „Randkettenstellung“ ein. 

Den schönsten Querschnitt durch die Äussere Einsiedler 

Schuppenzone bieten die Gesteinsfolgen am Sihlsee 

beidseits des Steinbach-Viadukts (Abb. 1.19 und Abb. 

2.5 Kap. 2). Die Felsrippen, die nördlich von Euthal 

zum Sattelchöpfli und jene, die vom Steinbach zum 

Hummel hochziehen, sind Teile der Äusseren (alpenfernen) 

Einsiedler Schuppenzone. Wie der Name sagt, 

ist die Gesteinsserie „verschuppt“, d.h. dachziegelartig 

übereinandergeschoben (JEANNET et al. 1935, LEUPOLD 

1937, 1943, HERB & HOTTINGER 1965, KUHN 1972). 

Die Schuppenzone besteht aus einer mehrmaligen Wiederholung 

jüngster helvetischer Ablagerungen: Amdener 

Formation, Nummulitenkalk, Glaukonit-Sandstein, 

Stad-Mergel und teils noch Burg-Sandstein (Tab. 1.2). 

Früher wurde die Einsiedler Schuppenzone als „Ein- 

Abb. 1.19 Die Äussere Einsiedler Schuppenzone – Blick vom 

Sihlsee gegen die Hagelflue 

siedler Flysch“ bezeichnet. Sie enthält jedoch kaum 

Flysch-Sedimente, sondern diese sind in einer frühen 

Phase der alpinen Gebirgsbildung von der Drusberg- 

Decke (Kap. 1.3.3.1) abgeglitten. Die Amdener Formation 

bildete dabei ideale Gleithorizonte. Ein Teil blieb 

auf halber Strecke stecken und bildet die Innere (alpennahe) 

Einsiedler Schuppenzone. 

Die Äussere Einsiedler Schuppenzone lässt sich mit 

Unterbrüchen durch den ganzen Kanton verfolgen (Abb. 

1.2, 1.8). Sie verläuft von der Fälmisegg ins Teuffibachtobel 

bei Gersau, über das Gätterli zum Lauerzersee, 

über die Insel Schwanau hinauf zur Burg, über 

Ufem Tritt, Hummel, Steinbach (Abb. 1.20) und weiter 

ins Wägital, von Vorderthal bis zum Chöpfenberg. 

Abb. 1.20 Die Verschuppung der Äusseren Einsiedler Schuppenzone beim Steinbachviadukt (nach KUHN 1972) 

21

Abb. 1.21 Nummuliten sind von Auge gut sichtbare, einzellige 

Lebewesen mit spiralig aufgebautem Gehäuse. 

Durchmesser eines Nummuliten auf dem Foto 

zirka 2 cm. 

Die Innere Einsiedler Schuppenzone erstreckt sich 

ebenfalls über grosse Teile des Kantons, tritt jedoch 

weniger markant in Erscheinung. Aufgeschlossen ist 

sie bei Schwyz, bei der Haggenegg, am Gschwändstock, 

am Charenstock, oberhalb der Sihltalhütte hinter 

Studen, im Chli und Gross Mutzenstein und in der 

Rot Wand westlich des Wägitaler Sees. 

Auf dem Roggenstock hat man den Gesteins-Grund des 

ur-afrikanischen Randmeeres unter den Füssen! Diese 

Gesteine stammen wie diejenigen der Mördergruebi, 

22 

des Gross- und des Hudelschijen vom südlichen Flachwasserbereich 

des Ur-Mittelmeeres Tethys. Sie gehören 

zum Ostalpin. Die Sandsteine und Dolomite der Trias 

sind 200 Millionen Jahre alt und somit die ältesten 

Gesteine im Kanton. Sie liegen heute auf jüngeren 

Gesteinen, isoliert auf Gesteinen nördlicherer Ablagerungsräume. 

Dafür braucht man das Fachwort Klippe. 

KAUFMANN (1876) hat erstmals erkannt, dass diese 

Gesteine wie Fremdlinge auf ihrem Untergrund liegen. 

Die bekanntesten Klippen sind die Mythen. Die 

Rotenflue, der Chli Schijen und kleine Bereiche am 

Brünnelistock gehören ebenfalls der Klippen-Decke 

an. 

1.3.5.1 Die Gesteine des Roggenstock und der 

Mördergruebi 

Weite Teile der Ostalpen bestehen aus Gesteinen, wie 

sie in der Gipfelregion des Roggenstock (Abb. 1.22 

VII) auftreten. Dolomit kommt hauptsächlich im 

Unterengadin und – wie der Name sagt – in den Dolomiten 

vor. Die Kalke der Roggenalp-Schuppe (Abb. 

1.22 VI) haben ebenfalls Äquivalente in den Ostalpen. 

Diese Schuppe war wahrscheinlich ursprünglich mit 

der Roggenstockschuppe verbunden und wurde später 

von ihr überfahren. Radiolarite und Ophiolithe (Abb. 

1.22 V), wie sie auch auf der Westseite der Mördergruebi 

auftreten, wurden im tiefen Meer, in Zusammenhang 

mit untermeerischen Magmaergüssen an 

Mittelozeanischen Rücken, abgelagert. Diese Gesteine 

Abb. 1.22 Der Roggenstock, ein Berg aus sieben Decken (nach TRÜMPY 1985) 

VII Sandsteine, Raibler-Schichten, Hauptdolomit der Trias, älteste Gesteine im Kt. Schwyz Oberostalpin 

VI Schuppe der Roggenalp: Kalke des Trias und Lias, „Die kleinste Decke der Welt“ Unterostalpin (?) 

V Radiolarit, Ophiolith, Kalke und Schiefer Südpenninikum 

IV Kalke des Jura, Fleckenkalke und Couches Rouges der Kreide, Flysch Mittelpenninikum 

III Wägitaler Flysch Nordpenninikum 

II Wildflysch, Iberg-Mélange 

I Kreide und Eozän der Drusberg-Decke Helvetikum

Abb. 1.23 Die Mythen und die Rotenflue liegen als schroffe Klippen auf der sanften Flysch-Landschaft. Die auffällig rote Gipfelkappe 

des Grossen Mythen ist aus Couches Rouges, grau-rötlichen Mergelkalken der jüngeren Kreide-Zeit, aufgebaut. 

sind von vielen kleinen Scherflächen durchsetzt und 

zerbrochen. Sie neigen zu Sackungen, Rutschungen 

und Schuttbildung. Die Minster und ihre Zuflüsse liefern 

daher viel Radiolarit- und Ophiolith-Schutt. 

Der Roggenstock ist mit seinen 1778 m ü.M. eher ein 

bescheidener Berg. Aus geologischer Sicht aber übertrifft 

er mit seinen sieben Decken viele höhere Berge. 

Abb. 1.22 zeigt die Gesteinsabfolge am Roggenstock, 

die sich an der Mördergruebi, am Gross- und am 

Hudelschijen ähnlich gestaltet. Wie in Kap. 1.2.2 dargestellt, 

liegen die Gesteine aus dem südlichsten 

Ablagerungsraum (Oberostalpin als südlichster Teil 

des Ostalpin) zuoberst, die helvetische Drusberg- 

Decke zuunterst. 

1.3.5.2 Die Mythen 

Die Mythen gehören sicherlich zu den eindrucksvollsten 

Klippen der Schweiz. Aus einer sanften Landschaft 

(typisch für Flysch) ragen felsig die beiden Gipfel 

empor (SMIT SIBINGA 1921). Die Schichtfolge der 

Mythen ist lückenhaft. Die Gesteine der Mythen und 

der Rotenflue entstammen der mittelpenninischen 

Schwelle, einer Hochzone im sonst tiefmeerischen 

Penninikum. Im Sattel zwischen den beiden Mythen 

beginnt die Gesteinsfolge mit einem Schachtelhalmführenden 

Sandstein der Trias. Der Hauptteil der 

Mythen besteht aus Malm-Kalken (WEISS 1949). Am 

Kleinen Mythen kommt an der Basis zusätzlich lokal 

eine ältere Kristallin-Brekzie vor (VOGEL 1978, FEL- 

BER 1984). Bei der auffallend roten Gipfelpartie des 

Grossen Mythen handelt es sich um grau-rötliche Mer- 

gelkalke der Oberkreide, um sogenannte Couches 

Rouges (LIENERT 1959, 1967). Ein Band von rötlichen 

Mergelkalken umgibt auch die Rotenflue. Zwischen 

den Malm-Kalken und den Couches Rouges der 

Rotenflue findet sich noch ein fleckiger Kreide-Kalk, 

der Silex-Knollen enthält. 

1.3.5.3 Wie die Klippen in den Kanton Schwyz 

kamen 

Die ostalpine Roggenstock-Decke sowie Radiolarite 

und Ophiolithe sind auf das Ybrig beschränkt. Die penninische 

Klippendecke, wie sie an den Mythen vorkommt, 

tritt in den westlichen Zentralschweizer Klippenbergen 

Buochserhorn, Stanserhorn, den Giswiler 

Stöcken und im Rotspitz wieder auf. Sie fehlt dann bis 

westlich des Thunersees, wo sie als grosse zusammenhängende 

Decke der Préalpes Romandes wieder einsetzt. 

Zwischen den Klippenbergen der Zentralschweiz 

und den Préalpes fehlen Klippen-Elemente. 

Früher glaubte man, die Klippen seien als ganze 

zusammenhängende Decke überschoben worden. 

Gebietsweise wären dann Teile dieser Decke vollständig 

erodiert und einzelne Überreste, die heutigen Klippen 

eben, zurückgeblieben. Da in den Zwischenbereichen 

selbst kleinste Reste fehlen, ist diese These 

suspekt. Viel eher gelangten die verschiedenen Klippen 

einzeln auf unterschiedlichen Wegen an ihre heutige 

Stelle. Beim Transport über hügeliges Relief wurden 

die Decken auseinandergerissen und kamen als 

einzelne Bruchstücke durch Depressionen, Senken in 

der Oberfläche (Bisistal- und Haslital-Depression), an 

ihre heutige Position (Kap. 7). 

23

1.4 Eiszeitalter 

War es die Sintflut, die ortsfremde Gesteine aus den 

Alpen ins Mittelland spülte? Diese Frage beschäftigte 

die Forscher lange Zeit. Schon im späten 18. Jahrhundert 

fiel dem Sohn des Pfarrers von Grindelwald auf, 

dass alte Moränen weit ausserhalb der Gletscher lagen. 

Der Walliser Forstingenieur Venetz mutmasste in der 

ersten Hälfte des 19. Jahrhunderts als erster, dass die 

Alpengletscher bis ins Mittelland vordrangen. De 

Charpentier, Direktor der Salzminen von Bex, hielt 

erstmals öffentlich eine Rede über solche Gletscherausdehnungen 

und wurde ausgelacht. Letztendlich 

verhalf LOUIS AGASSIZ 1840 der Eiszeittheorie zum 

Durchbruch. 

Vor der Mitte des 19. Jahrunderts war klar, dass mindestens 

zwei Kaltzeiten existierten. HEER (1865, 1879) 

fand in Warmzeiten abgelagerte Schieferkohlen zwischen 

kaltzeitlichen Ablagerungen. PENCK erkannte 

um 1885 drei Vereisungen, 1901 deren vier, die er nach 

den süddeutschen Flüssen Günz, Mindel, Riss und 

Würm benannte. In der Folge stieg die Anzahl Kaltzeiten 

ständig an. Nach heutigen Erkenntnissen sind es 

mindestens 12 Kaltzeiten mit markanten Gletschervorstössen. 

Früher wurden die Ablagerungen des vorletzten Gletschervorstosses 

als „Riss“ bezeichnet und als die grössten 

Vorstösse interpretiert. Untersuchungen zeigten, 

dass die vorletzte Kaltzeit bei weitem nicht die grösste 

war. Heute spricht man von „Grossen und Grössten 

Vergletscherungen“, von denen die mächtigen Ablagerungen 

stammen. Die „Würm“-Kaltzeit wird einfach 

„Letzte Vergletscherung“ genannt (SCHLÜCHTER & 

KELLY 2000). Der ganze Zeitabschnitt der Klimaschwankungen 

umfasst als Eiszeitalter mit Kalt- und 

Warmzeiten die letzten zwei Millionen Jahre. In der 

grössten Kaltzeit vereinigten sich die grossen alpinen 

Gletscherströme bei Koblenz und stiessen bis Möhlin 

24 

vor. Die Ablagerungen der verschiedenen Kaltzeiten 

sind nur lückenhaft vorhanden, zu oft hat ein neuer 

Vorstoss die alten Ablagerungen überprägt. Die Warmzeiten 

können aufgrund der unterschiedlichen Floren 

und Faunen unterschieden werden (Kap. 1.7). 

Prozess (Was macht der Gletscher?) Resultierende Form (Wie sieht es aus?) 

Erosion / Abtrag 

Abrasion: Feine Gesteinspartikel am Gletschergrund scheuern 

das felsige Gletscherbett 

Gletscherschliff 

Plucking: Das Eis bricht Gesteinsstücke aus dem Fels Ausgebrochene Hohlformen auf der Leeseite von Rundhöckern 

Schmelzwassererosion: Schmelzwasser am Gletscherbett 

erodiert den Fels oder Lockergestein 

Gletschertöpfe, Strudellöcher im Fels (alte Bez. Gletschermühlen) 

Sedimentation / Ablagerung 

Ablagerung von Lockermaterial am Gletschergrund Grundmoräne mit gekritzten Geschieben 

Bulldozing: Verformung des Lockermaterials an der 

Gletscherfront beim Gletschervorstoss 

Endmoräne 

Ausschmelzen von Lockermaterial an der Oberfläche Mittel-, Ober- und Seitenmoränen 

Schmelzwassersedimentation: Mit dem Schmelzwasser Sander: Schotterebenen vor dem Gletscher 

transportiertes Lockermaterial wird abgelagert Esker: Mit Schotter gefüllte Gletscherkanäle 

Tab. 1.3 Gletscher gestalten die Kleinformen einer Landschaft (nach HAEBERLI et al. 2000). 

Abb. 1.24 Wechsellagerung Moräne (reine Gletscherablagerung) 

und eisrandnahe Schotter. Die Moräne ist 

chaotisch, die eisrandnahen, etwas verschwemmten 

Schotter sind eingeregelt.

Abb. 1.25 Findling von Knonau (Kt. Zürich). Während des 

Eiszeitalters fiel dieser Nagelfluhblock vom Rossberg 

auf den Reuss-Gletscher und wurde nach 

einem Transportweg von 18 km in Knonau als ortsfremdes 

Gestein (Findling) abgelagert. 

Der Linth-Gletscher soll über den St.Meinrad ins Sihltal 

geflossen sein? Weshalb weiss man, dass der 

Muota/Reuss-Gletscher aus dem Muotatal und dem 

Urnerland fast bis Bennau vorgedrungen ist? 

Zum Glück hinterlassen die Gletscher Spuren. Gletscher 

fliessen ähnlich wie Honig auf einer schiefen 

Ebene langsam abwärts (heutige Alpengletscher 50– 

100 m/Jahr, polare Eisströme 500–1000 m/Jahr). Ein 

Gletscher schafft dadurch einerseits Gesteinsmaterial 

weg, er erodiert, andererseits kann er auch grosse 

Mengen Lockermaterial anhäufen, sedimentieren. In 

Tab. 1.3 sind Prozesse und die daraus resultierenden 

Formen aufgelistet. Die heutige Landschaftsform weist 

sowohl Erosions- als auch Sedimentationsformen auf. 

Moränen, Rundhöcker, Findlinge, Schotterfelder und 

Terrassen ermöglichen die Rekonstruktion alter Gletscherstände 

und Fliessrichtungen. Sich wiederholende 

Wechsellagerungen von Moräne und Flussablagerungen 

bekunden mehrere Gletschervorstösse. 

Analysen von Lockergestein in Schottern und Moräne 

liefern zusätzliche Informationen über das Einzugsgebiet 

der Gletscher. Die verschiedenen alpinen Gletscher 

zeichnen sich durch charakteristische Leitgesteine 

aus, die nur aus dem Einzugsgebiet eines 

bestimmten Gletschers stammen können. Für den 

Linth-Gletscher ist es Verrucano, für den Rhein-Gletscher 

Juliergranit und für den Reuss-Gletscher Windgällen-Porphyr. 

Aaregranit kommt im Reuss-Gletscher 

vor, nur selten im Linth-Gletscher. 

Die eiszeitlichen Gletscher haben auch im Kanton 

Schwyz ihre Spuren hinterlassen. Es sind vor allem 

Moränen, Findlinge und Schotter, die Aussagen über 

die Ausdehnung und Mächtigkeit einstiger Schwyzer 

Gletscher liefern. 

Der Linthanteil des Linth/Rhein-Gletschers mit seinen 

Zuschüssen, dem Wägitaler- und dem Alp/Sihl/ 

Minster-Gletscher, und der Muota/Reuss-Gletscher 

bedeckten den Kanton Schwyz während des Eiszeitalters 

grossflächig (HANTKE 1980). (Der Muota/ 

Reuss-Gletscher wird in Kap. 3 ausführlich beschrieben.) 

Besonders während der eiszeitlichen Gletscher- 

Abb. 1.26 Am Fusse des Bös Fulen und des Grisset sind im Sonnenlicht Moränen der Kleinen Eiszeit zu sehen. 

25

hochstände haben sich die verschiedenen Gletscher 

gegenseitig beeinflusst. Grosse Gletscher drängten 

kleine Seitengletscher in ihre Täler zurück. Die 

Mächtigkeit der einzelnen Gletscher kann anhand der 

höchstgelegenen Findlinge bestimmt werden. Die 

Eisströme waren zeitweise über 1500 m mächtig. Mit 

Ausnahme einiger über die Eisoberfläche ragender, 

steiler Gipfel (Nunatak) war der ganze Kanton eisbedeckt. 

Am Ende der letzten Kaltzeit schmolz das Eis mit kurzen 

Wiedervorstossphasen zurück. Heute vermögen 

nur noch kleine Firnfelder am Bös Fulen den Sommer 

zu überdauern. Kleinere Moränenwälle im Vorfeld 

stammen aus der Kleinen Eiszeit, Eisvorstössen zwischen 

1600–1850 (Abb. 1.26). 

1.4.2.1 Grössere Vergletscherungen 

Zur Zeit der grössten Vergletscherungen vor 780'000 

Jahren lag der Kanton Schwyz zu über 95% unter Eis. 

Die Einsattelungen zwischen Ibergeregg und Haggenegg 

bildeten Firnsättel zwischen dem Muota/Reuss- 

Gletscher im Süden und dem Minster-, resp. Alp-Gletscher 

im Norden. Eis floss zudem über den Pragelpass 

und die Goldplangg zwischen Muotathal und Riemenstalden. 

Auf dem Stöcklichrüz, auf 1200 m ü.M., 

26 

berührten sich Sihl- und Linth-Gletscher. Während der 

Maximalausdehnung reichte der Linth-Gletscher bis 

zum Raten, was für den Linth-Gletscher typische Leitgesteine, 

die dort zu finden sind, belegen. Ein Seitenarm 

des Muota/Reuss-Gletschers floss durch das 

Rothenthurmer Tal. 

1.4.2.2 Letzte Vergletscherungen 

Zur letzten Kaltzeit, mit der Maximalausdehnung der 

Gletscher vor zirka 18'000 Jahren, lagen erneut über 

90% des Kantons unter dem Eis. Eine Zunge des 

Linth-Gletschers floss über den St.Meinrad-Pass und 

zwischen Etzel und Höhronen gegen Einsiedeln und 

staute den Sihl-Gletscher. Zwei mächtige Endmoränen 

sind Zeugen davon. Einerseits bildet der Endmoränenkranz 

Altberg–Hartmannsegg–Hinterhorben den Abschluss 

des Linth-Gletschers (die Gletscherzunge lag 

in der Schwantenau), andererseits ist es die mindestens 

100 m mächtige Endmoräne des Sihl-Gletschers von 

Ober-Waldweg (Abb. 1.27). Die beachtliche Breite der 

Moränen deutet auf mehrere Gletschervorstösse in 

verschiedenen Kaltzeiten hin. Eine solche Menge 

Moränenmaterial kann unmöglich während eines einzigen 

Hochstandes angehäuft werden. Beim Abschmelzen 

des Sihl-Gletschers bildete sich am Ende 

einer Eiszeit ein Ur-Sihlsee. 

Abb. 1.27 Schwantenau mit dem Endmoränenkranz Hartmannsegg–Hinterhorben. Während der letzten Vergletscherung floss der 

Linth-Gletscher zwischen Etzel und Höhronen dem Sihl-Gletscher entgegen. Die Gletscherzunge des Linth-Gletschers 

lag in der Schwantenau.

Abb. 1.28 Karstoberfläche mit den typischen Rillen im 

Gestein, die durch Kalklösung in Kontakt mit Wasser 

entstehen. 

In älteren Kaltzeiten lagerten Schmelzwässer des 

Linth-Gletschers und des kuchenförmig am Buechberg 

stirnenden Wägitaler Gletschers glaziale Schotter 

ab. In Warmzeiten wuchsen Bäume auf diesem 

Lockermaterial. Mittelmoränen, kiesreiche Moränen, 

Schotter und Findlinge belegen, dass der Benkner 

Büchel und der Buechberg in der jüngsten Kaltzeit 

wieder von Eis überflossen wurden. Der Wägitaler 

Gletscher wurde vom wachsenden Linth-Gletscher 

wieder ins Wägital zurückgedrängt. 

1.5 Verwitterung und Gesteinsabtrag 

Gesteine, die frei an der Oberfläche liegen, verwittern 

mechanisch und chemisch. Mechanische Verwitterung 

geschieht durch Gesteinszertrümmerung. 

Schwächezonen (feine Risse, Klüfte, Scherstörungen) 

begünstigen das Eindringen von Wasser, welches 

gefriert und das Gestein sprengt (Frostsprengung). Bei 

der chemischen Verwitterung hingegen wird das 

Gestein durch chemische Reaktionen zwischen Wasser 

und Gestein gelöst. 

Die Berge werden jedoch nicht nur abgetragen und 

ständig kleiner. Die Hebung der Alpen (und des Alpenvorlandes) 

geht bis heute weiter. Die Hebungsraten, 

gemessen gegenüber einem Referenzpunkt in Aarburg, 

betragen im Raume Luzern–Goldau zwischen 0.25 

mm/Jahr und 0.3 mm/Jahr. In Richtung Alpen nimmt 

die Hebungsrate zu. Der Gotthard hebt sich, nach Messungen 

der Landestopographie, zirka 1 mm/Jahr. Demgegenüber 

stehen Erosionsraten ähnlicher Grössenordnung. 

Dabei beträgt die chemische Verwitterung zirka 

1⁄6 der mechanischen Verwitterung (JÄCKLI 1958). 

Sowohl die mechanische als auch die chemische Verwitterung 

sind im Kanton Schwyz sehr gut beobachtbar. 

Rutschungen, Sackungen und Murgänge kommen 

überall vor. Grössere Ereignisse wie die Goldauer 

Bergstürze (Kap. 3.7) prägen das Landschaftsbild. 

Auch in Zukunft sind Felsstürze nicht ausgeschlossen, 

was jüngste Ereignisse wie die Felsstürze am Druesberg 

1989 und am Mythen 1998 belegen. Die grosse 

Anzahl Höhlen und die riesigen verkarsteten Gebiete 

zeugen von chemischer Verwitterung. 

Als Karst (Abb. 1.28) wird eine Landschaftsform 

bezeichnet, die durch chemische Verwitterung von 

hauptsächlich kalkreichen Gesteinen entsteht. Die 

Oberflächenentwässerung fehlt. Das Wasser versickert 

in den Untergrund, setzt dort seine lösende Wirkung 

fort und bildet Höhlensysteme. In einer Karstquelle 

tritt es am Rande des Karstgebietes wieder an die 

Oberfläche. Dolinen (Abb. 1.29) sind typische 

Erscheinungen in Karstgebieten. 

Nicht alle kalkhaltigen Gesteine sind gleich gut löslich, 

hauptsächlich Quintner Kalk, Schrattenkalk und 

Seewer Kalk sind verkarstungsfähig. Mergelige, tonige 

Schichten wie Amdener Mergel oder Drusberg- 

Schichten hingegen lösen sich weit weniger. Sie bilden 

deshalb oft die Basis von Höhlensystemen und wirken 

als Grundwasserstauer. 

Ausgedehnte Karstlandschaften wie Silberen und Charetalp, 

Glattalp und Wägitaler Berge prägen die 

Schwyzer Alpen. Der Kanton Schwyz beheimatet mit 

dem Höllloch das grösste Höhlensystem Europas und 

eines der grössten der Welt. Die vermessene Gesamtlänge 

beträgt 186 km (Stand 2002). Das benachbarte 

35 km lange Silberensystem ist mit dem Höllloch 

durch eine noch nicht begehbare eingestürzte Zone 

verbunden. Diese Höhlen bildeten sich hauptsächlich 

im Schrattenkalk, Seewer Kalk und teilweise in den 

Drusberg-Schichten (WILDBERGER & PREISWERK 

1997). Neben den beiden Systemen wurden im Kanton 

einige Hundert grössere und kleinere Höhlen entdeckt 

und vermessen. 

Abb. 1.29 Dolinen zwischen Spirstock und Nühüttli. Im 

Untergrund wird Gestein weggelöst bis die Hohlräume 

zu gross werden und einstürzen. An der 

Oberfläche sind in der Folge Einsturztrichter 

erkennbar. 

27

Bedeutende Karstquellen sind die Fläschloch- und 

Hundslochquelle im Wägital (SCHARDT 1924), die 

Schlichenden Brünnen, die Brünnen bei Hinter Seeberg 

im Bisisthal und die Aufstösse in Studen (Kap. 2 

Geotop-Beispiel 11). Das durch Karstspalten eingedrungene 

Regen- und Schmelzwasser durchfliesst die 

unterirdischen Systeme schnell. Infolge der fehlenden 

Reaktionsszeit ist das Wasser von Karstquellen 

schlecht filtriert. 

Während früher dem Abtrag ein hoher Stellenwert 

zugesprochen wurde, hat dieser aufgrund neuerer Messungen 

und Korrekturen massiv an Bedeutung eingebüsst 

(HANTKE 1982, 1991, HANTKE et al. 2002Ka-f, 

AMMANN 1987). Selbst in Gebieten mit vielen erosionsanfälligen 

Gesteinen wie im Ybrig haben neuere Messungen 

den Abtrag deutlich nach unten korrigiert. 

Seit dem Stau des Sihlsees im Jahre 1937 wurden bis 

1978/79 drei Millionen m 3 

Lockermaterial im Sihlsee 

abgelagert. 1.5 Millionen m 3 stammen aus dem Einzugsgebiet 

der Minster, 400'000 m 3 aus dem Einzugsgebiet 

der Sihl und 200'000 m 3 aus jenem des Eubach. 

Für das Einzugsgebiet der Minster erhält AMMANN 

(1987) einen mittlereren Abtrag von 0.19 mm/Jahr. Er 

hat versucht, den Schlammabtrag der einzelnen 

Quelläste zu eruieren. Waag und Chäswaldbach zeigten 

mit 0.02 mm/Jahr die kleinste, Heiken- und Surbrunnentobel 

mit 0.76–1.52 mm/Jahr die grösste 

Intensität. Vor der intensiven Waldnutzung durch den 

Menschen dürften die Werte noch tiefer gelegen 

haben. 

Die Intensität der mechanischen Verwitterung ist von 

der Gesteinsart abhängig. Sie ist hoch an aktiven Hängen, 

die immer wieder rutschen, und an Schwebestoff 

liefernden Uferstrecken. Der Surbrunnen-Flysch 

(Kap. 1.3.2) nimmt eine Zwischenstufe ein zwischen 

28 

leicht erodierbarem Lockergestein und hartem Fels, 

der resistenter gegen mechanische Verwitterung ist. 

In den Kalkgesteinen des Helvetikums (Kap. 1.3.3) ist 

neben dem mechanischen Abtrag der Talränder noch 

die chemische Verwitterung beteiligt. In der Silberen 

betrug die Karbonatlösung der Oberfläche während 

der letzten 10'000 Jahre 0.01 mm/Jahr (Kap. 7.2 und 

HANTKE 1982). In den Kaltzeiten des Eiszeitalters war 

die Kalklösung vernachlässigbar klein. Die helvetischen 

Decken sind in den letzten fünf Millionen Jahren 

durch Lösung 25–30 m, der wegen seines kieseligen 

Anteils viel schlechter lösliche Kieselkalk nur um 

wenige Meter erniedrigt worden. 

1.6 Talbildung 

Ist es Zufall, dass sich die Täler heute genau dort 

befinden, wo sie sind? Haben Bäche und Flüsse ihren 

Weg nach dem Zufallsprinzip gewählt und irgendwo 

ein Tal zu formen begonnen? Die Antwort ist einfach: 

Nein, es ist hauptsächlich der geologische 

Bau, die Tektonik, die zur Talbildung führt. Störungen 

im Gesteinsuntergrund (Scherstörungen, Auf- und 

Abschiebungen, Blattverschiebungen, Faltenmulden, 

aufgebrochene Gewölbe, Deckengrenzen) bilden 

Schwächezonen, die anfällig auf Erosion und Verwitterung 

sind. Der Gesteinsuntergrund ist nie völlig 

homogen. All diese Erscheinungen zeichneten Fliessgewässern 

und Gletschern den Weg vor. Die Anlage 

der Täler ist, entgegen der verbreiteten Meinung, nicht 

die Folge von Vereisungen, sondern vor allem von 

gebirgsbildenden Prozessen. Die tektonisch angelegten 

Täler werden durch anschliessende mechanische 

Verwitterung ständig breiter. Vor allem Fels- und Bergstürze 

spielen dabei eine wichtige Rolle. 

Man unterscheidet Längstäler und Quertäler. Ein 

Längstal verläuft parallel zu Grossstrukturen wie 

Deckengrenzen oder Faltenachsen, ein Quertal senkrecht 

dazu. Die Deckengrenzen verlaufen oft zirka 

Abb. 1.30 Blattverschiebung im Tal des Sihlsees. Die Äussere Einsiedler Schuppenzone beidseits des Sihlsees wurde um zirka 

100m versetzt. Die unterschiedlichen Schichten der Schuppenzone sind farblich differenziert dargestellt (nach HANTKE 

et al. 1998).

West–Ost (Abb.1.2), so das Riemenstaldnertal. Bisistal 

und Sihltal hingegen sind Quertäler. Sie bildeten 

sich entlang Nord–Süd verlaufender Schwächezonen, 

die während der Deckenbewegung entstanden sind. 

Im Urner See liegt der Fels bis gegen 200 m unter dem 

Meeresspiegel. Die Anlage des Tales ist tektonischen 

Ursprungs. Eine Blattverschiebung mit einem Versetzungsbetrag 

von mehr als 700 m existierte bereits vor 

dem Eiszeitalter. Der Reuss-Gletscher durchfloss in 

der Folge die tektonisch angelegte Urnersee-Talung. 

Im Muotatal liegt der Fels nach geophysikalischen 

Untersuchungen mindestens 120–200 m, lokal gar 

500 m unter der heutigen Talsohle. Beim Schlattli und 

in der Muotaschlucht tritt der Fels jedoch an die Oberfläche. 

Das Muotatal weist ebenfalls viele Scherstörungen 

auf. Hangschutt von den Talflanken und der 

Muota-Gletscher mit seinem glazialen Schutt füllten 

das Tal bis zum Felsriegel beim Schlattli. Starzlen-, 

Grindsblacken- und Riemenstaldner-Tal folgen der 

Deckengrenze zwischen Axen- und Drusberg-Decke. 

Scherstörungen und Klüfte prägen auch die Talung 

von Rothenthurm, das Alptal, das Sihltal und das 

Wägital. Bei der Talung des Sihlsees betragen Versetzungen 

aufgrund von Scherstörungen über 100 m 

(Abb. 1.30). Bei der Willerzeller Uferstrasse zeigt sich 

eine Versetzung von 10 m beidseits der Strasse. Im 

Waagtal (Kap. 2 Geotop-Beispiel 10) wurde eine horizontale 

Verschiebung von 330 m und eine vertikale 

von 280 m gemessen. Die glaziale Aufschüttung 

beträgt in der Talung von Rothenthurm 50 m. Im Alptal 

ergab eine Tiefbohrung, dass mindestens 135 m 

Lockergestein (meist Schotter) das Tal füllen. 

ALB. HEIM (1894a) betrachtete das Zürichsee-Tal als 

von einer Ur-Sihl, das Glatttal als von einer Ur-Linth 

ausgeräumtes Flusstal. Die Wissenschaft glaubte dann 

lange Zeit, dass das Zürichsee Becken ein rein von 

Gletschern ausgeräumtes Tal sei (PENCK & BRÜCKNER 

1909). Die verkitteten Gesteine auf dem Üetliberg und 

Albis wurden als glaziale Schotter der ältesten Kaltzeit 

gedeutet, als Teile einer riesigen bis zum Irchel reichenden 

Schotterflur. Das ganze Zürichsee Tal wäre 

anschliessend innerhalb von 600'000 Jahren bis auf 

den Felsgrund ausgeräumt worden. Folgende Überlegungen 

widersprechen dieser Annahme und deuten auf 

eine bereits vor den Gletschervorstössen existierende 

Hohlform hin. Die „Schotter“ auf Üetliberg und Albis 

werden nicht mehr als schmelzwasserbedingte Schotterebenen, 

sondern nach Untersuchungen von WAGNER 

Abb. 1.31 Das Waagtal – Entgegen der weit verbreiteten Meinung 

sind nicht die Gletscher, sondern tektonische 

Prozesse an der Anlage der Täler beteiligt, was 

Kluftmessungen bestätigen (Kap. 4). 

(2001c) und HANTKE & WAGNER (2003a) als ausgeschmolzenes 

Mittelmoränenmaterial gedeutet. Dieses 

Lockermaterial wurde durch Schmelzwasser verschwemmt 

und durch kalkreiches Feinmaterial, durch 

„Gletschermilch“, zu „löchriger Nagelfluh“ (Name für 

diese Deckenschotter, hat nichts mit der Nagelfluh der 

Molasse zu tun) verkittet. 

Der ganze Raum der Zürichsee-Talung, der innerhalb 

der 600'000 Jahre des Eiszeitalters hätte ausgeräumt 

werden müssen, entspricht mindestens 90 km 3 , Scheidegger 

errechnete gar 124 km 3 . Eine mittlere Erosionsrate 

von 150'000 m 3 pro Jahr wäre nötig. Weil während 

der Warmzeiten mit dichter Bewaldung die Erosion 

kleiner ist, bleibt für die Ausräumung nur die kurze Zeit 

des Eisvorstosses und des Abschmelzens bis zur Wiederbewaldung. 

Für die Ausräumung stehen daher weniger 

als 100'000 Jahre zur Verfügung. Während dieser 

Zeit müssten umgerechnet 600'000 m 3 pro Jahr erodiert 

werden, was aufgrund aktueller Beobachtungen unmöglich 

ist. Die Linth hat z.B. von 1910–1931 pro Jahr 

nur 126'000 m 3 Verwitterungsschutt aus dem Glarnerland 

in den Walensee geschüttet. Das Gefälle im Glarnerland 

und somit die Erosionsleistung ist einiges höher 

als in der Zürichsee-Talung. 

29

Wiederholtes Vorstossen und Abschmelzen mehrerer 

Linth-Gletscher in eine bereits existierende, tektonisch 

angelegte Talung ist viel wahrscheinlicher als Talbildung 

durch Gletschererosion. Der Gletscher braucht 

mit dem Eintritt einer Warmzeit nur abzuschmelzen, 

was viel weniger lange dauert als die zur Ausräumung 

von Molasse-Fels benötigte Zeit. Berechnungen ergeben, 

dass ein 700 m mächtiger Gletscher mindestens 

1000, maximal 3000 Jahre für das Abschmelzen 

benötigt. Beobachtungen an heutigen Alpengletschern 

zeigen, dass ein Abschmelzen sogar in viel kürzerer 

Zeit möglich ist. Der Unteraar-Gletscher war zur Zeit 

des letzten Gletscherhochstandes im Jahre 1850 direkt 

von der Lauteraarhütte aus erreichbar. Heute, 150 

Jahre später, führen im Fels angebrachte Leitern zum 

150 m tiefer gelegenen Gletscher. Dies entspricht 

einem mittleren jährlichen Verlust von 1 m Eisdicke. 

Dasselbe gilt für den Konkordiaplatz auf dem Aletsch- 

Gletscher, der heute von der Konkordiahütte aus ebenfalls 

auf Leitern erreicht wird. 

1.7 Vegetation und Klima 

Aus der Vegetation lassen sich zuverlässig Schlüsse 

über das herrschende Klima ziehen. Die Klimageschichte 

wird weitgehend durch Auswertungen der 

Waldgeschichte mit Pollenanalysen rekonstruiert. 

Mit chemischen Analysen (z.B. δ 18 O) aus Eisbohrkernen 

des grönländischen Inlandeises und aus Tiefsee 

Bohrkernen lässt sich das Klima bis 400'000 

Jahre zurückverfolgen. Zwischen kaltzeitlichen Ablagerungen 

gefundene Schieferkohle und Baumstämme 

können mit Hilfe der 14 C-Methode datiert 

werden. 

Mit Hilfe fossiler Floren (Blätter, Hölzer, Früchte, 

Samen, Pollen, Sporen, die fossil erhalten sind) lässt 

sich die Klimageschichte der Molassezeit rekonstruieren. 

Dabei geben vor allem Pflanzengesellschaften 

präzise Werte. Die Vergesellschaftungen, z.B. Pollenzusammensetzungen, 

änderten sich mit einem 

Klimawandel. Die wärmeliebendsten Arten starben 

während den Kaltzeiten aus, andere überlebten an 

wärmeren Reliktstandorten. In der folgenden Warmzeit 

konkurrenzierten sich die verbliebenen Arten und 

neue charakteristische Pflanzengesellschaften entstanden. 

In der Zentralschweiz lieferten Fundstellen in der 

Unteren Süsswassermolasse, an der Rigi in Weggis 

und bei Arth, am Rossberg, am Morgartenberg, bei 

Teufsetzi am Ägerisee, um Rothenthurm, im Greit am 

Höhronen, am Rinderweidhorn und am Buechberg 

30 

teils recht ergiebige Funde, eigentliche Pflanzengesellschaften. 

Die Fundstellen bei Arth zeichnen sich durch reiche 

Farnfloren mit Wasserfichte und nordamerikanischem 

Silber-Ahorn aus. An wärmeliebenden Laubhölzern 

dominierten ein fernöstliches Walnuss- und ein Lederstrauch-Gewächs, 

ebenfalls unter den Wärmeliebenden 

eine nordamerikanische Hickory-Art und bei den 

eher hiesigen Bäumen eine Wasserulme, Erlen und 

Föhren. Am Gnipen fanden sich Sumpfzypresse, Wasserfichte 

– jüngst Strünke in Lebensstellung, eingebettet 

in Mergel (Kap. 3.7) – Rotholz, Amberbaum, 

Kadsurabaum, Flügelnuss, Wachsbeerstrauch, Silber- 

Ahorn und Campherbaum. Rohrkolben belegen 

Ufernähe, Torfmoos feuchte Standorte. Am Morgartenberg 

herrschten Sumpfzypresse und Campherbaum 

vor. Reich vertreten waren Wasserfichte, 

Amberbaum, Hainbuche, Erle, Silber-Ahorn, ein ausgestorbenes 

Lorbeergewächs, Walnuss-Gewächse traten 

zurück. Rohrkolben und Riedgräser säumten die 

Ufer. Benachbart wuchsen Amberbaum, Erle, Sumpfzypresse, 

Wasserfichte, Campherbaum, Weide, Pappel, 

Platane und Wachsbeerstrauch. Schilf, Schachtelhalm 

und ein Wasserfarn belegen einen Altlauf. Am 

Ostrand der Rossberg-Schüttung wuchsen im Uferwald 

Seerose, Kaki, Zwergpalme, Waldmeister und ein 

atlantischer Farn mit engem Vorkommensbereich bei 

15–18°C Jahresmitteltemperatur. Am Buechberg fand 

sich neben Campherbäumen und Erlen ein Goldtannen-Zapfen 

(HANTKE 1956, 1991). 

Zwischen den fossilen Floren gelegene Nagelfluhbänke 

bekunden kühlzeitliche, bei tiefer Waldgrenze 

ins Vorland ausgebrochene Schuttstränge von niedergegangenen 

Rüfen, welche Seen stauten. Erneute Niedergänge 

liessen die Schuttdämme bersten und Schuttmassen 

ins Vorland austreten (Abb. 1.6, S. 13). 

Zur Zeit der Oberen Meeresmolasse mag sich die 

Bewaldung im flachen Uferbereich, aufgrund gleichaltriger 

Funde im Toggenburg, um 80% bewegt haben. 

Erst in den Warmzeiten des Eiszeitalters haben Berge 

und Täler eine mit heute vergleichbare Gestalt angenommen. 

Sie waren je nach Höhenlage, mit Ausnahme 

unwirtlicher Kalkhochflächen und höchster Gipfel, 

zwischen 65% und 0% bewaldet. – Heute liegt der 

Waldanteil im Kanton Schwyz bei 30%. – In Kaltzeiten 

dagegen vermochte sich nur an steilen Süd- bis 

Westlagen über die Gletscher emporragender Gipfel 

eine genügsame, alpine Reliktflora zu halten und die 

Eiszeiten zu überdauern (HANTKE & SEITTER 1985, 

HANTKE et al. 2001). Von diesen aus konnte sie sich, 

zusammen mit den jeweils von Reliktstandorten in SE-

Jahre vor 

heute 

2'000 

4'000 

6'000 

8'000 

10'000 

12'000 

14'000 

16'000 

18'000 

Geologische 

Gliederung 

Holozän 

Pleistozän 

Nacheiszeit 

Ausgehende letzte 

Vergletscherungen 

Fichte 

Buche 

Pflanzenwelt Kulturen 

Weisstanne 

Eichenmischwald: 

Hasel, Linde, 

Eiche, Ulme, Ahorn. 

Hasel 

Föhre 

Birke 

Wacholder 

Wermut 

Kälte-Steppe: Tundra 

Neuzeit 

Mittelalter 

Römerzeit 

Eisenzeit 

Bronzezeit 

Neolithikum 

(Jungsteinzeit) 

Mesolithikum 

(Mittelsteinzeit) 

Paläolithikum 

(Altsteinzeit) 

Tab. 1.4 Wald- und Kulturgeschichte ab Ende der letzten 

Eiszeit (nach LÜDI 1939 und LEUZINGER-PICCAND 

1996b) 

und SW-Europa in beginnenden Warmzeiten zurückgewanderten 

Arten, erneut ausbreiten. 

Die zeitliche Einstufung der Kaltzeiten erfolgt neben 

ihrer Lage zu Moräne und Schotter verlässlich durch 

warmzeitliche Floren und Faunen. Schon LÜDI (1953) 

konnte im Mittelland mehrere in ihrem Floreninhalt 

sich unterscheidende Warmzeiten nachweisen. WEL- 

TEN (1988) fand am Buechberg und SIDLER (1988) im 

Zugerland zwei durch Kaltzeiten getrennte warmzeitliche 

Floren. BURGA et al. (1998) konnten die Entwicklung 

der jüngeren und jüngsten Zeit mit Pollenfloren 

aufhellen. 

Im Gebiet des heutigen künstlichen Sihlsees bestand 

gegen Ende der Eiszeit und vermutlich schon in früheren 

Warmzeiten ein natürlicher See (HANTKE 1996). 

Bei der Verlandung des letzten Ur-Sihlsees wuchsen 

entsprechend des wärmer werdenden Klimas sukzessive 

andere Bäume. Die Waldfolge des Ur-Sihlsees hat 

LÜDI (1939) dargelegt. Zuerst siedelten sich Föhren 

an, allmählich Hasel, Eiche und Linde (Tab. 1.4). Bei 

Oberflächenproben dominieren Fichten und Föhren, 

82% sind Graspollen. Getreidepollen treten nur vereinzelt 

auf. Ein Pollenprofil wurde von HAAS in LEU- 

ZINGER-PICCAND (1996a,b) am Seeende aufgenommen. 

Die Untersuchungen der Waldgeschichte in den 

Voralpen (WYNISTORF 1985) und im Bödmerenwald 

(SIDLER 2001) haben übereinstimmende Ergebnisse 

mit der Wiedereinwanderung im Sihlsee-Gebiet ergeben. 

1.8 Mensch und Geologie 

Den Menschen ( ) gibt es etwa seit 1.7 

Millionen Jahren. Verglichen mit der 4.5 Milliarden 

alten Erde sind wir also äusserst jung. Der Mensch 

machte sich geologische Fakten schon früh zu Nutze. 

Steine dienten ihm als Werkzeuge, Waffen und Geschirr. 

Archäologische Funde alter Siedlungen und 

Rastplätze belegen dies. 

Auch der moderne Mensch versucht immer wieder, die 

geologischen Erkenntnisse zu nutzen. Wussten Sie, 

dass zu Beginn des letzten Jahrhunderts im Kanton 

Schwyz nach Erdöl gebohrt wurde? Haben Sie 

schon einmal vom Badekurort Innerthal gehört? Heute 

noch liefern verschiedene Gesteine, Ablagerungen der 

Alter Objekt Fundort Referenz 

8. Jh. n. Chr. Frauenkloster Lützelau TANNER 1968, ZIEGLER 1998 

7. Jh. n. Chr. römische Fibel Arth MEYER 1978 

600 n. Chr. frühmittelalterliche Gräber Pfäffikon, Freienbach 

3. Jh. n. Chr. Mühle Richterswil JURT 1991 

2.–8. Jh. n. Chr. Tempel Ufenau GUT & ZIEGLER 1983 

1.–3. Jh. n. Chr. verschiedene Funde GUT & ZIEGLER 1983, JURT 1991, 

römischer Münzen diverse Orte MEYER 1978 

1'800–800 v. Chr. 

(Bronzezeit) 

Beil, Axt, Dolch, Speerspitze Einsiedeln und Umgebung SCHERER 1916 

Steinbeile Schwyz, Küssnacht SCHERER 1910 

Spangen, Dolch, Klingen Gersau, Steinen SPECK 1984 

Beile Bisistal SPECK 1991 

Pollen von Kulturpflanzen Muotatal SIDLER 1994, 2001 

4'000–2'000 v. Chr. Seeufersiedlungen, Zürichsee, 

(Neolithikum) Pfahlbauten Freienbach 

CAVELTI 1999, 2002 

10'000–8'000 v. Chr. 2280 Silex-Artefakte der ersten Nordende des Sihlsees, HAAS in LEUZINGER-PICCAND 

(Paläolithikum) Siedlungszeit Einsiedeln 1994, 1996a,b 

10'000 v. Chr. Erste Besiedlung datiert HAAS in LEUZINGER-PICCAND 

(Paläolithikum) durch Pollendaten 1994, 1996a,b, LÜDI 1939 

Tab. 1.5 Eine Auswahl archäologischer Funde im Kanton Schwyz. Sie belegen die Zeit der Besiedlung nach der letzten Eiszeit. 

31

Molasse-, der Eis- und Nacheiszeit, wichtige Rohstoffe 

für das Baugewerbe. Und schliesslich verdanken 

wir sauberes Trinkwasser dem filtrierenden Gesteinsuntergrund. 

Während die Gletscher der letzten Eiszeit das Mittelland 

langsam wieder freigaben und das Klima wärmer 

wurde, durchstreiften Menschen vor 12'000 Jahren als 

Jäger und Sammler die sich wieder bewaldenden 

Gebiete. Zeugen dieser Zeit sind über 2000 Silex- 

Artefakte, die am nördlichen Sihlseeufer ausgegraben 

wurden (LEUZINGER-PICCAND 1994, 1996a,b). 

Gewichtige Neufunde über 4000 Jahre alter Seeufersiedlungen 

wurden von CAVELTI (1999, 2002) in 

Freienbach gemacht. Tab. 1.5 gibt einen knappen 

Überblick über die entdeckten Zeugnisse einer langen 

Geschichte der Besiedlung des Kantons Schwyz. 

Zusätzliche Details sind der angegebenen Literatur zu 

entnehmen. 

Gold wurde im Kanton Schwyz nie gefunden. Trotzdem 

ist der Kanton Schwyz nicht ganz so arm an Rohstoffen, 

wie man meint. Eisenerz wurde während einiger 

Jahre in Lauerz abgebaut (Kap. 3.2.2). Kohle 

wurde in Notzeiten zum Teil genutzt. Zu Beginn des 

letzten Jahrhunderts (1925–28) wurde in der Linthebene 

bei Tuggen 1647 m tief nach Erdöl gebohrt, um 

Aufschluss über dessen Vorkommen in der subalpinen 

Molasse zu erhalten (BRAUN 1925, OCHSNER 1975). 

Die Ölspuren waren sehr gering, und eine wirtschaftliche 

Nutzung hätte sich nie gelohnt. Gasvorkommen in 

Spuren sind im Kanton Schwyz mehrere bekannt. Bei 

Sondierbohrungen in Nuolen (KOPP 1955, SCHUPPLI 

1952) wurde Erdgas festgestellt. Auch beim Bau des 

Druckstollens für das Kraftwerk Wägital ist Erdgas 

(Methangas) ausgetreten (SCHARDT 1924). Austritte im 

Abb. 1.32 Aufgelassener Steinbruch in den Sandsteinen der 

Oberen Meeresmolasse in Freienbach 

32 

Lauerzersee (Kap. 3.2.3) dürften mit der Grenze zwischen 

Äusserer Einsiedler Schuppenzone und subalpiner 

Molasse in Zusammenhang stehen. 

Mineralische Rohstoffe werden vor allem für das Baugewerbe 

abgebaut. Viele kleinere Steinbrüche konnten 

nicht überleben. Ihre qualitativ guten Bereiche waren 

erschöpft oder sie kamen mit dem Grundwasserschutz 

in Konflikt. Sie haben als sogenannte „aufgelassene“ 

Steinbrüche nur noch historische Bedeutung. Im Gebiet 

Bäch, Freienbach und Wollerau gehören mehrere 

Steinbrüche in Sandsteinen der Oberen Meeresmolasse 

der Vergangenheit an (Abb. 1.32). Lockermaterial 

aus Moränen oder glazialen Schotterablagerungen 

wurden in Schindellegi, Hurden und Reichenburg 

abgebaut. DE QUERVAIN (1969) liefert eine interessante 

Zusammenstellung inklusive heute geschlossener 

Steinbrüche. Standorte, an denen heute noch abgebaut 

wird, und die Verwendung der verschiedenen Rohstoffe 

sind in KÜNDIG et al. (1997) zusammengestellt. 

Tab. 1.6 gibt eine Übersicht über die wichtigen Steinbrüche 

im Kanton. 

Die Verfügbarkeit von Trinkwasser ist vom Gesteinsuntergrund 

abhängig. Früher wurde Wasser aus Bächen 

und Flüssen genutzt, bis man merkte, dass dies 

nicht ganz unproblematisch ist. Später verwendete 

man vor allem Quellwasser. Nicht alle Quellen sind 

zuverlässige Wasserlieferanten. Vor allem Karstquellen 

eignen sich schlecht. Das Wasser fliesst in Höhlensystemen 

schnell (bis einige km pro Tag) und wird auf 

dem Weg kaum gereinigt. Entsprechend anfällig sind 

Karstquellen auf Verschmutzungen. Weitaus sicherer 

ist die Nutzung von Grundwasser in Lockergesteinen. 

Das Grundwasser bildet sich durch versickernde Niederschläge, 

Wasser aus Seen und Flüssen. Das Wasser 

fliesst nur wenige Meter pro Tag durch das Lockermaterial 

und wird dabei gefiltert und gereinigt. Pumpwerke 

fördern es für den Gebrauch an die Oberfläche. 

Es gilt daher zum Grundwasser Sorge zu tragen. Die 

Ausscheidung spezieller Schutzzonen mit Nutzungseinschränkungen 

soll helfen, die Qualität des Grundwassers 

zu erhalten oder zu verbessern. 

Zwei grosse Grundwasservorkommen im Kanton 

seien erwähnt: der Felderboden zwischen Schwyz 

und Brunnen und das Rothenthurmer Moor zwischen 

Altmatt und Biberbrugg. Beides sind mit 

Lockermaterial aufgefüllte Felströge. Am Ende der 

Eiszeiten schmolzen die Gletscher zurück: Moränen, 

Schottermaterial und Hangschutt von den Talflanken 

füllten die verbliebenen Täler und Tröge. Im Felderboden 

konnten durch Bohrungen und Geoelektrik gegen 

100 m mächtige grundwasserführende Lockergesteine 

festgestellt werden. Sondierbohrungen im Rothenthur-

Steinbruch / Kiesgrube Gestein Verwendung 

Guntliweid (Nuolen) Untere Süsswassermolasse Bruchsteine, Abdeckplatten 

Tuggen-Wangen Glaziale Schotter Kies, Sand 

Chalch (Einsiedeln) Einsiedler Schuppenzone Blocksteine, Schotter, Kies, Sand (gebrochen) 

Trachslau-Alpthal Eiszeitliche Kiesterrasse Kies, Sand 

Steinbruch Nägeli (Brunnen) Tonig-mergelige Schiefer (Helvetikum) Tonig-mergeliger Anteil für Zementproduktion 

Kalksteinbruch Hettis-Dieggis (Brunnen) Kalksteine (Helvetikum) 

mer Moor ergaben, dass zwei durch eine siltig-tonige 

Zwischenschicht getrennte Grundwasserleiter übereinander 

liegen (Abb. 1.33). 

Quellwasser kann nicht nur zur Wasserversorgung 

genutzt werden. Je nach Mineralgehalt verspricht der 

Mensch sich heilende Wirkung. Mineralien, die im 

Wasser gelöst sind, hängen vom Gestein ab, in welchem 

das Wasser zirkuliert. Die „Berggeist-Quelle“ 

zwischen Fuederegg und Oberiberg enthält viel 

Schwefelwasserstoff, wie bereits der Geruch nach faulen 

Eiern verrät. Der Schwefel stammt vom Gips, 

durch den das Wasser sickert. Historisch von Bedeu- 

Schotter, Kies (gebrochen), Kalk-Anteil 

für Zementproduktion 

Zingel (Schwyz) Kieselkalk, Schrattenkalk (Helvetikum) Schotter, Kies, Sand (gebrochen), Splitt 

Tab. 1.6 Eine Auswahl noch in Betrieb stehender Steinbrüche und Kiesgruben 

tung ist die Schwefelquelle im Schlapprig bei Egg 

(WERNER-KARL KÄLIN 1982). Sie wurde gefasst und 

noch in der zweiten Hälfte des 19. Jahrhunderts bei 

Magen- und Darmerkrankungen aufgesucht (OCHSNER 

1907). Seit dem Stau des Sihlsees ist die Fassung nur 

noch bei Niedrigwasser sichtbar. 

Dass einige Quellen im Kanton sich zu Badekurorten 

entwickelten, wissen die wenigsten. Heilquellen und 

Bäder in Seewen wurden vom 18. bis anfangs 20. Jahrhundert 

genutzt (AMSTUTZ 1989). Im 19. Jahrhundert 

blühte das Bad Nuolen (J. HEIM 1981), dessen Wasser 

schwach eisenhaltig war. Innerthal im Wägital wollte 

den Nuolenern nicht nachstehen und begann die 

Fläschlochquelle (sie liegt heute unter dem Seespiegel) 

zu nutzen. Diese Karstquelle zeichnete sich durch 

Abb. 1.33 Schematischer Querschnitt durch die Talung von Rothenthurm. Zwei Grundwasserleiter sind durch eine siltig-tonige Zwischenschicht 

getrennt. 

33

esonders reines Wasser aus (MÄCHLER 1983) und verhalf 

Mensch und Tier zur Linderung verschiedener 

Gebrechen. Der Badekurort Innerthal erlebte seinen 

Höhepunkt Ende 19. anfangs 20. Jahrhundert. 

1.9 Zusammenfassung und Ausblick 

Der Kanton Schwyz ist, geologisch betrachtet, sehr 

vielfältig. Er liegt im Grenzbereich zwischen dem Mittelland 

und dem kompliziert strukturierten Alpengebirge. 

Die Vielzahl geologischer Einheiten hat eine 

komplizierte Geologie zur Folge, was sie zugleich äusserst 

interessant gestaltet. Der Kanton befindet sich 

zudem im Grenzgebiet zweier grosser eiszeitlicher 

Gletscherströme. Der Linth- und der Muota/Reuss- 

Gletscher überprägten die Landschaft. Die Geologie 

des Kantons ist nichts anderes als ein grosses Puzzle, 

das es zusammenzusetzen gilt. Wer es zusammengefügt 

hat, versteht nicht nur die Geologie des Kantons, 

sondern einen Grossteil der Geologie überhaupt. 

Der Kanton Schwyz beheimatet geologische Kostbarkeiten, 

die wichtige Erkenntnisse zur Geologie lieferten. 

Zu erwähnen sind vor allem der Roggenstock und 

die Mythen als Klippen, die Einsiedler Schuppenzonen 

mit den verschuppten Nummulitenkalkbänken 

und die helvetischen Decken. Wertvolle Edelsteine 

hingegen kann er nicht liefern. Genügend Trinkwasser 

ist ein versteckter, lebenswichtiger, nicht zu unterschätzender 

Reichtum. 

Das Wissen über die Geologie konnte nur in jahrelanger 

Beobachtung und Forschung gesammelt werden. 

Die geologische Forschung in der Schweiz und damit 

auch jene im Kanton Schwyz kann auf gegen 300 

Jahre intensive Tätigkeit zurückblicken (Zusammenfassungen: 

KAUFMANN 1876, BUCK 1936, JEANNET 

1941). Das geologische Wissen und das geologische 

34 

Weltbild entwickelten sich in dieser Zeit enorm. Schon 

früh wurde erkannt, dass die versteinerten Fische nicht 

von einer Sintflut stammen. Erst knapp ein halbes 

Jahrhundert ist vergangen seit der Anerkennung der 

Plattentektonik. Forschen bedeutet, kritisch zu sein. 

Gerade im Zusammenhang mit Neuaufnahmen geologischer 

Kartenblätter der Region müssen die alten 

Grundlagen neu überdacht werden. Es gilt, alte 

Ansichten zu hinterfragen und bei Bedarf zu korrigieren. 

Auch neue Ideen, von denen man heute überzeugt 

ist, können sich als unkorrekt herausstellen. 

Erd- und Landschaftsgeschichte sind und bleiben 

historische Wissenschaften. Geologie ist insofern 

schwierig, da vieles unter Gesteinsschutt und Vegetation 

verborgen liegt. Moderne Untersuchungsmethoden 

wie Radar- und Satellitenmessungen oder seismische 

Untersuchungen eröffnen neue Perspektiven. 

Doch sind – bei all dem faszinierenden Neuen – 

sorgfältige, oft mühsame und zuweilen nicht ganz 

ungefährliche Feldbeobachtungen unabdingbar. Die 

geologische Forschung der Zukunft muss beides 

beinhalten: Feldbeobachtungen unter Einbezug neuer 

Mess- und Auswertmethoden. Zugleich gilt es, in 

allen Sparten der Erdwissenschaften und verwandten 

Wissensgebieten, in Klimatologie und Biologie als 

Paläo-Klimatologie und Paläo-Biologie, die Anstrengungen 

zu vertiefen. Wie die erdgeschichtlichen 

Abläufe in der Natur, so ist auch ihre Erforschung nie 

beendet. Sie fasziniert uns immer wieder aufs Neue 

und entschädigt unsere Mühen mit dem Lohn der 

Erkenntnis. 

Stefan Lienert gebührt Dank als Initiator und Herausgeber dieser 

Publikation. Er gab die Anregung zum vorliegenden Artikel. 

Jakob Gasser lockerte diesen Artikel mit seinen erklärenden 

Zeichnungen auf. Wertvolle Anregungen zum Entwurf und zur 

Korrektur lieferte Maria Schönbächler. Ihnen beiden sei für ihre 

Mitarbeit herzlich gedankt. Elsbeth Kuriger dankt Beat Rick, 

Helmut Weissert, Andreas Wildberger und Christian Schlüchter 

für ihre Unterstützung. René Hantke schliesst Heinz Winterberg 

in diesen Dank ein.

2 Grundlagen für ein Geotopinventar Kanton Schwyz 

Arbeitsgruppe Geotopinventar Kanton Schwyz: 

René Hantke, Karl Faber, Jakob Gasser, Stefan Lienert, Josef Stirnimann, Heinz Winterberg 

2.1 Allgemeines 

Naturkundlich wertvolle Landschaften und Naturdenkmäler 

können gemäss Bundesgesetz über die Raumplanung 

Art. 17 unter Schutz gestellt werden, um der Nachwelt 

erhalten zu bleiben. Ein entsprechendes Inventar 

bietet die Grundlage, lokale (kommunale), regionale 

(kantonale) oder nationale Schutzzonen auszuscheiden. 

Viele Aspekte des Natur- und Landschaftsschutzes sind 

bereits verwirklicht (z.B. Moorschutz). Hingegen sind 

Zeugen der Erd- und Landschaftsgeschichte und ihre 

Nutzung bisher unvollständig erfasst und kaum in den 

Natur- und Landschaftsschutz integriert worden. Aus 

diesem Grunde wurde 1995 die Arbeitsgruppe Geotopschutz 

Schweiz gegründet. Die Zielrichtungen und 

die Rahmenbedingungen für den Schutz erdwissenschaftlicher 

Objekte formulierte sie im Bericht „Geotope“ 

(STRASSER et al. 1995). Einleitend heisst es: 

«Geotope sind erdwissenschaftlich wertvolle Teile 

der Landschaft. Sie schliessen Berge, Hügel, Täler, 

Moränenwälle, Schluchten, Höhlen, Karstphänomene, 

Ufergebiete, Steinbrüche, Kiesgruben, Bergwerke, 

Strassen- und Wegabschnitte oder Findlinge 

ein, welche eine Situation oder Begebenheit aus der 

Vergangenheit der Erde oder aus der Geschichte des 

Lebens und des Klimas in typischer und anschaulicher 

Weise dokumentieren. Geotope ermöglichen es, 

die räumlich-zeitliche Entwicklung einer Region, die 

Bedeutung der Oberflächenprozesse und die Wichtigkeit 

der Gesteine als formende Elemente der Landschaft 

zu erfassen. In diesem Sinne stellen Geotope 

Naturdenkmälder dar, welche sowohl für die Öffentlichkeit 

wie auch für die Wissenschaft von grossem 

Wert oder sogar unentbehrlich sind. 

Geotopschutz erfüllt verschiedene Aufgaben: 

Erhaltung wissenschaftlich relevanter Aufschlüsse 

oder Landschaftsteile (z.B. Typlokalitäten, Fossilfundstellen, 

geomorphologisch ausgepägte Stadien 

von Gletschern); 

Dokumentation, Sicherung, Erschliessung und 

Unterhalt didaktisch geeigneter Aufschlüsse oder 

geologischer Lehrpfade.» 

Das Ziel der Arbeitsgruppe Geotopinventar Kanton 

Schwyz ist es, Grundlagen für einen umfassenden 

Natur- und Landschaftsschutz zu liefern, auf Zeugen 

der Erdgeschichte hinzuweisen und mitzuhelfen, diese 

für die Wissenschaft und die Öffentlichkeit zu erhalten. 

2.2 Definitionen 

Im Bericht des Arbeitsgruppe Geotopschutz Schweiz 

(STRASSER et al. 1995) werden die Begriffe Geotop 

und Geotopschutzgebiet definiert: 

«Geotope sind räumlich begrenzte Teile der Geosphäre 

von besonderer geologischer, geomorphologischer 

oder geoökologischer Bedeutung. Sie beinhalten 

wichtige Zeugen der Erdgeschichte und 

geben Einblick in die Entwicklung der Landschaft 

und des Klimas.» 

«Geotope sind der Nachwelt zu erhalten. Sie sind 

vor Einflüssen zu bewahren, die ihre Substanz, 

Struktur, Form oder natürliche Weiterentwicklung 

beeinträchtigen.» 

«Geotopschutzgebiete sind operative Bereiche, in 

denen bestimmte Vorschriften oder Massnahmen 

zur Erhaltung oder Pflege von Geotopen erlassen, 

angeordnet oder ergriffen werden sollen. 

Geotopschutzgebiete sind, gestützt auf Geotopinventare, 

im Raumplanungsverfahren auszuscheiden 

und mit der nötigen Verbindlichkeit festzulegen. 

Die Aufnahme von Geotopschutzgebieten in geltende 

Raumplanungsinstrumente wie Richt- und 

Nutzungspläne, Schutzverordnungen usw. dokumentiert, 

dass neben dem rein wissenschaftlichen 

auch ein breiter abgestütztes öffentliches Interesse 

an der Geotoperhaltung besteht.» 

Geotope können von ihrer Entstehung sowie ihrem 

Charakter her in drei Gruppen aufgeteilt werden: 

1) Aufschlüsse von Gesteinen, Böden, Mineralien und 

Fossilien sowie deren Lagerungsverhältnisse und 

Strukturen, wobei zu unterscheiden ist zwischen 

a) durch natürliche Prozesse entstandenen Standorten 

(Hanganrisse, Felswände, Prallhänge, 

Bachprofile etc.) und 

35

) von Menschen geschaffenen (anthropogenen) 

Aufschlüssen (Steinbrüche, Bergwerke, Sand-, 

Ton- und Kiesgruben, Strasseneinschnitte etc.) 

2) Durch natürliche Vorgänge entstandene Formen an 

der Erdoberfläche (Verwitterung – Erosion – Ablagerung) 

3) Natürliche Quellen und Wasserfassungsanlagen 

Unterschieden wird ferner zwischen aktiven Geotopen, 

die heute geologisch noch aktiv sind, und 

passiven Geotopen, die eine statische Momentaufnahme 

der Erdgeschichte verkörpern und sich 

während eines Menschenlebens unwesentlich verändern. 

Die Arbeitsgruppe Geotopschutz Schweiz schlägt vor, 

acht Geotoptypen zu unterscheiden, die von ihrer 

wissenschaftlich pädagogischen Aussage her verschieden 

sind: 

A Lagerungsverhältnisse, Deformationsstrukturen, 

Tektonik 

B Paläontologie, Fossilfundstelle 

C Mineralogie, Petrographie, Geochemie 

D Historischer Bergbau, Monumente, Geschichte der 

Erdwissenschaften 

E Sedimentologie, Sedimentstrukturen, Aktuogeologie 

F Stratigraphie, Typlokalität, lithostratigrafisches 

Richtprofil 

G Geomorphologie, Landschaftsform 

H Hydrogeologie, Quelle 

2.3 Arbeitsablauf 

Die Arbeitsgruppe Geotopinventar Kanton Schwyz 

der Schwyzerischen Naturforschenden Gesellschaft 

SzNG begann ihre Arbeit im Herbst 2000 und schloss 

sie Anfang 2003 weitgehend ab. Sie hielt sich an die 

Grundlagen und Rahmenbedingungen der Arbeitsgruppe 

Geotopschutz Schweiz. 

36 

In der ersten Bearbeitungsphase wurden interessante 

und schützenswerte Objekte und Landschaften ermittelt, 

inventarisiert und beschrieben. Das Erfassen der 

Geotope durch die Mitglieder der Arbeitsgruppe 

erfolgte aufgrund der Kenntnisse, Unterlagen und 

vieler Begehungen. Entscheidend waren das grosse 

Wissen von Prof. Dr. René Hantke, seine langjährige 

geologische Tätigkeit im Kanton Schwyz und besonders 

die Aufnahmen für den Geologischen Atlas der 

Schweiz 1:25'000 der Blätter 1132 Einsiedeln, 1151 

Rigi, 1152 Ibergeregg, 1153 Klöntal, 1172 Muotatal 

und 1173 Linthal (alle heute abgeschlossen – HANTKE 

et al. 2002Ka-f). In einem zweiten Schritt wurden die 

verschiedenen Objekte bewertet, verglichen und eingeteilt 

in Standorte von L (lokaler, kommunaler), R 

(regionaler, kantonaler), N (nationaler) und I (internationaler) 

Bedeutung. 

2.4 Ergebnisse 

Es wurden 177 Objekte genauer untersucht und bearbeitet. 

Die Bewertung nach lokaler (L), regionaler (R), 

nationaler (N) und internationaler (I) Bedeutung ist 

zum Teil fliessend (N/R oder R/L) und soll bei einer 

späteren Weiterbearbeitung endgültig festgelegt werden. 

Bei der folgenden tabellarischen Auswertung 

wurden die als „fliessend“ beurteilten Objekte der 

höheren Bedeutung zugeteilt. Die Einteilung in die 

Geotoptypen A–H ist nicht immer eindeutig. Ein Geotop 

kann mehreren Typen zugeteilt werden. Zum Beispiel 

haben die Fläschliloch- und Hundslochquelle im 

Wägital (Kap. 1.5.1) geohistorische Bedeutung (D). 

Quellen werden zudem der Hydrogeologie (H) zugeordnet. 

Für die tabellarische Auflistung wurde der 

Geotoptyp H gewichtet. 

Die Ergebnisse seien anhand einiger Beispiele erklärt. 

Die vier international bedeutenden Geotope sind der 

Goldauer Bergsturz (Kap. 3.7), das Höllloch inklusive 

Karstwasserquellen des Höllloch-Höhlen-Systems 

(Kap. 1.5.1), die Mythen und der Roggenstock als 

Geotoptyp Bewertung 

I N R L Total 

international national regional/ lokal/ 

kantonal kommunal 

A Strukturgeologie − Tektonik 2 4 31 20 57 

B Paläontologie − Fossilien − − 8 1 9 

C Mineralogie − Petrographie − − 1 − 1 

D Geohistorische Objekte − 3 4 2 9 

E Sedimentologie − Aktuogeologie − − 1 2 3 

F Stratigraphie − Typlokalität − 3 14 6 23 

G Geomorphologie − Landschaft 1 8 27 27 63 

H Hydrogeologie 1 2 6 3 12 

Total 4 20 92 61 177 

Tab. 2.1 Einteilung der 177 Objekte in Geotoptypen und Bewertung

edeutende Klippen (Kap. 1.3.5). Diese Objekte sind 

selbst im internationalen Vergleich einzigartig. Von 

nationaler Bedeutung ist die Äussere Einsiedler 

Schuppenzone beim Steinbachviadukt des Sihlsees 

(Kap. 1.3.4). Für die Schweizer Geologie ist sie von 

grosser Bedeutung, nicht aber im internationalen Vergleich. 

Die Typlokalitäten der Gesteinsformationen 

sind alle von nationaler oder regionaler Bedeutung. 

Beispielsweise stammt der Formationsname „Seewer 

Kalk“ von der für diesen Kalk typischen Ausbildung in 

Seewen. Andere Formationen wie die Drusberg- 

Schichten, die Wang-Schichten, der Burg-Sandstein 

usw. haben ihre Typlokalität ebenfalls im Kanton 

Schwyz. Regional oder lokal bedeutend sind Scherstörungen 

oder Moränen als eiszeitliche Relikte. Die 

Ergebnistabelle zeigt, dass die meisten Geotope von 

regionaler oder lokaler Bedeutung sind und den Themen 

A Strukturgeologie − Tektonik (Beispiel Scherstörungen) 

oder G Geomorphologie − Landschaft 

(Beispiel Moränen) zugeordnet worden sind. Nachfolgend 

sind 13 der 177 gegenwärtigen Objekte in der 

Originalfassung des Inventars als Beispiele aufgeführt. 

2.5 Weiteres Vorgehen 

Die vorliegenden Grundlagen (Stand 30.10.2002) bilden 

die Basis für eventuell später zu ergänzende Arbeiten 

– der Arbeitsgruppe Geotope BUWAL/LHG (GER- 

BER & GSTEIGER 2000) für ein Konzept zum Schutz 

Abb. 2.1 Anzahl Geotope (Objekte) pro Gemeinde 

der Geotope von internationaler und nationaler 

Bedeutung 

– für zukünftige Schutzprojekte von regionaler oder 

lokaler Bedeutung durch Kanton und Gemeinden. 

Die kopierten Originalakten des Inventars inklusive 

Beilagen werden dem Justizdepartement des Kantons 

Schwyz zuhanden des Amtes für Raumplanung für 

Entscheide über das weitere Vorgehen im Geotopschutz 

übergeben. Für die Gemeinden interessante 

Unterlagen werden als Information den Gemeindebehörden 

übergeben. Die Originalakten bleiben bei 

der Schwyzerischen Naturforschenden Gesellschaft 

SzNG. 

Den Originalakten und der Kopie für das Justizdepartement 

werden noch folgende Unterlagen beigelegt: 

– Zwei Kataloge der Fossilien Kanton Schwyz, 1. 

Wirbeltiere (Fische), 2. Wirbellose Tiere. Universität 

Zürich, Paläontologisches Institut und Museum 

Zürich, Dr. Heinz Furrer 

– Liste der wichtigsten im Kanton Schwyz entdeckten 

und erforschten Höhlen. Gemeinsame Arbeit 

von Dr. Andreas Wildberger, Geologe mit Höhlenforschern 

aus dem Kanton Schwyz. 

Dank 

Daniel Bollinger, Max Kobel, Elsbeth Kuriger, Josef Kuster (†), 

Beat Rick, Conrad Schindler, Maria Schönbächler, Jörg Uttinger 

und Andreas Wildberger stellten ihre Kenntnisse der Geologie 

des Kantons Schwyz zur Verfügung und halfen bei der 

Bewertung der Geotope mit. Ihnen allen sei herzlich gedankt. 

37

2.6 Liste der 177 erfassten Geotope (Stand 31.10.2002) 

Stamm-Nr. / 

Gemeinde 

1301 - 1 - G 

Einsiedeln 

1301 - 2 - G 

Einsiedeln 

1301 - 3 - G 

Einsiedeln 

1301 - 4 - G 

Einsiedeln 

1301 - 5 - G 

Einsiedeln 

1301 - 6 - G 

Einsiedeln 

1301 - 7 - G 

Einsiedeln 

1301 - 8 - D F 

Einsiedeln 

1301 - 9 - B D F 

Einsiedeln 

1301 - 10 -A F H 

Einsiedeln 

1301 - 11 - H 

Einsiedeln 

1311 - 1 - A 

Gersau 

1311 - 2 - A G 

Gersau 

1311 - 3 - A D 

Gersau 

1311 - 4 - G 

Gersau 

1311 - 5 - F 

Gersau 

1321 - 1 - G 

Feusisberg 

1321 - 2 - G 

Feusisberg 

1321 - 3 - G 

Feusisberg 

1321 - 4 - A 

Feusisberg 

1322 - 1 - D F 

Freienbach 

1322 - 2 -A D F 

Freienbach 

38 

Lokalität Koordinaten Stufe Geotop-Kurzbezeichnung 

Schlänggli– 

Moos–Bennau 

Chrüzweid– 

Chatzenstrick 

Altberg 

Schwantenau 

S des Etzel und 

Tüfelsbrugg 

696 000 - 697 500/ 

222 000 - 223 200 

696 475 - 697 675/ 

220 150 - 221 800 

697 625 - 700 350/ 

222 950 - 225 050 

700 200 - 701 150/ 

224 700 - 225 950 

Chörnlisegg 602 600 - 703 900/ 

224 350 - 225 100 

Sulzel 702 700 - 703 300/ 

222 000 - 223 075 

Willerzell– 

Rickental 

Steinbruch 

„Chalch“, Gross 

Steinbach– 

Büelhöchi 

Chalberstock– 

Chilentobel 

703 375 - 705 000/ 

220 400 - 221 500 

702 050 - 702 300/ 

217 650 - 217 900 

701 500 - 706 550/ 

217 000 - 219 350 

705 800 - 707 050/ 

217 050 - 217 600 

NNW von Egg 701 540 / 224 910 L Sinterhang mit Sinterquelle. 

Ober Nas– 

Imseli–Bürglen 

(LU) 

Fälmisegg– 

Gersau 

Teuffibach N 

von Gersau 

679 100 - 679 675/ 

205 250 - 205 925 

681 500 - 683 300/ 

204 625 - 207 100 

682 800 - 683 125/ 

205 650 - 206 350 

N Ausfingernde Mittelmoränen des Rothenthurmer Armes des Muota/Reuss-Gletschers 

bei Biberbrugg. 

R Risszeitliche Erratiker auf Mittelmoräne zwischen Alp-Gletscher und Rothenthurmer 

Arm des Muota/Reuss-Gletschers. 

N Auf Altberg-Hinterhorben hinterliess der eingedrungene Linth/Rhein-Gletscher 

eine mächtige Endmoräne, die einen präwürmzeitlichen Kern enthält. 

R Ins Sihltal absteigende Moränenwälle bekunden, dass eine Zunge des Linth/ 

Rhein-Gletschers über den Sattel von St. Meinrad in ein bereits existierendes Tal 

hinunter geflossen ist. 

R Aufgearbeitetes älteres Moränengut ist in junge Moräne eingebunden worden. 

Endlage SW von Buechhalden auf 970 m ü.M. 

L Mittelmoräne zwischen Sihl- und Sulzel-Gletscher. 

R Der durch den ins Hochtal des Sihlsees eingedrungenen Linth/Rhein-Gletscher 

gestaute Sihlgletscher staute seinerseits das aus den Gebieten des Hirzeneggwald, 

Büelhöchi und Dürrgschwend zufliessende Eis bis auf 970 m ü.M. 

R Der Steinbruch „Chalch“ zeigt einen typischen Querschnitt durch die erste Schuppe 

der Äusseren Einsiedler Schuppenzone. Die Hauptmasse der Gesteine besteht 

aus grauen, fossilreichen Nummulitenkalken. 

N Beidseits des Sihlsees sind wissenschaftshistorisch wertvolle Aufschlüsse in den 

Abfolgen der Äusseren Einsiedler Schuppenzone (ÄES) vorhanden. Diese 

umfassen mehrfach sich wiederholende Amdener Schichten-Nummulitenkalke- 

Stad-Mergel. 

Von Bedeutung sind vor allem die Nummulitenkalke mit ihren Fossilhorizonten 

(Steinbach: Nummuliten, Mollusken, Seeigeln) die schon im vorletzten Jahrhundert 

bekannt waren. 

Beim Grenzblatt (Blattverschiebung) in der Willerzellerstrasse sind die mit 25° 

gegen SE einfallenden Nummulitenkalke um fast 10 m gegen N versetzt. 

R An den Alpenrand verfrachtete Schichtfolgen der Silberen-Decke = Aubrig- 

Abfolge. Karstquellen auf der N-Seite des Chalberstocks am Eubach. 

R Grenzblatt in der Urmi-Schuppe. Die Abfolgen der Ober Nas ist gegenüber der 

Abfolge Forstegg–Chrüzegg–Ober Rängg um 400 m gegen NW vorgeschoben 

worden. 

R Zwischen Rigi-Hochflue-Kette und Gersauer Stock wurden Teile der südlichen 

Axen-Decke an Grenzblättern abgeschert und an den Alpenrand verfrachtet. 

N Die Schuppenzone im Teuffibach wurde bereits früh von namhaften Forschern 

untersucht. Sie liegt gut aufgeschlossen am Alpenrand zwischen Scheidegg- 

Molasse und der abgeschobenen Randkette (= von der Axen-Decke abgescherte, 

höhere Einheiten: Bächistock- und Silberen-Schuppe). 

Chindli 684 600 / 204 100 R Unterseeische gegenseitige Stirnmoränen. Der Reuss-Gletscher traf in allen 

Kaltzeiten auf einen von W nach E vorstossenden Engelberg–Brünig-Arm des 

Aare-Gletschers. 

SE des Gätterli 684 625 - 684 900/ 

207 950 - 208 075 

Rossberg– 

Scherenspitz 

694 850 - 695 325/ 

224 650 - 225 650 

Höhronenboden 695 600 - 696 400/ 

224 625 - 225 300 

Etzel-W-Seite 699 550 - 700 200/ 

225 250 - 226 250 

Etzel-Gipfelklippe 

Bäch– 

Freienbach 

Ufenau– 

Lützelau 

Frauenwinkel 

700 125 - 700 950/ 

225 775 - 226 400 

697 650 - 699 775/ 

228 200 - 229 250 

700 875 - 703 250/ 

229 000 - 231 225 

R In der Flysch Abfolge des Gätterli und Chäppeliberg liegen, durch Globigerinenschiefer 

getrennt, Nummulitenkalke Typ Einsiedeln, die an der Basis der Hochflue-Schuppe 

an den Alpenrand verfrachtet worden sind. 

R In den grössten Kaltzeiten bildete sich auf der N-Seite des Höhronen auf dem 

Ober Rossberg eine Mittelmoräne zwischen Eismassen von Gschwänd und der 

Richterswiler Egg. 

R Mittelmoräne Höhronenboden zwischen dem Linth/Rhein-Gletscher und einem 

von der Höhronen-Kette abgeflossenen Höhronen-Gletscher. 

R Zwei Moränenwälle vom Linth/Rhein-Gletscher und von dem über den Pass 

von St. Meinrad zum Sihl-Gletscher übergeflossenen Arm des Linth/Rhein-Gletschers. 

N / R Überschiebung der Etzel-Gipfelklippe und ihre Fortsetzung über Hüllerich, 

Unterschwändi/Oberschwändi-Flügenberg bis Muschelberg. 

R Aufgelassene Steinbrüche im Bächer Sandstein, Strudellöcher im Krebsbach. 

R Zwischen den Inseln Ufenau, Lützelau und Rapperswil haben sich in der Oberen 

Meeresmolasse Querstörungen eingestellt. Im Seefeld und im Frauenwinkel sind 

archäologische Funde gemacht worden.

Stamm-Nr. / 

Gemeinde 

1322 - 3 - G D 

Freienbach 

1323 - 1 - G 

Wollerau 

1323 - 2 - A E 

Wollerau 

1323 - 3 - G 

Wollerau 

1323 - 4 - D F 

Wollerau 

1331 - 1 - A 

Küssnacht 

1331 - 2 - A 

Küssnacht 

1331 - 3 - G 

Küssnacht 

1331 - 4 - D G 

Küssnacht 

1331 - 5 - G 

Küssnacht 

1331 - 6 - G 

Küssnacht 

1331 - 7 - G 

Küssnacht 

1341 - 1 - G 

Altendorf 

1341 - 2 - B 

Altendorf 

1342 - 1 - G 

Galgenen 

1342 - 2 - G 

Galgenen 

1343 - 1 - F 

Innerthal 

1343 - 2 - E 

Innerthal 

1343 - 3 - A G 

Innerthal 

1343 - 4 - H D 

Innerthal 

1343 - 5 - A 

Innerthal 

1343 - 6 - A 

Innerthal 

1343 - 7 - F 

Innerthal 

1345 - 1 - G H 

Reichenburg 

1345 - 2 - H 

Reichenburg 


Halbinsel 

Hurden 

Weberzopf E 

Bhf. Samstagern 

702 300 - 704 000/ 

228 750 - 230 925 

694 850 - 695 050/ 

227 350 - 227 825 

Scheren 695 025 - 695 700/ 

225 550 - 226 200 

Studenbüel 695 850 - 696 600/ 

228 150 - 228 450 

N von Wigarten 697 300 - 697 650/ 

228 125 - 228 425 

Haltikon 672 700 - 676 850/ 

213 650 - 216 700 

N / R Spätglaziale Stirnmoräne des Linth/Rhein-Gletschers: Dahinter Flachwasserbereich 

Rapperswi–Hurden–Pfäffikon. Archäol. Untersuchung, CAVELTI 2002. 

R Schotter, die durch Schmelzwasser verfrachtet worden sind, haben einen Eistunnel, 

ein Os, gefüllt. Im schweizerischen Jungtertiär eher selten. 

R Aktuogeologie: Erosion, Rutschungen, Felsstürze. 

L Studenbüel-Mittelmoräne, drumlinartige Glazialschuttform mit Erratikern, 

L 

bildete sich wahrscheinlich zwischen dem Linth/Rhein-Gletscher und dem bei 

Siebnen zugeflossenen Wägital-Gletscher. 

Aufgelassene Steinbrüche im Bächer Sandstein. 

R Die Scherstörungen beinhalten Geotope in der Steilzone der Unteren Süsswasser- 

Molasse (USM). Sie erfolgten mit der Aufschiebung der Rigi-Rossberg-Schuppe. 

Fossilfundstelle Buseri (spätwürmzeitlicher Wisent). 

Baumgarten 678 675 / 218 050 R Scherstörungen in der Steilzone der USM auf der Halbinsel Chiemen sowie im 

Zuger See-Engnis. 

Eichli bis 

Chrüzegg 

Chrüzboden– 

Chrüzegg 

Ghürschbach 

Fischchratten- 

bach 

677 400 - 678 250/ 

213 950 - 216 500 

676 875 - 679 075/ 

211 975 - 214 900 

R Persistente Mittelmoräne zwischen dem Vierwaldstätter See-Arm und dem Zuger 

See-Arm des Reuss-Gletschers. 

N Mittelmoräne zwischen dem Vierwaldstätter See-Arm des Reuss-Gletschers und 

dem Rigi-Kargletscher, was Granit- und Nagelfluhblöcke belegen. 

Erratischer Granitblock des Reuss-Gletschers. (Albert-Heim-Stein). 

Als der Stau durch das Reuss-Eis wegfiel, stiess das Rigi-Eis durch das Ghürschbachtal 

bis gegen 500 m in die Zuger See-Talung vor, was stirnnahe Moränen 

belegen. 

679 300 / 214 300 L Stirnnahe Seitenmoränen vor 15'000 Jahren vom Fischchratten-Gletscher von 

Rigi Kulm abgelagert. 

Gsteig 675 425 / 215 450 L Strudelloch von Schmelzwässern in der Steilzone der USM. 

Hohle Gasse 676 900 - 677 400/ 

216 350 - 216 600 

Stöcklichrütz 704 125 - 704 950/ 

223 600 - 224 150 

Rinderweidhorn keine - sensibel R Fundstelle fossiler Pflanzen. 

Ober Grabenegg 707 200 - 708 000/ 

223 950 - 224 200 

Pfifegg 707 600 - 708 350/ 

222 400 - 223 075 

Chli und Gross 

Mutzenstein 

Allmeind 

Wägitaler See 

Bockmattlihütte 

Schiberg–Bockmattli 

Hundsloch und 

Fläschloch 

Schwialppass– 

Ochsenkopf 

709 775 - 710 825/ 

214 775 - 215 900 

711 650 - 712 350/ 

215 075 - 216 350 

714 500 - 715 400/ 

217 000 - 218 150 

712 200 / 214 150 

713 200 / 215 550 

710 000 - 713 000/ 

210 500 - 211 550 

Wänifirst 709 050 - 710 000/ 

209 750 - 211 100 

Durgäng 711 700 - 712 575/ 

210 850 - 211 400 

Hirschlen 716 425 - 716 850/ 

226 000 - 226 400 

Reumeren 716 700 - 717 100/ 

226 775 - 226 950 

R In der Hohlen Gasse ist ein Querschnitt durch eine Mittelmoräne zwischen 

Zuger See- und Küssnachter Arm des Reuss-Gletschers aufgeschlossen. 

R Moränen der grössten Vergletscherung des Linth/Rhein-Gletschers. 

R / L Die Moräne der Ober Grabenegg stellt eine Mittelmoräne zwischen Linth/Rhein- 

Gletscher und Eis von der Pfifegg dar. 

R / L Dolinen im Kalksandstein der USM der Pfifegg. 

R Zwischen Schlierenbach und Fläschlihöchi liegt über dem Serhalten-Flysch eine 

Wildflysch Abfolge (Iberg-Mélange) mit Blöcken der Klippendecke. Darüber folgen 

über Amdener- bzw. Wang-Formation Nummulitenkalke von Gross und Chli 

Mutzenstein und Rot Wand. 

L Über Jahre vom Bundesamt für Landestopografie vermessene Horizontal- und 

Vertikalverschiebungen, bis 220 cm/Jahr, bekunden aktuelle Rutschungen im 

moränenbedeckten Flyschgebiet des Wägital. 

R Die Scherstörung zwischen Schiberg und Bockmattli wurde im Eiszeitalter 

ausgeräumt. In der dazwischen entstandenen Hohlform hat sich ein Gletscher 

entwickelt. Zwischen dem Wägitaler-Gletscher und dem zwischen Schiberg und 

Bockmattli zufliessenden Ast des Trepsen-Gletschers hat sich eine persistente 

Mittelmoräne gebildet. 

N Stromquellen mit stark unterschiedlicher Wasserführung. Die beiden Quellen 

hängen miteinander zusammen. 

R / L Von Scherstörungen durchsetzte Umbiegung in der südlichen Rederten-Scholle 

zwischen Schwialppass und Ochsenchopf. Die Scherstörungen durchziehen die 

Oberalp vom Nollen bis ins Quellgebiet des Brüschbach. 

R / L Markante Scherstörungen im E-Ende der Drusberg-Decke zwischen Wänifirst 

und Fulberg. 

R / L Typlokalität der Dur(ch)gäng-Schichten, glaukonitische Mergel. Schichtglied 

in der unteren Garschella-Formation der Luitere-Fossilschicht. 

L Grundwasser und Abbauwände der ehemaligen Kiesgrube Hirschlen. 

R / L Altlauf der Linth mit offenen Wasserflächen. 

39

Stamm-Nr. / 

Gemeinde 

1345 - 3 - A 

Reichenburg 

1346 - 1 - G 

Schübelbach 

1346 - 2 - A 

Schübelbach 

1346 - 3 - A 

Schübelbach 

1347 - 1 - F 

Tuggen 

1347 - 2 - G 

Tuggen 

1347 - 3 - G H 

Tuggen 

1347 - 4 - A 

Tuggen 

1347 - 5 - A 

Tuggen 

1347 - 6 - H 

Tuggen 

1347 - 7 - G 

Tuggen 

1348 - 1 - A 

Vorderthal 

1348 - 2 - A 

Vorderthal 

1348 - 3 - F 

Vorderthal 

1349 - 1 - C 

Wangen 

1349 - 2 - B E 

Wangen 

1361 - 1 - G 

Alpthal 

1361 - 2 - F 

Alpthal 

1362 - 1 - F G 

Arth 

1362 - 2 - G 

Arth 

1362 - 3 - G 

Arth 

1362 - 4 - G E 

Arth 

1362 - 5 -B D G 

Arth 

1362 - 6 - D G 

Arth 

1362 - 7 - B 

Arth 

1362 - 8 - A F 

Arth 

1363 - 1 - A G 

Illgau 

40 


Lauihöchi/ 

Lachen 

Ebnet, Oberluft, 

Sampel 

W-Ende des 

Chöpfenberg 

Stockberg– 

(Austock) 

Buechberg 

Steinbrüche 

Buechberg 

Erratiker 

715 000 - 716 050/ 

221 675 - 222 400 

714 700 - 715 000/ 

226 000 - 226 250 

714 600 - 715 300/ 

218 850 - 219 800 

710 825 - 711 900/ 

223 050 - 223 950 

712 050 - 714 075/ 

229 550 - 230 375 

711 125 - 716 000/ 

228 650 - 230 400 

Alter Linth-Lauf 714 850 - 715 250/ 

229 675 - 230 050 

Buechberg– 

Grinau 

710 400 - 716 100/ 

228 475 - 230 700 

E Höchegg 713 775 - 714 125/ 

229 450 - 229 750 

Chränest– 

Rütihof 

Rosenbergerhof 

713 750 - 713 925/ 

227 600 - 227 900 

712 900 - 713 200/ 

227 400 - 227 800 

Spitzberg 710 875 - 711 750/ 

220 000 - 220 875 

Klein Aubrig 

Gross Aubrig 

707 625 - 712 975/ 

217 750 - 219 375 

S der Sattelegg 706 850 - 707 825/ 

219 450 - 220 000 

Rüti 710 200 - 710 425/ 

228 525 - 228 650 

Guntliweid 711 200 - 711 500/ 

229 325 - 229 525 

Gspaa 695 100 - 696 000/ 

209 800 - 210 500 

Zwäckenalp– 

Brünnelistock 

697 275 - 697 950/ 

208 850 - 209 225 

Rigi 678 250 - 681 900/ 

210 150 - 213 050 

Staldi–Dächli 681 600 - 682 300/ 

210 675 - 211 300 

Rufiberg P. 1061 684 000 - 684 500/ 

215 250 - 216 475 

Rigi- 

Scheidegg 

681 800 - 683 100/ 

208 300 - 209 800 

Gnipen 685 200 - 685 550/ 

213 750 - 215 000 

Goldauer- 

Bergsturz 

638 050 - 688 500/ 

209 850 - 215 100 

L Scherstörung im Zusammenhang mit Spitzberg-Abscherung. 

L Die Schottervorkommen auf der SW-Seite des Buechberg sind wohl als ältere 

von Linth- und Wägitaler Gletscher gestaute Kame-Schotter und verschwemmte 

Mittelmoränen zu deuten. 

R Scherstörungen am W-Ende des Chöpfenberg. Die Abfolge ist im Gebiet des 

Klausenpasses von der Griessstock-Decke abgerissen, unter der Axen-Decke von 

ihrer Unterlage abgeschert und an den Alpenrand verfrachtet worden. 

L Am Westende des Stockberg zeichnet sich in der subalpinen Molasse eine formschöne 

nach N überkippte Synklinale ab. 

L Aufgelassene Steinbrüche im Granitischen Sandstein am Nord- und Südhang des 

Buechberg. Bereits im ausgehenden Mittelalter wurden Sandsteine gebrochen und 

mit Schiffen vor allem nach Zürich geliefert. 

L Auf dem Buechberg liegen zahlreiche Erratiker (vorwiegend Verrucano-Blöcke), 

die in Mittelmoränen auf dem Rücken des Linth/Rhein-Gletschers auf der 

Molasse-Synklinale des Buechberg auf Grund gelaufen sind. 

R Zwischen Walensee und Zürichsee lag noch im frühen Mittelalter ein flachgründiger 

See (Tuggener See). Dieser verlandete im Laufe der Zeit; hinterliess Restseen 

zwischen denen Linth und Maag sich durchwanden. 

L Die Molasse-Synklinale des Buechberg findet an der Grinau (E-Ende des Buechberg) 

ein durch zwei Scherstörungen bedingtes plötzliches Ende. 

L Abrisszone einer grossen Rutschung. 

L Wasserlöcher; Sand und Silt führende Wasseraustritte; Tagbrüche. 

L Lehmgrube Rosenberg der ehemaligen Zürcher Ziegeleien. 

R Die gegen S abdrehenden Schichten der Unteren Süsswassermolasse reissen am 

Ostende ab und erscheinen wieder N des Trepsentales. 

R Zwischen Chalberstock (Bezirk Einsiedeln), dem Chli Aubrig und Gugelberg 

wurden die Silberen-Decken im Rossmattertal abgeschert und an den Alpenrand 

verfrachtet. 

L S der Sattelegg, auf Hinter Sattelegg zwischen Wicherten und Wangner Hüttli, 

liegen mehrere Schuppen von Einsiedler Nummulitenkalk mit Stad-Mergeln. 

R Letztinterglaziale Schieferkohle in den Schottern von Wangen. Zwischen Wangen 

und Nuolen ist noch ein letzter bescheidener Rest von Schieferkohle im Verband 

erhalten. 

R Im Steinbruch Guntliweid kam beim Abbau der Unteren Süsswassermolasse 

(USM) eine reiche fossile Flora zum Vorschein: nebst Campherbäumen, ein 

Zapfen einer Goldtanne. 

L Moränen eines spätglazialen Zwüschet-Mythen-Gletschers, welcher von der 

N-Seite des Grossen Mythen und von der SE-Seite des Kleinen Mythen genährt 

wurde. 

R Auf der Zwäckenalp finden sich mehrere isolierte Reste von Trias der Klippen- 

Decke mit Kalkalgen (Diploporen) und Bryozoen. 

R Nagelfluh-Abfolge. Auf der SE-Seite von Rigi-Kulm zeichnen sich in der USM 

Bergzerreissungen ab. Nagelfluhplatten lösen sich längs Klüften und gleiten ab. 

L Die Blöcke stammen aufgrund der Vergesellschaftung mit vielen Taveyanne- 

Sandsteinen aus dem Schächental und Gruontal. 

R Mittelmoräne zwischen Zuger See-Arm des Reuss-Gletschers und des Gletschers 

vom Gnipen. Dies belegen Nagelfluhblöcke von der Gnipen-Seite. 

R Abfolgen der Scheidegg-Nagelfluh, der höchsten Serie der Rigi-Schüttung, die 

auf der S-Seite der Scheidegg (Burggeist-Windegg) versackt sind und stellenweise 

langsam talwärts gleiten. 

R Im Bergsturz-Anrissgebiet und im Trümmerfeld liegen, am Rande aufgeschlossen, fossile 

Floren von bemerkenswerten Arten (Baumstrünke, Trittsiegel oligozäner Tiere). 

I Eiszeitliche, nacheiszeitliche und historische Bergstürze am Rossberg, speziell 

Rötener- (1222) und Goldauer- (1806) Bergstürze. 

Zünggelenbach keine - sensibel R Am Zünggelenbach NE von Arth entdeckte E. Baumberger eine fossile Farnflora 

mit Wasserfichte und Ahorn. 

Oberarth– 

Goldau 

Fallenflue– 

Oberberg 

682 900 - 684 350/ 

211 700 - 212 850 

695 150 - 698 600/ 

205 200 - 207 050 

L Nagelfluhbänke und ihre Scherstörungen. 

L Von zahlreichen Scherstörungen durchsetzter Bereich des Fallenflue-Gewölbes 

der Drusberg-Decke mit deutlichen Schichtverstellungen und vielen Dolinen.

Stamm-Nr. / 

Gemeinde 

1364 - 1 - E F 

Ingenbohl 

1364 - 2 - D G 

Ingenbohl 

1364 - 3 - F 

Ingenbohl 

1364 - 4 - H 

Ingenbohl 

1365 - 1 - A 

Lauerz 

1365 - 2 - A D 

Lauerz 

1365 - 3 - A 

Lauerz 

1366 - 1 - G 

Morschach 

1366 - 2 - A 

Morschach 

1366 - 3 - G 

Morschach 

1366 - 4 - F 

Morschach 

1366 - 5 - F 

Morschach 

1367 - 1 - E F 

Muotathal 

1367 - 2 - F 

Muotathal 

1367 - 3 - E G 

Muotathal 

1367 - 4 - G 

Muotathal 

1367 - 5 - A G 

Muotathal 

1367 - 6 - G 

Muotathal 

1367 - 7 - G H 

Muotathal 

1367 - 8 - G 

Muotathal 

1367 - 9 - A 

Muotathal 

1367 - 10 - F 

Muotathal 

1367 - 11 - G 

Muotathal 

1367 - 12 - A F 

Muotathal 

1367 - 13 - D G 

Muotathal 

1367 - 14 - A 

Muotathal 


Spitzeren 685 750 - 686 175/ 

206 750 - 206 825 

Gottertli 686 750 - 687 125/ 

207 300 - 207 575 

R Seit BUXTORF 1916 wird der tiefere Betlis-Kalk der Hochflue-Kette in Spitzeren- 

Kalk und Spitzeren-Mergel unterteilt. 

R Erratiker aus dem Urner Reusstal, transportiert zur Zeit der grössten Vergletscherung. 

Wilerbrugg 688 600 / 206 400 R Flysch-Aufschluss mit Ölquarzit-Geschieben im Dach der Inneren Einsiedler 

Schuppenzone (IES). 

Rotacher– 

Wilen 

689 150 - 689 275/ 

207 000 - 207 125 

S Lauerz 686 675 - 687 400/ 

209 000 - 209 800 

Weidstein– 

Schwanau 

687 700 - 688 650/ 

208 800 - 209 800 

Schwändi 688 400 - 688 700/ 

208 600 - 208 850 

Sisikon– 

Hinter Ibach 

689 050 - 692 450/ 

200 850 - 206 500 

Fronalpstock 690 850 - 691 350/ 

202 050 - 203 300 

Spitzeren–Eu 690 900 - 691 325/ 

203 200 - 204 000 

Furggeli 

P. 1732 

Näppenalp 693 850 - 696 200/ 

202 150 - 203 775 

Mälchstöckli 

P. 1707 

Laubgartenbach 

Planggstock– 

Oberjäntenen 

R Der zurückschmelzende Reuss-Gletscher liess im frühen Spätglazial am Rande 

„Eiskuchen”, sog. Toteis, zurück. Toteis-Hohlform mit gelegentlichem Seelein. 

L Moränenzüge S von Lauerz als Dokument einer Eisrandlage beim Rückzug des 

Reuss-Gletschers. 

R Mehrere Nummulitenkalk-Abfolgen vom Typ Einsiedeln liegen zwischen Otten 

und Schwanau (Eisenerz von Lauerz). 

R Die Schürflinge von Altdorfer Sandstein und Gruontal-Konglomerat stammen aus 

dem Schächental. Sie wurden über dem Flysch abgeschert und an den Alpenrand 

verfrachtet. 

R Im Bereich Sisikon–Morschach–Hinter Ibach liegen massenhaft Erratiker als 

Mittelmoränenreste des Reuss-Gletschers. 

L Aufschiebung innerhalb des Fronalpstock-Gewölbes der Drusberg-Decke. 

L Nischenartige Hohlform im Schrattenkalk der Fronalpfalte (Drusberg-Decke) 

war in N-Exposition von einem Gletscher erfüllt. 

691 700 / 202 050 L Götzis-Schichten, Konglomeratischer Seewer Kalk auf normalem Seewer Kalk. 

696 350 - 696 750/ 

201 550 - 202 100 

696 700 / 202 375 

697 100 - 697 650/ 

202 100 - 203 075 

Schwarzstock 697 450 - 698 350/ 

201 200 - 203 200 

Hellberg 699 375 - 699 950/ 

201 975 - 202 575 

Achslenstock 698 600 - 699 325/ 

199 675 - 200 700 

E Frutt 

bis Hürital 

Höllloch 

Balmblätzen 

Schl. Brunnen 

Fugglen 

Gütschtobel– 

Bawangli 

Wallis, SE von 

Hinterthal 

699 900 - 701 200/ 

202 000 - 202 450 

702 700 / 203 725 

707 200 / 204 350 

702 450 / 203 325 

702 250 / 203 100 

695 700 - 697 050/ 

203 000 - 204 125 

702 150 - 702 550/ 

201 850 - 202 300 

R Im Gebiet Näppenalp–Tröligerwald liegt Nummulitenkalk vom Typ Einsiedeln 

auf Wang-Schichten der Drusberg-Decke. 

R Auf dem Mälchstöckli liegt Wang-Brekzie mit Komponenten von Seewer Kalk, 

Garschella-Formation und oberstem Schrattenkalk. 

Laubgarten-Bach 1420 und 1500 m ü.M. mit Blöcken von Seewer Kalk, Garschella-Formation 

und Oberen Orbitolinenschichten in Wang-Formation. 

R Im Gebiet des Planggstock zeichnen sich zwei Transgressionen ab: Konglomeratischer 

Seewer Kalk (Götzis-Schichten) und Wang-Schichten. 

R Sackungen, die noch immer aktiv sind und wiederholt ins Rambachtobel niedergefahren 

sind, bedeuten für das Dorf Muotathal eine latente Gefahr. 

L Stirnnahe Seitenmoränen. Vom mündenden Bürgeli-Gletscher aus dem Gebiet 

Chaiserstock–Blüemberg. 

R Bei der Überschiebung der Drusberg-Decke wurde die Obere Silberen-Decke im 

Gebiet des Achslenstock und des Blümberg-Höreli in Falten gelegt. 

L Prachtvoll erhaltene spätglaziale Seitenmoräne des Hüri-/Muota-Gletschers. 

I Höllloch und zweiter Eingang in den Balmblätzen. Ausgedehntes Höhlensystem 

in verschiedenen tektonischen Einheiten (Bächistock-Decke, Untere und Obere 

Silberen-Decke, verschiedene Kreidekalke, so im Kontakt mit Drusberg-Schichten 

Schrattenkalk). 

Schlichenden Brunnen: (Balm) Karstwasseraustritt des Höllloch-Höhlensystems, 

Fliesswege aus dem Silberengebiet mit Markierversuch nachgewiesen. 

Fugglen: Karstwasseraufstösse. 

N Karstsystem mit grossen Höhlen, welche eine ausserordentlich grosse Schichtreihe 

(Mittlere Unterkreide bis Alttertiär) durchqueren. 

R Auf Wallis, SE von Muotathal, liegt Kieselkalk der Toralp-Serie auf der Oberen 

Silberen-Decke. 

Grosser Sternen 703 900 / 206 260 R Oolithische Bänke in den Luitere-Mergeln der unteren Garschella-Formation. 

N von 

Wasserberg 

Vorderes 

Bisistal 

Kar des 

Gämsstafel 

702 500 - 704 400/ 

201 000 - 203 100 

702 800 - 704 750/ 

202 250 - 203 350 

706 100 - 707 200/ 

206 300 - 207 100 

Gschwändeigen 704 825 - 705 300/ 

202 850 - 204 300 

R Sackungen auf verschiedenen Gleithorizonten der unteren Kreide sind als höhere 

Elemente der Axen-Decke ins vordere Bisistal niedergefahren. 

R Dreifache Abfolge von Schrattenkalk, Garschella-Formation, Seewer Kalk der 

Bächistock-, Unteren und Oberen Silberen-Decke im E begrenzt durch Aufschiebung 

mit helvetischem Kieselkalk. 

N Typlokalität der Drusberg-Schichten. Nach der Gesteinsabfolge im Gämsstafel 

SE des Druesberg hat ARN. ESCHER (1868) vor 135 Jahren den Begriff der mergelig-siltig 

und siltig-kalkigen Wechselfolge der oberen Unter-Kreide der helvetischen 

Kalkalpen bezeichnet. 

R Von der Drusberg-Decke bei ihrem Vorgleiten in die tektonische Senke der oberen 

Silberen-Decke gepresste Verkehrtserie (Toralp-Element: Helvetischer Kieselkalk 

und Betlis-Kalk). 

41

Stamm-Nr. / 

Gemeinde 

1367 - 15 - G 

Muotathal 

1367 - 16 - A 

Muotathal 

1367 - 17 - A 

Muotathal 

1367 - 18 - G 

Muotathal 

1367 - 19 - A 

Muotathal 

1367 - 20 - A G 

Muotathal 

1367 - 21 - G 

Muotathal 

1367 - 22 - A H 

Muotathal 

1367 - 23 - G 

Muotathal 

1367 - 24 - A 

Muotathal 

1367 - 25 - A 

Muotathal 

1367 - 26 - A B 

Muotathal 

1367 - 27 - A 

Muotathal 

1367 - 28 - A 

Muotathal 

1367 - 29 -G 

Muotathal 

1367 - 30 - A 

Muotathal 

1367 - 31 - G 

Muotathal 

1367 - 32 - G 

Muotathal 

1367 - 33 - A 

Muotathal 

1367 - 34 - G 

Muotathal 

1367 - 35 - G 

Muotathal 

1367 - 36 - G 

Muotathal 

1367 - 37 - A 

Muotathal 

1367 - 38 - A 

Muotathal 

1367 - 39 - F G 

Muotathal 

42 


Dürenboden und 

Hochweid 

705 675 - 706 650/ 

199 425 - 200 425 

Bödmerenwald 706 000 - 707 200/ 

203 075 - 207 075 

In den 

Balmblätzen 

E von Ober 

Schwarzenbach 

Vorder 

Bärenloch 

Roggenstöckli 

P. 1702.5 

707 100 - 707 400/ 

204 175 - 204 650 

707 200 - 707 800/ 

199 800 - 200 200 

707 125 - 707 800/ 

205 050 - 205 525 

707 350 - 708 150/ 

203 925 - 204 400 

Milchbüelen 707 900 - 708 600/ 

196 500 - 197 200 

Gwalpeten– 

Märenspitz 

707 700 - 708 500/ 

194 000 - 196 150 

Alp Saas 708 550 - 709 750/ 

207 000 - 208 625 

Pragel–Rampferenstöckli 

Bödmeren, 

Oberist Hütte 

709 400 - 710 000/ 

206 125 - 206 950 

708 850 - 709 000/ 

203 825 - 204 100 

Tor–Abedweid 708 525 - 709 025/ 

202 650 - 203 525 

R Mittelmoräne Dürenboden zwischen Muota- und Robutzli-Gletscher von der 

Hochfläche der Charetalp und Höchweid zwischen östlichen Parental-Armen des 

Muota-Gletschers. 

R Im Bödmerenwald ist im Gebiet Fureneggen–Tälti die Obere Silberen-Decke 

von mehreren N–S-verlaufenden Scherstörungen durchsetzt, und in tektonischen 

Senken liegen Reste des Toralp-Elementes. 

R Von der Drusberg-Decke wurde bei ihrem Vorgleiten in die tektonische Senke der 

Oberen Silberen-Decke Verkehrtserie (Toralp-Element) gepresst. 

N / R Der tiefste „Block-Gletscher“ der Alpen, mit einem Ende auf 1100 m ü.M., 

gleitet auf steilstehendem Mols-Member (Tonschiefer des Aalenian). Das transportierte 

Bergsturzgut besteht aus Quintner Kalk vom Chupferberg. 

L Von der Oberen Silberen-Schuppe oder evtl. vom Toralp-Element ist beim Vorgleiten 

der Drusberg-Decke eine Seewer Kalk-Schuppe abgeschert worden. 

N Klippe der Drusberg-Decke, liegt im W auf der Oberen Silberen-Schuppe im E 

auf Toralp-Element. Der Anschluss zur Drusberg-Decke wurde durch die Muldenstruktur 

des Oberen Roggenloch unterbunden. 

L Noch im ausgehenden Spätwürm stürzte der Glattalp-Gletscher in das von Moränen 

begrenzte Zungenbecken auf Oberen Lias. 

R Im hintersten Bisistal ist die Axen-Decke in Falten gelegt. Über ihr liegt Malm 

der Drusberg-Decke. Märenbrunnen: Grosse Quelle aus Felswand. 

L Auf der E-Seite der Kette Miserenstock–Wänifirst sind in der Palfris-Formation 

und den Vitznauer Mergel Sackungen ins hinterste Klöntal niedergefahren. 

L Toralp-Element: verkehrtliegender Betlis-Kalk der Drusberg-Decke liegt auf der 

Oberen Silberen-Schuppe. Im Westen und Osten ist es durch eine Bruchstörung 

begrenzt. 

R In bereits bei der Platznahme der helvetischen Decken existenten Bruchspalten 

der Oberen Silberen-Decke findet sich S von Oberist Hütte, im Bereich einer 

markanten Querstörung, Kieselkalk des Toralp-Elementes. 

R Durch Scherstörungen begrenztes, dreieckiges Senkungsgebiet in der Oberen Silberen-Decke. 

Darin liegt ein Rest des Toralp-Elementes, Verkehrtschenkel der 

Drusberg-Decke mit Kieselkalk und Betlis-Kalk. 

Torloch 708 950 / 202 200 L Grenzblatt in der steilstehenden Öhrli-Formation, darüber Vitznau-Mergel und 

Betlis-Kalk der basalen Axen-Decke; dann folgt erneut steilstehender Öhrli-Kalk 

der Bächistock-Decke. 

Toralp 

Silberen-Gipfel 

709 200 - 711 100/ 

202 825 - 203 850 

710 825 - 711 550/ 

205 475 - 206 100 

Gross Mälchtal 709 250 - 709 500/ 

202 500 - 202 750 

Robutzli 708 500 - 710 000/ 

199 800 - 200 500 

Charetalp 708 550 - 711 000/ 

198 300 - 199 300 

Gampeleggen 709 925 - 711 350/ 

208 375 - 208 825 

Chälen– 

Ronenband 

710 200 - 711 700/ 

207 600 - 208 500 

Silberenseeli 711 850 - 712 575/ 

203 500 - 204 250 

Gämsiloch 

Chratzerengrat 

711 000 - 711 300/ 

203 100 - 203 325 

Glattalp 709 900 - 713 100/ 

196 800 - 198 300 

Jegerstöck 709 425 - 713 550/ 

195 400 - 197 575 

Brunalpeli 712 500 - 714 500/ 

201 500 - 203 325 

Rund Eggen 714 000 - 715 975/ 

199 500 - 201 300 

N Toralp: Typlokalität der Toralp-Abfolge bzw. Elementes. Verkehrtserie der 

darüber vorgefahrenen Drusberg-Decke. Reste von verwalztem Betlis-Kalk 

wurden in tektonische Senken gepresst. Auf der N-Seite des Gross Mälchtal 

biegt dieser in flach nach N geöffneter Mulde zum Toralp-Element, der Verkehrtserie 

der Drusberg-Decke, um. 

R Im schattigen Gross Mälchtal hat sich auf knapp 1800 m ü.M. eine prachtvolle 

Stirnmoräne des Gross Mälchtal-Gletschers vom Chratzerengrat gebildet. 

L In der von Scherstörungen durchsetzten Karst-Hochfläche des westlichen Bös 

Fulen-Gewölbes hat sich der Dogger-Aufbruch des Robutzli ausgebildet. 

L Versickerungstrichter im vertorften und von Scherstörungen durchsetzten Karstgebiet 

im Quintner Kalk und in der Zementstein-Formation der Axen-Decke. 

R Persistente Mittelmoräne, die sich zwischen Eis von der Silberen und vom Bietstock 

sowie von Fläschenspitz–Wänifirst und Brüschbüchel bildete. 

L Zwei Systeme von schrägen Scherstörungen am N-Abhang der Silberen (Chälen–Ronenband). 

L Das Bergsturzseeli auf der Hinteren Silberenalp wird durch liegende Vitznau- 

Mergel gestaut. Diese sind nur an wenigen Stellen nicht vom Öhrli-Kalk-Sturzgut 

vom Chratzerengrat verschont geblieben. 

L Aus dem steilstehenden Öhrli-Kalk der Bächistock-Decke ist ein Stück Fels ausgebrochen 

und hat eine Naturbrücke entstehen lassen. 

L Die tektonisch angelegte und von Sackungen der Zementstein-Formation umgebene 

Wanne des Glattalpsees in der Zementstein-Formation der Axen-Decke 

wurde von Gletschern vom Ortstock und von den Jegerstöck ausgekolkt. 

L Über der Zementstein-Formation der Axen-Decke liegt mindestens ein Paket einer 

höheren Einheit von Quintner Kalk und Zementstein-Formation. Es entspricht 

dem Jurakern der Drusberg-Decke. 

L Scherstörungen im verfalteten und durchscherten Dogger-Aufbruch des Brunalpeli, 

in dessen Kern Eisensandstein (Bommerstein-Formation) zu Tage tritt. 

R / L Eindrückliche Rundhöckerlandschaft in dem von Störungen mit tiefen Dolinen 

und Karrenschloten durchsetzten Oberen Quintner Kalk der Axen-Decke.

Stamm-Nr. / 

Gemeinde 

1367 - 40 - H 

Muotathal 

1368 - 1 - A 

Oberiberg 

1368 - 2 - A F 

Oberiberg 

1368 - 3 - A G 

Oberiberg 

1368 - 4 - G 

Oberiberg 

1368 - 5 - D H 

Oberiberg 

1368 - 6 - A F 

Oberiberg 

1368 - 7 - G 

Oberiberg 

1368 - 8 - A 

Oberiberg 

1368 - 9 - B D 

Oberiberg 

1368 - 10 - F 

Oberiberg 

1369 - 1 - A F 

Riemenstalden 

1369 - 2 - A E 

Riemenstalden 

1369 - 3 - A 

Riemenstalden 

1370 - 1 - A B 

Rothenthurm 

1371 - 1 - A 

Sattel 

1371 - 2 - G 

Sattel 

1371 - 3 - G 

Sattel 

1371 - 4 - G 

Sattel 

1372 - 1 - A G 

Schwyz 

1372 - 2 - A 


1372 - 3 - F 


1372 - 4 - D F 


1372 - 5 - A G 


1372 - 6 - G 


1372 - 7 - B D 


1372 - 8 - G 



Hinter Seeberg 705 600 - 705 900/ 

200 500 - 200 900 

Surbrunnentobel 

Mördergruebi 

Pt. 1690 

Minsterschlucht 

Glastobel 

699 200 - 701 675/ 

211 875 - 212 475 

700 175 - 701 800/ 

206 650 - 208 700 

701 500 - 702 075/ 

210 675 - 212 125 

Buoffen 701 025 - 701 575/ 

208 800 - 210 175 

„Berggeist“- 

Quelle 

N Grosse Karstwasseraufstösse im Talboden mit beidseitigem Einzugsgebiet 

(BLN 1601). 

R Im Surbrunnentobel liegen in Mergeln exotische Blöcke als Iberg-Mélange 

(früher Wildflysch). 

R Die Mördergruebi besteht aus einer zerbrochenen ostalpinen Hauptdolomit- 

Platte über mittel- und hochpenninischen Klippen-Einheiten. 

L Minsterschlucht und Glastobel wurden nicht nur durch die Erosion der Minster 

und durch Schmelzwässer des Minster-Gletschers erzeugt; sie sind durch Scherstörungen 

tektonisch vorgezeichnet worden. 

L Zwischen Chäswald- und Minster-Gletscher hat sich eine Mittelmoräne mit zahlreichen 

Dolomit-Erratikern gebildet. 

701 675 / 207 775 R Im Bruchtektonik-Areal vom Einsiedler Schuppenzonen-Gebiet (Amdener For mation/Nummulitenkalk/Stad-Mergel) 

tritt eine Schwefel-Wasserstoff (H2S)-reiche 

Quelle aus. 

Roggenstock 702 200 - 703 075/ 

208 100 - 209 425 

Seebli 702 200 - 703 000/ 

207 300 - 208 150 

Hesisbol-Alp 701 500 - 703 600/ 

205 700 - 207 800 

Bei der 

Druesberghütte 

Twäriberg 705 250 - 705 850/ 

210 050 - 210 550 

Chämlezen 691 200 - 691 500/ 

200 500 - 200 700 

Chlingenstock– 

Hengst 

Fulen 

Chaiserstock 

I Klippenabfolge am Roggenstock besteht aus mittelpenninischer Klippen-Decke, 

hochpenninischer Radiolarit/Ophiolit-Decke, ostalpiner Schuppe von Ober Roggen 

und Gipfelklippe Roggenstock–Farenstock. 

L Senke von tektonisch gestörten Wang-Schichten. Sie war infolge des Permafrostes 

bis zum Überlauf aufgestaut. 

L Scherstörungen in der Wang-Formation der Hesisbol-Alp mit aufliegenden Nummulitenkalken 

mit zahlreichen Dolinen. Diese haben sich oft in Schnittstellen von 

Scherstörungen gebildet. 

keine - sensibel R Im Obersten Schrattenkalk der südlichen Drusberg-Decke hat schon ARN. ESCHER 

(1868) vor über 130 Jahren Korallen gefunden. Sie belegen ein sauberes, untiefes 

Wasser in diesem Ablagerungsbereich des Schrattenkalkes. 

693 600 - 696 100/ 

200 825 - 201 450 

696 975 - 697 500/ 

197 050 - 197 450 

696 950 - 698 400/ 

198 050 - 199 100 

R / L Glaukonitischer Phosphorit-Horizont mit aufgearbeiteten Brocken von Brisi- 

Kalk, tiefstes Glied der Selun-Schichtglieder (Garschella-Formation). 

R Abgescherte und beim Vormarsch der Drusberg-Decke überdrehte Front der 

Bächistock-Decke. 

R Ausbruch von Kreide-Schichten zwischen Rot Turm, Chlingenstock und Hengst 

aus dem Auflagerungsbereich der Wang-Formation. 

R Im Fulen ist mit Betlis-Kalk und Kieselkalk noch eine Gipfelklippe der Oberen 

Silberen-Decke auf der Bächistock-Decke vorhanden. An markanten Querstörungen 

endet die Obere Silberen-Decke mit dem Chaiserstock–Chli Chaisergrat; sie 

ist gegen die Urner See-Kulmination an den Alpenrand vorgeschoben worden und 

erscheint dort in der Urmiberg-Platte. 

Rothenthurm keine - sensibel R / L Scherstörungen in der Talung von Rothenthurm mit Fundstellen fossiler Pflanzen 

in der Steiner Aa und Rössliweid. 

Sattel– 

Schornen 

689 950 - 691 625/ 

215 000 - 217 225 

Sunnenberg 692 100 - 692 475/ 

215 550 - 216 100 

Mostelberg 691 725 - 692 375/ 

213 400 - 214 275 

Altstafel 688 900 - 689 425/ 

215 850 - 216 100 

Zünggelenflue– 

Ränggen 

Platten–Burg– 

Engelstock 

688 600 - 689 000/ 

207 950 - 208 325 

689 400 - 690 750/ 

210 200 - 211 850 

L Scherstörungen in der Unteren Süsswassermolasse (USM) der Rigi-Rossberg- 

Schüttung sind verantwortlich für die Sattel-Talung. 

R Habkern-Granit-Erratiker in der Steiner Aa und beim Gehöft Lustnau zwischen 

Sattel und Biberegg. 

R Mittelmoräne zwischen dem Rothenthurmer Arm des Muota/Reuss-Gletschers 

und dem Mostel-Gletscher vom Hochstuckli. 

L Höchste würmzeitliche Eisrandlage auf der SE-Seite des Rossberg, 1200 m 

ü.M. 

R In den Ränggen zeichnen sich markante Scherstörungen ab. W des Sattels hat 

sich in einer der Scherstörungen eine formschöne Riesen-Doline ausgebildet. 

R Vom Lauerzer See bis zum Engelstock finden sich, durch quere Scherstörungen 

versetzt, Partien der Äusseren Einsiedler Schuppenzone (ÄES). 

Burg 690 425 / 211 260 N / R Typlokalität des Burg-Sandsteins (Sandstein-Flysch über dem Stad-Mergel). 

Seewen 690 320 / 209 270 N Typlokalität Seewer Kalk: In einem aufgelassenen Steinbruch 300 m SE der 

Autobahnausfahrt A4 Schwyz (Seewen). 

Hinter Ibach 691 950 - 692 750/ 

205 925 - 207 325 

Hochstuckli– 

Haggenegg 

Zwüschet 

Mythen 

Brüschrain 

Gummenwald 

R / L Südhelvetische Nummulitenkalk-Schuppen an der Basis des Gibel-Gewölbes 

(Innere Einsiedler Schuppenzone IES). Spätglaziale Moräne Wernisberg–Degenberg 

auf den Schottern von Niederstalden–Wernisberg. 

693 925 / 212 400 L Grosser Klippenmalm-Block wurde bereits als Klippe oder erst zur Zeit der 

grössten Vergletscherung dorthin verfrachtet. 

keine - sensibel R Fundstelle von fossilen Keuper-Pflanzen: Schachtelhalm (HEER 1877, 1879). 

694 800 - 695 775/ 

210 950 - 212 450 

L Mittel- und Endmoränen eines Gletschers vom Haggenspitz (Alp-Gletscher- 

System). 

43

Stamm-Nr. / 

Gemeinde 

1372 - 9 - A 


1372 - 10 - A 


1372 - 11 - A 


1372 - 12 - A G 


1372 - 13 - G 


1372 - 14 - A 


1372 - 15 - A 


1372 - 16 - F 


1372 - 17 - F 


1372 - 18 - A 


1373 - 1 - G 

Steinen 

1375 - 1 - A 

Unteriberg 

1375 - 2 - B 

Unteriberg 

1375 - 3 - A G 

Unteriberg 

1375 - 4 - H 

Unteriberg 

1375 - 5 - A 

Unteriberg 

1375 - 6 - A 

Unteriberg 

1375 - 7 - F 

Unteriberg 

1375 - 8 - G 

Unteriberg 

1375 - 9 - A D 

Unteriberg 

1375 - 10 - A 

Unteriberg 

1375 - 11 - F 

Unteriberg 

1375 - 12 - G 

Unteriberg 

1375 - 13 - A G 

Unteriberg 

1375 - 14 - B F 

Unteriberg 

44 


Grosser und 

Kleiner Mythen 

694 275 - 695 725/ 

208 775 - 211 400 

Muotaschlucht 692 200 - 693 875/ 

205 125 - 205 700 

Rotenflue 695 325 - 696 650/ 

207 575 - 209 000 

Unter Gibel– 

Ober Gibel 

692 125 - 695 200/ 

205 175 - 207 400 

Chaisten 695 200 - 698 150/ 

206 550 - 207 925 

Chli Schijen 

P. 1557 

Gross Schijen– 

Hudelschijen 

697 550 - 698 750/ 

207 100 - 207 900 

698 850 - 699 300/ 

207 200 - 208 100 

Isentobel 699 650 - 700 075/ 

207 325 - 208 200 

Spirstock 

P. 1771 

701 000 - 701 900/ 

206 000 - 206 850 

Urmiberg 687 575 - 690 575/ 

206 325 - 209 375 

Blattiswald 686 575 - 687 500/ 

211 200 - 211 800 

Höch-Gütsch 702 325 - 702 850/ 

213 050 - 213 150 

I Oberhalb Schwyz liegt auf Flysch ein markanter Rest der mittelpenninischen 

Klippen-Decke und baut die beiden Mythen auf. 

L Tektonische Vorgänge bewirkten eine erste Talanlage. In der Folge wurde die 

Muotaschlucht durch Eis, fliessendes Wasser und Verwitterungsvorgänge zur 

heutigen Schlucht geformt. 

R Im Gebiet der Rotenflue liegt eine ursprünglich nördliche Scholle der Schwyzer 

Klippen-Decke vor. Schichtserie: Trias-Gipse, Klippen-Malm, Malmbrekzie, 

Neocom-Fleckenkalke, Couches Rouges und höhere Schuppe mit Dogger. 

R Scherstörungen (A) und Strudellöcher (G) sowie Dolinen (G) in Schrattenkalk 

und Garschella-Formation der frontalen Drusberg-Decke. 

L Persistente Mittelmoräne Chaisten zwischen Rotenflue/Chloterli- und Chli 

Schijen-Eis. 

R Das Klippengebiet des Chli Schijen umfasst neben der Gipfel-Klippe weitere 

Klippen-Malm-Vorkommen, z.T. mit Neocom-Fleckenkalken und Couches 

Rouges. 

N / R Über Lunzer Schichten liegen Hauptdolomitreste der ostalpinen Roggenstock- 

Decke. Sie bekunden die westlichsten Bereiche der Ostalpen. 

R Im Isentobel liegen im Iberg-Mélange zahlreiche kristalline und andere exotische 

Blöcke. 

L Auf dem Spirstock liegt über Einsiedler Nummulitenkalken eine jüngste Abfolge 

mit Blockmergel und polygener Brekzie. 

R Der Urmiberg taucht bei Seewen unter die Schuttfächer von Nieten- und Siechenbach. 

Seine Fortsetzung liegt im Chaiserstock als Obere Silberen-Decke vor. 

R Im Blattiswald liegen zahlreiche Erratiker aus dem urnerischen Reuss- und 

Maderanertal. Sie belegen einen Bergsturz auf den Reuss-Gletscher im frühen 

Spätglazial. 

L In der Inneren Einsiedler Schuppenzone (IES) liegt eine mehrfache Abfolge 

von Amdener Formation, Nummulitenkalk und Stad-Mergel, die lokal von Iberg- 

Mélange überdeckt ist. 

„Hüenderstein” 702 900 / 212 950 L Kleine Sackungsscholle der Inneren Einsiedler Schuppenzone (IES) mit verschiedenen 

Nummulitenarten. 

Guggerenchopf 

Hirsch 

Studen 

Adelmatt 

Tierfäderenegg– 

Stock–Nollen 

702 950 - 704 300/ 

210 975 - 213 100 

R Scherstörungen im Gewölbe Guggerenchopf–Hirsch der frontalen Drusberg- 

Decke. Sie lassen sich zwischen Däslig–Sitinossen–Schlözbach in zahlreichen 

kleinen Störungen direkt beobachten. 

706 375 / 214 300 R Karstwasser-Aufstösse. Die letzten drei noch nicht gefassten Quell-Aufstösse in 

der Ebene von Studen. 

705 600 - 706 350/ 

211 950 - 212 850 

R Am Stock liegen zwei Abfolgen von Wang-Formation, Nummulitenkalk und 

Stad-Mergel übereinander. 

Schlund 704 925 / 212 850 L Der ca. 750 m3 grosse Seewer Kalk-Block wurde vom P. 1513 N der Tierfäderenegg 

durch Eis zum Schlund transportiert. 

Wannen keine - sensibel L Fossilhorizont der Wannenalp-Schichten (Obere Garschella Formation). 

Biet 706 325 - 706 550/ 

210 550 - 210 775 

Rütistein 

P. 1986 

706 400 - 706 700/ 

207 700 - 208 525 

Oberstes Sihltal 706 800 - 708 225/ 

206 850 - 211 700 

Fluebrig 707 400 - 710 950/ 

212 000 - 214 200 

Wändlispitz am 

Fluebrig 

Sihlseeli und 

Butzi 

L Auf der N-Seite des Biet haben sich mehrere grosse Dolinen gebildet. 

L Innerhalb der südlichen Drusberg-Decke zeichnet sich eine schon von HANS 

CONRAD ESCHER (1807) und EDMUND QUEREAU (1893) gezeichnete Überschiebung 

ab. 

L Scherstörungen haben vom Teuf Hund und NNE von Lusgütsch sihlabwärts die 

Anlagen des obersten Sihltales bedingt. 

R Schichtglied in der Garschella-Formation und Stirngewölbe der Drusberg- 

Decke. 

709 350 / 213 070 L Naturbrücke im untersten Schrattenkalk der Drusberg-Decke. 

709 450 - 709 925/ 

208 000 - 210 500 

Wangflue 701 900 - 703 200/ 

207 250 - 208 275 

L Im Bereich von SSE–NNW-verlaufenden Scherstörungen haben sich in Kühlzeiten 

durch Frostsprengung seit der Platznahme der Drusberg-Decke im widerstandsfähigen, 

helvetischen Kieselkalk mehrere Kare gebildet. 

N Die Wangflue, Typlokalität der Wang-Formation, oberste helvetische Kreide.

Geotop-Beispiel 1 

1301 - 1 - G Schlänggli–Moos–Bennau Ausfingernde Mittelmoränen des Rothenthurmer 

Einsiedeln Armes des Muota/Reuss-Gletschers bei Biberbrugg 

LK 1132 Einsiedeln 696/222 Hantke René N 

Ausserhalb des Endmoränenwalles von Schlänggli zeichnet sich zwischen diesem und der im Maximalstand der 

letzten Kaltzeit geschütteten Schotterterrasse von Bennau ein sich ausfingerndes System von Mittelmoränen des 

Rothenthurmer Armes ab. Auf diesem auf dem Eis transportierten Obermoränenschutt, auf festerem Grund, wurden 

die Verkehrswege – SOB, Strasse und Strässchen – angelegt. Die Moränen-Endaufschüttungen bekunden den 

bis zur Bennauer Terrasse reichenden maximalen würmzeitlichen Eisstand des Rothenthurmer Armes. Die Tälchen 

zwischen den Mittelmoränenfingern wurden nicht ausgeräumt. In ihnen wurden, wie Bohrungen (AEBERLI 2001) 

und jüngste Aufschlüsse belegen, kaltzeitliche Seeletten mit Warven abgelagert, die zu Rutschungen Anlass geben. 

Der zwischen Etzel und Höhronen eingedrungene Arm des Linth-Gletschers floss im entsprechenden Eisstand über 

den Sattel P. 911 E des Altberg ins untere Alptal und durch dieses von NE an die Terrasse von Bennau und hinterliess 

bei Biberbrugg äusserste Wallreste. In den äussersten Ständen flossen subglaziäre Schmelzwässer von Sihlund 

Alp-Gletscher durch das untere Alptal. 

695 696 697 698 

Literatur und Karten (K): AEBERLI, U. 2001, HANTKE, R. 2003, et al. 2002 Ka. 

224 

223 

222 

Abb. 2.2 

Höhenkurven-Darstellung der ausfingernden Mittelmoränen 

des Rothenthurmer Armes des 

Muota/Reuss-Gletschers (M./R.-Gl.) zwischen der 

Schlänggli-Endmoräne und der Schotterterrasse 

von Bennau. Mittelmoränen-Finger des Rothenthurmer 

Armes punktiert, jüngerer Maximalstand 

mit dicken Punkten. 

Hochwürmzeitliche Schotter-Terrasse von Bennau 

zwischen Rothenthurmer Arm und ins untere Alptal 

eingedrungenem Linth-Eis. 

L.-Gl = Jüngere würmzeitliche Maximalstände des 

eingedrungenen Linth-Gletschers mit dicken Punkten. 

Abb. 2.3 

Ausfingernde Mittelmoräne des Rothenthurmer 

Armes des Muota/Reuss-Gletschers vom Altberg 

aus, der Endmoräne des zwischen Etzel und Höhronen 

eingedrungenen Linth-Gletschers. Im Vordergrund 

die Schotterterrasse von Bennau mit markanten 

Sackungen an den zurückschmelzenden 

Eisrand. 

45


1301 - 9 - B D F Steinbach–Büelhöchi Das Typusprofil der Einsiedler Nummuliten- 

Einsiedeln Kalke am Steinbach 

46 

LK 1152 Ibergeregg 702/217 Hantke René N 

Der Einsiedler Nummulitenkalk wurde erstmals von H.C. ESCHER V.D. LINTH (1807) erwähnt. Sein Sohn Arnold hat 

ein Profil durch die Abfolge skizziert, mit R.I. MURCHISON begangen und mit ihm diskutiert; dieser hat es 1849 

beschrieben. 

K. MAYER-EYMAR (1868) hat das Profil erneut aufgenommen und 1877 aus dem Dach des Nummulitenkalkes am 

Steinbach aus der Steinbach-Fossilschicht eine umfangreiche Flachwasserfauna eingehend beschrieben und abgebildet 

(Abb. 2.7). In den 30er Jahren des 20. Jahrhunderts haben JEANNET, LEUPOLD & BUCK (1935) die einzelnen 

Schuppen makro- und mikropaläontologisch untersucht und die Herkunft der Schuppen erkannt. Später haben FREI 

(1963), HERB. & HOTTINGER (1965) und KUHN (1967, 1972) die Mikrofauna bearbeitet und die Schuppenzone kartiert. 

Die Abfolge umfasst eine vierfache Wiederholung von Amdener Mergel, Nummulitenkalk, Globigerinenschiefer, 

von Oberkreide – Alttertiär (Abb. 2.4–2.6). 

Abb. 2.4 

Profil durch die Nummulitenkalkrippe am Steinbach 

aus LEUPOLD 1966 in KUHN 1972, Fig. 6 

Abb. 2.5 

Die Nummulitenkalkrippe am Steinbach von Ruestel 

702 703 

Abb. 2.6 

Ausschnitt aus LK 1:25'000 1152 (Ibergeregg). Reproduziert mit 

Bewilligung von swisstopo (BA035157) 

218 

217

Abb. 2.7 

K. MAYER-EYMAR, 1877, aus Systematisches Verzeichnis der Versteinerungen des Parisian der Umgebung von Einsiedeln, Beitr. geol. 

Karte der Schweiz 14/2, Anh. Tafeln I–IV, (Fundstelle Steinbach). 

Literatur: FREI, R. 1963, HERB, R. & HOTTINGER, L. 1965, JEANNET, A., LEUPOLD, W. & BUCK, D. 1935, KUHN, J.A. 

1972, LEUPOLD, W. 1966, MAYER-EYMAR. K. 1877, MURCHISON, R.I. 1849. 

47


1311 - 2 - A G Fälmisegg–Gersau Blattverschiebung zwischen Rigi-Hochflue-Kette 

Gersau und Gersauer Stock 

LK 1151 Rigi 

LK 1171 Beckenried 682/206 Hantke René R 

Die beiden Gesteinsabfolgen der Rigi-Hochflue- und der Urmiberg-Platte und die entsprechenden Abfolgen am 

Gersauer Stock wurden bei der Platznahme der helvetischen Randkette in Gersau um 2.2 km gegen NW verschoben. 

Die Blattverschiebungen beginnen schon E von Gersau, bei Buol und sind im Bereich Gersau durch Sackungen 

und Schuttfächer überschüttet, umso bedeutsamer sind ihre Ränder (Abb. 2.8 und 2.9). 

Da der Widerstand durch die Nagelfluhmasse der Rigi bereits zur Zeit der Platznahme der helvetischen Decken 

gegen W bescheidener geworden ist, die Rigi-Schüttung gegen W an Intensität eingebüsst hat, glitten die Elemente 

des Gersauer Stock weiter gegen NW vor als NE von Gersau, wo sich über der länger anhaltenden Rigi-Schüttung 

im Teuffibach noch die Teuffibach-Schuppen einstellen. Offenbar ist auch der ursprünglich S anschliessende 

Bereich, der gegen SSE sich verjüngende Schüttungsstiel, verschuppt und auf die jüngsten Ablagerungen des Rigi- 

Schuttfächers, auf die Scheidegg-Nagelfluh, aufgeschoben worden. 

Der vom Gersauer Stock etwas bescheidenere Rigi-Schüttungsanteil ist nicht erst später, in der ausgehenden Tertiärzeit, 

im Pliozän, und im Eiszeitalter durch den Reuss-Gletscher abgetragen und als Blöcke ins Mittelland verfrachtet 

worden, sondern bekundet die primäre Reduktion gegen den westlichen Schüttungsrand. Dies zeigt, dass die Nagelfluh-Schüttungen 

recht kurzfristig – als Ausbrüche von hinterstauten Seen in den alpinen Tälern – entstanden sind 

und dass sie durch das rasche Ausfallen der Grobschüttung frontal und seitlich begrenzt waren (Abb. 1.6, S. 13). 

Bei der Blattverschiebung zeichnen sich im Teuffibachtobel auch in den Molasseschuppen Störungen mit Verschiebungen 

ab (Geotop 1311 - 3 - AD). 

Literatur und Karten (K): BUXTORF, A. 1913K, 1916, HANTKE, R. 1961a, et al. 2002Kb, KAUFMANN, F.-J. 1872, 

STÜRM, B. 1973, VOGEL, A. & HANTKE, R. 1988. 

48 

682 684 685 

207 

206 

205 

Abb. 2.8 

Gersauer Stock, Gersau und Rigi-Hochflue von 

Beckenried aus. Die Scherstörung verläuft schräg 

oberhalb von Gersau. 

Abb. 2.9 

Ausschnitt aus LK 1:25'000 (verkleinert) 1151/ 

1171 (Rigi/Beckenried) mit Blattverschiebung in 

der helvetischen Randkette Gersauer Stock–Rigi- 

Hochflue 

Reproduziert mit Bewilligung von swisstopo 

(BA035157)


1343 - 2 - E Allmeind Aktive Rutschung Allmeind auf der W-Seite des 

Innerthal Wägitaler See Wägitaler Sees 

LK 1153 Klöntal 712/215 Hantke René L 

Die Rutschung Allmeind auf Flysch-Unterlage ist 

nicht nur die bedeutendste aktive Rutschung im Kanton, 

sondern noch weit darüber hinaus. Es ist fast 

möglich zuzuschauen, wie sich das an sich bescheiden 

steile Gebiet der Allmeind seewärts bewegt. 

Besonders krass sind die Bewegungen unterhalb des 

Waldrandes; offenbar ist dort die Bodenfeuchtigkeit 

noch etwas erhöht. Dagegen sind die Bewegungen im 

Wald deutlich geringer (Abb. 2.10–2.12). 

Von 1988–93 hat das BA für Landestopographie 

(EGGENBERG 1993) die Rutschgebiete am Wägitaler 

See vermessen. Auf der W-Seite bei Au und im 

Gebiet Allmeind wurden in fünf Jahren (P. 4) Horizontal-Verschiebungen 

bis zu 1103 cm und Vertikal- 

Bewegungen bis 200 cm festgestellt. Auf der E-Seite 

hat sich beim Unteren Heuboden (P. 806) das Terrain 

von 1988–93 um 25 cm horizontal und 41 cm vertikal 

bewegt (Abb. 2.10). 

Neben Spiegelschwankungen durch den Stausee- 

Betrieb ist im Fall Allmeind das Abgleiten der Moränendecke 

auf schieferiger Flysch-Unterlage unter 

Kontrolle zu halten (EGGENBERG 1993, in JÄCKLI 

1970, 1975, 1980, 1996). 

Abb. 2.11 

Die Allmeind-Rutschung 

712 

Literatur: EGGENBERG, F. 1993, JÄCKLI, H. 1970, 1975, 1980, 1996. 

713 

Abb. 2.10 

Horizontalverschiebung in der Allmeind-Rutschung, nach 

EGGENBERG 1993 

Abb. 2.12 

Durch einen Rutschwulst aufgestauter Tümpel 

714 

217 

216 

215 

214 

49


1343 - 3 - A G Bockmattlihütte Die persistente Mittelmoräne am N-Fuss des 

Innerthal Schiberg–Bockmattli Schiberg 

50 

LK 1153 Klöntal 715/218 Hantke René R 

Die schon bei der Platznahme erfolgte Scherstörung und der Aufbruch zwischen Schiberg und Bockmattli wurden 

in den Kaltzeiten ausgeräumt. In der entstandenen Hohlform hat sich jeweils ein Gletscher entwickelt. Am N-Fuss 

des Schiberg setzt auf 1520 m ü.M. eine persistente, über alle Kaltzeiten des Eiszeitalters geschüttete Mittelmoräne 

zwischen dem Wägital-Gletscher und einem aus dem Kar zwischen Schiberg und Bockmattli vorstossenden Bockmattli-Gletscher 

ein (Abb. 2.13–2.15). 

In den grössten Kaltzeiten reichte der Wägital-Gletscher über dem mittleren Wägital bis auf 1470 m ü.M. Der viel 

bescheidenere Bockmattli-Gletscher wurde mit dem vom Tierberg und Chöpfenberg zugestossenen Trepsen-Eis 

auf das Trepsental beschränkt. Dabei hat sich ebenfalls NW von Trepsen eine Mittelmoräne eingestellt. Im Maximum 

der letzten Eiszeit reichte das Feldredertli-Eis an der Lauihöchi bis auf 1400 m ü.M. Die steil S-fallenden 

Wände vermochten kälteresistenten alpinen Florenelementen ein Refugium zu bieten. Noch an der Ober Grabenegg 

S von Galgenen stand das Linth-Eis bis auf 1050 m ü.M. 

714 715 

Abb. 2.14 

Die persistente Mittelmoräne am N-Fuss des Schiberg von 

Schwarzenegg 

Literatur und Karten (K): Kap. 5, HANTKE, R. et al. 2002Kd. 

218 

217 

Abb. 2.13 

Höhenkurven-Darstellung der persistenten 

Mittelmoräne am Fuss des Schiberg, 

1:25'000. Mittelmoränen (punktiert) 

zwischen Wägitaler- und Bockmattli- 

Gletscher; dicke Punktreihen: jüngere 

stirnnahe Moränen des Bockmattli-Gletschers. 

Abb. 2.15 

Die persistente Mittelmoräne am N-Fuss des Schiberg von Allmeind


1346 - 2 - A Westende des Chöpfenberg Scherstörung am Westende der Wageten– 

Schübelbach Chöpfenberg-Kette 

LK 1133 Linthebene 715/219 Hantke René R 

Im obersten Trepsental endet die Wageten–Chöpfenberg-Kette scheinbar ohne jede Fortsetzung gegen W. Die 

Gesteinsabfolge umfasst: Quintner Kalk, Tros-Kalk, eine in ihrer Mächtigkeit reduzierte Kreide – Zementstein-Formation 

bis Seewer Kalk – und darüber transgredierendes Tertiär mit Nummulitenkalk, Stad-Mergel und 

Taveyanne-Serie (Abb. 2.16 und 2.17). Aufgrund der Abfolge ergaben sich schon früh (MEYER 1922) Hinweise, 

dass die Wageten-Kette von der Griessstock-Decke abgeschert und an der Basis der helvetischen Decken an den 

Alpenrand verfrachtet worden ist. Dies haben die Aufnahmen von FREY (1965) und STACHER (1973) bestätigt. 

Merkwürdig ist dabei jedoch, dass zwischen dem Klausenpass und dem Wiedererscheinen der ihr gesteinsmässig 

entsprechenden Abfolge in der Chöpfenberg-Kette eine Lücke von über 10 km klafft. 

Da sich das Bös Fulen-Gewölbe zwischen dem Bisistal und dem hinteren Bösbächital extrem stark heraushebt, 

besteht die Möglichkeit, dass sich darin das zwischen Griessstock und Chöpfenberg fehlende Zwischenstück der 

jüngeren Schichtglieder der Griessstock-Decke verbirgt. Dieses könnte beim Vorgleiten der Chöpfenberg–Wageten-Kette 

in der tektonischen Falle des Bös Fulen-Gewölbes hängen geblieben sein. Weiter W, wo die jüngeren 

Sedimente der Griessstock-Decke noch mit der Deckenbasis solidarisch geblieben sind, wie weiter E, wo die 

Abfolge als Chöpfenberg–Wageten-Kette an den Alpenrand vorgeschoben worden ist, reduziert sich das Bös 

Fulen-Gewölbe. 

715 

716 

220 

219 

Abb. 2.16 

Ausschnitt aus LK 1:25'000 1133 (Linthebene): Das Westende des 

Chöpfenberg 

Reproduziert mit Bewilligung von swisstopo (BA035157) 

Abb. 2.17 

Das Westende der Chöpfenberg-Kette von der Schwarzenegg 

Literatur und Karten (K): FREY, F. 1965, HANTKE, R. 1961a, et al. 2002Kd, MEYER, H. 1922, OBERHOLZER, J. 1933, 

OBERHOLZER, J. et al. 1942K, OCHSNER, A. 1969K, 1975, STACHER, P. 1973. 

51


1348 - 1 - A Spitzberg Die Abscherung der Spitzberg-Molasse und ihre 

Vorderthal Verschiebung gegen E an den Alpenrand 

52 

LK 1133 Linthebene 711/220 Hantke René R 

Die Molasse-Abfolge des Spitzberg endet NE von Vorderthal zwischen der Strassenkehre P. 818 und Baschanner 

zunächst ohne sichtlichen Grund. Ihre seitliche Abscherung ist bei der Platznahme der an den Alpenrand verfrachteten 

helvetischen Stirnköpfe der Aubrige und der Verschuppung der subalpinen Molasse erfolgt. Längs einer 

SW–NE-verlaufenden Scherstörung ist diese abgeschert und gegen NE verschoben worden. Sie setzt sich N des 

Trepsenbach in der Kette des Mälchterli weiter gegen E über den Planggenstock zum Hirzli in den Kt. Glarus fort. 

In der letzten Phase der Platznahme ist die steil gegen SE einfallende Scherfläche leicht verbogen und die südöstliche 

Partie gegen NE verschoben worden. S an die Scherfläche schliesst Trepsen-Flysch an, eine Abspaltung des 

Wägitaler Flysches. Gegen W quert die Basis der kühlzeitlichen oberoligozänen Spitzberg-Schüttung bei P. 714 die 

Wägitaler Strasse und steigt N von Güspi und Drinäpper N der Vorder Sattelegg an (Abb. 2.18–2.21). 

Gegen E erreicht die Scherfläche vom Spitzberg zwischen Chli Feldredertli und Lachner Stock, im Sattel von 

P. 1398 den Molassegrat. Dort umfasst die östliche Fortsetzung der Spitzberg-Abfolge eine rund 300 m mächtige 

Molasseserie mit Planggenstock und Hirzli. Auf dem Sattel P. 1398 stösst die Scherfläche an die Kernzone aus 

Unterer Meeresmolasse der Biltener- und Lachen–Trepsenbach-Antiklinale. Die mehrere 100 m mächtige Abfolge 

S dieser Antiklinale spitzt gegen den Sattel aus. Die Hirzli-Schüttung büsst gegen W rasch an Mächtigkeit ein. Da 

sich in der Molasse-Abfolge von Hirzli–Planggenstock – mit Ausnahme einer lokalen basalen Aufschiebung im 

mittleren Biltener Tobel – nirgends eine Scherfläche abzeichnet, hat dort die Molasse-Schüttung mit bedeutender 

Schuttlieferung länger angehalten. Das Gebiet W des Planggenstock gegen den Sattel P. 1398 bildet eine Hochzone. 

Auf diese folgte eine Schüttung, nachdem die tieferen, zunächst noch vom Meer der Unteren Meeresmolasse 

eingenommenen Bereiche (Biltener Tobel und P. 1398–Gelbberg–Chatzenrugg–Unteres Trepsental) verfüllt worden 

waren. Aufgrund der überliegenden Molasse konnte dies erst in der Kühlphase geschehen, die auf die warmzeitliche 

Flora an der W-Flanke des Hirzli folgte. In dieser Kühlzeit wurde auch der Bereich WSW der Scherfläche, 

die Spitzberg–Drinäpper-Schüttung, überschüttet. Damit dürfte die Warmphase mit der Flora am Hirzli jener am 

Rinderweidhorn entsprechen. 

Eine Geröllzählung in der 25° gegen SW einfallenden Kalknagelfluh des Spitzberg N von Haltli ergab bei einer 

Geröllgrösse von 1–9 cm in grobkalksandiger Matrix (Tab. 2.2): 

– Feinkörniger grauer Sandstein mit brauner Verwitterungsrinde 18 % 

– Mikritische Kalke mit wenig fein verteiltem Glaukonit 26 % 

– Feinkörniger gelblicher Dolomit 18 % 

– Onkoidischer, hell anwitternder Kalk 4 % 

– Mikritischer, weisslich anwitternder Kalk 12 % 

– Feinspätiger, hellgrau anwitternder Kalk 10 % 

– Feinspätiger, glaukonitischer Sandkalk 6 % 

– Dunkelgrüner bis schwarzer Silex 6 % 

Kalknagelfluh Spitzberg (Typ Hirzli) 100 % 

Tab. 2.2 

Geröllzählung Kalknagelfluh Spitzberg (Typ Hirzli) 

Abb. 2.18 

Lauihöchi–Rossweidhöchi–Chöpfenberg. Die Scherstörung trifft 

im Bild 12 mm vom linken Rand auf die Hintergrund-Kulisse. 

In der nächsttieferen Nagelfluhbank sind die dunklen Silices etwas häufiger. Eine höhere Bank zeichnet sich durch 

bis 15 cm grosse Gerölle eines mikritischen Kalkes aus; zugleich trat dort ein einziges rotes Radiolarit-Geröll auf. 

Noch etwas höher fand sich ein Dolomitgeröll von 16 cm Durchmesser.

Unt. Süsswassermolasse 

Kalk-Nagelfluh 

Unt. Meeresmolasse 

Tonmergel, Kalk-Sandstein 

Quartär: Hangschutt 

Moräne, Rutschungen 

Äussere Einsiedler Schuppen 

Amdener Sch. Nummulilenk. SM. 

Wildflysch 

Serhalten Flysch 

Trepsen-Flysch 

Abb. 2.19 

Die Scherstörung zwischen dem S-Ende des Spitzberg und seiner nordöstlichen Fortsetzung in der Kette Mälchterli–Planggenstock–Hirzli-Kette, 

weitgehend nach OCHSNER, A. 1969K: 

Subalpine Molasse-Schuppe Vordere Sattelegg–Spitzberg und Mälchterli–Planggenstock–Hirzli 

Trepsen-Flysch = basale Abspaltung des Wägitaler Flysch 

Einschlüsse von exotischen Blöcken und Leimeren-Kalk im Wildflysch (Serhalten-Flysch) 

Äussere Einsiedler Schuppenzone, Amdener Schichten, Südhelvetische Nummulitenschichten, Stad-Mergel (SM) 

Quartär: Moränen, Schotter, Bergsturz, Hangschutt, Rutschungen, Alluvionen 

Abb. 2.20 

Die gegen rechts in die Luft ausstreichenden 

Molasseschichten des Spitzberg NE von Vorderthal 

von der Wägitaler Strasse aus. Die Scherstörung 

verläuft von Vorderthal zum Sattel E des 

Spitzberg. 

Abb. 2.21 

Molasse-Kalknagelfluh vom S-Ende des Spitzberg 

(Baschanner) 

Literatur und Karten (K): FREI, H.-P. 1979, HANTKE, R. 1991, et al. 2002Ka, MÜLLER, H.-P. 1971, OCHSNER, A. 

1969K, 1975. 

53


1367 - 20 - A G Roggenstöckli Das Roggenstöckli P. 1702.5, eine Klippe der 

Muotathal Drusberg-Decke 

LK 1172 Muotatal 

LK 1173 Linthal 707/204 Hantke René N 

Im oberen Bödmerwald erhebt sich zwischen den Balmblätzen und dem Oberen Roggenloch ein 600 m langer, 

400 m breiter und 120 m hoher Felsrücken von Unterkreide-Gesteinen der Drusberg-Decke. Der Rücken, eine 

Klippe der südlichsten Drusberg-Decke – Vitznau-Mergel, Diphyoides-Kalk und schiefriger unterer helvetischer 

Kieselkalk – ist beim Vorgleiten in einer seichten Senke zurückgeblieben. Während die Unterlage auf der W-Seite 

aus Oberem Schrattenkalk der Oberen Silberen-Decke besteht, hat sich auf der E-Seite, im Oberen Roggenloch, 

über dem Seewer Kalk der Oberen Silberen-Decke noch Betlis-Kalk der Toralp-Serie, überfahrene Stirnteile der 

Drusberg-Decke, erhalten. Diese hält unter dem Roggenstöckli nicht durchgehend durch; die Toralp-Serie ist nur 

lückenhaft, vor allem in tektonischen Senken der Oberen Silberen-Decke, zurückgeblieben. Da auf der W-Seite 

Oberer Schrattenkalk ihr höchstes Schichtglied bildet, ist sie dort schon beim Vorgleiten der Drusberg-Decke auf 

einem Mergelhorizont der Garschella-Formation, auf der Fluebrig-Schicht, abgeschert worden (HANTKE, R. in 

SIDLER, C. 2001, S.52f Abb. 2.3, HANTKE, R. et al. 2002Ke, Abb. 2.22–2.24). In der Gruebi S des Pragelweges stellt 

sich in der Palfris-Formation der Drusberg-Decke ein Seewer Kalk-Vorkommen von wenigen 100 m Länge ein, das 

als abgeschert von der Oberen Silberen-Decke gedeutet werden kann. 

Die Steinschlag gefährdete Steilwand der Drusberg-Decke ist seit ihrer Platznahme nur wenige 100 m zurückgewittert. 

Auf der S-Seite des Roggenstöckli sind von der Abfolge durch das in jeder Kaltzeit des Eiszeitalters von 

der Silberen abgeflossene Eis nur wenige Zehner von Metern weggesprengt worden. Die S-Seite stellt damit aufgrund 

seiner ordentlich symmetrischen Form des Roggenstöckli den kaum durch spätere Einwirkung beeinträchtigten 

S-Rand der Drusberg-Decke dar. Das Relief des Silberen-Plateaus mit der Senke des Roggenstöckli und den 

mit Toralp-Serie gefüllten Senken bekundet die Überschiebung der Drusberg-Decke, der Abtrag ist minimal. 

Abb. 2.23 

Das Roggenstöckli von SE: Über Seewer Kalk der Oberen Silberen-Decke 

folgen zunächst wenige Meter Betlis-Kalk der 

Toralp-Serie und darüber die Klippe des Roggenstöckli mit 

Vitznau-Mergeln, Diphyoides-Kalk und Kieselkalk der südlichen 

Drusberg-Decke. 

Literatur und Karten (K): BRÜCKNER, W. 1947, HANTKE, R. 1949, 1961a, 1995, 2001K, et al. 2002Ke,f, KÄLIN, W. 1982, 

1987, KÄLIN, W. & SCAGNET, E. 1997, OBERHOLZER, J. 1933, et al. 1942K, SIDLER, C. 2001. 

54 

707 708 

204 

Abb. 2.22 

Ausschnitt aus LK 1:25'000 (vergrössert) 1172/1173 (Muotatal/Linthal) 


Abb. 2.24 

Das Roggenstöckli von E: Die Klippe der Drusberg-Decke mit 

Vitznau-Mergel, Diphyoides-Kalk und basalem schiefrigem 

helvetischen Kieselkalk liegt auf Oberem Schrattenkalk der 

Oberen Silberen-Decke.


1371 - 2 - G Sunnenberg Habkern-Granit-Erratiker im Tal der Steiner Aa 

Sattel 

LK 1152 Ibergeregg 692/216 Gasser Jakob R 

Auf der Nebenstrasse vom Dorf Sattel gegen Rothenthurm liegt nach 1.5 km oberhalb des Bahntunnels das Gehöft 

Lustnau. Dort findet sich auf 935 m ü.M. ein besonderer granitischer Gesteinsblock. 

Im Flussbett der Steiner Aa liegen zwei gleichartige, rund geschliffene, 1–2 m 3 grosse Blöcke, die je nach Wasserführung 

und Geschiebetrieb des Flusses freigelegt oder zugedeckt sind. Eine nähere Musterung des granitischen 

Gesteins zeigt Abweichungen gegenüberden bekannten Aare-Granit-Erratikern des Reuss-Gletschers. Neben graugrünlichem, 

fettig glänzendem Quarz (40%) und dunklem Glimmer (Biotit 10%) fällt der fleischrote Alkali-Feldspat 

(50%) auf (Abb. 2.26 und 2.27). 

Solche Gesteine kommen häufig im Flysch des Habkern-Tales nördlich von Interlaken vor und werden daher Habkern-Granit 

genannt. Dieser Granittyp stammt von einer heute verschwundenen Region, einer Schwelle am Rande 

des nördlichen Ur-Mittelmeeres (Tethys), deren Abtragungsprodukte während der Flyschbildung in die Vortiefe der 

Gebirgsfront abglitten. 

Abb. 2.25 

Situation des Murgangs vom Engelstock auf den Reuss/Muota-Gletscher mit Transportweg an den Fundort. Das Längenprofil dient 

der Ermittlung der Höhenlage des Eises. 

Bei der alpinen Gebirgsbildung gelangten mit dem Deckenschub die drei Habkern-Granit-Blöcke – im Flysch gut 

verpackt – als „Exoten“ in den Bereich des Engelstock. Aufgrund der im Raum Steinen–Engelstock rekonstruierten 

Oberfläche des Reuss-Gletschers um 1000 m ü.M. kann das weitere Geschehen gegen Ende der letzten 

Vergletscherung eingeordnet werden. Der Rothenthurmer Arm des Muota/Reuss-Gletschers endete in der Gegend 

55

von Rothenthurm. In einer Tauphase löste sich am Engelstock oberhalb Gigersberg, aus der heute noch erkennbaren 

Anrissnische Abigweid, eine murgangähnliche Flysch-Rutschung. Der Murgang fuhr über Chüngstbüel–Höchweid–Erlirieter 

auf den Rothenthurmer Eisarm. Damit sind die drei Habkern-Granit-Blöcke zu Erratikern geworden 

und auf dem wieder vorstossenden Eis, in rund 70–100 Jahren, um 2.5 km Richtung Rothenthurm verfrachtet 

worden. Die Lauital-Eiszunge drückte den Reuss/Muota-Gletscher etwas nach NW und die Findlinge in die ungefähre 

heutige Lage. Ein Temperaturanstieg setzte dem Vorstoss ein Ende – das Eis begann zurückzuschmelzen. 

Da in der Lustnau während des Abschmelzens Gletscheroberfläche, Terrainhöhe und Lage des nördlichsten „erratischen 

Exoten“ zusammenfielen, wurde dieser dort auf 935 m ü.M. deponiert. Die beiden andern, 250 m südlicher 

gelegenen Blöcke, glitten beim Schmelzen auf der zurückweichenden Gletscherzunge auf die damalige Talsohle, 

wo sie durch Erosionswirkung der Steiner Aa an ihren heutigen Standort verfrachtet worden sind (Abb. 2.25). 

Abb. 2.26 

Der Habkern-Granitblock auf dem Hof Lustnau, Gemeinde Sattel, durchdrungen von einem hellen, feinkörnigen Granit-Aplit-Gang. 

Abb. 2.27 

Habkern-Granit – Anschliff eines Handstückes 4/5 cm vom Fundort Lustnau in der Steiner Aa 

Literatur: YAVUZ, E.V. 1996. 

56


1375 - 3 - A G Guggerenchopf Die Entstehung des Waagtales mit dem Inselberg 

Unteriberg Hirsch Siti-Nossen 

LK 1152 Ibergeregg 703/211 Hantke René & Scheidegger Adrian E. R 

Das Waagtal verdankt seine Entstehung einer Anzahl Grenzblättern, die sich ablösten und in ihrer Mitte einen Inselberg 

stehen liessen. Die Faltenachsen des Guggeren- und des Hirsch-Gewölbes sind sowohl in der Horizontalen 

wie in der Vertikalen gegen einander verschoben. Der Versatz beträgt in der Horizontalen 330 m, in der Vertikalen 

280 m, die Faltenachsen fallen mit 7° gegen WSW. Dass der Waag-Gletscher von der westlichen Druesberg-Kette 

diese markante Vorzeichnung benutzt hat, ist offenkundig. Eine Ausräumung durch den Waag-Gletscher erscheint 

jedoch recht merkwürdig, da dieser durch den Minster-Gletscher im W und vor allem durch den von der östlichen 

Druesberg–Mieseren- und von der Mieseren–Fluebrig-Kette abgestiegenen Sihl-Gletscher im E gestaut wurde. 

Der Siti-Nossen ist als abgesunkener Inselberg in der Mitte des Waagtales stehen geblieben; der Waag-Gletscher 

hat ihn nicht weggeräumt (Abb. 2.28–2.30). 

Abb. 2.28 

Zeichnung des Waagtales von der Schlipfauweid (nach HANTKE, R. et al. 1998) 

Abb. 2.29 

Blick von der Rüti ins Waagtal mit Hirsch-Gewölbe (links) und 

über dem Tal emporgehobenem Guggerenchopf-Gewölbe 

(rechts) im Hintergrund der Roggenstock 

Abb. 2.30 

Blick vom Schachen ins aufgebrochene Guggeren/Hirsch- 

Gewölbe mit dem Siti-Nossen 

Literatur und Karten (K): HANTKE, R. et al. 1998, 2002 Kc, QUEREAU, E.C. 1893, SCHEIDEGGER, A.E. 2001. 

57


1375 - 4 - H Studen Karstwasseraufstösse in Studen 

Unteriberg Adelmatt 

LK 1152 Ibergeregg 

LK 1153 Klöntal 706/214 Winterberg Heinz R 

Im Spätglazial, vor 15'000 Jahren, schmolz der Sihl-Gletscher im oberen Sihltal bis auf einige Kargletscher zurück. Es 

entstand ein Ur-Sihlsee, der von der heutigen Staumauer ins Waagtal und gegen den Chalchboden reichte. Murgänge, 

verursacht durch Unwetter im Zusammenhang mit plötzlicher Schneeschmelze und gefördert durch noch unbewaldete 

Bergflanken, füllten den Ochsenboden bis zur Chalchboden-Felsschwelle. In der entstandenen wasserdurchlässigen 

Ebene versickert die Sihl heute bei Niederwasser vom Schwyzerblätz bis zur Schiessanlage Ochsenboden (Abb. 2.31 A). 

Bis zur Linie Adelmatt–Oberstuden–Breitried wurde der See teils mit Verlandungssedimenten – Silt und Ton – und weiteren 

Murgängen von Sihl und Wisstannenbach aufgefüllt. Die Sihl wurde dadurch zu stets neuer Linienführung 

gezwungen. Es entstand ein System von Bänken und Rinnen, im oberen Teil mit Flachmoor-Torfbildung, die immer wieder 

von Schlamm überdeckt wurde. Die Wasserdurchlässigkeit des Untergrundes ist noch beträchtlich, aber unterschiedlich 

(Abb. 2.31 B). 

Gegen NW nimmt der Anteil an Seeboden- und Torfablagerungen zu und schränkt die Durchlässigkeit stark ein 

(Abb. 2.31 C): Es ist eine Staubarriere entstanden, die das vom Ochsenboden zufliessende Grundwasser an die Oberfläche 

zwingt. In zwei 50 m von einander entfernten Quellaufstössen tritt es mit 10 m 3 /min zu Tage und fliesst in den 

Brunnenbach (Abb. 2.31 und 2.32). Dieser entspringt rund 600 m SW, ebenfalls als Grundwasseraufstoss, und ist in 

einem Betonrohr gefasst. 

58 

215 

214 

213 

706 707 708 

Beide Quellaufstösse bei Adelmatt (Abb. 2.34 und 

2.35) zeigen im Sommer und im Winter eine recht 

konstante Wassertemperatur: die rechte Quelle mit 

6,5–7°C bei 42 mg/l Calcium, die linke, etwa 50 m 

entfernte, mit 8–9,5°C und 85 mg/l Calcium, also 

doppelt so hohem Gehalt. Dieser Umstand deutet 

auf eine mehrheitlich andere Herkunft des Grundwassers 

hin. Möglich ist der Charenstock und 

Stock–Schrot, wo sich abflusslose Becken befinden. 

Beide Quellen sind von einem Moos – Brunnenmoos 

(Fontinalis antipyretica) – und von Sumpfpflanzen 

besiedelt: einem Sumpf-Weidenröschen, 

wahrscheinlich ein 3-fach-Bastard Epilobium 

palustre x E. parviflorum x E. tetragonum, 

Moos-Labkraut (Galium uliginosum), Sumpf- 

Labkraut (Galium palustre), Sumpf-Vergissmeinnicht 

(Myosotis scorpioides) und vor allem 

Bachbungen-Ehrenpreis (Veronica beccabunga). 

Erstaunlich ist die Lebensweise dieser Pflanzen. 

Sie ziehen sich im Winter nur knapp unter die Wasseroberfläche 

zurück (Abb. 2.36) und treiben im 

Frühjahr wieder aus. Wegen der relativen Wärme 

des Wassers erfolgt der Wachstumsbeginn rund 2 

Wochen früher als in der Umgebung. 

Abb. 2.31 

Ausschnitt aus LK 1:25'000 1152/1153 (Ibergeregg/ 

Klöntal) 

Reproduziert mit Bewilligung von swisstopo 

(BA035157)

Wie der Vergleich der beiden Kartenausschnitte (Abb. 2.32 und 2.33) zeigt, traten in der Ebene von Studen Ende 

des 19. Jahrhunderts viel mehr Quellen noch offen zu Tage. Fast alle wurden seither gefasst, in Rohre gelegt oder 

ihre Wasserläufe begradigt. 

Abb. 2.32 

Siegfriedkarte 1:25'000, Blatt 259 (1892), Ausschnitt Studen 

Abb. 2.34 

Rechter Karstwasser-Aufstoss beim Schopf 

Abb. 2.35 

Linker Karstwasser-Aufstoss Adelmatt 

Literatur: ZINGG, A. J. 1999. 

706 

707 

Abb. 2.33 

LK 1:25'000 1152 Ibergeregg (1999), Ausschnitt Studen 


215 

214 

Abb. 2.36 

Grün schimmern Sumpfpflanzen durch das 6°C warme Wasser, 

während die Pflanzenteile oberhalb gänzlich abgefroren sind. 

59


1375 - 6 - A Schlund Der Seewer Kalk-Erratiker vom Schlund und 

Unteriberg sein Transportweg auf Eis 

60 

LK 1152 Ibergeregg 705/213 Hantke René & Winterberg Heinz L 

Der rund 750 m 3 grosse Seewer Kalk-Block im Schlund ist im unteren Bereich dünnplattig, stellenweise intensiv 

gefältelt und von schiefen Scherflächen durchsetzt. Trotzdem scheint der Block unter dem Eistransport kaum stark 

gelitten zu haben, sonst wäre er auseinander gebrochen. Ferner muss der Sturz auf Eis sanft auf den westlichen Tierfäderenegg-Firn 

und aus geringer Höhe erfolgt sein. Da auf der N-Seite des Stock kein Seewer Kalk ansteht, kann 

der Block nur durch Eis transportiert worden sein. Aufgrund der Beschaffenheit des Seewer Kalkes und dem analogen 

Vorkommen auf der S-Seite des Stock N der Tierfäderenegg, etwa dem Seewer Kalk-Zahn P. 1513, kann der 

Block im Schlund auf 1200 m Höhe in der letzten Kaltzeit, vor 18'000 Jahren, von diesem Seewer Kalk-Zahn auf 

die firnbedeckten, gegen SE einfallenden, liegenden Stad (Globigerinen)-Mergel geglitten sein. Da das Eis auf dem 

Firnsattel der Tierfäderenegg auf mindestens 1470 m ü.M. stand und dieses gegen den Zahn noch etwas anstieg, 

muss der längs einer Störung niedergebrochene Block sanft auf dem Unter Stock-Firn gelandet sein. Von dort glitt 

er auf diesem um die W-Seite des Stock talwärts. Nach 2 km, für die er 30–40 Jahre benötigt haben dürfte, lief er 

auf einer Mittelmoräne mit Stad-Mergelschutt im Schlund zwischen Stock-Eis und Waag-Gletscher auf Grund. Der 

Waag-Gletscher füllte das Waagtal und reichte im Schlund bis auf 1200 m ü.M. Dadurch verhinderte der Waag- 

Gletscher einen Absturz des Blockes ins Waagtal. Da der Waag-Gletscher sich nördlich des Charenstock mit dem 

Sihl-Gletscher vereinigt hatte und dieser bei Breiten südlich von Gross noch bis auf 1000 m ü.M. stand, kann die 

Reise nur kurz nach dem maximalen Eisstand der letzten Eiszeit stattgefunden haben (Abb. 2.37–2.40). 

Im Schlund ist der grosse Seewer Kalk-Block nicht der einzige, aber die andern, etwas westlich gelegenen sind viel 

kleiner und fallen kaum auf. Auch nördlich der Tierfäderenegg liegen auf dem Grat zu P. 1513 noch einige kleinere 

Seewer Kalk-Blöcke; diese haben die Fahrt zum Schlund nicht mitgemacht, sind erst nach dem Abschmelzen des 

Firnsattels niedergebrochen. 

Abb. 2.37 

Der Transportweg des Seewer Kalk-Blockes vom eisfreien Südabfall des Stock auf dem durch den westlichen Tierfäderenegg-Firn 

dem Waag-Gletscher zugeflossenen letzten rechtsseitigen Zuschuss

Der Seewer Kalk-Block im Schlund ist längst nicht mehr so kahl wie beim Transport. Eine reiche Flora hat auf ihm 

Einzug gehalten. Trotz des kargen Felsuntergrundes hat bereits eine Anzahl Bäume Wurzeln geschlagen: Fichte, 

Vogelbeerbaum, Mehlbeerbaum, Ulme und ein Berg-Ahorn (Abb. 2.39 und 2.40). 

Literatur und Karten (K): HANTKE, R. et al. 2002Kc, JEANNET, A. 1941. 

Abb. 2.38 

Abbruchstelle des Seewer Kalk-Erratikers 

vom P. 1513 (ca. 325 m S vom Stock, P. 1600) 

Abb. 2.39 

Der Seewer Kalk-Erratiker lief auf einer Mittelmoräne 

mit Stad-Mergelschutt im Schlund 

auf Grund – Ansicht von S. 

Abb. 2.40 

Der Seewer Kalk-Erratiker – Ansicht von NW 

61


1375 - 14 - B F Wangflue Die Wangflue, Typlokalität der obersten 

Unteriberg helvetischen Kreide 

62 

LK 1152 Ibergeregg 702/207 Hantke René N 

In der Druesberg-Kette stellen sich über der Amdener Formation bei graduellem Übergang bis 60 m graue, splittrig 

brechende, plattige Kalke und Kalkschiefer ein. In den Feldbüchern Arn. Eschers v.d. Linth findet sich 1853 

erstmals eine Notiz, worin er die Gesteine des Schülberg als „dunkelgraue, ziemlich feste Kalkschiefer“ beschreibt. 

«Diese grauen und schwärzlichen Schiefer sind ohne Zweifel ident den ähnlichen südlich des Roggenstock. Repräsentiren 

das Danien?» Später hat ESCHER von „Schülbergschiefern“, „Sevelenschiefer“ und „Wangschiefern“ 

geschrieben und 1868 in einer Mitteilung erwähnt, dass die „schwärzlichen Schieferkalke“ vor allem in den Sihltaler 

Alpen und im St. Galler Rheintal auftreten. In STUDER 1872 nannte Escher sie nach der Wangflue über der Alp 

Wang im hintersten Waagtal Wang-Schichten; aufgrund von Inoceramen stellte er sie in die Kreide (Abb. 2.41 

und 2.42). 

Am W-Fuss des Schülberg erwähnt JEANNET (1941) grünliche quarzitische Bänke und Linsen und aus den tieferen, 

etwas schiefrigen Schichten der Wang-Formation grosse Austern, Pycnodonta escheri Mayer. Bei Stäfel auf Hesisbol 

fand schon ESCHER (in KAUFMANN 1876) Seeigel. Die dunklen, aber hell anwitternden siltigen, etwas glaukonitführenden 

Mergelkalkschiefer liefern Inoceramen-Schalentrümmer und vereinzelt Belemnitellen. Die Abfolge 

fällt vom Grat First–Sternen hangparallel gegen NNW ein und ist von Bruchsystemen durchschert. In der Wangflue 

wird sie von N nach S von 60 auf 25 m, in der Sternen–Forstberg-Kette von 25 auf 20 m reduziert. 

STACHER (1980, S.22ff und Figuren) hat von der Wangflue zum Seebli über 130 m ein Typusprofil aufgenommen 

mit Korngrössen von Quarz, Glaukonit, Dolomit und Pyrit sowie Calcit-Fragmenten, Inoceramen-Prismen, Spongien-Nadeln 

und Foraminiferen. Darnach reicht die Wang-Formation mit Wang-Basisschichten über Schiefermergel, 

Schieferkalk bis zum Wang-Kalk vom Ober-Campanian bis ins Unter-Maastrichtian. Sodann hat er am Seebenstöckli, 

am Schülberg und am Fidisberg Detailprofile aufgenommen und mikropaläontologisch untersucht. Im 

Chöpfentobel fand S. SCHLANKE in STACHER 1980 Pachydiscus robustus, einen Ammoniten des Campanian–Maastrichian. 

Aufgrund des Plankton/Benthos-Verhältnisses zwischen 0,1 und 2,0 sieht STACHER 1980 den Ablagerungsraum im 

äusseren Schelf und oberen Kontinentalabhang bis 800 m Tiefe. 

702 

703 

208 

Abb. 2.41 

Ausschnitt aus LK 1:25'000 (vergrössert) 1152 (Ibergeregg). 


Abb. 2.42 

Wangflue von E 

Literatur und Karten (K): ESCHER, ARN. 1868, HANTKE, R. et al. 2002Kc, JEANNET, A. 1941, QUEREAU, E.C. 

1893/1893K, STACHER, P. 1980, STUDER, B. 1872.

3.1 Mythen 

3 200 Millionen Jahre Erdgeschichte 

Region: Arth – Goldau – Lauerz – Seewen – Ibach – Brunnen 

Abb. 3.1 Blick auf Lauerzer See und Mythen von Rigi-Kulm 

Sprachforscher suchten die Herkunft der Namen der 

beiden auffälligen Felspyramiden, die den nord-östlichen 

Talabschluss des Felderbodens bilden, zu 

ergründen. Belege verschiedener Schreibweisen 

gehen bis in das 13. Jahrhundert zurück. Erstmals 

aktenkundig ist ein Dokument von 1217–1222 wo 

„chundrad in mîtun“ erwähnt wird. Weitere Schreibweisen 

waren: Mytun, Myten, Mytten, Midten, 

Miten, mithen, Mythen. Für den Namen wurde 

immer das feminine „die“ verwendet, was im Verlaufe 

der letzten hundert Jahre durch das maskuline 

Jakob Gasser 

„der“ verdrängt wurde. Ursprünglich war die grosse 

Mythe alleiniger Namensträger, währenddem die 

nördliche Dreispitz-Gruppe den Namen „Hacken“ 

trug. Heute sind nur noch „Haggenspitz“ und die 

Benennung „Haggenegg“ übrig geblieben. Es heisst 

heute: Kleiner Mythen, Grosser Mythen (WEIBEL 

1973). 

Bereits 1661 wurde versucht den Namen auf Grund 

der Form mit „Mitra“ (Bischofsmütze) in Beziehung 

zu bringen. Andere Deutungen folgen dem indogermanischen 

„Meta“, das jede kegelförmige oder pyramidale 

Figur bezeichnet. Das lateinische „meta“ bedeutet 

wiederum ein spitzes Ziel z.B. eine Heutriste mit Mittelpfosten. 

63

Das Wort „Mˆyta“ kann mit Meidung übersetzt werden. 

Die Mythen waren ein gefährliches Hindernis mit 

Steinschlag, Felsstürzen, Lawinen – ein Gebiet, das 

man meiden sollte. Der Grund der Namengebung 

könnte also der „Unnutzen“ gewesen sein. Nach einem 

weitern Erklärungsversuch soll sich der Name von der 

zwischen beiden Gipfeln liegenden Alp (in der Mitte 

gelegen) „Mittenalp oder Mitenalp“ ableiten lassen 

(Zwüschet Mythen). 

Abb. 3.2 Ansicht der Mythen von W mit Ortsbezeichnungen 

Die Mythen setzen sich aus Formationen zusammen, 

die von der Oberen Trias bis in die Obere Kreide reichen. 

Mythen und Rotenflue liegen als isolierte 

Deckenreste einer penninischen Überschiebung der 

geologisch jüngern Flysch-Unterlage auf. Die Gipfelregion 

des Grossen Mythen besteht aus rotem Mergel- 

Kalk, der „Couches Rouges“. Ein leichter Eisengehalt 

bewirkt die rötliche Färbung. Untergeordnet treten 

graugrünliche Mergelkalke auf. Alter: Oberkreide 

(88 Mio. Jahre)–Paleozän (55 Mio. Jahre). 

Die Hauptmasse der beiden Mythen ist aus einem hellen, 

grauweissen Kalkstein aufgebaut, der während der 

64 

jüngeren Jurazeit (Oberjura, weisser Jura, Malm, 

Alter: 160–140 Mio. J.) in einem Schwellenbereich der 

Tethys sedimentiert und verfestigt wurde. Fossile 

Korallen lassen auf ein Riff schliessen. Daraus ergeben 

sich die Benennungen Malmkalk oder Malmriffkalk. 

Im Bereich des Südgrates des Grossen Mythen befindet 

sich der auffällige Weisse Nollen, eine abgerissene, 

abgedrehte Malmkalk-Scholle. Die vom Zwüschet- 

Mythen nach S unter den Grossen Mythen abtauchen- 

den Gesteinsschichten gehören zwei geologischen 

Abteilungen, dem Jura und der Trias an. Der braune 

Jura oder Dogger (180–160 Mio. J.) ist durch einen 

dunkeln Kieselkalk (Spatkalk) mit schwarzen Silex- 

Knollen vertreten. 

Die Trias zeigt ihre Anwesenheit mit geschichtetem, 

grauem Hauptdolomit und graugrünen, violetten Mergeln 

an. Auf Grund der Fossilfunde können diese 

Gesteine der Oberen Trias (230–210 Mio. J.) zugeordnet 

werden. 

Nach einem Transportweg von etwa 150 km fand die 

Platznahme der Mythen spätestens vor fünf Mio. Jahren 

statt.

Abb. 3.3 Silex-Knollen (Feuerstein oder Flint), eine dichte 

Quarzvarietät, entstanden durch Ausfällung von 

Kieselsäure (SiO 2 ) auf dem Meeresboden. 

Farbe: Schmutziggrau bis schwarz 

Härte: 6.5 Mohs (mit Messer nicht ritzbar) 

Bruch: Muschelig mit scharfen Kanten (Steinzeit 

Werkzeuge) 

Fundort: Kieselkalk (Dogger), Bereich Bachrüseren, 

Gr. Mythen 

Abb. 3.4 Ammonit, Fundort Glätti, Kl. Mythen 

Ammoniten sind unmittelbar mit den Tintenfischen 

(Cephalopoda, Kopffüsser) verwandt und werden 

oft fälschlicherweise als „Schnecken“ bezeichnet. 

Die Ammoniten sind vor etwa 65 Mio. Jahren, zeitgleich 

mit den Dinosauriern, ausgestorben. Erhalten 

sind nur fossile Überreste. Der vorliegende 

Teilbereich ist als Steinkern (Hohlraumfüllung mit 

Sediment) erhalten. Das Gehäuse ist spiralig aufgerollt, 

wobei nur der vorderste Teil dem Tier als 

Wohnkammer diente. Der Ammonit (Durchmesser 

23 cm) stammt aus dem Malm (weisser Jura 

160–140 Mio. J.), wurde ergänzt und in seiner 

Schwimmstellung abgebildet. 

Abb. 3.5 Remsibrekzie von der Remsisite, N Zwüschet Mythen (1:1) Das typische einer Brekzie sind die eckigen Trümmer, im 

vorliegenden Fall zerbrochene Dolomit-Gesteine. 

65

Durch die Hebung der Zentralmassive, von Aar- und 

Gotthard-Massiv, erfolgte nebst dem aktiven Schub 

eine Schweregleitung der Mythen-Klötze (selbständiges 

Abgleiten auf einer schiefen Ebene). Die 

Platznahme der beiden Mythen verursachte beim 

Auffahren auf die Flyschunterlage eine muldenförmige 

Hohlform. Vorhandene Platten zerbrachen und 

wurden schief gegen das Muldenzentrum gestellt. 

Der Bereich von den Mythen bis zum Muldenrand 

wurde im Laufe der Zeit von Sturzgut und Moränen 

abgedeckt. Einsickerndes Wasser sammelte sich in 

Abb. 3.6 Darstellung der bekannten, grösseren Quell-Austritte auf der Mythen W-Seite 

Grundlage: Übersichtsplan 1:10'000 

66 

Teiltrögen, welche dieses als Überlaufquellen frei 

geben. Es ist deshalb nicht verwunderlich, dass auf 

einer Länge von 3 km 15 Quellen auf einer Linie zu 

Tage treten. Die Verbindung Ried–Hochstuckli liegt 

in der Falllinie mit ca. 25% Gefälle und markiert den 

westlichen Rand der Mulde. Südöstlich der Linie 

Ried–Haggenegg zeigt das nach S umbiegende 

Höhenkurvenbild die den Mythen vorgelagerte 

Schuttmasse an. Das Wasser wird für die Wasserversorgung 

Schwyz genutzt. Am Fusse des Weissen 

Nollen entspringt eine Spaltquelle, das Nollenbrünneli. 

Es versiegt auch im heissesten Sommer nicht. 

Die Stockwaldquelle, in der Griggeli-Risi unter dem 

Kleinen Mythen, liefert das ganze Jahr regelmässig 

Wasser mit einer Temperatur von 4 °C. Ortskundige 

vermuten unter dem Schuttkegel eine Toteismasse 

(Rest-Gletscher). Oberhalb der Quelle hat sich infolge 

einer Sackung eine Spalte von 400 m Länge 

gebildet, was auf den Schmelzvorgang hinweisen 

könnte. 

Die ehemals sehr bekannte, schwefelhaltige Heilquelle 

im Mythenbad soll Ende des 19. Jahrhunderts 

verschüttet worden sein. 

3.2 Äussere Einsiedler Schuppenzone (ÄES) 

Auf der Linie Weidstein/Schwanau–Schornen quert 

eine Felsrippe den Lauerzer See, setzt sich über Platten–Burg 

fort und verschwindet unter dem Engelstock. 

Es handelt sich dabei um eine Schichtfolge 

von Amdenermergel, Nummulitenkalk, Glaukonitsandstein, 

Globigerinenmergel und Burgsandstein. 

Mehrere solcher Schuppen, die unterschiedlich vollständig 

ausgebildet sind, können, wie im Weidstein, 

aufeinander folgen oder als Einzelrippe auftreten. 

Die steil alpeneinwärts abfallenden Schuppen sind 

vom Rücken der Drusbergdecke abgeglitten und liegen 

der schräg unter den Urmiberg abtauchenden 

Molasse auf. Die Hauptmasse der Gesteine besteht 

aus grauen, fossilreichen Nummulitenkalken, die 

von vererzten Partien durchsetzt sind. Eine durchgehend 

mit Eisenerz imprägnierte Schicht aus Num-

mulitenkalk tritt gegenüber der Insel Schwanau, 

in der Chlostermatt am Weidstein, zu Tage. Der 

Abb. 3.7 Ansicht Weidstein von Osten 

Eisengehalt wurde mit 10–20% ermittelt (EPPRECHT 

1948). 

Abb. 3.8 Die Aare-Granit-Findlinge dokumentieren die Anwesenheit 

des Reuss-Gletschers. 

Abb. 3.9 Weidstein (ÄES) mit acht Nummulitenkalk-Rippen, getrennt durch Schieferzonen, in steil südfallende Schuppen überschoben. 

Grundlage Übersichtsplan 1:10'000 

67

Erste Bergbauversuche erfolgten im Kt. Schwyz 1597 

am „Isenbach“ (Oberiberg) und es erscheint in der 

Folge offensichtlich, dass schon um 1600 in Lauerz 

nach Erz gesucht wurde. Über detaillierte Angaben 

zum Erzabbau im Otten lassen uns die historischen 

Nachrichten im Stich. Dem Urner Madran, Besitzer 

der Bergwerke in Uri, wurde 1602 die Suche nach Erz 

im Lande Schwyz auf zehn Jahre bewilligt. Von Resultaten 

Madranschen Suchens erfahren wir nichts (HIST. 

VEREIN 1925). 

Hingegen findet sich 1858 ein Hinweis auf drei Hammerschmieden 

in Steinen, die bereits über 200 Jahre 

Bestand haben sollen. Hammerschmieden waren integrierender 

Bestandteil von Eisenbergwerken, was wiederum 

auf einen in der Nähe stattfindenden Erzabbau, 

in der ersten Hälfte des 17. Jahrhunderts, hindeutet. 

1724 soll der Betrieb für den Erzabbau von den Bergherren 

Linder + Burckhardt (nebst dem Hauptwerk 

Uri) aufgenommen worden sein. Es wird in den Akten 

die Erstellung eines Schmelzofens erwähnt. Der Besitzer 

von „Bühl“ erinnert sich noch 1872, dass sich im 

Otten, gegen den Lauerzer See, Reste des Schmelzofens 

befanden. Im Jahre 1729 wurde das „Lowerzerwerk“ 

aus finanziellen Gründen wieder stillgelegt, 

denn weder Quantität noch Qualität versprachen eine 

reiche Ausbeute. Der Abbau muss in geringem 

Umfang im Tagbau stattgefunden haben. Eine Grube 

(„Stollen“), in der Erz gebrochen wurde, ist heute noch 

als „Erzloch“ sichtbar. 

Abb. 3.10 Zugang zum Erzloch in der Chlostermatt am Weidstein 

(Höhe 4.0 m, Breite 5.0 m) 

68 

Abb. 3.11 Planliche Darstellung des Erzloches 

Abb. 3.12 Frische Bruchfläche des Nummuliten-Erzes 

Abb. 3.13 Hämatitisch vererzte Nummuliten. Die dunkelkirschroten 

oder stahlblau-glänzenden Foraminiferen 

können leicht aus der Kalkmasse herausgelöst 

werden (grösster Durchmesser ca. 5 mm).

Im Lauerzer See werden zwischen Schwanau und 

Schornen, entlang einer 600 m langen Zone, über der 

den See querenden ÄES Gasaustritte beobachtet. Die 

Austrittsstellen sind besonders gut bei einer Eisdecke 

zu sehen. Das Gas entströmt mit einiger Sicherheit als 

sogenannte Spaltenbläser einer Nummulitenkalk- 

Rippe. Als Wirtgestein kommen Amdener Mergel, 

Globigerinenmergel oder die Molasse in Betracht. 

Beim Lauerzer See-Gas handelt es sich ausschliesslich 

(85%) um Methan (CH 4). Die austretende Gasmenge 

wurde von BÜCHI & AMBERG (1983) auf rund 1000 m 3 / 

Tag geschätzt. 

Abb. 3.14 Übersicht der Methangas-Austrittsstellen im Lauerzer 

See 

Abb. 3.17 Nummulitenkalk-Rippe Schornen–Platten–Burg 

Abb. 3.15 Nummulitenkalk-Rippe Schornen–Platten–Burg– 

Engelstock. Grundlage Übersichtsplan 1:10'000 

Abb. 3.16 Grauer Nummulitenkalk-Anschliff (1:1) 

69

3.3 Quartär (Eiszeitalter) 

Auf das warme, subtropische Klima (Paleozän 65 Mio. 

J.–Anfang Pliozän 5 Mio. J.) folgte eine markante Abkühlungsphase, 

in der das Klima von Schnee und Eis 

(nivales Klima) geprägt war. Innerhalb des nun folgenden 

quartären Eiszeitalters hat sich der Abkühlungstrend 

fortgesetzt, wobei die mittlere Jahres-Temperatur im 

Vergleich zu heute (9.6 °C) um 5–10 °C abgesunken ist. 

Diese Temperatur-Erniedrigung liess die Gebirgsgletscher 

anwachsen – es entstand ein zusammenhängendes 

Eisstromnetz. Auffällig ist der Wechsel von Kalt- und 

Warmzeiten. Die letzte Kaltzeit ging vor 10'000 Jahren 

in die heutige Warmzeit (Holozän) über. 

Die Faktoren, die das Zustandekommen einer Eiszeit 

verursachen, sind nicht in allen Teilen bekannt. Eine 

wesentliche Rolle wird der Wirkung der Erdbahnelemente, 

nebst vielen anderen klimawirksamen Einflüssen, 

zugewiesen. Es ist vom Aktualitätsprinzip ausgehend 

anzunehmen, dass auf die heutige Warmzeit 

erneut eine Kaltzeit folgen wird. 

Die Gletscher schufen keine neuen Abflusswege, sie 

folgten den bereits bei der Alpenhebung vorgezeich- 

70 

neten Furchen. Der Reussgletscher z.B. der Querfurche, 

die von Brunnen bis Andermatt zurückreicht 

und im Tal des Urnersees deutlich sichtbar wird. Die 

Gletscher überprägten und erweiterten lediglich die 

Täler – eine wesentliche Vertiefung fand nicht statt. 

Mit Hilfe von Moränen und Findlingen, die im Ablationsgebiet 

(Zehrgebiet) liegen blieben, lassen sich 

die Gletscherränder rekonstruieren. Schliffgrenzen 

gehen nach oben in zackige Bergformen über und 

weisen in Hochlagen auf ehemalige Gletscherstände 

hin. 

Abb. 3.18 Schematische Temperatur-Kurve Tertiär/Quartär 

Abb. 3.19 Der Reuss-Gletscher im Raum Schwyz (Standort Oberberg 1200 m ü.M.) während der letzten Vergletscherung. Die Eismächtigkeit 

über dem Talkessel beträgt etwa 600 m. Im Hintergrund Pilatus. Im Vordergrund (von links) Hochflue, Rigi 

Scheidegg, Rigi Kulm.

Abb. 3.20 Im Gletschervorland breiteten sich Steppen und Tundren 

aus, die von kälteliebenden Pflanzen und Tieren 

besiedelt wurden. Beispiele Höhlenbär und Mammut. 

Abb. 3.21 Ausdehnung des Reussgletschers und seiner Nachbargletscher 

71

3.4 Ebene von Arth 

Der trogförmige Felsuntergrund der Talebene von Arth 

besteht aus rötlicher Nagelfluh der Untern Süsswassermolasse 

(USM). Der Fels ist in Tiefen von 20–110 m 

unter Terrain anstehend. An der tiefsten Stelle ist eine 

alte, eiszeitliche Abflussrinne der Rigi-Aa zu vermuten. 

Über der Molasse liegt eine 5 m bis über 40 m mächtige 

Abfolge von Sanden, Feinsanden und Lehmen mit 

deutlicher Feinschichtung, die eindeutig als Seeablagerungen 

einzustufen sind. Dies bedeutet, dass der Ur- 

Zugersee bis an die Felsbarriere von Oberarth reichte. 

Unter 2–8 m mächtigen sandig-lehmigen Überschwemmungssedimenten 

folgen stark sandige Kiese, 

die bis 60 m mächtig werden. Diese Schotterabla- 

Abb. 3.22 Strandlinie des Ur-Zugersees an der Felsbarriere 

von Oberarth, die eine Verbindung mit dem Lauerzer-Arm 

des Ur-Reuss-Sees verhinderte. 

Grundlage Übersichtsplan 1:10'000 

Abb. 3.23 Die Ebene von Arth, dargestellt mit Höhenkurven 

der Oberfläche und dem Felsuntergrund. 

72 

Abb. 3.24 Nach dem Gletscher-Rückzug bildete sich ein 

zusammenhängender, fjordähnlicher Reuss-See 

gerungen bedecken die ganze Arther-Ebene und stellen 

den eigentlichen Grundwasserträger dar (JÄCKLI 

1986). 

Gemäss Grundwasserkarte wird an etwa 25 Stellen 

Grundwasser (GW) entnommen und für die Trinkwasserversorgung 

der Gemeinde Arth verwendet. 

Eine Verbindung des Ur-Zugersees mit dem Lauerzer- 

Arm des Urnersees bestand, selbst bei einem wahrscheinlich 

höchsten eiszeitlichen Wasserstand von 

443 m ü.M. zu keiner Zeit. Verhindert wurde dieser 

Zusammenschluss durch die Felsbarriere von Oberarth, 

mit Koten von 445–463 m ü.M. 

3.5 Felderboden 

Unter dem Felderboden – der Ebene zwischen Ibach 

und Brunnen – erstreckt sich eine bei der Platznahme 

der verschiedenen Deckenelemente enstandene Talanlage. 

Im W ist es der Urmiberg, ein Element der helvetischen 

Randkette, das sich als selbständiges Gleitbrett 

von der Silberen-Decke abgelöst hatte und nach 

NW verschleppt wurde. Im SE wird die Ebene von der, 

dem Fronalpstock vorgelagerten, nach N abtauchenden 

Gibel-Falte und dem Axenstein-Gewölbe abgeschlossen. 

Dazwischen liegt in einer Querstörung der 

Durchbruch der Muota. Im NE bilden die dem Flysch 

aufliegenden Mythen-Klippen den Talabschluss.

Abb. 3.25 Der Felderboden, dargestellt ohne Talfüllung, zeigt eine steil nach SW abtauchende Talsohle. Diese dürfte ein Abfliessen 

der Ur-Muota Richtung Lauerzer See verunmöglicht haben (dunkler Farbton: Felsverlauf unter Terrain). 

Die tiefste Bohrung im oberen Bereich der Ebene 

(Diesel/Ibach, Terrain 450 m ü.M) erreichte in 111 m 

Tiefe Seebodenablagerungen (JÄCKLI 1974). Geschätzt 

dürfte die Felssohle auf etwa 220 m ü.M in 230 

m Tiefe liegen. In Seewen ist der Fels der Urmiberg- 

Platte in 142 m Tiefe (Kote 319 m ü.M.) erbohrt worden. 

Im Urnersee liegt der Fels auf Meereshöhe (± 0 m 

ü.M.) und lokal deutlich tiefer. Damit fällt der Felsuntergrund 

der Muota-Ebene in grosser Tiefe Richtung 

Brunnen ab. 

Ausgeführte Bohrungen im Felderboden zeigten 

Schotter von bis zu 110 m Mächtigkeit, die von Seeboden-Lehmen 

und anderen Lockergesteinen unterlagert 

werden. Im Urnersee sind diese 240 m mächtig. 

Sie können im Felderboden durchaus 200 m erreichen. 

Die Beckenfüllung erfolgte nach dem Abschmelzen 

von Muota- und Reussgletscher. Im Raume Schwyz– 

Seewen waren es die Schuttablagerungen der vielen 

Seitenbäche aus dem Engelstock- und Mythengebiet 

(Siechen-, Nieten- und Tobelbach). 

Die Auffüllung des Seebeckens Ibach–Ingenbohl beruht 

nur zum Teil auf abgelagertem Gletscherschutt, vor 

allem aber auf der Sedimentation von grossen Schotter- 

Abb. 3.26 Verlandung Felderboden 

Das Abschmelzen von Reuss- und Muota-Gletscher 

leitete die Verlandung bis an das W-Ende des 

heutigen Lauerzer Sees ein. Der Umfang des ehemaligen 

Seegebietes ist durch viele Kernbohrungen 

und Baugruben-Aufschlüsse, die Seebodenablagerungen 

und Torf enthalten, sehr gut belegt. 

73

Abb. 3.27 Blick vom Urmiberg (Ober Brunniberg) auf die heutige Talebene des Felderboden 

mengen der Muota. Dies wird dadurch belegt, dass in 

den durchbohrten Schottern keine kristallinen Gerölle, 

sondern nur helvetische Kalkgesteine angetroffen wurden. 

Der Rundungsgrad ist eher schlecht, was ein Indiz 

für kurze Transportwege ist und wiederum auf die 

Muota-Schmelzwässer als Lieferant hindeutet. 

Das Vorhandensein von Reuss-Erratikern auf den 

heute teilweise abgebauten Schottern von Hinter-Ibach 

belegt einen letzten Vorstoss des Reussgletschers. 

Infolge der optimalen Durchlässigkeit des im Felderboden 

mächtigen, als Fluss-Schotter (saubere Kies- 

Sande) bezeichneten, Lockergesteinskörpers ergibt 

sich ein idealer Grundwasserleiter, ein sogenannter 

Aquifer. Im Gegensatz dazu werden nichtwasserleitende 

Schichten (Ton, Lehm) Aquiclud genannt. Als 

Grundwasser (GW) wird sämtliches unter der Erdoberfläche 

in Hohlräumen des Bodens vorhandenes, fliessendes 

Wasser bezeichnet. Das Grundwasser wird, wie 

das Wasser in der Atmosphäre (Nebel, Wolken) und die 

Oberfächengewässer (Flüsse, Seen), als begrenzter Teil 

des Wasserkreislaufes der Erde betrachtet. 

Der im Felderboden vorhandene Grundwasserstrom, 

der sich teilweise als GW-Aufstoss bemerkbar macht, 

wird für die Zwecke der Wasserversorgung der umliegenden 

Dörfer genutzt und demzufolge als nutzbares 

Grundwasser bezeichnet. 

Gemäss Gewässerschutzkarte des Kantons Schwyz 

wird in der Muotaebene an über 50 Stellen Grundwasser 

entnommen. Die Bäche Leewasser und Chlosterbach 

sind sichtbare Abflüsse überlaufenden Grund- 

74 

wassers. Durch Drainagen (GW-Absenkung) und Grabeneindohlungen 

wurden kleinere Gerinne zum Versiegen 

gebracht. Nebst dem versickernden Oberflächenwasser 

speist die Muota durch Infiltration das 

Grundwasser. 

3.6 Entstehung des Lauerzer Sees 

Vor 25'000 Jahren hatte die letzte Kaltzeit ihren Höhepunkt 

überschritten, die Gletscher waren auf dem 

Rückzug in die Alpentäler. Moränenablagerungen, 

Findlinge in Schwärmen oder Einzelblöcke, Talfüllungen, 

Deltabildungen, alte Flussläufe und Seebildungen 

zeichnen das Bild der Vergangenheit nach. Als Beispiel 

der Spurensuche und der Rekonstruktion der 

Landschaftsgeschichte wurde der „Lauerzer See und 

seine Umgebung“ ausgewählt. 

Der Arm des Reussgletschers, der den Urmiberg bzw. 

die Rigi rechtsseitig umfloss, stirnte vor etwa 25'000 

Jahren (Spätglazial) an der Felsschwelle von Oberarth. 

Granitfindlinge oberhalb der Bernerhöchi, beim Weidstein 

und im Zingel, zeigen eine Eisrandlage auf Kote 

600 m ü.M. an. Auf der Steinerbergseite wurde vom 

Reusseis ein Blockschwarm im Ausmass von 900 m 

Länge und 250 m Breite (Bergsturz aus dem Reusstal) 

antransportiert. Infolge des einsetzenden Rückschmelzvorganges 

blieb diese Masse über dem heutigen 

„Blattiswald“ stationär und schmolz ab Kote 550 

m ü.M. aus dem Eis aus. Der Gletscher zog sich kontinuierlich 

um etwa 5500 m bis in die Gegend von See-

wen zurück. Der Rückzug dürfte sich im Schatten des 

Urmiberg wesentlich verlangsamt haben. 

Ein erneutes Einsetzen einer Kaltzeit vor 15'000 Jahren 

bewirkte einen letzten Eisvorstoss, der im „Sägel“ 

endete. Die Eiszunge blieb etwa 100 Jahre stationär – 

Abschmelzen und Nachschub waren identisch – 

sodass sich ein Stirn- oder Endmoränen-Wall bilden 

konnte. Auf der Seite Lauerz bauten sich heute noch 

gut sichtbare Seitenmoränen auf. Die Bildung des 

Lauerzer Sees nahm seinen Anfang und das Zurückschmelzen 

des Eises seinen Fortgang. 

Der endgültige, spätglaziale Eiszerfall des Reussgletschers 

im Lauerzer See-Gebiet war nicht mehr aufzuhalten. 

Die Verlandung des untiefen Seebeckens 

„Sägel“ schritt sehr rasch voran. Die Steiner Aa schüttete 

das Erosionsmaterial vom Ober- und Unterlauf, in 

einer Menge von etwa 4 Mio. m 3 

, in das Deltagebiet 

und rückte mit der Mündung 1 km seewärts. NE von 

Steinerberg löste sich ein Bergsturz aus der Molasse 

des Rossberg und erreichte mit seiner Sturzzunge 

knapp den Rand des Lauerzer See-Beckens (Bergsturz 

Rubenen). Dabei wurde das östliche Ende der „Blattiswald-Granit-Anhäufung“ 

tangiert. 

Gletscherschliffe, Moränen und Reuss-Erratiker kamen 

im Steinbruch Zingel zu Tage. Vom Zingel bis zum 

Weidstein ist der gesamte, sehr steile Hang mit nacheiszeitlich 

niedergefahrenem Gehängeschutt bedeckt. Das 

Material stammt als Verwitterungsprodukt aus dem NW- 

Schichtkopf des Urmiberg. Moränen und Findlinge liegen 

allenfalls unter diesem Schutt. 

Vom Weidstein über Lauerz bis in den Bereich Buosigen 

sind Moränen vorhanden, die mit Findlingen in grosser 

Zahl durchsetzt sind. Oberhalb Lauerz ist der Hang auf 

einer Länge von 1.5 km von einem nacheiszeitlichen 

Bergsturz (kieselige Kalke) aus dem Gebiet Hochflue 

überfahren worden. Dieses Sturzmaterial verdeckt weitgehend 

die Seitenmoräne von Lauerz bis Buosigen. Der 

Bergsturz Röthen von 1222 und der Goldauer Bergsturz 

von 1806 überdeckten das verlandete Sägel-Gebiet und 

zerstörten zum grössten Teil den Endmoränen-Kranz im 

„Sägel“. Dieser kam beim Bau der Nationalstrasse teilweise 

zum Vorschein (Moräne und Granitblöcke). Die 

wahrscheinlichste ehemalige Uferlinie des Ur-Lauerzer 

Sees lässt sich mittels Baugrundaufschlüssen gut belegen. 

Seit dem Vorliegen verlässlicher Kartenwerke (Dufour- 

Karte 1865) lassen sich Veränderungen messen. Der Vergleich 

mit heutigen Karten zeigt, dass sich die Uferlinie 

in den letzten 100 Jahren unwesentlich verändert hat. In 

geologischen Zeiträumen hat sich die Mündung der Steiner 

Aa jedoch um 2000 m Richtung Lauerz verschoben. 

Das gesamte Delta hat sich entsprechend ausgedehnt. 

Geologisch gesehen seit kurzem wurde die Deltabildung 

durch Ausbaggerungen etwas reduziert. Mit 

Abb. 3.28 Blick in den vom Reuss-Gletscher bedeckten Talkessel von Schwyz zu Beginn der Bildung des Lauerzer Sees. Standort 

ist die vom Bergsturz 1806 überdeckte Stirnmoräne im Schutt, Goldau. 

75

Abb. 3.29 Der Lauerzer See und seine Entwicklung vor 25'000 Jahren bis vor 14'000 Jahren 

76

Abb. 3.30 Der Lauerzer See und seine Entwicklung vor 14'000 Jahren bis heute 

77

dem Einbau von Sperren in der Steiner Aa wurde 

hauptsächlich der Kiestransport eliminiert – das 

Ausbaggern ist eingestellt worden. Feinste Schwebestoffe 

werden in den See eingetragen und sedimentiert. 

Eine Abnahme der Wassertiefe ist in der 

Sägel-Bucht bereits feststellbar. Ohne besondere 

Massnahmen wird der Lauerzer See in den nächsten 

10'000 Jahren verlanden und danach der Vergangenheit 

angehören. 

3.7 Bergsturz Goldau 

Die Molassegesteine der Rigi und des Rossberg sind 

vor allem Gesteinsbildungen aus gerundeten, fein- bis 

grobkörnigen Komponenten, gehören der Gesteinsgruppe 

„Konglomerate“ an und werden als Nagelfluh 

bezeichnet. Zwischenlagen von Sandstein und Mergel 

vervollständigen das Bild. 

Rigi und Rossberg bestehen grösstenteils aus bunter 

Nagelfluh, die neben Geröllen aus Sedimenten (Kalke, 

Dolomite) auch solche von kristallinen Gesteinen (z.B. 

rote Granite) aufweisen. Die Gesteinsarten der Nagelfluhgerölle 

stammen aus höheren, im Tertiär abgetragenen 

Baueinheiten der Alpen und können den ostalpinen 

Decken zugeordnet werden. 

Die letzte Hauptfaltung der helvetischen Decken verursachte 

am Alpenrand ein Überfahren der Molasse 

um einige Kilometer. Das Auffahren von Urmiberg 

und Hochflue mitsamt der Auflast von Flysch und Einsiedler-Schuppenzone 

bewirkten die Schiefstellung 

und die dachziegelartige Überschiebung von Rigi und 

Rossberg. 

Gebirge werden aufgestaucht – und wieder abgetragen. 

Der Abtrag beginnt mit der Verwitterung. Darunter 

versteht man die Einwirkung der atmosphärischen 

Kräfte („das Wetter“) auf die Gesteine und die dadurch 

bedingte Zerstörung (physikalisch, chemisch, biolo- 

Abb. 3.31 Musterbeispiele (Handstück 6/6 cm) magmatischer 

Gesteine aus der bunten Rossberg-Nagelfluh (Herkunft 

der Gerölle aus dem Bernina-Gebiet) 

78 

Abb. 3.32 oben: Bunte Nagelfluh vom Rossberg mit Gletscherschliff-Spuren 

unten: freigelegte rotbraune Mergelschicht 

Abb. 3.33 Dokumentation zur Herkunft der bunten Nagelfluh-Gerölle; 

links: Handstück (6/6 cm) aus der 

Rossberg-Nagelfluh; rechts: Handstück der roten 

Lias-Brekzie (Alv-Typ) vom Berninapass 

Abb. 3.34 Ammonit (Durchmesser 7 cm) aus einem Kalkstein-Geröll 

der Rossberg-Nagelfluh. Ablauf der 

Geschichte: Kalkausfällung im Tethys-Meer und 

Sedimentation – Einbettung und Fossilisierung des 

verendeten Ammoniten-Tieres – Verfestigung des 

Kalkschlammes zu Kalkstein – Aufschiebung 

des Gesteins infolge Faltungsvorgängen – Verwitterung, 

Flusstransport mit erneuter Sedimentation 

– Verkittung zu Nagelfluh – Aufschiebung am 

Rossberg – Verwitterung – Bergsturz – Bergung 

aus Geröll im Schutt, Goldau.

gisch). Der nachfolgende Abtrag ist die Summe aller 

Vorgänge (Schwerkraft, Wasser, Eis) der auf Erniedrigung 

und Einebnung der Oberflächenformen hinwirkenden 

Naturkräfte. 

Beim Rossberg kommt hinzu, dass der anstehende 

Fels, durch die unsanften Schubkräfte bei der Platznahme, 

von Klüften stark zerschert worden ist und 

Abb. 3.35 Der auf die Molasse aufgeschobene Urmiberg und 

die Hochflue mit Lauerzer See von Norden 

dadurch dem Oberflächenwasser besondern Zugang 

ermöglichte. Das Wasser kann die tiefer liegenden 

Mergelschichten erreichen und bewässern. Dies 

bewirkt eine Reduktion des Reibungskoeffizienten, 

was schlussendlich zum Abgleiten führt. Daraus ergibt 

sich die richtigere Benennung für „Bergsturz“ nämlich 

„Schlipfsturz“. 

Für den Ortsnamen Goldau gibt es mehrere Deutungen. 

Wahrscheinlich scheint ein ursprüngliches „Goletau“, 

was Geschiebe, Schutt oder Geröllhalde bedeutet und 

auf Bergstürze hinweist. Es ist deshalb nicht erstaunlich, 

dass ALB. HEIM (1932) auf frühere Abbrüche hinweist 

und J. KOPP (1936) etwa zwanzig grössere und 

Abb. 3.36 Rossberg von Süden mit Anrissgebiet Gnipen und Sturzbahn 1806 

kleinere Bergstürze, meist vorgeschichtlichen Alters, 

erwähnt. Stets war es ein Abgleiten von Nagelfluhplatten 

auf einer Mergel-Unterlage. Im Gebiet des Rossberg 

lösten sich aus den westlichen und südlichen Flanken 

zahlreiche Bergstürze. Während der letzten 

Vergletscherung waren es Felspartien, welche aus dem 

Bereich des westlichen Gnipen auf das Reuss-Eis 

stürzten. Vom Gletscher transportierte Blöcke finden 

sich heute bei Knonau und Mettmenstetten. 

Als postglazial und prähistorisch gilt der Oberarther 

Bergsturz. Streublöcke lassen den ehemaligen, westlichen 

Sturzbereich einigermassen nachzeichnen. 

Als nacheiszeitlich (prähistorisch) gilt der Rubenen 

Felssturz. Sturzblöcke sind im Gebiet Steinerberg-Ost, 

sowie im Raum westlich von Steinen auszumachen. Im 

Blattiswald hat der Felssturz Teile eines eiszeitlich 

abgelagerten Granitblockschwarmes tangiert. 

Der erste historische Bergsturz ereignete sich um das 

Jahr 1222 und verschüttete den Weiler Röthen, zwischen 

Goldau und Steinerberg gelegen. Als letztes 

grosses historisches Ereignis ist der Goldauer Berg- 

Abb. 3.37 Das Anrissgebiet am Gnipen 

79

sturz von 1806 zu erwähnen. Abrisskante und Sturzbahn 

sind deutlich zu erkennen. 

Niederschlagsreiche Jahre und besonders der regenreiche 

Sommer 1806 trugen wesentlich zur grössten 

Abb. 3.38 Die Bergstürze am Rossberg. Grundlage LK 1:25'000 (verkleinert) 1151 (Rigi) 


80 

historischen Naturkatastrophe der Schweiz, dem Bergsturz 

von Goldau, bei. Durch Klüfte und Schichtfugen 

drang Sickerwasser in eine unter der Gesteins-Oberfläche 

liegende Mergelschicht ein und weichte diese 

zu einer Schmierschicht auf. Auf dieser Gleitschicht 

rutschten am 2. September 1806 rund 40 Mio. Kubikmeter 

Nagelfluhgestein ins Tal, begruben das Dorf 

Abb. 3.39 Geologisches Profil durch den Goldauer Bergsturz (aus ALB. HEIM 1932 Bergsturz und Menschenleben)

Goldau mit 457 Menschen unter sich und überdeckten 

eine Fläche von zirka sieben Quadratkilometern. 

Die Schichtfolgen im Goldauer Bergsturzgebiet sind 

am Rossberg nicht einmalig, sondern setzen sich dem 

Rossberg entlang gegen Osten fort. Aus diesem 

Grunde werden sich im Rahmen der geologischen 

Geschichte, infolge fortwährender Erosion, entsprechende 

Felsschlipfe ergeben. Grössere Ereignisse zeigen 

sich Monate oder Jahre voraus durch langsame, 

später schneller werdende Bewegungen, mit zunehmendem 

Steinschlag und der Bildung von Rissen in 

der Falllinie und quer dazu, an. 

Bevorstehende Grossereignisse sind zurzeit am Rossberg 

nicht zu erkennen. Instabilitäten (Abstürze aus 

Felswänden, Rutschungen in Lockergesteinen) sind 

meist lokaler Natur und treten relativ häufig auf. In 

geologischer Zukunft muss sicher mit weiteren Bergstürzen 

gerechnet werden. Ein solches Geschehen 

kann man jedoch nicht genau prognostizieren. 

3.8 Erratiker-Häufung Blattiswald, 

Steinen/Steinerberg 

Im Blattiswald, unterhalb Steinerberg gelegen, befindet 

sich entlang dem Hangfuss auf einer Fläche von ca. 

23 ha eine Anhäufung von Kristallin-Findlingen. Die 

Blöcke sind von unregelmässiger, eckiger oder angerundeter 

Gestalt verschiedener Grössen. Alles deutet auf 

einen Felssturz mit nachfolgendem Gletschertransport 

hin. Die Anhäufung erreicht keine grosse Mächtigkeit, 

da diese vielerorts sichtbar, direkt der Molasse aufliegt. 

Infolge ungünstiger Lage und teilweise starker 

Vergneisung und Schieferung, weshalb die Gesteins- 

Abb. 3.40 Situation Blattiswald 

qualität abgemindert wurde, entgingen die Findlinge 

der Verwertung als Bausteine. Der Bau von Walderschliessungsstrassen 

reduzierte die Menge der Erratiker 

unwesentlich. Ausserhalb des Waldes gelegene 

Einzelblöcke oder Gesteinsgruppen wurden entfernt, 

da diese die Bewirtschaftung behinderten. 

Die erratischen Blöcke lassen sich mit Hilfe der Petrographie 

(Gesteinsbeschreibung) der Herkunftszone 

weitgehend zuordnen. Aus dem häufigen Vorhandensein 

von Chlorit-Serizit-Gneisen, gebänderten Amphibolit-Migmatiten, 

wenig Zentralem Aaregranit und 

dessen Randausbildung als feinkörnigem Granit-Aplit 

sowie leicht vergneisten Graniten und Granitporphyren 

lässt sich das Gebiet östlich Amsteg (Bristenstock 

und S-Seite Maderanertal) lokalisieren. 

Vor etwa 17'000 Jahren, zur Zeit der späten letzten Vergletscherung, 

ereignete sich ausgangs des südlichen 

Maderanertales ein Felssturz auf den dem Reussgletscher 

zufliessenden Hüfi-Gletscher. In der Gegend des 

heutigen Amsteg übernahm der Reussgletscher die 

Fracht und transportiete die Felsblöcke als ganzes Paket 

über 35 km in das Gebiet „Blattiswald“, wo das Ausschmelzen 

aus dem Eis erfolgte, und die Reise nach 

rund 500 Jahren Transportzeit zu Ende ging. 

Abb. 3.41 Der Blattiswald vom „Schlössli“ (linker Bildrand) 

bis „Mulfis“ (rechter Bildrand) – Ansicht aus SE 

(Frauholz) 

Abb. 3.42 Erratiker im Blattiswald 

81

82 

Abb. 3.43 Erratiker-Blockschwarm im Blattiswald unterhalb dem Dorf Steinerberg. Das aus Graniten und Gneisen bestehende, vermutete Bergsturzmaterial stammt aus dem Gebiet östlich 

Amsteg. ALB. HEIM erwähnt 1919 in Geologie der Schweiz, dass am Abhang des Rossberges, besonders zwischen Steinen und Steinerberg 3000–4000 Blöcke gezählt wurden. Im 

Jahre 2002 ergab eine Bestandesaufnahme um die 2000 Blöcke mit Einzel-Volumen zwischen 1 bis 400 m 3 (Gesamtvolumen 11'000 m 3 ).

4 Zur Morphotektonik der zentralschweizerischen Alpenrandseen 

Zusammenfassung 

Bei der Betrachtung bevorzugter Richtungen in der 

Landschaft der Zentralschweiz wurde auf solche von 

Seen und ihren Zuflüssen und ihren Zusammenhang 

mit Klüften und Bruchstörungen, auf die Morphotektonik, 

geachtet: Bäche fliessen selten in der Falllinie in 

die Seen. Ein Vergleich der drei Richtungselemente hat 

ergeben: 

– Es gibt keine Korrelation zwischen den Richtungen 

der Seebecken und der Klüfte. Die beiden müssen 

daher unabhängig voneinander entstanden sein: Da 

die Klüfte nachweislich nach-miozänen Ursprungs 

sind, muss die Anlage der Seebecken durch die spätmiozäne 

Platznahme der Decken vorgezeichnet 

worden sein. 

– Es lässt sich keine Korrelation zwischen den Richtungen 

der Seebecken und der Zuflüsse erkennen. 

Die beiden dürften daher unabhängig voneinander 

entstanden sein. 

– Dagegen besteht eine Korrelation zwischen Kluftund 

Bachrichtungen innerhalb der einzelnen Seen. 

Klüfte und Laufstrecken der Bäche sind daher 

durch dieselbe Ursache vorgezeichnet worden, 

durch die Wirkung des jüngeren, nach-miozänen, 

neo-tektonischen Spannungsfeldes. 

4.1 Einleitung 

Richtungsbeziehungen zwischen Gewässern (Seen, Bächen) und Klüften 

Die zentralschweizerischen Alpenrandseen bilden ein 

eindrucksvolles Merkmal und eine touristische Attraktion 

in der Landschaft. Zum Teil sind sie tief ins 

Gebirge eingebettet, wie der Urner See, zum Teil 

René Hantke, Adrian E. Scheidegger 

erscheinen sie weniger spektakulär, wandeln sich von 

rein alpiner Charakteristik zu Mittellandseen, wie der 

Zuger See. Durch den Bau von Staumauern wurden 

vormalige Seen wieder geschaffen, reaktiviert. 

– Im Molasse-Vorland: Ägerisee, Lauerzer und Zuger 

See, 

– die Arme des Vierwaldstätter Sees, 

– Seen der Obwaldner Talung: Alpnacher See, 

Wichelsee, Sarner und Lungerer See, 

– Stauseen: Klöntaler See, Wägitaler See und Sihlsee. 

HEIM (1894a) sah in der Entstehung der Alpenrandseen 

alte Flusstäler, die beim Einsinken des Alpenkörpers 

unter dessen Last ertrunken wären. Bis KOPP 

(1962a), oft noch später, wurden sie als Wirkung 

der Glazialerosion angesehen; HANTKE (1991 S.182) 

schreibt ihre Anlage der landschaftsgestaltenden Tektonik 

zu: klaffenden Grenzblättern (Urner See) und 

Decken-Stirnen (Sarner See, Vitznauer und Gersauer 

Becken des Vierwaldstätter Sees), Aufbrüchen (Küssnachter 

Arm) und Scherstörungen in Spätphasen alpiner 

Gebirgsbildung (BUXTORF 1951). 

Sodann erhebt sich die Frage nach Beziehungen zwischen 

den Seen und ihrer Umgebung, zwischen den 

Seen und ihren Zuflüssen einerseits und Klüften und 

Scherstörungen im Gestein anderseits. Es wird sich herausstellen, 

dass die Genese der Seen nicht direkt mit 

jener der Klüfte und jener der Zuflüsse zusammenhängt. 

4.2 Methodik der Studie 

Die Studie zielt auf eine Klärung der Morphotektonik des 

Umfeldes der Zentralschweizer Alpenrandseen. Dies 

Mio. Jahre 

vor heute 

Ära Abt. Stufen Molasse-Schichtabfolgen Gesteinsarten 

17–12 Karpat-Sarmat Obere Süsswassermolasse OSM Hörnli-Schuttfächer: Nagelfluh Sandstein, Mergel, Kalke, Kohlen 

22–17 

Helvetian 

Burdigalian 

Obere Meeresmolasse OMM 

Ufenauer- und St. Galler Sandstein, 

Luzerner- und Bächer Sandstein 

24–22 Aquitanian Höhronen- und 

Untere Süsswassermolasse USM Rigi-Schuttfächer: 

29–24 Chattian Nagelfluh, Sandstein, Mergel, Kalke, Kohlen 

33–29 Rupelian Untere Meeresmolasse UMM 

Horwer Sandstein, 

Grisiger Mergel 

Mittleres KÄnozoikum 

(Mittlere Erdneuzeit) 

Oligozän Miozän 

Tab. 4.1 Gliederung der Zentral- und Ostschweizer Molasse 

83

geschieht durch einen Vergleich zwischen der Geologie, 

den Richtungen grosstektonischer Linien, „Lineamenten“, 

den als neo-tektonisch verursacht betrachteten 

Kluftstellungen und den Richtungen der Zuflüsse. Für die 

Studie wurde die Region in vier Teilgebiete unterteilt. 

84 

Loc. No. Max.1 Max.2 Winkel Winkelhalb. 

Molasseseen 

Ägerisee 

Klüfte 180 146+09 46+15 81 6 96 

Bäche 22 178+10 86+09 89 42 132 

See 2 180+np 117+np 

Lauerzer See 

Klüfte 154 143+11 60+07 83 101 11 

Bäche 62 168+13 50+04 62 19 109 

See 1 115+np 

Zuger See 

NE-Ufer Klüfte 152 146+08 41+11 75 3 93 

SE-Ufer Klüfte 108 175+10 102+17 74 139 48 

NW-Ufer Klüfte 63 181+08 71+07 70 36 126 

Risch-Chiem. Klüfte 110 162+00 75+11 87 118 29 

SW-Ufer Klüfte 84 113+12 7+11 75 150 60 

Goldau Klüfte 66 122+11 25+11 83 164 74 

Alle Klüfte 2∈3 583 178+12 63+00 64 30 120 

Klüfte ohne NE-Ufer 431 173+01 85+00 88 129 39 

Bäche 2∈3 136 177+07 105+04 72 141 51 

See 2 180+np 130+np 

Molasseseen alle 

Klüfte 917 146+04 51+03 85 8 98 

Bäche 220 169+11 66+09 77 28 118 

Vierwaldstätter See 

Chrüztrichter 

Küssn. Arm Klüfte 191 166+04 82+00 85 123 34 

Luzerner See Klüfte 180 153+02 65+08 88 109 19 

Horwer Bucht Klüfte 375 156+05 66+06 89 21 111 

Alle Klüfte 2∈3 498 166+11 67+18 81 27 117 

Bäche 2∈3 52 145+07 51+04 86 8 98 

See 2 134+np 40+np 

Vitznauer Becken 

N-Seite Klüfte 286 119+06 20+05 82 159 61 

Bürgenstock Klüfte 218 167+08 84+11 83 126 36 

Alle Klüfte 504 111+06 12+08 80 152 62 

Bäche 26 186+12 

See 1 90+np 

Gersauer Becken 

N-Seite Klüfte 241 153+19 75+13 78 24 114 

S-Seite Klüfte 243 168+01 86+00 81 127 37 

Seewligrat Klüfte 218 164+13 64+13 80 114 24 

Alle Klüfte 702 172+00 78+00 86 125 35 

Bäche 2∈3 73 168+11 103+00 65 135 45 

See 1 85+np 

Urner See 

Urner See-E. Klüfte 388 171+06 84+08 87 127 37 

NE Klüfte 152 177+07 88+10 90 133 43 

SE Klüfte 236 166+00 82+00 84 124 34 

Urner See-W. Klüfte 256 125+04 29+03 84 167 77 

NW Klüfte 105 134+11 26+11 73 170 80 

SW Klüfte 151 122+01 33+00 89 78 167 

Alle Klüfte 644 2+09 99+11 83 140 50 

Bäche 2∈3 55 155+11 95+02 60 125 35 

See 2 180+np 130+np 

Vierwaldstätter See alle 

Klüfte 2348 168+01 83+00 85 126 36 

Bäche 2∈3 206 168+01 102+02 67 135 45 

Das Untersuchungsgebiet umfasst die nördlichen 

Alpen und ihr Molasse-Vorland. Die helvetischen 

Loc. No. Max.1 Max.2 Winkel Winkelhalb. 

Obwaldner Talung 

Alpnacher See 

Klüfte 218 132+06 55+11 78 93 4 

Bäche 77 125+08 39+02 86 82 172 

See 1 60+np 

Wichelsee 

Klüfte 85 114+12 

Bäche 56 107+14 

See 1 40+np 

Sarner See 

Klüfte 88 132+16 

Bäche 194 136+07 

See 1 42+np 

Lungerer See 

Klüfte 128 168+06 94+10 74 131 41 

Bäche 21 103+11 

See 1 25+np 

Obwaldner Talung alle 

Klüfte 519 128+02 

Bäche 348 124+03 31+14 86 168 78 

Stauseen 

Sihlsee 

Friherrenbg.Klüfte 65 136+14 32+21 76 174 84 

Grosser Runs Klüfte 63 153+10 74+34 80 113 24 

Steinbach Klüfte 63 176+10 83+18 86 40 129 

Schräwald Klüfte 66 151+14 72+12 78 111 22 

Euthal Klüfte 64 176+16 80+16 82 39 128 

Unt. Teil Klüfte 63 169+16 94+19 76 131 41 

Alle Klüfte 384 159+19 76+21 83 117 28 

Bäche 250 160+02 62+0 82 21 111 

Brüche, Region 7 175+15 

See 2 165+np 140+np 

Wägitaler See 

Unt. Teil Klüfte 102 134+10 50+13 84 92 2 

SE-Ufer Klüfte 113 148+08 59+10 89 104 14 

Alle Klüfte 215 142+09 55+08 87 98 8 

Bäche 2∈3 104 144+20 62+02 82 103 13 

See 2 148+np 15+np 

Klöntaler See 

Südufer Klüfte 126 161+09 84+07 77 122 32 

Nordufer Klüfte 100 114+00 21+12 87 157 68 

Alle Klüfte 226 175+09 96+06 80 136 46 

Bäche ges. 145 161+05 58+09 76 19 109 

See 2 95+np 60+np 

Stauseen alle 

Klüfte 825 157+06 79+07 80 119 29 

Bäche 499 161+00 71+04 90 116 26 

Zentralschweiz alle oben 

Klüfte 4609 163+00 80+00 83 122 32 

Bäche 1273 155+00 67+00 88 111 21 

Nordschweiz 

Klüfte (AES 1977) reg 163+12 77+12 86 120 29 

Bäche (AES 1979) reg 155±np 75±np 80 115 25 

Tab. 4.2 Auswertungen für Schweizer Alpenrandseen: Streich/Trendrichtungen von Klüften, Bächen und Seen

Abb. 4.1 Tektonisches Umfeld des Untersuchungsgebietes (HANTKE 1991) 

Kalkalpen bilden ein Deckengebirge, dessen Gesteinspakete, 

„Decken“, seit dem jüngeren Tertiär um Dutzende 

von Kilometern aus dem Süden an und auf das 

Vorland im N überschoben worden sind. Nach ihrem 

Ablagerungsraum der Gesteine am N-Rand und am 

Abfall zum Ur-Mittelmeer = Tethys (nach der Schwester 

und Gattin des Okeanos der griechischen Mythologie) 

werden drei grosse Deckensysteme unterschieden: 

das helvetische am N-Rand der Tethys, das 

penninische der zentralen Tröge und das ostalpine am 

S-Rand der Tethys. Die helvetische Stammdecke wird 

in einzelne Decken, Teildecken und Schuppen unterteilt 

und nach typischen Lokalitäten benannt: in Glarner-, 

Mürtschen, Axen-Decke mit Bächistock- und Silberen-Decke 

und Drusberg-Decke. 

Im Vorland liegen die Molasse-Ablagerungen. Diese 

sind am Alpenrand verschuppt, gegen das Mittelland 

gestaucht und dann flach gelagert. Bei ihrer Schüttung 

sind in den tektonisch entstandenen Alpentälern durch 

Bergstürze und Rüfen Seen gestaut worden, die von 

Zeit zu Zeit ins Vorland ausgebrochen sind und dort im 

Laufe der Zeit gewaltige Schuttmassen aufgebaut 

haben. 

Die Gliederung der Schichtabfolgen der helvetischen 

Decken wird in Tab. 1.2 (Seite 18) und jene der 

Molasse in Tab. 4.1 aufgezeigt. 

Bei der Betrachtung einer Karte der Zentralschweiz 

(Abb. 4.1) fällt auf, dass die Ausrichtung, das „Streichen“, 

der Seen E einer markanten Linie vom Brünig 

über Kehrsiten, Chiemen und weiter bis Rapperswil 

N–S und E–W verläuft, weiter W und weiter E, NW– 

SE und NE–SW. 

Ferner sind Trend-Richtungen 

bei den Seen der 

einzelnen Gebiete von 

Bedeutung. Diese können 

leicht auf einer Karte 

gemessen werden. Bei 

den meisten Seen gibt 

es nur einen Trend: den 

der grössten Längserstreckung. 

Manche Seen, der 

Chrüztrichter oder der 

Zuger See, zeigen zwei 

charakteristische Richtungen. 

Die Trends wurden 

in den Kartenskizzen 

(Abb. 4.2–4.4 und 4.11) 

samt den Azimuten N > E 

eingetragen. In den Folgerungen 

wird sich zeigen, 

ob diese mit weiteren 

Strukturelementen 

etwas gemeinsam haben. 

Kluftstellungsmessungen erlauben Aussagen über 

die lokale Tektonik. Klüfte sind als kleine Spalten im 

Fels allgegenwärtig; meist zeigen sie sich am Aufschluss 

in mehreren Scharen, von denen eine flach 

(„subhorizontal“) liegt, die anderen + steil („subvertikal“) 

stehen; dabei stehen zwei etwa im rechten 

Abb. 4.2 Planskizze des Gebietes der Molasseseen mit 

Kluftmessstellen, Bächen und geologisch markanten 

Linien 

85

Abb. 4.3 Planskizze des Vierwaldstätter Sees mit Kluftmessstellen, Bächen und tektonisch markanten Linien 

Winkel zu einander (Abb. 4.5–4.10). Die subhorizontale 

Schar entspricht der Schichtung; die subvertikalen 

Scharen sind durch das rezente tektonische 

Spannungsfeld erzeugte Miniatur-Scherbrüche. 

Diese mögen an der Oberfläche Entlastungsspuren 

zeigen, deuten aber dennnoch Scherlinien des tektonischen 

Spannungsfeldes an (SCHEIDEGGGER 1978, 

2001). Für unsere Zwecke sind nur die subvertikalen 

Abb. 4.4 Planskizze der Obwaldner Talung mit Kluftmessstellen, 

Bächen und geologisch markanten 

Linien 

86 

Kluftscharen von Interesse, da nur sie mit der Tektonik 

in Beziehung stehen. Die Regelmässigkeiten sind 

nicht absolut; sie müssen daher statistisch erfasst 

werden. So können Richtungsrosen für die Klüfte 

gezeichnet werden und die Maxima in den Diagrammen 

durch einfaches Markieren bestimmt werden 

(nicht-parametrische Methode, np). Die Auswertung 

kann für einzelne Aufschlüsse, für Gruppen von solchen 

und für ganze Seebereiche durchgeführt werden. 

Eleganter ist die Auswertung auf rechnerischer 

Basis nach der Methode von KOHLBECK & SCHEIDEG- 

GER (1977, 1985). Dabei werden die zu einer Gruppe 

von subvertikalen Klüften bestpassenden Stellungen 

(Fallrichtung und Fallwinkel) unter der Annahme 

berechnet, dass sie Dimroth-Watson-Verteilungen, 

das heisst dem Kugeläquivalent der Gauss’schen Verteilung 

in der Ebene (WATSON 1970), entsprechen, 

deren Parameter bestimmt werden (parametrische 

Methode). Die bestpassenden Maxima werden als 

Max 1, 2 (und evtl. 3) bezeichnet. Für je zwei steil 

einfallende Kluftscharen lassen sich die Richtungen 

der Hauptspannungen des diese verursachenden 

Spannungsfeldes bestimmen: Sie sind die Winkelhalbierenden 

der Kluftmaxima. Meist sind zwei 

Maxima eindeutig bestimmt; bei einer Überprüfung 

der Streichrose ergeben sich manchmal nur ein 

Maximum oder gar mehr als zwei. Für die Bestimmung 

der Spannungsrichtungen werden dann jene 

zwei, die am deutlichsten sind, verwendet. Die Richtungen 

der Winkelhalbierenden, die tektonischen 

Hauptspannungsrichtungen, sind in Tab. 4.2 angegeben.

Zur Festlegung von Kluft-Stellungen werden die 

Fallrichtungen (Azimut im Uhrzeigersinn von N > E, 

Fallwinkel als Neigungswinkel zur Horizontalen, 

beide in Grad) angegeben; alle Rechnungen werden 

auf die Fallrichtungen bezogen, zur besseren Veranschaulichung 

werden die Streichrichtungen, d.h. die 

Richtungen der Schnittlinien der Kluftflächen mit 

der Horizontalen, verwendet, und Richtungsrosen für 

die Häufigkeitsverteilung der Streichrichtungen der 

steil stehenden Klüfte gezeichnet. Die numerisch 

berechneten Häufungsmaxima der Azimute der 

Streichrichtungen sind in Tab. 4.2 mit Vertrauensgrenzen 

(+) angegeben, bei nicht-parametrischen 

Maxima mit + np. 

Auf Grund der statistischen Auswertungen von Kluftstellungen 

ist es möglich, 

1. festzustellen, ob Scharen existieren, und 

2. ihre Richtungen und die dazu gehörigen Hauptrichtungen 

der neo-tektonischen Hauptspannungen zu 

bestimmen. Es ist dann zu untersuchen, ob sie mit 

anderen landschaftlich, geomorphologisch, bedeutsamen 

Richtungen korrelieren. Trifft dies zu, dann 

sind die Richtungen, wie jene der Klüfte, sehr wahrscheinlich 

neo-tektonisch vorgezeichnet. 

Die Trend-Richtungen der Zuflüsse zu den Seen werden 

behandelt wie die Kluft-Streich-Richtungen. Da 

Fliessgewässer nicht geradlinig verlaufen, sind ihre 

Läufe zu digitalisieren, d.h. aus Karten herauszuzeichnen 

(Abb. 4.2–4.4 und 4.11), in Abschnitte zu unterteilen 

und deren Richtungen (Azimut N > E in °) zu 

messen. Wegen ihrer fraktalen Struktur sind Kartenmassstab 

und Digitalisationsschritte belanglos. Die 

Zuflüsse zu jedem See werden zusammengefasst und 

wie die Klüfte statistisch ausgewertet. Bei Seen-Ketten 

ist als Zufluss des unteren Sees der Abschnitt des 

Fliessgewässers bis zu seinem Austritt aus dem nächstoberen 

gewertet worden, also die Lorze als Zufluss 

zum Zuger See bis zu ihrem Austritt aus dem Ägerisee; 

dabei sind die Austritte nicht mehr in die Betrachtung 

einbezogen worden. Wegen der im Vergleich zu Klüften 

geringen Zahl an Eingabedaten konnten bei den 

Seen keine Unterteilung in einzelne Gebiete vorgenommen 

werden (z. B. NW-Ufer), sondern nur ihre 

gesamten Einzugsgebiete behandelt werden. 

Die Auswertungen sind wie bei den Klüften erfolgt: Es 

können wieder nicht-parametrische Trend(Streich)rosen 

gezeichnet und Maxima durch Prüfung bestimmt 

oder wieder die Methode von KOHLBECK & 

SCHEIDEGGER (1977, 1985) angewendet werden. Dabei 

wurde mit Fallrichtungen entsprechender Polrichtungen 

gerechnet; da es bei Bächen nicht sinnvoll ist, von 

„Fallen“ zu sprechen, wurden nur Streichrichtungen 

(Tab. 4.2) aufgelistet. 

4.3 Molasseseen 

Im Molasse-Vorland liegen Ägerisee, Lauerzer und 

Zuger See (Abb. 4.2). 

Die S-Seite des Ägerisees (Abb. 4.2) ist durch die 

Molasserippe Schornenboden und die Scherstörungen 

um Schornen–Tschupplen vorgezeichnet. Das W-Ende 

folgt dem Streichen zwischen der Höhronen-Schuppe 

im Wiler- und Mitteldorfer Berg im N und der St. Jost 

(=Grindelegg)-Schuppe der Brandflue im S. Tektonisch 

zeichnen sich beim Ägerisee zwei Richtungen 

ab: N–S im E und N117°E im W. 

Im Bereich des Ägerisees wurden an acht Stellen in 

der Unteren Süsswassermolasse (USM) Kluftstellungen 

gemessen, vier davon auf der N-Seite des Sees in 

Sandstein- und Nagelfluhbänken, zwei am S-Ufer, an 

der Nase am Strandweg vom Hauptsee gegen W, wiederum 

in Nagelfluh, und in Tobeln im mergeligen 

Abhang, an dem sich Klüfte erkennen liessen. Ferner 

waren eine Sandsteinwand am W-Ausgang von Unterägeri 

und ein Aufschluss am Durchbruch der Nagelfluh 

bei der Schornen-Letzi zugänglich (Abb. 4.2). 

Die zum morphologischen Vergleich herangezogenen 

Bäche sind in Abb. 4.2 aufgezeigt: auf der N-Seite 

deren zwei, auf der S-Seite ein Bach mit Verzweigung. 

Der Lauerzer See, einst Teil des Vierwaldstätter Sees 

(HANTKE 1991:182ff), verdankt, wie andere seiner 

Becken, die Entstehung landschaftsgestaltender Tektonik. 

Nach dem eiszeitlichen Abschmelzen des Eises 

wurde die ehemalige Verbindung zwischen Vierwaldstätter 

und Lauerzer See durch Murfächer von Mythen, 

Ibergeregg und den Schuttfächer der Muota unterbrochen. 

Der Trend des Lauerzer Sees verläuft N115°E. 

Um den Lauerzer See wurden Kluftstellungen an sieben 

Aufschlüssen gemessen (Abb. 4.2), vier am N- 

Ufer in der Rigi-Nagelfluh (USM), drei am S-Ufer in 

Stad-Mergeln, Kieselkalk und Nummulitenkalk. 

Die zur morphotektonischen Studie verwendeten 

Bäche sind in Abb. 4.2 wiedergegeben. Trotz der 

Kleinheit des Sees ist sein Einzugsgebiet bedeutend. 

Geologisch verdankt der Zuger See seine Entstehung 

dem gegen N zunehmend stärkeren Auseinanderklaf- 

87

Abb. 4.5 Messstelle Baumgarten 

fen der Nagelfluh-Schüttungen von Rigi und Rossberg. 

Schon in Goldau zeichnet sich eine Scherstörung 

ab. Analoge Störungen finden sich auf den Halbinseln 

Chiemen und Buonas sowie im Seegrund. Im Zuger 

See zeichnen sich mindestens zwei Trendrichtungen 

ab: N–S und N130°E (OTTIGER et al. 1990K). 

Kluftmessungen wurden an 27 Aufschlüssen (Abb. 

4.2) vorgenommen: Am NE-Ufer zwischen Zug und 

Lothenbach an sieben Stellen im Sandstein der Oberen 

Meeresmolasse (OMM), im Granitischen Sandstein 

und Sandstein mit und ohne Nagelfluhbänken der 

Unteren Süsswassermolasse (USM), am SE-Ufer an 

fünf Aufschlüssen um Walchwil im Granitischen 

Sandstein und in der Kalk-Nagelfluh der USM sowie 

in den Grisiger Mergeln der Unteren Meeresmolasse 

(UMM). Am NW-Ufer wurden an drei Stellen zwischen 

Steinhausen und Freudenberg Klüfte in Sandsteinen 

der Oberen Süsswassermolasse gemessen. 

Zwischen Risch und Baumgarten (Chiemen) boten 

sich fünf Stellen zu Kluftmessungen in Sandstein und 

Nagelfluhbänken der USM an. Am SW-Ufer fanden 

sich zwischen Immensee und Nasegg vier zu Messungen 

verwendbare Aufschlüsse in der USM, in Sandstein, 

Nagelfluh und Mergel. Am S-Ende des Sees 

waren deren drei bei Goldau in der USM-Nagelfluh 

verwertbar. 

Die zu Richtungsstudien herangezogenen Bäche sind 

in Abb. 4.2 dargestellt. Die meisten finden sich an der 

E-, nur wenige an der W-Seite. Die Lorze wurde vom 

Ausfluss aus dem Ägerisee bis zum Eintritt in den 

Zuger See in Betracht gezogen. 

4.4 Vierwaldstätter See 

Der Vierwaldstätter See nimmt unter den Alpenrandseen 

eine zentrale Stellung ein. Er erstreckt sich vom 

Urner See über das Gersauer und Vitznauer Becken 

zum Chrüztrichter mit den sternförmig ausstrahlenden 

88 

Armen von Küssnachter und Luzerner See und der 

Hergiswil-Horwer Bucht. Die Abgrenzung gegen den 

Lauerzer und Zuger See ist etwas willkürlich; die 

Schwelle der Hohlen Gasse bei Immensee zum Zuger 

See und die Schwellen zum Lauerzer See sind jüngeren 

Datums. Der Alpnacher See wird hier zu den Seen 

der Obwaldner Talung gerechnet. Die Arme des Vierwaldstätter 

Sees entsprechen in Ausdehnung und 

Bedeutung den Molasseseen und den Seen der 

Obwaldner Talung. 

Die Richtungen der Arme des Vierwaldstätter Sees: 

Küssnachter und Luzerner See und Hergiswiler Bucht 

streichen + NW–SE oder NE–SW; Vitznauer und Gersauer 

Becken + N–S und E–W. Der Urner See verläuft 

nur scheinbar N–S; er ist aus Stücken zusammengesetzt, 

die von der N–S-Richtung abweichen. HANTKE 

(1987b, 1991) hat am Vierwaldstätter See Lineamente 

festgehalten (Abb. 4.1). 

Vom Chrüztrichter erstrecken sich mehrere Arme ins 

Molasse-Vorland, so dass diese an die Molasseseen 

anschliessen. Es zeichnen sich zwei charakteristische 

tektonische Richtungen: Eine N40°E ist durch eine 

Gerade von Stansstad bis Küssnacht bestimmt, die 

andere N134°E durch parallele Richtungen des Luzerner 

Sees und der Horwer Bucht. 

Der Küssnachter See liegt in einer aufgebrochenen 

Antiklinale zwischen der Rigi-Schuppe und der steil 

stehenden, aufgerichteten Molasse der Kette zwischen 

Luzerner und Zuger See. Wie bei den meisten tektonischen 

Störungen in der Molasse lassen sich auch die 

Querstörungen am Küssnachter Arm nicht durch an 

Rutschharnischen betastbare Scherflächen belegen. 

Ihre Existenz ist aber durch Scherflächen bedingte Tälchen 

belegt und steht durch die Verstellung der 

Molasse-Abfolge ausser Zweifel (BUXTORF & KOPP 

1944). 

Abb. 4.6 Messstelle Hergiswiler Bucht

Von den zu Kluftmessungen besuchten Aufschlüssen 

(Abb. 4.3) liegen acht auf dem E-Ufer zwischen Küssnacht 

und Hertenstein, bei Küssnacht noch eine in verkitteten 

eiszeitlichen Schottern und im aquitanen 

Sandstein, zwischen Greppen und Eggisbüel in den 

Grisiger Mergeln, rezentem Quelltuff auf einer Unterlage 

von USM-Nagelfluh und Weggiser Kalksandstein; 

am W-Ufer wurde an einer Stelle in der USM bei 

Meggen gemessen. 

Der Luzerner See verdankt seine Anlage + senkrecht 

zur Streichrichtung laufenden Querstörungen. 

Kluftmessungen wurden an acht Stellen (Abb. 4.3) 

vorgenommen, vier am NE-Ufer zwischen Luzern und 

Meggenhorn in Sandsteinen und Nagelfluh der aquitanen 

USM, in Luzern in der OMM beim Löwendenkmal, 

drei lagen zwischen Luzern und St. Niklausen, in Bunter 

Nagelfluh und Sandsteinen der aquitanen USM. 

Die Horwer Bucht verdankt ihre Entstehung Querstörungen. 

Das Seewligrat-Gewölbe entspricht jenem 

des Mueterschwanderberg. Das verlandete Seestück 

von Buochs nach Stans und seine Fortsetzung ins Drachenried 

entsprechen der Trennung zwischen Silberen- 

und Drusberg-Decke (HANTKE 1961a). 

Kluftstellungen wurden an 19 Aufschlüssen gemessen 

(Abb. 4.3). Die ersten fünf Messungen wurden im 

Kieselkalk von Kehrsiten-Dorf nach Stansstad vorgenommen, 

die nächsten drei zwischen dem Ausfluss des 

Alpnacher Sees und Hergiswil, weitere an der Horwer 

Bucht, ihrer drei zwischen Utohorn und dem Winkel in 

Horw in aquitaner Bunter Nagelfluh und Kalksandstein 

der USM und vier über dem W-Ufer der Horwer 

Bucht in Mergeln, Kalksandstein, Molasse Rouge und 

Grisiger Mergeln. 

Die Richtungen der Zuflüsse konnten nur für den 

ganzen Chrüztrichter, nicht aber für einzelne Teile 

berechnet werden, da sich nur wenige Richtungsdaten 

ergaben. 

Das Vitznauer Becken liegt zwischen der helvetischen 

Bürgenstock-Kette und der gegen S knickartig steiler 

einfallenden Rigi-Molasse-Schuppe. Die Halbinsel 

Hertenstein ist an einer Blattverschiebung weiter nach 

NW und zugleich tiefer gesetzt worden. Analoge Verschiebungen 

sind von der NW-Seite des Küssnachter 

Sees bekannt (BUXTORF & KOPP 1944). Sie zeigen, 

dass auch die steilstehende und aufgerichtete Molasse 

zwischen der Luzerner Bucht und dem Zuger See ana- 

Abb. 4.7 Messstelle Seewligrat 

logen Verscherungen unterworfen waren. Im See- 

Durchbruch zwischen den Nasen zeichnet sich ein 

komplementär wirkendes Grenzblatt ab. Dabei blieb 

die Bürgenstock-Kette im SW zurück. Zwischen Stans 

und Stansstad verlaufen erneut Grenzblätter. Der Mueterschwanderberg 

blieb gegenüber dem Bürgenstock 

im S in tieferer Position zurück. Im Rotzloch-Durchbruch 

liegt erneut eine komplementäre Störung vor. 

Da sich durch solche Grenzblätter, Blattverschiebungen 

in den Decken, am Alpenrand ein Streckungseffekt 

ergibt, hat sie BUXTORF (1913K, et al. 1916K) 

„Streckungsbrüche“ genannt. Der Richtungstrend 

des Sees ist E–W. 

Für Kluftmessungen am Vitznauer Becken ist die N- 

Seite zwischen Hertenstein und Ober Nas gut zugänglich; 

an ihr wurden 13 Stellen eingemessen (Abb. 4.3); 

sieben zwischen Hertenstein und Hinter Lützelau in 

Sandstein, Kalk-Sandstein und Nagelfluh der USM, 

drei am Abhang der Rigi ob Vitznau in der Rigi-Nagelfluh 

und drei zwischen Vitznau und Ober Nas im Helvetischen 

Kieselkalk und im Schrattenkalk. 

Auf der S-Seite ist das Ufer nur teilweise zugänglich 

oder besteht aus Hangschutt. Die dem See am nächsten 

gelegenen Aufschlüsse finden sich am Bürgenstock 

(Abb. 4.3). Die zehn Messstellen lagen im alttertiären 

Assilinen-Grünsandstein, im Seewer Kalk, im Schrattenkalk, 

in der Garschella-Formation und im Nummulitenkalk. 

Bachrichtungen wurden wieder nur für das gesamte 

Becken berechnet: Im S ergaben sich am Bürgenstock 

keine Richtungstrends; messbare Bäche entwässern 

zum N-Ufer (Abb. 4.3). 

Das Gersauer Becken bildete sich zwischen dem Seelisberg-Stirngewölbe 

der Drusberg-Decke und den 

von ihr an den Alpenrand geschleppten Schuppen der 

Axen-Decke. Dabei entspricht die tiefere, die Hoch- 

89

Abb. 4.8 Messstelle Wand Gersau 

flue-Schuppe, der Bächistock-Decke, die höhere, die 

Urmi-Schuppe, der Silberen-Decke. Bei Gersau 

wurde die westliche Fortsetzung von Urmi- und 

Hochflue-Schuppe an einem Grenzblatt nach NW verfrachtet, 

wo sie auf Urmi und im Gersauer/Vitznauer 

Stock vorliegen. Ein weiteres, gleichsinnig verstellendes 

Grenzblatt zeichnet sich in der Schibenen-Störung 

ab. Das Imseli wurde nach NW vorgeschoben. Der 

Trend des Gersauer Beckens ist erneut ungefähr E–W 

(N85°E). 

Kluftmessungen am Gersauer Becken (Abb. 4.3) 

wurden am N-Ufer von Brunnen bis zur Unter Nas an 

elf Stellen in Schrattenkalk, Drusberg-Schichten, Kieselkalk, 

Echinodermenkalk und Brisi-Sandstein vorgenommen. 

Zwischen Ennetbürgen und Nas wurden 

Kluftrichtungen an vier Stellen, im Assilinen-Grünsandstein, 

in Knollenschichten der Garschella-Formation, 

im Schrattenkalk und im Kieselkalk, gemessen. 

Der Seewligrat und seine Fortsetzung gegen E können 

als „Pseudo-N-Ufer“ des Gersauer Beckens betrachtet 

werden, da der See noch im Spätglazial von Ennetbürgen 

nach Stansstad gereicht hat. Zehn für Kluftmessungen 

brauchbare Aufschlüsse fanden sich im Seewer 

Kalk, im Brisi-Kalk der Garschella-Formation und im 

Schrattenkalk. 

Am S-Ufer wurde an elf Stellen von Treibport bis 

Emmeten im Kieselkalk, Schrattenkalk und Seewer 

Kalk gemessen. 

90 

Bachrichtungen wurden für das gesamte Gersauer 

Becken berechnet. Nur wenige Bäche entwässern die 

N-Seite, mehrere, längere die S-Seite. 

Der S-Teil des Urner Sees liegt in der Axen-Decke, der 

N-Teil in der Drusberg-Decke. Ihre Gesteine bestehen 

vorwiegend aus Kalken der Kreidezeit mit transgredierendem 

Alttertiär. Es ist daher sinnvoll, den N und den 

S beider Seeufer gesondert zu betrachten. Zwischen 

dem E- und dem W-Ufer des Sees liegen Grenzblätter, 

die eine sinistrale (nach links erfolgte) Verstellung von 

700 m bewirkt haben. Dies äussert sich am Alpenrand 

in einem Schmälerwerden des Hochstuckli-Flyschs 

gegen SW, in einem solchen der Rigi-Molasse gegen E 

und im Ausbleiben der Urmi-Schuppe, die am Chaiserstock, 

senkrecht zum Kettenstreichen, als Silberen- 

Decke wieder einsetzt (HANTKE 1961a). Entsprechend 

zeichnen sich für den Urner See zwei tektonische 

Richtungen ab: Die Hauptrichtung verläuft N–S; eine 

Nebenrichtung mit Trend N130°E folgt dem Versatz. 

Die für Kluftmessungen untersuchten 17 Aufschlüsse 

am E-Ufer lagen am „Weg der Schweiz“. Die NE- 

Region (Brunnen–Sisikon) lieferte sieben: im Schrattenkalk 

und Brisi-Kalk; die SE-Region (Flüelen– 

Gruonbach–Sisikon) deren zehn: im Stad-Mergel und 

Flysch, Kieselkalk des S-Lappens der Axen-Decke und 

in Betlis-Kalk, Kieselkalk, Echinodermenkalk, Drusberg-Schichten 

und Schrattenkalk des N-Lappens. 

Abb. 4.9 Messstelle Tellsplatte 

Am W-Ufer bot der „Weg der Schweiz“ eine NW- 

Region mit fünf Aufschlüssen zwischen Rütli und 

Schattenhalb an der Breitlohn im Kieselkalk und eine 

SW-Region von Isleten bis Bauen mit sieben Aufschlüssen: 

in Kieselkalk, Schrattenkalk, Betlis-Kalk, 

Drusberg-Schichten und Orbitolinenschichten. 

An Bächen der steilen Seeufer boten sich nur wenige 

auswertbare Messungen an.

4.5 Seen der Obwaldner Talung 

Die Obwaldner Talung liegt nahezu auf einer geraden 

Linie, die sich in einer Serie von Staffelbrüchen vom 

Küssnachter Becken im NE mit einem Azimut von 

N30°E bis zum Brünig im SW erstreckt. Sie schliesst 

eine Reihe von Seen ein: Alpnacher See, Wichelsee, 

Sarner und Lungerer See (Abb. 4.4). 

Der Alpnacher See wird auf der NW-Seite vom Pilatus 

mit Klimsenhorn-, Esel- und Matthorn-Schuppe, auf der 

SE-Seite von Rotzberg und Mueterschwanderberg, dem 

Bürgenstock-Element, begrenzt (Abb. 4.4) mit helvetischen 

Schichtfolgen vom Betlis-Kalk bis in die eozänen 

Stad-Mergel. Die Überschiebungsfläche ist am Esel gut 

sichtbar. Da die Schichten steiler einfallen als der Hang, 

finden sich die jüngsten Glieder morphologisch zuunterst, 

bei Alpnachstad. Der See liegt NW einer Deckentrennung, 

die vom Rotzberg entlang dem Bürgenstock 

zum Chrüztrichter verläuft und, abgewandelt, sich in den 

Küssnachter See fortsetzt (Abb. 4.4). Sein SE-Ufer wird 

durch den Steilabfall des Mueterschwanderberg im Hinterbergwald 

gebildet; am unteren Seeende zeigt sich ein 

Durchbruch durch den Lopper-Schiltgrat. Auch der 

Lopper fällt steil zum See ab; weiter im SW folgt eine 

Alluvialebene, dann der Abhang des Pilatus. Auf der 

SE-Seite durchbricht die Rotz-Schlucht den Rücken 

Rotzberg–Mueterschwanderberg und ermöglicht eine 

Entwässerung des Drachenried zum Alpnacher See. Die 

Längsachse des Alpnacher Sees (Trend N60°E) ist 

etwas verdreht zu jener der Obwaldner Talung, was mit 

der Tektonik zusammenhängt. 

Die ersten drei Kluftmessstellen (Abb. 4.4) lagen bei 

Alpnachstad, in den Stad-Mergeln hinter dem Parkplatz 

beim Bahnhof und am Ende eines in den Wald 

führenden Karrenweges, ihrer drei am N-Ufer, 500 m 

W der Hellegg, bei der Telliegg und bei Rengg im 

Telliwald, weitere am S-Ufer des Seeendes an einer 

steilen Kalkwand unterhalb des Hinterberg-Waldes 

und in der Rotz-Schlucht. Diese bietet oben einen flachen 

Eingang, dann ein Steilstück mit Wasserfällen 

und einer Karsthöhle, dem Rotzloch, und einen engen 

Ausgang zum Alpnacher See. Kluftstellungen wurden 

an den Schlucht-Enden gemessen. 

Die Zuflüsse erfolgen hauptsächlich von W und N. 

Der Wichelsee zwischen Alpnacher und Sarner See 

schmiegt sich an den Steilabfall des Plateaus von 

Kerns an. Dieses setzt sich im Mueterschwanderberg 

und E der Scherung von Stans–Stansstad in den Bürgenstock 

fort. Aufgrund der geometrischen Stellung, 

der Fazies und der Transgressionen bekundet dieses 

Randketten-Element ein Äquivalent der Silberen- 

Decke, des höchsten Teilelementes der Axen-Decke 

(HANTKE 1961a, 1987b). Der Trend (N40°E) des 

Wichelsees liegt nahe jenem der Obwaldner Talung. 

Für Kluftmessungen gestaltet sich der Zugang durch 

die steil abfallende Felswand zum E-Ufer des Sees 

schwierig. Ein Wanderweg führt von Sibeneich an steilen 

Felsen zum Ufer; auf halber Höhe wurde eine 

Stelle eingemessen. Im feuchten Uferstreifen mit 

Zufahrt von Sarnen her, trifft der Weg ans Ufer; am 

oberen Seeende konnten beim Zugang zu einem Felsbunker 

Klüfte eingemessen werden. Der Uferweg verliert 

sich unterhalb der Felswand im Landstreifen 

gegen N, wo erneut Klüfte gemessen wurden. Ein verwertbarer 

Aufschluss fand sich bei Etschi an einer 

Strassenkehre von Sibeneich nach Alpnach. 

Zu Messungen auswertbare Zuflüsse bilden jene zur 

Sarner Aa zwischen Wichel- und Sarner See. 

Den Untergrund des Sarner Sees bilden die helvetischen 

Decken, die Drusberg-Decke und an den Alpenrand 

verfrachtete Schuppen der Axen-Decke. Diese 

wurden auf Flysch und subalpine Molasse aufgeschoben; 

in der Mulde liegen penninischer Flysch und die 

Obwaldner Klippen. Die Talung ist durch die Tektonik 

vorgezeichnet. 

1986 ereignete sich oberhalb Giswil ein Erdrutsch, der 

Tote forderte und die Brünigbahn und -strasse auf 

Wochen unterbrach. Ein Besuch mit Walter Kyburz 

zeigte, dass die Drusberg-Decke in instabilem Gelände 

gegen NW abtaucht; der Sarner See liegt in einer 

Mulde und einem tektonischen Lineament. Im Rutschgebiet 

ob Giswil sind Wang-Schichten, sandig-siltige 

Ablagerungen der obersten Kreide, und transgredierender 

Nummulitenkalk beteiligt. Die Richtung 

(N42°E) des Sarner Sees liegt nahezu in der Richtung 

der Obwaldner Talung. 

Um Kluftstellungen zu messen, wurde der Sarner See 

umrundet (Abb. 4.4). Seenahe Aufschlüsse existieren 

nur bei Giswil-Flüe: gebankter Kalk am Rande einer 

engen Klus und bei Sarnen am Seeweg von Sarnen nach 

Sachseln, nahe des Brünigbahn-Trasses: Stad-Mergel. 

Am E-Ufer fanden sich an der Strasse Sachseln–Flüeli 

zwei Aufschlüsse 1–2 km entfernt vom Ufer: beim Felsenheim 

ob Sachseln (Kalk) und wenige hundert Meter 

weiter gegen Flüeli bei der Salzbrunnenbruck, in dessen 

Tobel Seewer Kalk ansteht. Sonst bilden Alluvionen das 

91

Ufer; im W besteht es bis hoch hinauf aus Rüfen- und 

Sackungsschutt, so dass Felsaufschlüsse fehlen. 

Das Einzugsgebiet des Sarner Sees ist bedeutend 

(Abb. 4.4), so dass sich viele Richtungsdaten von 

Bächen gewinnen liessen. 

Die helvetische Drusberg-Decke bildet den Untergrund. 

Diese wurde teils auf Flysch und subalpine 

Molasse überschoben; auf N-penninischem Schlieren- 

Flysch schwimmen die mittelpenninischen Obwaldner 

Klippen. Die Richtung (N25°E) des Lungerer Sees 

entspricht generell jener der Obwaldner Talung, ist 

aber etwas gegen E–W verdreht. 

Aufschlüsse für Kluftmessungen fanden sich rund 

um den See (Abb. 4.4): an der Nas bei Mülibach 

im Diphyoides-Kalk, im Wald oberhalb Kaiserstuhl, 

am Seeende bei Bürglen in den Drusberg-Schichten, 

im Schwendlerwald und bei den Diessenbachfällen im 

Diphyoides-Kalk und am Fusse des Kirchhügels von 

Lungern im Malm-Kalk. 

In Anbetracht der Kleinheit des Lungerer Sees finden 

sich nur wenige Zuflüsse 

4.6 Alpenrand-Stauseen im Nordosten der 

Zentralschweiz 

1908, 1924 und 1937 wurden zur Elektrizitätsgewinnung 

der Klöntaler See, der Wägitaler See und der 

Sihlsee aufgestaut. Ihre Vorläufer waren im Spätglazial 

bis auf einen Rest oder gar ganz verlandet. Doch 

existierten wohl schon in den Zwischeneiszeiten Seen, 

deren Gestalt von der heutigen nur wenig abwich. 

Der Klöntaler See liegt streng nicht mehr in der Zentralschweiz, 

doch in den Kalkalpen mit helvetischen 

Schichtfolgen, in einem stirnnahen Aufbruch der 

Axen-Decke, die in der Twiren–Dejenstock-Kette im 

N des Sees auf Gleithorizonten (Mergel) im Malm 

(Schilt-Schichten) und im untersten Dogger (Mols- 

Member) vorgeglitten ist. Spätglaziale und ältere, 

begrabene Bergstürze vom Glärnisch-Gleiter zwischen 

Vrenelisgärtli und Vorder Glärnisch sowie von E 

des Dejenstock haben den See aufgestaut. 

Kluftstellungen wurden an elf Stellen gemessen und 

mit den zufliessenden Bächen in Abb. 4.11 eingetragen. 

Am S-Ufer befanden sich zwei beim Gessner- 

Denkmal und am Bärentritt im Dogger-Echinoder- 

92 

menkalk, die übrigen vier bei der Bachmündung P. 

854, beim Wissen Brunnen, in der Bucht P. 854 und am 

Seeende im Quintner Kalk (Malm). Am N-Ufer lagen 

die Stellen bei Glarner Rueggis im versackten Öhrli- 

Kalk, beim Hinter Ruestelchopf, bei der Schutzhütte in 

versackten Zementsteinschichten und beim Vorder 

Ruestelchopf im Seewer Kalk der unter der Mürtschen-Decke 

liegenden Glarner Decke. 

Der Wägitaler See liegt in einer bedeutenden 

SSW–NNE-verlaufenden Scherzone in der Drusberg- 

Decke zwischen Rederten-Element im E und dem E- 

Rand des Drusberg-Elementes. Durch den mächtigen 

Wägitaler Flysch wurden die Aubrige im N des Sees 

beim Vorgleiten als über dem Glärnisch abgescherte 

Silberen-Decke an den Alpenrand verfrachtet. 

Kluftorientierungen wurden an elf Stellen gemessen 

und mit zufliessenden Bächen für die Orientierungsstudie 

in Abb. 4.11 eingetragen. Ihrer fünf am nördlichen 

See lagen im Seewer Kalk an der W- und E-Seite der 

Staumauer und bei Innerthal, bei der Schlierenbach- 

Mündung und beim Stockbügel im Wägitaler Flysch, 

sechs ebenfalls, an der Sännegg und im Blattli, ob Ziggen 

und beim Vorder Bruch in Amdener Schichten und 

beim Hinter Bruch und beim Hundsloch im Brisi-Kalk. 

Der Sihlsee liegt in einer Scherstörung der Einsiedler 

Schuppenzone. Diese besteht aus in einer Frühphase 

vom Substrat abgefahrenen Paketen von Oberkreide/ 

Alttertiär-Gesteinen, die auf ebenfalls dachziegelartig 

verschuppte subalpine Molasse mit Friherrenberg, 

Vogelherd und Wannengütsch aufgeschoben worden 

sind. 

Die mehrfache Wiederholung von Amdener Schichten 

(Oberkreide), transgredierendem Nummulitenkalk mit 

Abb. 4.10 Messstelle im Wägitaler Flysch

Abb. 4.11 Planskizze der Stauseen mit Kluftmessstellen und Bächen 

Grünsandstein und Stad-Mergeln, die gegen oben 

Sandsteinbänke aufnehmen, sind an der Strasse von 

Chälen zum Amselspitz gut aufgeschlossen. Dieser 

liegt in aufgeschobenem Wägitaler Flysch (Obere 

Kreide–Alttertiär) und ist für die weichen Landschaftsformen 

bezeichnend. An der Butziflue wird der 

Wägitaler Flysch erneut von Wang-Schichten und 

Nummulitenkalk überschoben. 

a 

Ägerisee Klüfte STR 

Intervall 12.0 Max = 16% 

c 

Zuger See Klüfte STR 


b 

Lauerzer See Klüfte STR 


Abb. 4.12 

Streichrosen der Klüfte der 

Molasseseen: (a) Ägerisee, (b) 

Lauerzer See und (c) Zuger 

See 

Die heutige Gestalt des Sihlsees 

wurde durch die Staumauern bei 

Hüendermatt und am Sihl-Austritt 

geschaffen. In einer durch klaffende 

Blattverschiebungen angelegten 

Furche in der Äusseren Einsiedler 

Schuppenzone bestand im 

Spätglazial (in: LEUZINGER-PICCAND 

1996b), wohl gar schon in Zwischeneiszeiten, 

ein Sihlsee. Wegen den 

Verschiebungen ist die „Richtung“ 

des Sees nicht einheitlich; sie ändert 

sich von N165°E im N bei der Euthaler 

Brücke zu N140°E im S. 

Kluftorientierungen wurden an 18 

Aufschlüssen gemessen und sechs 

Regionen zugeteilt, ihrer drei in der 

Nagelfluh der USM SE von Einsiedeln: 

am Vogelherd, am Friherrenberg 

und am Abstieg zur Chälen. 

Drei lagen zwischen Gross und 

Chälen, in der Grosser Runs an 

einer Nagelfluhrippe und im Nummulitenkalk 

unterhalb Chüeboden. 

Am mittleren Sihlsee fanden sich auf der W-Seite drei 

Messstellen an Nummulitenkalk-Wänden N von 

Steinbach. Am oberen Seeende liegen Sackungshänge 

vor. Erst am seeparallelen Kamm, im Schrähwald, 

konnte im Wägitaler Flysch gemessen werden. Am 

NE-Ufer bei Euthal boten Nummulitenkalk-Wände 

drei Messstellen. Im unteren Seeteil wurde an drei 

Stellen gemessen: an einer Nagelfluhrippe der USM N 

von Willerzell, in kreuzgeschichteten Sandsteinen der 

USM bei Langrüti und an der Kalksandstein-Wand 

unterhalb der Staumauer. 

4.7 Morphotektonische Betrachtungen 

Die Auswertungen erfolgten nach KOHLBECK & SCHEID- 

EGGER (1977, 1985) und meist unter Annahme zweier 

Dimroth-Watson-Verteilungen (Tab. 4.2). Manchmal 

war nur eine Verteilung sinnvoll, dann fehlt in Tab. 4.2 

das 2. Maximum; oder es wurden drei Verteilungen 

vorausgesetzt, aber nur zwei für die Interpretation verwendet 

und durch das Symbol 2∈3 am Zeilenende 

angedeutet. Die Vertrauensgrenzen der Resultate sind 

mit ± angegeben; bei nicht-parametrisch gewonnenen 

Werten steht ± np. Eine Durchsicht der Tab. 4.2 zeigt, 

dass die Auswertungen für alle Klüfte sowie für alle 

Bäche der ganzen Region (Trendrosen in Abb. 4.22a 

und 4.22b) meist die Schweizer Richtungen ergeben 

(SCHEIDEGGER 1977, 1979). Auch für Teilregionen 

(Abb. 4.20 und 4.21) ergeben sich mit wenigen Ausnahmen 

überall den schweizerisch-europäischen 

übereinstimmende Verhältnisse (SCHEIDEGGER 1977, 

93

a 

Ägerisee Bäche Trend 


c 

Zuger See Bäche Trend 


1995): eine Hauptspannung (meist P) zwischen 110° 

und 145° (N>E). 

Daten und Auswertungen zeigen für die Zentralschweizer 

Molasseseen (Abb. 4.12 und 4.13) individuelle 

Kluft- bzw. Bachtrendrosen; jene für das Gesamtgebiet 

(Abb. 4.20a und 4.21a), gegenüber den „normalen“ 

Umständen für die Schweiz, ein etwas verdrehtes 

Resultat: Die Hauptspannungen verlaufen N–S und 

E–W, statt NW–SE und NE–SW. Die Resultate für den 

Zuger See scheinen etwas unbestimmt. Eine genauere 

Betrachtung der Klüfte zeigt, dass diese am NE-Ufer 

eng an jene von Lauerzer See und Ägerisee anschliessen. 

Die übrigen Teilresultate zeigen aber eher einen 

Anschluss an die Klüfte der restlichen Alpenrandseen. 

Die Auswertung für den Zuger See wurde daher noch 

ohne die Klüfte im NE vorgenommen; dann sind die 

Resultate identisch mit denen am Vierwaldstätter See 

und in der Obwaldner Talung. 

Für den Chrüztrichter ergeben sich Übereinstimmungen 

der Kluftschar-Richtungen in allen Armen mit 

einer Hauptspannungsrichtung zwischen 109° und 

123°; dies entspricht genau einer der europäischen. 

Eine Auswertung aller Klüfte um den Chrüztrichter ist 

daher sinnvoll (Tab. 4.2); Abb. 4.14a zeigt die entsprechende 

Kluftrose. Die Bäche passen nicht so gut in 

94 

b 

Lauerzer See Bäche Trend 


Abb. 4.13 

Richtungsrosen der Zuflussbäche 

der Molasseseen: (a) 

Ägerisee, (b) Lauerzer See und 

(c) Zuger See 

dieses Schema; immerhin liegt das 2. Maximum der 

Bäche nicht allzu weit vom 2. Maximum der Klüfte 

(siehe Tab. 4.2 und Abb. 4.15a). 

Bei den Auswertungen für das Vitznauer Becken 

(Tab. 4.2) fällt auf, dass die Kluftstellungen auf der 

S-Seite des Beckens, am Bürgenstock, genau den 

schweizerisch-europäischen (siehe oben) entsprechen. 

Auf der N-Seite hingegen herrscht eine grosse 

Streuung vor; wenn man zwei Kluftscharen „forciert“, 

sind diese gegen die „normale“ Richtung um 

ca. 30° verdreht. Eine Auswertung des gesamten 

Beckens ist daher nicht befriedigend: Die Streuung 

ist gross (Kluftrose Abb. 4.14b). Bei den Bächen 

(Abb. 4.15b) lässt sich nur eine Trendrichtung ermitteln; 

diese passt mit dem Streichen einer Kluftschar 

zusammen. 

Die Auswertungen für das Gersauer Becken sind in 

der Tab. 4.2 aufgezeigt. Sie schliessen für das N-Ufer 

den Seewligrat nicht ein. Dagegen schliessen die Auswertungen 

für das gesamte Gersauer Becken (Kluftrose 

Abb. 4.14c) den Seewligrat ein. Es ergibt sich eine gute 

Übereinstimmung aller Resultate mit den „normalen“ 

für die ganze Schweiz. Ein Maximum der Bachrichtungen 

stimmt mit einer Kluftstreichrichtung überein. 

Die Auswertung der Klüfte für den Urner See (Kluftrose 

Abb. 4.14d) zeigt, dass ein signifikanter Unterschied 

zwischen E- und W-Ufer besteht. Dagegen exi- 

a 

Chrüztrichter Klüfte STR 


c d 

Gersauer Becken Klüfte STR 


Vitznauer Becken Klüfte STR 


Urner See Klüfte STR 


Abb. 4.14 Streichrosen der Klüfte am Vierwaldstätter See: (a) 

Chrüztrichter, (b) Vitznauer Becken, (c) Gersauer 

Becken und (d) Urner See 

b

a 

Chrüztrichter Bäche 


c d 

Gersauer Becken Bäche 


Abb. 4.15 Richtungsrosen der Zuflussbäche am Vierwaldstätter 

See: (a) Chrüztrichter, (b) Vitznauer Becken, (c) 

Gersauer Becken und (d) Urner See 

stiert keiner zwischen den entsprechenden N- und S- 

Regionen. Am E-Ufer zeigen sich zwei Kluftscharen, 

die + N–S und E–W streichen, was den normalen 

Schweizer (und europäischen) Verhältnissen enspricht 

(P-Richtung um 130°). Der allgemeine Trend des 

Urner Sees (N–S) passt gut mit der Kluftrichtung 1 

zusammen. Am W-Ufer sind die Verhältnisse anders: 

Die Kluftrichtungen liegen eher NE–SW und NW–SE, 

die P-Richtung um 170°, was einer Drehung gegenüber 

dem E-Ufer um ca. 40° entspricht. Diese Drehung 

ist nicht durch die Deckenstruktur verursacht; sie findet 

sich auch, wenn die N- und S-Bereiche individuell 

verglichen werden. Sie muss eher mit Verschiebungen 

an den Grenzblättern in Zusammenhang stehen. Eine 

Überprüfung des Urner Sees zeigt, dass dieser nicht 

N–S streicht, sondern eine Zickzack-Struktur aufweist, 

vor allem zwischen Bauen und Gruonbach. Die 

Klüfte auf der W-Seite des Sees würden der Blattverschiebung 

Bauen–Gruonbach entsprechen. Am Urner 

See wurden alle Klüfte gerechnet. Wegen des markanten 

Unterschiedes in den Richtungen der Klüfte am Eund 

am W-Ufer sind aber solche Rechnungen nicht 

von Bedeutung: Die Kluftrosen zeigen kein eindeutiges 

Bild; die Streuungen sind hoch, und die Endwerte 

widerspiegeln solche in der Mitte zwischen denen für 

die beiden Ufer; sie liegen näher denen des E-Ufers, 

einfach deshalb, weil dort mehr Klüfte gemessen worden 

sind als am W-Ufer, so dass eine nicht natürliche 

Gewichtung entsteht. Eine der Bachrichtungen passt 

aber mit einem Kluftstreich-Maximum zusammen. 

b 

Vitznauer Becken Bäche 


Urner See Bäche Trend 


Für den Vierwaldstätter See als Ganzes zeigt eine 

Durchsicht der Tab. 4.2 für die Klüfte und der Kluftrose 

(Abb. 4.20b), dass diese im Wesentlichen den 

schweizerisch-europäischen entsprechen: Die Hauptspannungsrichtungen 

(P) liegen bei 126°, die kleinste 

(T) bei 36°. Die Bachrichtungen (Abb. 4.21b) ergeben 

fast das gleiche Bild (P 136°, T 45°). 

Die Auswertungen für den Alpnacher See sind in Tab. 

4.2 aufgelistet; Abb. 4.16a zeigt die Kluftstreichrose. 

Dabei sind die Kluftrichtungen etwas verdreht zu den 

allgemein üblichen „europäischen“; die eine Hauptspannungsrichtung 

(P) streicht etwas mehr E–W als 

normal, liegt aber immer noch im üblichen Quadranten. 

Ein Maximum der Bachrichtungen (Abb. 4.17a) 

stimmt gut mit dem entsprechenden der Klüfte überein. 

Die Auswertungen um den Wichelsee finden sich in 

Tab. 4.2, Abb. 4.16b (Kluftstreichrose) und 4.17b 

(Bach-Trendrose). Es gibt nur ein Kluftmaximum, das 

nahe einem Trendmaximum der Bäche liegt. 

Die Auswertungen für den Sarner See sind in Tab. 4.2 

aufgezeigt; Abb. 4.16c zeigt die Kluftstreichrose, 4.17c 

die Bach-Trendrose. Wiederum ist bei den Klüften wie 

bei den Bächen nur je ein Maximum bestimmbar; 

Kluft- und Bachrichtungen sind praktisch identisch. 

a 

Alpnacher See Klüfte STR 


Sarner See Klüfte STR 


Wichelsee Klüfte STR 


Lungerer See Klüfte STR 


Abb. 4.16 Streichrosen der Klüfte für (a) den Alpnacher See, 

(b) den Wichelsee, (c) den Sarner See und (d) den 

Lungerer See 

b 

c d 

95

a 

Alpnacher See Bäche Trend 


c d 

Sarner See Bäche Trend 


Abb. 4.17 Richtungsrosen der Zuflüsse: (a) Alpnacher See, 

(b) Wichelsee, (c) Sarner See und (d) Lungerer See 

Die Auswertungen für den Lungerer See sind in Tab. 

4.2 aufgelistet; Abb. 4.16d zeigt die Kluftstreichrose, 

4.17d die Bach-Trendrose. Eine Überprüfung der 

Resultate ergibt, dass die zwei Kluftmaxima ziemlich 

den schweizerisch-europäischen Richtungen entsprechen; 

bei den Bächen ist nur ein Maximum bestimmbar, 

das nahe dem entsprechenden Kluftmaximum 

liegt. 

Für die Obwaldner Talung gesamthaft zeigt eine 

Durchsicht der Tab. 4.2 und der Diagramme (Abb. 

4.20c und 4.21c), dass eine Kluft- und Bachrichtung 

für alle Gebiete der Obwaldner Talung NW–SE verläuft; 

die andere liegt, falls bestimmbar, normal 

dazu. 

Die Auswertungen der Kluftmessungen des Klöntaler 

Sees wurden für das S-, das N-Ufer und den gesamten 

See ausgewertet (Tab. 4.2) und Abb. 4.18c (Kluftstreichrose) 

sowie die Bachrichtungen in 125 m- 

Abschnitte digitalisiert (Abb. 19c, Bach-Trendrose). 

Die Auswertung ist nur für den gesamten See sinnvoll 

(Tab. 4.2). Die Kluftstellungen am N-Ufer sind recht 

unzuverlässig, da Öhrli-Kalk und Zementsteinschichten 

versackt sind. Sonst ergibt sich eine generelle 

Übereinstimmung mit den Richtungen der gesamten 

Nord-Schweiz und mit einer der Bachrichtungen. Die 

Ausrichtung des Sees passt nicht recht ins Schema; 

96 

b 

Wichelsee Bäche Trend 


Lungerer See Bäche Trend 


seine Bildung ist daher unabhängig von der Neotektonik 

erfolgt. 

Für den Wägitaler See wurden die Auswertungen für 

den unteren Teil, das felsigere SE-Ufer und den ganzen 

See vorgenommen (Tab. 4.2), die Bachrichtungen 

digitalisiert und ausgewertet. Abb. 4.18b zeigt die 

Kluftstreichrose, 4.19b die Bach-Trendrose. Bei nicht 

numerischen Rechnungen zeigte sich, dass die Annahme 

von zwei Maxima bei den Bächen zwei nicht 

konjugierte Richtungen ergibt. Die Rechnungen wurden 

daher für drei Maxima gemacht (Tab. 4.2); dabei 

sind für die Bäche die zwei konjugierten Maxima aufgelistet, 

das dritte lag bei 100° + 0°. Die Kluftstellungswerte 

an beiden Ufern und am gesamten See passen 

mit sich selbst, mit einer Bachrichtung und mit der 

Ausrichtung des unteren Seeteils zusammen. Diese 

Landschaftselemente sind damit durch die Neotektonik 

bedingt, nicht aber die Ausrichtung des oberen 

Seeteiles, der durch die prä-pliozäne Decken-Platznahme 

bedingt ist. 

Die Auswertungen der Kluftmessungen für den Sihlsee 

sind in Tab. 4.2 für die einzelnen Regionen und für 

den Sihlsee als Ganzes zusammengefasst. Die Richtungsrose 

der Klüfte (Abb. 4.18a) gleicht sehr jener für 

die gesamte N-Schweiz (SCHEIDEGGER 1977). Waagund 

Sihltal verdanken ihre Bildung klaffenden Blattverschiebungen 

(Kap. 2 Geotop-Beispiel 10). Diese 

sind durch Bruchlinienscharen begrenzt, wie sie in der 

a 

Sihlsee alle Klüfte STR 


c d 

Klöntal Klüfte STR 


Wägital alle Klüfte 


Sihlsee Brüche STR 


Abb. 4.18 Streichrosen der Klüfte für (a) den Sihlsee, (b) den 

Wägitaler See und (c) den Klöntaler See, dazu (d) 

der Bruchlinien für den Sihlsee/das Waagtal 

b

a 

Sihlsee Bäche STR 


c 

Klöntal alle Bäche STR 


Gegend typisch sind (Abb. 4.18a; die Zahlen geben 

das Azimut in ° N > E). Die Auswertung zeigt einen 

gewissen Unterschied zwischen den Werten vom Sihlsee 

(141° + 11°) und vom Waagtal (6° + 8°); doch ist 

nur eine Gesamtauswertung für die Region sinnvoll 

(Azimut 175° + 15°), Richtungsrose der Bruchlinien 

in Abb. 4.18d. 

Für einen morphotektonischen Vergleich mit den 

Bächen wurden deren Läufe in 250 m-Abschnitte digitalisiert 

und zu einer Richtungsrose der Bachsegmente 

ausgewertet (Abb. 4.19a). Die entsprechenden 1. Richtungsmaxima 

(Tab. 4.2) fallen mit denen der Klüfte, 

Brüche und Seerichtung recht gut zusammen 

(159–165°); die 2. streuen stärker. Als Folgerung 

ergibt sich, dass die Anlage des Sihlsees durch klaffende 

Blattverschiebungen im Einklang mit derjenigen 

der Klüfte steht und durch die Neotektonik und nicht 

durch Deckenstirnen bestimmt wurde. Die Bachrichtungen 

entsprechen den Kluftrichtungen; auch ihre 

Anlage ist wohl neotektonisch bedingt. 

Ein Vergleich der Richtungsrelationen zwischen 

Klüften, Bächen und Bruchlinien der drei Stauseen 

untereinander zeigt, dass innerhalb jedes Seengebietes 

die Kluft-, Bach- und Bruchrichtungen korrelieren. 

Es ist also wahrscheinlich, dass Klüfte, Brüche 

und Bachläufe durch die gleichen Spannungen 

erzeugt worden sind: Das kann nur das lokale, neotektonische 

Spannungsfeld gewesen sein. Lokal passen 

die Kluft- und Bachrichtungen generell zusammen, 

dagegen ist die Ausrichtung der Seen davon 

b 

Wägital Bäche STR 


Abb. 4.19 

Richtungsrosen der Zuflüsse: 

(a) Sihlsee, (b) Wägitaler See 

und (c) Klöntaler See 

teilweise unabhängig. Fliessgewässer und Klüfte sind 

demnach neotektonisch bedingt; die Anlage der Seen 

ist jedoch teilweise durch eine ältere Tektonik vorgezeichnet 

worden. 

4.8 Folgerungen 

Abschliessend sei ein expliziter Vergleich zwischen 

Kluftmaxima, Bachtrends und Orientierungen der 

Seen gewagt (Tab. 4.2). Dabei zeigt sich: 

– Zwischen den Richtungen der Seebecken und den 

Klüften scheint es keine Korrelation zu geben. 

Daher müssen beide wenigstens zum Teil unabhängig 

von einander entstanden sein: Da die Klüfte 

nachweislich jungen Ursprungs sind, dürfte die 

Anlage der Seebecken im Wesentlichen vor der 

Änderung des tektonischen Feldes im ausgehenden 

Miozän, wie sie von LAUBSCHER (1987) postuliert 

wurde, stattgefunden haben. Die Seebecken sind 

wohl grösstenteils durch die Platznahme der 

Decken vorgezeichnet worden. Dabei wurden sie 

seitlich durch Spaltenfrost weiter ausgeräumt und 

durch die Gletscher ausgeschliffen. 

– Zwischen den Richtungen der Seebecken und der 

Bachläufe existiert keine allgemeine Korrelation. 

Die beiden dürften daher unabhängig von einander 

entstanden sein. 

a 

Molasseseen Klüfte STR 


c d 

Obwaldner Talung Klüfte 


Vierwaldst. See Klüfte STR 


Stauseen Klüfte STR 


Abb. 4.20 Streichrosen der Klüfte für das Gesamtgebiet (a) 

der Molasseseen, (b) des Vierwaldstätter Sees, (c) 

der Obwaldner Talung und (d) der drei Stauseen 

b 

97

a 

Molasseseen Bäche 


c d 

Obwaldner Talung Bäche 


Abb. 4.21 Richtungsrosen der Bäche für das Gesamtgebiet (a) 

der Molasseseen, (b) des Vierwaldstätter Sees, (c) 

der Obwaldner Talung und (d) der drei Stauseen 

– Dagegen besteht ein generelle Korrelation zwischen 

Kluft-, Bruch- und Bachrichtungen. Dies 

würde bedeuten, dass die Bäche, Klüfte und Brüche 

98 

b 

Vierwaldst. See Bäche 


Stauseen Bäche 


a b 

Alpenrand alle Klüfte 


Alpenrand alle Bäche 


Abb. 4.22 Richtungsrosen für (a) Klüfte und (b) Bäche der 

gesamten untersuchten Region 

durch dieselbe Ursache entstanden sind: Da die 

Klüfte nachweislich durch das neotektonische 

Spannungsfeld bedingt sind, müssen auch Bachläufe 

und Brüche durch dieses vorgezeichnet worden 

sein. 

Die Begehungen des Ägerisees wurden in Begleitung von Dr. 

Paul Scheidegger ausgeführt, die Untersuchung der Obwaldner 

Talung von den Herren W. Kyburz†, dipl. Geol., Universität 

Zürich, und Dr. A. Wegmann, Sigriswil, unterstützt. Der Klöntaler 

See wurde in Begleitung der Geologen Dr. Hugo Buser, 

Unterterzen, und Frederico Mooser, Ciudad de México, begangen. 

Die Messungen an der Felswand bei der Sihlsee-Staumauer 

erfolgte mit Erlaubnis von Herrn M. Fuchs, Etzelwerk, Einsiedeln; 

das Befahren der Grosser Runs-Schräwaldstrasse mit jener 

von Herrn Dr. S. Lienert, Willerzell, was bestens verdankt sei.


5 Mittelmoränen in der Zentralschweiz 

und in den westlichen Glarner Alpen 

Mittelmoränen werden in der alpinen Literatur recht 

stiefmütterlich behandelt, obwohl sie beim Zusammentreffen 

zweier Gletscher die Schuttmenge von 

zwei Seitenmoränen führen. Ein Gletschersystem, 

das aus n Teilgletschern besteht, erhält an den Vereinigungsstellen 

insgesamt n-1 Mittelmoränen. Wie 

bei heutigen alpinen Gletschern, wurde auch in Kaltzeiten 

der Grossteil des Schuttgutes auf dem Eis 

transportiert. Die Vorstellung, sämtliches Gesteinsgut 

wäre durch Spalten und Schmelzwässer auf den 

Gletscherboden gelangt und zerrieben worden, ist 

dahin zu korrigieren, dass dies vor allem für Feingut 

zutraf und dass Grundmoräne kaum weit verfrachtet 

wurde. 

An den Vereinigungsstellen übernahmen die Mittelmoränen 

den primären Randschutt und führten ihn 

René Hantke 

auf eisigen Förderbändern bis ans Ende oder an den 

Rand der Gletscherzungen. Gegen ihre Enden häufte 

sich dieser zu Bändern, verflachte, rückte näher 

zusammen und wurde als Moränen- und Schottergut 

abgelagert. WAGNER (1986, 1997, 2001a–c), der sich 

seit 20 Jahren mit eiszeitlichen Mittelmoränen auseinandersetzt, 

vor allem mit terminalen und lateralen 

Endaufschüttungen im Alpen-Vorland und in späten 

Abschmelzphasen in den Alpentälern, hat sie aufgrund 

ihrer Form als „Moränen-Quappen“ bezeichnet. 

Noch im „Eiszeitalter“ (HANTKE 1978, 1980, 1983, 

1987a) wurde Mittelmoränen viel zu wenig Beachtung 

geschenkt. Bei der Kartierung für Blätter des Geologischen 

Atlas der Schweiz 1:25'000 in der Zentralschweiz 

und den westlichen Glarner Alpen wurden 

zahlreiche Moränen-Ansätze festgestellt, aber erst bei 

letzten Begehungen, der Bereinigung, der Druckvor- 

Abb. 5.1a Die Mittelmoräne der Chammhalden von der Chammhaldenhütte aus mit Girenspitz und Grenzchopf in der Nord-Kette des 

Säntisgebirges (Frontalansicht) 

99

ereitung der Atlasblätter Einsiedeln, Rigi, Ibergeregg, 

Klöntal, Muotatal und Linthal (HANTKE et al. 2002Kaf) 

sowie der Niederschrift der Erläuterungen und in 

Kontakt mit Gerhart Wagner in ihrer Tragweite 

erkannt. Zugleich mehrten sich bei uns beiden die 

Erkenntnisse um diese landschaftsgestaltenden Elemente 

von bescheidenen firnbedeckten Anfängen 

(HANTKE 1970, 1980) über ausapernde Wälle zum 

bedeutenden, durch die Gletscherdynamik geprägten 

und ins Vorland verfrachteten Oberflächenschutt. 

Dabei kommt ihm vor allem für die Landschaftsgeschichte 

entscheidende Bedeutung zu. 

In dieser Arbeit werden vorwiegend inneralpine Vereinigungsstellen 

von Teilgletschern betrachtet: der 

Ursprung der Mittelmoränen. Ein Teil des primären 

Randschuttes von Teilgletschern wurde nicht von der 

entstehenden Mittelmoräne übernommen, sondern 

blieb an ihren Ansätzen als charakteristische Ablagerung 

liegen. Diese geben Hinweise über Eishöhen von 

Höchstständen und markanter Wiedervorstösse. 

Eine klassische Mittelmoräne, die Chammhalden an 

der Nordwest-Flanke des Säntis (HANTKE 1978, Fig. 

29, S. 86; 1980, Fig. 43, S. 85, HANTKE in FUNK et al. 

2000), hat sich, seit der Platznahme der Säntis-Schuppen 

vor fünf Mio. Jahren, über alle Kaltzeiten durch 

Felssturzgut zwischen einem gegen S abfliessenden 

Urnäsch- und einem gegen NE sich wendenden Wissbach-Gletscher 

gebildet. Sie erreicht – selbst bei 

einem Felskern, wie dies für Kargletscher mit zurückwitternder 

Wand vorauszusetzen ist – die respektable 

Höhe von 200 m (Abb. 5.1a und 5.1b). 

Abb. 5.1b Die Mittelmoräne der Chammhalden am NW-Fuss 

des Säntis (punktiert) hat sich über alle Kaltzeiten des 

Eiszeitalters zwischen den Firnen des Wissbach- und 

des Urnäsch-Gletschers gebildet. LK 1115 Säntis. 

100 

Im proximalen Bereich liefern Mittelmoränen Hinweise 

auf Eishöhen; im distalen sind viele bisher als Drumlin 

kartierte Bildungen als Mittelmoränen zu deuten. 

Ebenso lassen sich schwer verständliche isolierte 

Schotter-Vorkommen als von Schmelzwässern zusammengeschwemmtes 

Schuttgut von Mittelmoränen problemlos 

erklären. Übereinander gelegene Abfolgen zeigen, 

dass Mittelmoränen sich über mehrere Kaltzeiten 

stets an denselben Stellen eingestellt haben, so dass es 

zu einer Häufung von Moränengut gekommen ist. 

5.2 Der Reuss-Gletscher 

Südöstlich von Schattdorf (Atlasblatt 1192 Schächental), 

auf Gampelen (694.5/188.7/1485 m ü.M.), hat 

BRÜCKNER (B. et al. 1987K) am Fuss von Schwarz 

Grat–Bälmeten um 1470 m eine Stauterrasse von Eis 

verschlepptem Bergsturzgut gezeichnet. Wo die Eiszufuhr 

zwischen Bälmeten und Hoch Fulen, infolge 

rückwärtiger grösserer Höhen, markant ansteigt, fällt 

die Terrasse aus: Sie ist als Mittelmoränen-Stauterrasse 

zwischen Schwarz Grat–Bälmeten- und Reuss- 

Eis zu deuten (Abb. 5.2). 

Zeugen von ins Schächental eingedrungenem Reuss- 

Eis sind die Kristallin-Blöcke bei Witerschwanden 

(BRÜCKNER 1938, et al. 1987K, HANTKE 1987a). Der 

Schächen-Gletscher wurde vom Reuss-Eis bis dort 

zurückgestaut und auf die rechte Talflanke gedrängt, 

was Erratiker belegen. 

Das Zusammentreffen von absteigenden Moränen des 

Holder-Gletschers und des austretenden Rieder-Gletschers 

führten oberhalb Bürglen, bei Brügg 

(694.7/192.5/640), zum Stau der Terrassen von 

Breitäbnet und Ämmerten; sie bekunden die Lagen 

von Chindli/Ibacher- und Ingenbohler Ständen (Kap. 

6) des ins untere Schächental eingedrungenen Reuss- 

Gletschers. 

Auf der Nordseite des Schächentales haben sich Mittelmoränen-Ansätze 

unter den Felsgraten vom 

Hagelstock zur Chalberweid, vom Hagelstöckli zu 

den westlichen Eggen (1951 m), vom Spilauer Grätli 

zu den östlichen Eggen (1967.8 m) und südöstlich 

von Chinzig Chulm (P. 2151) zur Ober Gisleralp 

gebildet. 

Zwischen Reuss- und mündendem Muota-Gletscher 

wurden Mittelmoränen im Stooswald, oberhalb der

Abb. 5.2 Der aufgrund von Reuss-Erratiker bis Witerschwanden 

ins Schächental eingedrungene Reuss- 

Gletscher, aus HANTKE 1987a. 

Punktiert: Mittelmoränen-Terrasse von Gampelen 

Kreuzchen: Erratiker des Reuss-Gletschers 

Ausgezogene und punktiert verbundene Linie: 

Höchststand der letzten Vereisung 

Talstation Morschach–Stoos-Schwebebahn, abgelagert, 

was gegen den Muota-Gletscher plötzlich ausfallende 

Kristallin-Erratiker bekräftigen (LK 1172 Muotatal). 

Südlich des Stoos hat sich auf dem Holiberig eine Mittelmoräne 

zwischen Fronalp-Gletscher und vom 

Chlingenstock zugeflossenem Eis gebildet. Der Wall 

der Blüemlisegg (694.5/203.7/1204) östlich des Stoos 

ist als Mittelmoräne zwischen Näppen- und Muota- 

Gletscher zu deuten (Abb. 5.3). 

Im hintersten Bisistal wurde zwischen Ruosalper- und 

Gwalpeten Tal sowie am Nordwest-Fuss des Märenspitz 

im steilen Schuttgrat von Vorderist Nissegg 

(708.0/195.9) Mittelmoränengut zwischen diesem und 

dem von der Glattalp (LK 1173 Linthal) abgestiegenen 

Gletscher geschüttet (Abb. 5.4). 

Beim Bau des Alpsträsschens ins hinterste urnerischen 

Hürital wurde oberhalb Wängi eine Mittelmoräne aufgeschlossen. 

Sie hatte sich über mehrere Kaltzeiten 

zwischen einem Gletscher vom Chinzig und einem aus 

dem Kar von Sirtenstock–Höch Pfaffen (LK 1172 

Muotatal) eingestellt. 

Abb. 5.3 Die Blüemlisegg-Mittelmoräne (punktiert) im östlichen 

Stoos-Gebiet bildete sich zwischen dem 

Muota-Gletscher und dem von der Chlingenstock- 

Kette zugestossenen Näppen-Gletscher. LK 1172 

Muotatal. 

Zwischen dem Ägeri-Arm des Muota/Reuss-Gletschers 

und vom Chaiserstock zugeflossenem Eis 

(LK 1151 Rigi) hat sich eine Mittelmoräne gebildet. 

Gegen W setzt auf Illenberg S von Unterägeri 

(Atlasblatt 1131 Zug) um 980 m eine solche zwischen 

Ägeri-Arm und zugerischem Hüri-Gletscher 

ein. 

Abb. 5.4 Spätglaziale Mittelmoränen (punktiert) im Bereich 

der Äste des Muota-Gletschers mit Waldieggen 

(W.-E.), Eggen und Vorderist Nissegg gegen 

den Glattalp-Gletscher (G). Seitenmoränen: dicke 

Punktzeilen. LK 1172 Muotatal und 1173 Linthal. 

101

Abb. 5.5 Die Rufiberg-Mittelmoräne (punktiert) zwischen 

Zuger See-Arm des Muota/Reuss-Gletschers und 

vom Rossberg zugeflossenem Lokaleis; die frühe 

Spätwürm-Moräne des Rossberg-Eises mit dicken 

Punktzeilen. LK 1151 Rigi. 

Prachtvolle, bisher als Seitenmoränen betrachtete 

Wälle haben sich N des westlichen Rossberg, auf dem 

Rufiberg (Blatt 1151 Rigi, Abb. 5.5), und an der Nordwest-Flanke 

der Rigi, in der Seebodenalp-Moräne 

(HANTKE 2003, Abb. 3), erhalten. Da von ihr frühe 

spätwürmzeitliche Moränen auf der Nordseite der Rigi 

fast bis an den Zuger See reichen, können sie nicht nur 

Seitenmoränen des Reuss-Gletschers bekunden; sie 

bildeten sich zwischen Zuschüssen vom Rossberg 

bzw. von der Rigi und dem eisstauenden Reuss-Gletscher, 

der in den würmzeitlichen Höchstständen ihr 

Zufliessen verhindert hat. 

Die unterseeischen Moränen werden in Kap. 6 beschrieben. 

Eine markante persistente Mittelmoräne 

zwischen Reuss- und Engelberger Gletscher setzt am 

NW-Grat des Buochserhorn als Geissholzegg um 

1000 m ein, eine höhere, präwürmzeitliche auf 1200 m 

(LK 1171 Beckenried). 

Analog der Wälle auf Seebodenalp und Rufiberg ist 

der Wall von Mostel nicht als Seitenmoräne eines über 

den Pass von Rothenthurm gegen Norden fliessenden 

Muota/Reuss-Gletscherarmes zu betrachten; auch er 

ist als Mittelmoräne zwischen diesem und von Hochstuckli 

und Engelstock zugeflossenem Eis zu deuten 

(Abb. 5.6). Ebenso kommt südlich von Rothenthurm 

den Wällen zwischen diesem Eisarm und dem mündenden 

Hunds-Chotten-Gletscher Mittelmoränen- 

Natur zu (LK 1152 Ibergeregg). Zwischen Chli Morgarten, 

Tännlichrüz und der Molasserippe von St. Jost 

haben sich zwischen Ägeri- und Rothenthurmer Arm 

102 

des gegen Norden abgedrängten Muota/Reuss-Gletschers 

Mittelmoränen gebildet. 

Der verkittete und randlich verstürzte Schotter des 

Ratengütsch (1119.2 m) – aufgrund seiner Höhenlage 

ein „subalpiner Deckenschotter“ – liegt zwischen 

Rothenthurmer- und Ägeri-Arm des Muota/Reuss- 

Gletschers und dem bis Raten–Hundwileren eingedrungenen 

präwürmzeitlichen Linth-Gletscher mit 

Verrucano-Erratikern (LK 1132 Einsiedeln). 

Präwürmzeitliche und noch ältere Mittelmoränen 

haben sich auf Chrüzweid–Hundwileren–Oberegg– 

Chatzenstrick–Brunneren, zwischen Rothenthurmer 

Arm von Muota/Reuss- und Alp-Gletscher gebildet. 

Eine weitere präwürmzeitliche Mittelmoräne ist zwischen 

Rossberg und Zugerberg als Wall Brünnli–Nollen 

(Atlasblatt 1131 Zug) sowie eine noch im Spätriss 

aktive Mittelmoräne auf dessen Grat (P. 1015.1, 1018, 

1017, 1010.6) und Hochstock–Hochwacht geschüttet 

worden. Die Grenze zwischen Reuss- und Linth-Gletscher 

dürfte – wie schon in einer früheren Eiszeit – 

über die Baarburg verlaufen sein. Die verkittete Schotterkappe 

auf einer Molasse-Kuppe, deren Natur und 

Alter über ein Jahrhundert diskutiert wurden (AEPPLI 

Abb. 5.6 Die Mittelmoräne von Mostelberg (punktiert) bildete 

sich zwischen dem Rothenthurmer Arm des 

Muota-Reuss-Gletschers und vom Hochstuckli und 

Engelstock zugeflossenem Eis; dicke Punktzeilen: 

Seitenmoränen. LK 1152 Ibergeregg.

1894K, FREI 1912, HEIM 1894a, 1913, 1919, HANTKE 

1961b), wäre als verschwemmter Mittelmoränen- 

Schutt zu betrachten. 

Eine persistente Mittelmoräne hat sich auf der Nordseite 

des Bürgenstock (LK 1170 Alpnach, Atlasblatt 

1150 Luzern) zwischen Reuss-Gletscher und über den 

Brünigpass (1000 m) geflossenem Aare-Eis entwickelt. 

Bei Stans vereinigte sich dieser mit dem 

Engelberger Gletscher und schüttete bei Kehrsiten 

eine bis 60 m hohe Mittelmoräne (BUXTORF 1910Ka, et 

al. 1916K), die sich als subaquatischer Wall in den 

Vierwaldstätter See gegen Luzern verfolgen lässt 

(Kap. 6; KOPP et al. 1955K, 1962b). In der Obwaldner 

Talung stellen sich südwestlich und westlich von Alpnach 

Mittelmoränen zwischen dem Brünig-Arm des 

Aare-Gletschers und den Schlieren-Gletschern ein 

(LK 1170 Alpnach). 

Eine bedeutende Mittelmoräne hat sich nordöstlich 

des Pilatus, auf Schwandegg (P. 1083)–Chrienseregg 

(1032 m)–Gibelegg-Rundhöcker–Ränggbach-Durchbruch–P. 

949–Wall nördlich von Hinterschilt, gebildet. 

BAUMBERGER (in BUXTORF et al. 1916K) hat sie 

als Stirnmoräne eines Pilatus-Gletschers gedeutet, 

KOPP (K. et al. 1955K, 1962b), aufgrund einzelner 

Kristallin-Erratiker und ihrer Grösse, als eine vom 

Brünig-Arm des Aare-Gletschers geschüttete Seitenmoräne. 

Die Wälle weiter westlich, zwischen 

Holderchäppeli und Gass, sind als Mittelmoränen 

zwischen Brünig-Arm und Rümlig-Gletscher zu interpretieren. 

5.3 Der Linth-Gletscher 

Im Grosstal setzt E von Linthal um 1840 m eine höchste 

Mittelmoräne auf Hälsli (1772.2 m) N der Alp Sasberg 

zwischen Linth- und Diesbach-Gletscher (LK 

1173 Linthal) ein. 

Den Grat zwischen Diesbach- und Übelbachtal haben 

OBERHOLZER (OBERHOLZER & ALB. HEIM 1910K, O. et 

al. 1942K) und SCHIELLY (1981K) verschieden, aber 

beide als anstehend kartiert. Eine Neuuntersuchung 

hat indessen gezeigt, dass der distale Grat von P. 1765 

bis 1540 m aus Moränengut besteht; er stellt eine Mittelmoräne 

zwischen Diesbach- und Übelbach-Gletscher 

dar. Unterhalb der Schönau setzt um 1650 m 

eine Mittelmoräne des Würm-Maximums zwischen 

Linth- und Hasler Gletscher ein. Eine jüngere Mittelmoräne 

stellt sich im Hasler Tal unterhalb 1050 m ein. 

Zwischen Linth- und Bächi-Gletscher löst sich auf 

1170 m eine Mittelmoräne, die sich über Schlatt 

gegen das Luchsinger Tobel verfolgen lässt. Nördlich 

von Luchsingen verläuft ein Wall längs des linken 

Hangfusses. Dieser bekundet – wie der auf der 

Schotterterrasse von Nidfurn aufsitzende Wall – die 

Fortsetzung der Mittelmoräne zwischen Bächi- und 

Linth-Gletscher (HANTKE 2003, Abb. 4). 

Rechtsseitige Mittelmoränen zwischen Linth- und 

Änetseeben-Gletscher liegen auf dem Grat Mätzstöck–Rotenberg–Sedel–Gigerhorn 

(LK 1173 Linthal). 

Nordöstlich des Hellhorn hat sich eine weitere 

zwischen Nideren- und Sernf-Gletscher (LK 1174 

Elm) gebildet. 

Aus der Nische in der Nordwand des Vorder Glärnisch 

(LK 1153 Klöntal) ist schon früh ein Bergsturz 

niedergebrochen, wie Sturzbrekzien auf dem 

Stöckli belegen. Da sich auf dem Stöckli-Grat (P. 

1000) kein Moränengut aus dem hinteren Glarnerland 

findet, sondern vor allem Gesteinsgut vom Vorder 

Glärnisch, schlossen OBERHOLZER (1933) und 

SCHINDLER (1959), dass dieses aus einer Zeit 

stamme, in welcher der Linth-Gletscher nur noch 

so hoch gereicht hat wie im „Bühl-Stadium“ (= Stadium 

von Hurden–Rapperswil oder Weesen/Ziegelbrücke). 

Es liegt eine Mittelmoräne zwischen Klönund 

Bächi-Eis des Linth-Gletschers vor. Die Verkittung 

erfolgte durch subglaziäre Schmelzwässer. 

Ihr Alter kann weit älter als früh-spätwürmzeitlich 

sein. 

Im hinteren Klöntal ist die bisher meist als Seitenmoräne 

des Rossmatter Gletschers gedeutete 

Moräne, die den Talboden der Richisau (LK 1153 

Klöntal) abdämmt, in ihrem untersten Teil als Mittelmoräne 

zu deuten. Zweifelsfrei sind die im Tal der 

Richisauer Chlön sich einstellenden Mittelmoränen, 

jene des Gampeleggen, zwischen nördlichem Silberen-Eis 

und einer Zunge, die zwischen Fläschenspitz 

und Brüschalp von Nordwesten zugeflossen ist, 

sowie jene, welche die Eismassen auf Mittler 

Schwialp getrennt hat (Abb. 5.7). 

Neben der altbekannten Mittelmoräne zwischen 

Walensee-Arm des Rhein- und Linth-Gletschers treten 

weitere Mittelmoränen-Ansätze auf: Eine tiefere, 

von Erratikern begleitete setzt bei Rütisbrunnen 

um 950 m ein und steigt über Vor dem Wald 

(HERB & DOLLFUS 2003K) gegen das Escher Kanal- 

Knie ab (OCHSNER 1969K). Versackte Bereiche liegen 

bei Unter Sol; höchsten eozänen Stad-Schiefern 

aufgesetzte Mittelmoränen verraten eine würmzeitliche 

Eishöhe um 1300 m. 

103

Im vordersten Glarnerland lösen sich am Bärensolspitz 

(LK 1153 Klöntal) um 1360 m Mittelmoränen 

zwischen Obersee- und Schwändi-Gletscher; gegen E 

fallen sie am Näfelserberg gegen 1240 m ab und 

bestätigen die am Zusammenfluss von Walensee-Arm 

des Rhein- und Linth-Gletschers festgestellte Eishöhe 

(HERB & DOLLFUS 2003K). 

Am Rande des Biltener Tobels zeichnet sich die 

Eisoberfläche des würmzeitlichen Linth/Rhein-Gletschers 

in moränenbedeckten Molasserippen um 

1220 m ab (Atlasblatt 1133 Linthebene). Noch nach 

dem Zürich-Stadium hing eine Eiszunge aus dem 

Kar zwischen Hirzli (1640.8 m) und Planggenstock 

(1675.2 m), beim Gras-Chopf um 950 m, mit dem 

Linth-Gletscher zusammen. Kieselkalk-Findlinge 

liegen nördlich des Austock, und Verrucano-Blöcke 

reichen östlich Tostel bis auf 975 m. Jene im unteren 

Trepsental bekunden ein präwürmzeitliches Überfliessen 

über den Sattel von Ruebergschwänd (1206 

m), jene im unteren Wägital ein würmzeitliches Eindringen 

von Linth-Eis von zwei km. Dabei wurde der 

Wägitaler Gletscher auf die linke Talseite abgedrängt. 

Auf Ruchweiden, am rechten Ausgang des Spreitenbachtales, 

beginnen höchste, verrutschte Mittelmoränen-Ansätze 

um 1120 m. Auf Ober Grabenegg 

setzt um 1020 m eine sekundäre Seitenmoräne des 

Zürich-Stadiums ein. Daraus ergibt sich ein Oberflächen-Gefälle 

des Linth/Rhein-Gletschers bis zum 

Einsatz seiner linksufrigen Seitennmoräne westlich 

des Etzel um 890 m (LK 1132 Einsiedeln) von 14 ‰. 

Im hintersten Trepsental einem Seitenast des Wägitales, 

setzt auf Schwarzenegg (LK 1153 Klöntal), vor 

dem Bockmattli-Kar auf 1480 m, eine persistente Mit- 

104 

Abb. 5.7 

Die Mittelmoränen im 

Tal der Richisauer Chlön: 

Gampeleggen und Mittler 

Schwialp. Mittelmoränen 

punktiert, jüngere 

Wiedervorstösse mit dicken 

Punktlinien, LK 

1153 Klöntal. 

telmoräne zwischen Wägitaler und Trepsen-Gletscher 

ein (Abb. 2.13–2.15 in Geotop-Beispiel 5 S. 50). 

Präwürmzeitliche Mittelmoränen haben sich im 

Alpen-Vorland auf Stöcklichrüz und auf Wissegg 

zwischen austretenden Kargletschern und Linth- 

Gletscher und – weiter westlich, auf dem Grat P. 

1202–Beristofel–Eggli – zwischen Linth- und Sihl- 

Gletscher gebildet (LK 1132 Einsiedeln). Westlich 

der Höhronen-Kette setzt auf Schurtannenweid–Brämerhöchi–Kloster 

Gubel eine weitere zwischen 

Linth- und den nordwestlich Unterägeri (Atlasblatt 

1131 Zug) sich wieder vereinigten Reuss-Gletscher- 

Armen ein. 

Neben dem Drumlin-artigen Studenbüel nordwestlich 

Wollerau, der als Mittelmoräne zwischen Linth-Parentalgletschern 

zu deuten ist, erscheinen die Moränenbzw. 

Schotter-Vorkommen der Bächau (LK 1132 Einsiedeln) 

und der Halbinsel Au (Atlasblatt 1112 Stäfa) 

am linken Zürichsee-Ufer Mittelmoränen-verdächtig. 

Die verkitteten Schotter der Halbinsel Au bestehen 

aus gerundeten Geröllen mit Verrucano-Gut; sie wurden 

vom Linth-Gletscher nochmals überfahren, was 

Erratiker belegen. Jene der Bächau und der Halbinsel 

Au sind wohl beim Vorstoss zwischen mündenden 

Zuschüssen des Linth-Gletschers gebildet worden. 

Ebenso deuten die von Wällen gekrönten verkitteten 

Schotter der Ruine Alt Wädenswil auf eine Mittelmoränen-Schüttung 

(LK 1132 Einsiedeln). Damit 

würde die These um die rückgesenkten Deckenschotter 

hinfällig (ALB. HEIM 1894a, 1913, 1919). 

Mittelmoränen haben sich zwischen dem gegen S, 

über die Sihl vorgedrungenen Linth-Gletscher und von 

der Höhronen-Kette zugeflossenen Eiszungen gebildet.

Neben der Kollisionsmoräne (von G. Wagner gemäss 

schriftlicher Mitteilung vorgeschlagene Bezeichnung 

für Stirnmoränen gegenläufiger Gletscherzungen) von 

Sihl- und zwischen Etzel und Höhronen ins Sihltal eingedrungenem 

Linth-Gletscher haben Schmelzwässer 

zwischen Grosser Runs- und Sihl-Gletscher sowie 

zwischen diesem und dem bei Willerzell ausgetretenen 

Ricken-Gletscher von Büelhöchi (1425.1 m) und Rinderweidhorn 

(1316.8 m) zur Ablagerung mächtiger 

Stauschotter geführt (LK 1132 Einsiedeln). 

Markante Mittelmoränen haben sich im Quellgebiet 

der Sihl zwischen Minster-Gletscher und einem 

Zufluss aus dem Chäswaldtobel gebildet; ebenso ist 

der Wall zwischen Minster- und Fallenbach-Gletscher 

(LK 1152 Ibergeregg) als solche zu interpretieren. 

Eindrückliche Mittelmoränen liegen auf dem Sattel 

von Oberiberg zwischen Minster- und Waag-Gletscher 

und auf jenem vom Stock zum Charenstock, zwischen 

Waag- und Sihl-Gletscher. Der Wall von Düsselplangg 

ist als Mittelmoräne zwischen Waag- und 

Abb. 5.8 

Die spätwürmzeitliche Bueffen-Mittelmoräne 

(punktiert) zwischen Minster- und Chäswald-Gletscher; 

jüngere Wiedervorstösse: dicke Punktreihen. 

LK 1152 Ibergeregg. 

Abb. 5.9 Der Schuttwall zwischen Eis aus den Nätschboden–Brüschrainhöchi- 

und Brüschrainhöchi–Grossbrechenstock-Karen 

bekundet eine persistente Mittelmoräne: 

punktiert; trennende Felskante zwischen 

den Karen: gestrichelt; jüngere Wiedervorstösse: 

dicke Punktreihen. LK 1152 Ibergeregg. 

einem vom Fidisberg–Biet–Farenstock-Gebiet zugeflossenen 

Gletscher zu deuten; jener zwischen Bueffen 

(701.1/208.8) und Laburg entspricht einer solchen 

zwischen Minster- und Chäswaldtobel-Gletscher 

(Abb. 5.8). 

Auf dem Friherrenberg-Sattel südlich von Einsiedeln 

hat sich zwischen Sihl- und eingedrungenem Linth- 

Gletscher eine präwürmzeitliche Mittelmoräne mit 

einem markanten Schrattenkalk-Erratiker gebildet. 

Der Wall Böswis–Dümpflen westlich Einsiedeln entstand 

als würmzeitliche Mittelmoräne zwischen Alp- 

Gletscher und einem von Samstageren (1310.5 m) 

gegen Nordosten abgestiegenen Kargletscher. 

Im hinteren Alptal zeichnet sich auf Brüschrain 

1339.4 m (695.3/212.2) eine markante persistente Mittelmoräne 

als horizontal laufender Wall ab zwischen 

einer von Nätschberg–Brüschrainhöchi (1517 m) 

abgestiegenen Eiszunge und einer solchen vom Grossbrechenstock 

(1559.4 m, Abb. 5.9). 

Die Finger von Mittelmoränen-Endaufschüttungen 

des über den Pass von Rothenthurm geflossenen 

Muota/Reuss-Gletschers werden als Geotop-Beispiel 

1 (S. 45) beschrieben. 

105


Die mächtigen unterseeischen Moränen im Vierwaldstätter 

See weisen eine bedeutend ältere Geschichte 

auf, als bisher angenommen wurde. Die geradlinig 

verlaufende Chindli-Moräne ist durch gegeneinander 

vorstossende Zungen von Reuss- und Engelberger 

Gletscher gebildet und wohl bei entsprechendem Eisstand 

von Kaltzeit zu Kaltzeit, als Kollisionsmoräne, 

höher geschüttet worden. 

Beim unterseeischen Moränenbogen W von Vitznau 

begann die Schüttung ebenfalls schon nach dem ersten 

Vorstoss von Reuss- und Engelberger Gletscher. Bei 

entsprechenden Eisständen wurde wohl auch dieser 

sukzessive höher geschüttet. 

Zwischen Brünigarm des Aare-Gletschers und dem 

gegen NW vorgestossenen Engelberger Eis bildete 

sich am NE-Fuss des Rotzberg ein kurzer Mittelmoränen-Ansatz 

und von Stansstad zur Biregg-Halbinsel 

eine weitere unterseeische Mittelmoräne. 

Beim weiteren Vorstoss drang eine Zunge von Engelberger 

Eis in die Talung von Obbürgen ein und schüttete 

die Moräne von Dönnimatt. 

Die altbekannte Mittelmoräne an der NE-Ecke des 

Bürgenstock der Höchststände von Brünigarm des 

Aare-Gletschers und Reuss-Gletscher lässt sich unterseeisch 

weit in den Vierwaldstätter See hinaus als 

Endaufschüttungen auf dem Grund des Chrüztrichters 

106 

6 Unterseeische Moränen im Vierwaldstätter See 

René Hantke 

verfolgen. Sie ist in ihrer Form und Grösse mit der 

klassischen Mittelmoräne der Chammhalden N des 

Säntis vergleichbar. 

Eine der Moräne von Ingenbohl entsprechende unterseeische 

Stirnmoräne des Reuss-Gletschers im Vierwaldstätter 

See wurde vom Muota-Delta teilweise 

überschüttet. 


Im Vierwaldstättstätter See sind seit den Tiefenlotungen 

für die Kurvendarstellung der Blätter 208 Weggis 

(1889) und 381 Brunnen (1894) des Siegfried-Atlas 

zwei unterseeische Moränen des Reuss-Gletschers 

bekannt, die Vitznau- und die Chindli-Moräne. Diese 

sind als Wiedervorstösse während des spätwürmzeitlichen 

Abschmelzens des Reuss-Gletschers gedeutet 

worden (HEIM 1894b, BRÜCKNER in PENCK &BRÜCK- 

NER 1909, BUXTORF 1910Ka, 1913K, 1916, et al. 

1916K, HANTKE 1958, 1980). Im Zusammenhang mit 

der Neukartierung von Blatt 1151 Rigi mit Nordteil 

von Blatt 1171 Beckenried (HANTKE et al. 2002Kb) 

wurde den unterseeischen Moränen erneut Beachtung 

geschenkt. Schon vor 16 Jahren wurde ein Versuch 

gewagt (HANTKE 1987a), den geradlinigen Verlauf und 

die bedeutende Mächtigkeit der Chindli-Moräne im 

Gersauer Becken neu zu deuten. Zudem haben Höhen- 

Abb. 6.1 

Die Stossrichtungen der Gletscher 

im Gebiet des Vierwaldstätter Sees

kurvenbilder des Seegrundes erlaubt, die Landaufnahmen 

zu ergänzen und auf Seebereiche auszudehnen. 

Neuer Hauptgesichtspunkt ist die bisher kaum beachtete 

Bedeutung von Mittelmoränen und ihre Vereinigung 

zu Obermoräne d.h. der Schutttransport auf dem 

Eis anstelle der bisher angenommenen Dominanz von 

Grundmoräne, dem Transport am Gletschergrund 

mit all seinen Konsequenzen (HANTKE & WAGNER 

2003a,b). Die nie bewiesene Annahme PENCK & 

BRÜCKNERs (1909) einer sukzessiven Eintiefung der 

Landoberfläche von Eiszeit zu Eiszeit und die Vorstellung, 

die Täler seien in einer frühen Kaltzeit durch die 

Gletscher gewaltig übertieft und erst in späteren Eiszeiten 

aufgeschottert worden, sind zu revidieren. Im 

Vierwaldstätter See (Urner See, Gersauer und Weggiser 

Becken) hat die alpine Tektonik das Grundrelief 

vorgezeichnet. Die Gletscher flossen in allen Kaltzeiten 

durch bestehende Täler, tieften diese nicht ein, 

sondern schütteten sie mit Schottern und auf den 

Grund abgeschmolzener Obermoräne auf. Diese wurden 

beim nächsten Vorstoss mit etwas Grundmoräne 

überfahren. 

Die unterseeischen Moränen widerspiegeln erneut die 

Mannigfaltigkeit eiszeitlicher Strukturen, die durch 

auf dem Eis transportierten Schutt entstehen können. 

6.2 Die Chindli-Moräne im Gersauer Becken 

(LK 1171 Beckenried) 

Die Dimensionen der beiden einander entsprechenden 

Wälle des bei Brunnen sich gabelnden Reuss-Gletschers, 

die unterseeische Chindli-Moräne: 145 m hoch 

und 700 m breit, und die stirnnahen Seitenmoränen im 

Talkessel von Schwyz: 5–7 m hoch und 30–40 m breit, 

stehen in keinem Verhältnis zu einander. Der Chindli- 

Wall ist nicht nur über 20-mal so hoch, sondern auch 

20-mal so breit wie die entsprechenden Wälle der Ibacher 

Zunge. Daraus resultiert für die Seemoränen ein 

Volumen, das fast 400-mal so gross ist. Der unterseeische 

Chindli-Wall kann damit kaum nur als kurzfristiger 

Wiedervorstoss beim spätwürmzeitlichen Zurückschmelzen 

des Reuss-Eises wie die Ibacher Wälle 

gedeutet werden. Dies muss zu einer sinnvolleren Deutung 

der Entstehung der Chindli-Moräne anspornen. 

1987 wurde dargetan, dass an ihrem Aufbau schon der 

entsprechende würmzeitliche Vorstoss beteiligt gewesen 

sein dürfte. Dabei stiess der schuttbedeckte Reuss- 

Gletscher im Becken von Gersau zwischen Schwibogen 

und Chindli auf den bei Stans ebenfalls sich 

gabelnden Engelberger Gletscher. Dem in angestammter 

Richtung gegen NW vorgestossenen Eisarm war 

durch das über den Brünigpass geflossene rechtsseitige 

Aare-Eis der ungehinderte Abfluss ins westliche 

Vierwaldstätter Seebecken erschwert worden. Dies 

geschah bei Allweg W von Stans durch den Drachenrieder 

Arm, vor allem durch das im Becken des Alpnacher 

Sees vorgestossene Aare-Eis. Die gegen E ins 

Gersauer Becken vorgedrungene, noch vom Chol- 

Gletscher unterstützte, ebenfalls schuttbedeckte Zunge 

traf zwischen Schwibogen und Chindli auf die 

etwas mächtigere westliche Reuss-Gletscherzunge. 

Zwischen den beiden aufeinander stossenden Eiszungen 

wurde aus dem Oberflächenschutt, wie aus dem 

Kurvenbild des Seegrundes hervorgeht (Abb. 6.2), ein 

auffallend geradlinig laufender unterseeischer Wall, 

die Chindli-Moräne, geschüttet. Mit Wagner (schriftliche 

Mitteilung) kann dieser spezielle Typ als Kollisionsmoräne 

bezeichnet werden. 

Kollisionsmoränen sind gar nicht so selten: bei Allweg 

zwischen Stans und Ennetmoos, NW des Sihlsees zwischen 

Sihl- und eingedrungenem Linth-Gletscher, im 

Luganer See zwischen einem Tessin/Adda-Lappen 

und einem Tresa-aufwärts geflossenen Tessin-Arm. 

Die Kulmination der Chindli-Moräne ist zudem im P. 

384 36 m überhöht; Wagner denkt allenfalls an eine 

Endaufschüttung einer Mittelmoräne. 

Abb. 6.2 Die unterseeische Chindli-Moräne als Kollisionsmoräne 

zwischen dem östlichen Arm des Engelberger 

und dem Vierwaldstatter See-Arm des 

Reuss-Gletschers sowie die entsprechenden stirnnahen 

Seitenmoränen von Wernisberg–Degenberg 

im Talkessel von Schwyz, die älteren Schottern 

aufsitzen. 

Die der stirnnahen Ingenbohler Moräne (Institut–Kloster–Dorfkirche) 

entsprechende unterseeische 

Endmoräne des Vierwaldstätter See-Armes 

des Reuss-Gletschers wurde vom Muota-Delta teilweise 

überschüttet, ist aber mit P. 341 NE von Treib 

noch zu erkennen. Erläuterung der Lokalitäten: 

Abb. 6.1. 

107

Mit der In-Frage-Stellung des sukzessiven glazialen 

Eintiefens der Täler im Laufe des Eiszeitalters durch 

die Erklärung der NE-schweizerischen Deckenschotter 

(HANTKE & WAGNER 2003a,b) als auf Grund gelaufene 

und verschwemmte Mittelmoränen öffnen sich 

auch neue Perspektiven für die subaquatischen Vierwaldstätter 

See-Moränen. Da Mittelmoränen sich 

heute immer an denselben Stellen einfinden, dürfte 

dies auch in der Vergangenheit kaum anders gewesen 

sein. Damit hätten sich auch Kollisionsmoränen erzeugende 

Eisvorstösse in älteren Kaltzeiten ganz ähnlich 

verhalten wie in der letzten Kaltzeit. 

Beim weiteren Vorstossen der Gletscher verhinderte 

der bei Ibach austretende Muota-Gletscher ein kräftigeres 

Vorstossen des von Brunnen gegen NE fliessende 

Reuss-Eis. Dieses tendierte daher mehr gegen 

W, ins Gersauer Becken. Da im W der Chindli-Moräne 

Engelberger Eis lag, konnte das Reuss-Eis den Wall 

weder beim würmzeitlichen Vorstoss noch bei früheren 

Eisvorstössen einfach wegstossen. Dies setzt 

jedoch voraus, dass das Relief in den Einzugsgebieten 

von Reuss-, Engelberger und Aare-Gletscher etwa die 

selben Veränderungen erlitten hat. 

Nur das den subaquatischen Chindli-Wall überfliessende 

Reuss-Eis konnte weiter nach W gelangen. Auch 

dies dürfte sich bei früheren Vorstössen ebenso zugetragen 

haben. Dagegen sind die von Seelisberg absteigenden 

spätwürmzeitlichen Seitenmoränen eher bescheiden, 

und am Fuss der Hochflue-Kette fehlen 

welche praktisch ganz. 

Ein Ausräumen von Moränengut ist unwahrscheinlich; 

die oberste Lage, echte Grundmoräne und darunter 

gelegene, auf den Seegrund abgeschmolzene Ober- 

108 

moräne ist vom erneut vorrückenden Eis überflossen, 

etwas verflacht, „überprägt“, aber nicht ausgeräumt 

worden. 

6.3 Die Vitznauer Moräne im Weggiser Becken 

(LK 1151 Rigi) 

Der von Stans gegen E vorgestossene Arm des Engelberger 

Gletschers wandte sich nach Buochs auch 

gegen den tektonisch vorgezeichneten Durchlass zwischen 

Bürgenstock und Gersauer/Vitznauer Stock. 

Schon im ersten Eisvorstoss wurde der höchste 

Bereich zwischen den Nasen angegriffen und als 

unterseeischer Endmoränenbogen mit ausgebrochenem 

Gesteinsgut ins Weggiser Becken geschüttet. 

Beim weiteren Vorstoss des Reuss-Gletschers wurde 

die gegen NE in den Talkessel von Schwyz vorgestossene 

Zunge vom austretenden Muota-Gletscher 

gebremst. Gemeinsam stiessen beide bis Goldau vor. 

Der gegen W gerichtete Reuss-Gletscherarm vermochte 

so den ihm entgegen geflossenen Engelberger 

Arm zurückzudrängen. Dies gibt sich aus dem 

bogenförmigen Ansatz auf der S-Seite der Chindli- 

Moräne, im Schwibogen, zu erkennen. Dadurch 

wurde der Druck auf den Durchbruch zwischen den 

Nasen verstärkt, und der Moränenbogen bei Vitznau 

wurde durch weitere Schüttungen höher und breiter. 

Da sich dieser Vorgang nicht nur in der letzten Kaltzeit, 

sondern schon vom ersten Vorstoss an durch alle 

Kaltzeiten hindurch ähnlich wiederholt haben kann, 

wäre nicht nur die Chindli-, sondern auch die Vitznauer 

Moräne sukzessive höher geschüttet worden 

(Abb. 6.3). 

Abb. 6.3 

Beim weiteren Vorstoss des Reuss- 

Gletschers von der Chindli-Moräne 

wurde der östliche Arm des Engelberger 

Gletschers vom Reuss-Eis überwunden, 

der Eisdruck auf den Durchbruch 

zwischen den Nasen verstärkt 

und die Basis der halbkreisförmigen 

subaquatischen Vitznauer Stirnmoräne 

mit Schuttgut überschüttet. 

Zugleich bildete sich zwischen über 

den Brünig geflossenem Aare-Eis 

und den durch den tektonisch vorgezeichneten 

Durchlass Stans–Stansstad 

vorgestossenen NW-Arm des 

Engelberger Gletschers ein S–N-verlaufender 

subaquatischer Wall gegen 

die S-Spitze der Biregg-Halbinsel. 

Die Mittelmoräne von Kehrsiten mit 

Ansatz an der NW-Nase des Bürgenstock; 

sie setzt sich auf dem Seegrund 

gegen den Chrüztrichter fort. Erläuterung 

der Lokalitäten: Abb. 6.1.

6.4 Die Mittelmoräne am NE-Fuss des 

Rotzberg und der subaquatische Rücken 

Stansstad–Halbinsel Biregg (LK 1170 

Alpnach) 

Mit dem Vorstoss des Engelberger/Reuss-Gletschers 

zur Vitznauer Moräne wurde das durch den Durchlass 

zwischen Stans und Stansstad vorrückende Engelberger 

Eis von dem durch die Talung des Alpnacher Sees 

vorgestossenen Brünigarm des Aare-Gletschers vermehrt 

gegen den westlichen Bürgenstock gedrängt. 

Zwischen den beiden hat sich am NE-Fuss des Rotzberg, 

im Hubel, ein kurzer Mittelmoränen-Ansatz ausgebildet. 

N von Stansstad zeichnet sich auf dem Seegrund 

ein bisher kaum beachteter, S–N-laufender 

subaquatischer Rücken ab, der gegen das S-Ende der 

Biregg-Halbinsel zielt. Dieser bekundet wohl ebenfalls 

eine Mittelmoräne, die sich zwischen Aare-Eis 

und von ihm an den Bürgenstock gedrängten Engelberger 

Eisarm gebildet hat (Abb. 6.3). 

Beim weiteren Vorstoss drang eine Zunge von Engelberger 

Eis am westlichen Bürgenstock in der Talung 

von Obbürgen vor und hinterliess bis Dönnimatt eine 

eindrucksvolle Endmoräne. Aufgrund der Abfolgen 

auf der S-Seite des Buechberg (Kt. Schwyz, WELTEN 

1988) dürften neben dem würmzeitlichen noch ältere 

Vorstösse zu ihrer Schüttung beigetragen haben. 

6.5 Die Mittelmoräne von Kehrsiten 

(Atlasblatt Luzern, LK 1150) 

Mit dem noch stärkeren Anwachsen der Eismassen in 

den einzelnen Kaltzeiten und ihrem weiteren Vordringen 

in die Becken des Vierwaldstätter Sees bildete sich bei 

Müliortegg W von Kehrsiten an der NW-Ecke des Bürgenstock 

eine bis 60 m hohe Moränennase. Diese ist 

schon früh als Mittelmoräne zwischen dem Engelberger/Brünig-Arm 

des Aare-Gletschers und dem Engelberger/Reuss-Gletscher 

erkannt worden (BUXTORF 

1910Ka, et al. 1916K, KOPP et al. 1955K, KOPP & BUX- 

TORF 1962b). Sie setzt sich unterseeisch noch 1,5 km in 

den See fort. Die Erhebungen P. 351 und P. 352 am 

Grund des Chrüztrichter sind als aufgesetzte „Mittelquappen“ 

im Sinne WAGNERs 1997, als typisch geformte 

Mittelmoränen-Endaufschüttungen, zu deuten. 

Die Bürgenstock-Moräne ist daher mit denen von Allweg 

und Hubel als eine über alle Kaltzeiten gewachsene, 

persistente Mittelmoräne zu deuten und mit der 

Chammhalden-Moräne am N-Fuss des Säntis zu vergleichen 

(HANTKE 1978, Fig. 29, 1980, Fig. 43 und 

Abb. 5.1a,b, S. 99 und 100). 

Da die subaquatischen Chindli- und Vitznauer Moräne 

wohl ebenfalls über alle Kaltzeiten bei analogen Eis- 

ständen sukzessive höher geschüttet worden sind, 

dürfte dies auch für sie und für den subaquatischen 

Wall Stansstad–Biregg-Halbinsel zutreffen. 

6.6 Die spätwürmzeitlichen Gletscherhalte 

Dass sich die schon beim Vorstoss angelegten unterseeischen 

Moränenstände von Vitznau und Chindli mit 

ihrer enormen Mächtigkeit beim Zurückschmelzen 

des Reuss-Gletschers erneut als bevorzugte Rückschmelzlagen 

anboten, ergibt sich aus entsprechenden 

Eisständen unter dem Goldauer Bergsturz und im 

Schwyzer Becken. Bei Goldau konnte Gasser (Kap. 

3.6) beim Nationalstrassenbau unter den Trümmern 

der Bergstürze den bisher nur S von Lauerz durch 

Moränen bekannten Goldauer Stand nachweisen, der 

zeitlich jenem von Vitznau entspricht. Der Stand von 

Ibach (= Chindli) ist durch eine 5–7 m hohe Seitenmoräne 

auf der Schotterflur von Wernisberg–Degenberg 

SE von Ibach belegt (S. 107). 

Zum Endmoränen-Ansatz des gut 20 m hohen Ingenbohler 

Walles (Institut–Kloster–Dorfkirche, Blatt 

1151 Rigi) zeichnet sich neben den Wällen am SE- 

Fuss des Urmiberg auch zwischen Urner See und 

Gersauer Becken, bei P. 341 NE von Treib, ein entsprechender 

Moränenwall ab. Dieser wurde durch 

den Schuttfächer der Muota teilweise überschüttet, ist 

aber im Kurvenbild klar zu erkennen (Abb. 6.2). Dieser 

Wall ragt weit weniger hoch über den Seegrund 

empor als Chindli- und Vitznauer Moräne und ist mit 

gut 15 m Höhe mit dem Ingenbohler Wall vergleichbar. 

6.7 Die sukzessive Auffüllung der Becken des 

Vierwaldstätter Sees 

Im Laufe des Eiszeitalters wurden die Berge niedriger, 

die Täler weiter und die Seebecken allmählich 

etwas zugeschüttet. Im noch 214 m tiefen Gersauer 

Becken liegt der Felsgrund bis 30 m unter dem Meeresspiegel. 

Die glaziale Auskolkung strebt gegen 

Null, da die gegeneinander vorgestossenen Reussund 

Engelberger Gletscher ihre Kolk-Energie gegenseitig 

zerstört haben. Die Auffüllung durch rezente, 

pleistozäne und pliozäne Seesedimente durch Bäche, 

Reuss- und Muota-Schweb (ausgeschmolzene Oberund 

Grundmoräne) bewegt sich seit der Platznahme 

der Decken um 250 m (FINCKH 1977, et al. 1984). Da 

die unterseeischen Moränen unter der Sturmwellenbasis 

liegen, sind sie kaum abgetragen worden, haben 

durch Abgleiten ihrer Hänge etwas und durch die 

Auffüllung der Becken deutlich an Höhe eingebüsst, 

so dass ihre heutigen Dimensionen Minimalwerte 

darstellen. 

109


Nachdem versucht worden ist, das Überdauern von 

Kaltzeiten durch Alpenpflanzen im Rigi- und Brienzer 

Rothorn-Gebiet oberhalb der Vereisungsgrenze wahrscheinlich 

darzulegen, erhebt sich die Frage nach 

einem weiteren Zurückverfolgen von Landschaftsund 

Vegetationsgeschichte, insbesondere der Herkunft 

und Einwanderungsgeschichte von Alpenpflanzen 

nachzugehen. Nach einer Diskussion einiger neu zu 

überdenkender geologischer Probleme – Molasse- 

Schuttfächerbildung, glaziale Übertiefung von Alpentälern, 

Grundmoränenbildung, fluviales Eintiefen von 

Tälern, Abtrag ganzer Deckenteile – wird versucht, 

eine Landschaftsgeschichte der Zentralschweiz und 

des östlichen Berner Oberlandes zwischen dem jüngeren 

Oligozän und dem Pliozän zu entwerfen. 

Während die Schwyzer Klippen durch eine Ur-Panixerpass- 

und eine Ur-Bisistal-Quersenke aus dem 

Grenzbereich von penninischem und ostalpinem Ablagerungsraum 

an den Alpenrand vorgeglitten sind, bietet 

sich für die Obwaldner Klippen ein Vorgleiten 

durch eine Ur-Hasli-Depression an. 

Die Anlage der Becken des Vierwaldstätter und des 

Zuger Sees sind durch Grenzblätter, Deckengrenzen 

und aufgebrochene Gewölbe tektonisch bedingt. Die 

Schüttung des Rigi-Schuttfächers erfolgte im Wechsel 

von kühlzeitlichen Geröllschüben mit warmzeitlichen, 

fossilführenden Feinsedimenten. 

Die Quersenken Ur-Panixerpass–Ur-Bisistal im Osten 

und Ossola-Tal–Gries–Grimsel–Hasli im Westen bekunden 

– neben der Bewegungsbahn von Deckenteilen, 

eine noch ältere Talung für die Molasseschüttungen 

– die Möglichkeit für einen jungoligozänen und 

miozänen Floren-Austausch. Auf unterschiedlichem 

Substrat und Höhenlage boten sie bei wiederholtem 

Klimawechsel noch im jüngeren Tertiär und im Eiszeitalter 

Wanderrouten für Floren und Faunen zwischen 

Alpen-Süd- und -Nord-Seite. 


Bei Kartierungen in der Zentralschweiz und den Glarner 

Alpen für den Geologischen Atlas der Schweiz und 

beim Fahnden nach möglichen präglazialen Florenrelikten 

(HANTKE et al. 2001) wurde versucht, für Rigi 

und Brienzer Rothorn eine Landschaftgeschichte zu 

entwerfen. Mit dem zeitlichen Ablauf des geologi- 

110 

7 Zur Landschaftsgeschichte der Zentralschweiz 

und des östlichen Berner Oberlandes 

René Hantke 

schen Geschehens, einer Geschichte des Reliefs, kann 

es – zusammen mit der geschichtlichen Entwicklung 

des floristischen Inhaltes der Vegetationsdecke – gelingen, 

möglichen Einwanderungswegen kühl- und kaltzeitlicher 

Floren nachzuspüren. 

7.2 Neu zu überdenkende erdgeschichtliche 

Lehrmeinungen 

Die Molasse-Schuttfächer werden – aufgrund ihres 

Fossilinhaltes, vor allem ihrer warm-gemässigten– 

subtropischen Florenelemente – meist als warmzeitliche 

Ablagerungen alpiner Flüsse in ein flaches Vorland, 

zeitweise in ein seichtes Randmeer, betrachtet. 

Über Jahrzehnte sich erstreckende Arbeiten in 

Molasse-Schuttfächern haben gezeigt, dass die Schüttungen 

mit ihrem Geröllinhalt (Gesteinsnatur, Geröllgrösse, 

Einregelung) und der Ausdehnung der Nagelfluhbänke 

längs und quer zur Strömungsrichtung 

kaum nur durch alpine Flüsse mit Hochwasserspitzen 

geschüttet worden sein können; dies schon gar nicht 

unter warm-gemässigtem–subtropischem Klima mit 

hoher Waldgrenze, bei dem ein Teil des Niederschlags 

vom Wald an die Atmosphäre zurückgegeben und ein 

weiterer vom Wurzelwerk zurückgehalten wird. 

In Warmzeiten wurden vor allem feinkörnige Sedimente 

abgelagert, und warmzeitliche Pflanzengesellschaften 

besiedelten das Alpenvorland. Aufgrund ihrer 

Polleninhalte (HOCHULI 1978, EBERHARD 1986, 1989) 

waren weite Gebiete der Alpen-N-Seite von Laubmischwäldern, 

höhere Lagen von Nadelwäldern bestockt. 

Oft über Kilometer verfolgbare grobgeröllige 

Nagelfluhbänke bekunden aber nicht gleichzeitig 

erfolgte Ablagerungen in Flussbetten. Zudem waren 

die jungoligozänen und miozänen Alpen kaum viel 

breiter und die Wasserscheide bald einmal erreicht. 

Selbst sintflutartige Starkniederschläge und ein bedeutendes 

Relief konnten nicht genügen, um N-alpine 

Flüsse mit ihrer Schuttfracht so weit ins Vorland vordringen 

und diese in km-breiten Strängen ablagern zu 

lassen. 

Die beobachtbaren Fakten sprechen für plötzliche 

Ausbrüche alpiner, durch Rüfen und Bergstürze

gestauter Flussseen. Diese sind in Kühlzeiten bei tiefer 

Waldgrenze durch seitlich niedergefahrenes 

Schuttgut von verschertem, über labilen Untergrund 

bewegtem Fels zu langen Flussseen gestaut worden. 

Bei weiteren Rüfen-Niedergängen schwappten die 

gestauten Wassermassen über; der abdämmende 

Schuttwall barst, so dass sich Stauinhalt und Schuttdamm 

katastrophenartig ins Vorland ergossen (Abb. 

7.1). Dort fiel aus dem Gemisch von Wasser, Schlamm 

und Gesteinsgut der dabei gerollte Schutt sukzessive 

aus. Die anfangs kaum eingeregelte Schotterflur verfestigte 

sich zu Nagelfluh, der Sand zu Sandstein. 

Nachdem der Stausee entleert war, floss der Fluss wieder 

mit normaler Transportlast, führte Schlamm und 

bei Hochwasser Sand und Geröllrestanzen. Im flachen 

Vorland begann er auszuufern und neigte – trotz 

raschen Bewuchses mit Gebüsch längs Wasseradern – 

zu Überschwemmungen. 

Abb. 7.1 Die Bildung von Molasse-Schuttfächern durch 

Ausbrechen alpiner Stauseen 

Rüfen-Niedergänge und Ausbrüche hinterstauter Wassermassen 

konnten sich in einer Kühlphase mehrmals 

wiederholen, bis das Klima wieder wärmer wurde, die 

Waldgrenze anstieg und Rüfen-Niedergänge nachliessen, 

was warmzeitliche fossile Floren in Feinsedimenten 

bekunden (HEER 1855–59, HANTKE 1954, 1964, 

1991, 1993, HANTKE & STAUFFER 1999, HOCHULI 

1978, EBERHARD 1986, 1989). 

Die tiefen Alpentäler werden meist als von Gletschern 

ausgeräumt, als „glazial übertieft“ betrachtet. Bei Tiefbohrungen 

in Alpentälern, etwa bei der fast 600 m tiefen, 

randnahen Bohrung Hohenems im Vorarlberger 

Rheintal (OBERHAUSER 1982K, 1991), beginnt die 

Lockergesteinsfolge über dem Felsgrund nicht mit 

Grundmoräne, sondern mit Sanden, Schottern und 

Blockschutt. Die Gletscher konnten daher die Täler 

zuvor gar nicht so tief ausgeschürft haben. Zudem fol- 

gen – etwa in der Linthebene – unter letzt-warmzeitlichen 

Sedimenten solche einer vorletzten und darunter 

noch ältere Ablagerungen. Leider liegen erst bei 

wenigen paläobotanisch untersuchten Tiefbohrungen, 

die den Fels erreicht haben, Altersdaten vor. 

Die Alpentäler wurden vorwiegend tektonisch angelegt: 

Quertäler durch quer laufende Scherstörungen 

(Blattverschiebungen), bei Decken Grenzblätter, 

Längstäler durch Überschiebungen, aufgebrochene 

Gewölbe und Mulden. Den Gletschern kommt beim 

Vorstoss in wenig verfestigte Sedimente und dem Frost 

bei der Ausweitung der Täler längs Klüften niedergebrochener 

Gesteinspartien Bedeutung zu. Damit stellt 

der Felsgrund weder im Alpen-Rheintal, noch im Vierwaldstätter 

See, etwa im Urner See (BUXTORF et al. 

1916K, BRÜCKNER 1956a, HANTKE 1961a, et al. 2002 

Ke, SCHINDLER 1969), wo er seismisch erst knapp 200 

m unter dem Meeresspiegel nachgewiesen ist, noch im 

Brienzer See, die „Quartärbasis“ dar. Die Becken sind 

somit nicht „glazial“ übertieft. Der Felsgrund ist 

älter; er fällt in die Zeit der Zerscherung bei der Platznahme 

der helvetischen Decken, vor gut fünf Mio. Jahren. 

Das tiefste Schuttgut im ersten Urner See wurde 

schon damals abgelagert und blieb in der tektonischen 

Senke liegen; der Reuss-Gletscher hat beim Vorstoss 

nur wenig Schutt weiter verfrachtet. Die tiefsten Sedimente 

sind daher nicht unbedingt pleistozän; sie können 

als Gesteinsschutt, Schotter und Sande im Vorfeld 

eines frühesten Reuss- bzw. Aare-Gletschers bis an die 

Mio-/Pliozän-Wende zurückreichen, während nach 

bisheriger Vorstellung zwischen dem jüngeren Miozän 

und dem jüngerem Pliozän Sedimente von über drei 

Mio. Jahren „fehlen“. 

Zudem wurde der Gletscherschutt auch in den Kaltzeiten 

nicht auf dem Boden als Grundmoräne fortbewegt, 

sondern, wie schon LOUIS AGASSIZ (1840) am Unteraargletscher 

festgestellt hat, auf der Oberfläche 

Gegen das Ende einer Kaltzeit schmolz der Obermoränenschutt 

auf den Talboden und wurde beim Vorstoss 

in der nächsten Kaltzeit vom wieder vorgestossenen 

Gletscher überfahren, gepresst, „vorbelastet“ und mit 

etwas echter Grundmoräne zu einer Pseudo-Grundmoräne 

vermengt. Auch die canyonartigen Schluchten, 

die Aare- oder die Taminaschlucht (HANTKE & 

SCHEIDEGGER 1993, 2000), sind nicht vom Wasser eingesägt 

worden; sie folgen Störungen und sind im 

Kalkstein von kalten Tiefenwasser durch Lösung 

„geglättet“ worden. 

Die rund 400 m tiefe, geophysikalisch und durch Bohrungen 

belegte Menzinger Rinne zwischen oberem 

Zürichsee und Zuger See mit Felstiefen bis unter 270 

m bzw. 330 m ü.M. hat sich – dem Molassestreichen 

folgend – am S-Rand einer bis zur Überkippung aufgerichteten, 

von Querstörungen zerscherten Molasseabfolge 

gebildet. Diese ist dabei kollabiert, und ihr 

111

Schutt füllte die Mulde. In der Rinnenfüllung sind 

palynologisch zwei Warmzeiten nachgewiesen (SID- 

LER 1988). Darunter folgen noch mindestens 170 m 

moränenartige Sedimente, die in ihrer Position – quer 

zur Fliessrichtung der Gletscher – eine Reihe weiterer 

Kalt/Warmzeit-Zyklen beinhalten können; zuunterst 

sind Sande erbohrt worden (WYSSLING & FELBER 

1995). Die untere Moränen-Abfolge möchte WYSS- 

LING (2002) als Grundmoräne einer einzigen Kaltzeit, 

der „Grössten Eiszeit“, zuweisen. Eine derart mächtige 

„Grund“moräne einer einzigen Kaltzeit wäre 

absolut einmalig. Die Verfrachtung zäher, kompakter 

„Grund“moräne am Gletscherboden, wo die Schubkraft 

des Gletschers scharf abfällt, ist auszuschliessen. 

Dagegen erfolgte der Transport problemlos als zu 

Obermoräne vereinigten Mittelmoränen, bei der das 

Eis als Förderband gewirkt hat (WAGNER 2001c). Wohl 

tritt Grundmoräne meist am Gletschergrund auf; doch 

sind Wysslings Dimensionen um zwei Grössenordnungen 

zu gross. 

Der Nachweis der Menzinger Rinne und ihre Füllung 

haben nicht nur Konsequenzen für die Deutung der 

Geschichte zwischen Zürichsee und Zuger See. Nach 

bisheriger Auffassung wären die Täler des Mittellandes 

in Warmzeiten des Eiszeitalters bei bis über 70 % 

Waldbedeckung im Alpen-Vorland und in den N- 

Alpen sukzessive eingetieft worden. In den Kaltzeiten 

wären vor den anrückenden Gletschern jeweils auf 

immer tieferen Niveaus gewaltige Schotterfluren 

geschüttet worden: Höherer, Mittlerer und Tieferer 

Deckenschotter. Am bayerischen Eisrand werden zuoberst 

noch ältere Deckschotter unterschieden. 

In den Schweizer Deckenschottern lassen sich geröllanalytisch 

verschiedene Schotterstränge auseinanderhalten, 

so dass sich diese gliedern lassen (GRAF 1993, 

1995, in MATOUSEK et al. 2000K, BITTERLI et al. 2000K, 

BOLLIGER et al. 1996, HANTKE & WAGNER 2003a,b, 

HANTKE et al. 2003) und teils pliozänes Alter belegen. 

Unterhalb der Deckenschotter werden für eine differenziertere 

Geschichte des mittleren und jüngeren 

Pleistozäns – je nach Schule – weitere, vom jeweiligen 

Eisrand aus geschüttete Schotterfluren unterschieden: 

mehrere Hoch-, Mittel- und Niederterrassenschotter. 

Für all diese höheren schweizerischen Schotterfluren 

bietet sich eine weit realistischere Deutung an: Sie 

wurden lokal vom Rand in bereits in Tälern fliessenden 

Gletschern auf eisfreie Hochflächen geschüttet. 

Dabei kommt den Mittelmoränen für die Lieferung 

des Schuttgutes entscheidende Bedeutung zu (HANTKE 

1991 S. 208; WAGNER 1997 S. 134, WAGNER 2001c): 

Es sind auf Molasse- oder Tafeljura-Riedel auf Grund 

gelaufene, durch Schmelzwasser und Regengüsse ver- 

112 

frachtete, „moränennahe“ Schotterfluren (HANTKE & 

WAGNER 2003a,b). 

Wie steht es mit dem in den Erdwissenschaften immer 

wieder diskutierten Abtrag von Deckenteilen und von 

ganzen Decken? Im Muotatal, auf Silberen, Charetalp 

und Glattalp, lässt sich der Abtrag durch Lösung bei 

auf nacktem Kalkhochflächen aufliegenden Findlingen 

ermitteln. Unter ihnen hat sich ein maximal 10–12 

cm hoher, an Gletschertische erinnernder Kalkschemel 

gebildet. Die Findlinge liegen auf einem Kranz auf 

dem Silberen-Plateau; für einen letztspätwürmzeitlichen 

Moränenwall hat die Substanz nicht ausgereicht. 

Doch haben die Blöcke seit dem Eisvorstoss vor 

11'000 Jahren die Karsthochfläche vor Lösungsabtrag 

geschützt (Abb. 7.2). Aus der Höhe der Kalkschemel 

resultiert ein Abtrag der umliegenden Karstfläche von 

1 cm in 1000 Jahren. Ähnliche Schemel finden sich 

auf Rautialp (Kt. Glarus), und BRÜCKNER (1956b) hat 

solche – noch ohne chemischen Abtrag – vom Hoch 

Fulen-Gebiet (Kt. Uri) beschrieben. 

Abb. 7.2 Erratiker auf Kalkschemel des letzten spätwürmzeitlichen 

Eisvorstosses auf Oberist Twärenen, Silberen 

(Kt. Schwyz). Unter dem Erratiker blieb die 

Oberfläche vor der Karbonatlösung durch Regenund 

Schneeschmelzwasser bewahrt: Es entstand 

ein Kalkschemel. Bei Blöcken, die sich im letzten 

spätwürmzeitlichen Gletschervorstoss abgesetzt 

haben, erlaubt die Schemelhöhe von 10–12 cm eine 

Lösungsrate von 1 cm/1000 Jahre zu ermitteln. 

Für die Zeit seit der Platznahme der helvetischen 

Decken vor fünf Mio. Jahren ergäbe sich zunächst ein 

Lösungsabtrag von maximal 50 m. Auf den flachen 

Hochflächen war dieser jedoch unter dem kaltzeitlichen 

Eisschild geringer Vorstoss- und Abschmelzphasen 

haben später eingesetzt und früher aufgehört. 

An vertikalen Flächen – zwischen Schrattenkalk und 

eingepresstem Kieselkalk der aufliegenden Toralp- 

Abfolge – konnten gar nur wenige cm bis dm beobachtet 

werden. Der mechanische Abtrag ist auf den 

Hochflächen minimal; er beschränkt sich auf lokales

Ausbrechen von Felswannen durch vorstossendes Eis. 

Auf Silberen–Twärenen–Bödmeren sind viele Senken 

rein tektonisch bedingt, was ihre Füllung mit Toralp- 

Abfolge belegt; es sei denn, sie wären schon in Spätphasen 

der Platznahme der Decken, im jüngsten Miozän, 

glaziär ausgeräumt worden (HANTKE 2001K, et al. 

2002Ke,f). 

Ein wirksamerer Hang-Abtrag erfolgte und geschieht 

noch immer mechanisch an steilen Flanken durch Felsstürze, 

Steinschlag, Rüfen und Rutschungen. An der 

Druesberg-Südwand lässt sich – trotz aktiver Felsabbrüche 

– seit der Platznahme vor fünf Mio. Jahren ein 

Abtrag von nur wenigen hundert Metern ermitteln. Die 

Täler werden kaum tiefer, aber breiter und die Berge 

schroffer. 

Für den Bereich zwischen Alpen-Rheintal und Thunersee 

wird angenommen, dass die höchsten tektonischen 

Einheiten, die Klippen-Decke und in den 

Schwyzer Alpen noch darüber liegende hochpenninische 

und ostalpine Elemente, bis auf die bescheidenen 

Reste der östlichen Schwyzer Klippen, abgetragen 

worden wären. 

Die dargelegten Kalklösungswerte sind von Bedeutung 

für den Abtrag von Deckenteilen in den Helvetischen 

Kalkalpen und für die Klippen-Decke. Diese 

können nach ihrer Platznahme vor fünf Mio. Jahren 

nicht über weite Areale bis auf bescheidenste Reste 

abgetragen worden sein. Die Zentralschweizer Klippen 

übersteigen den maximalen Abtragungswert um 

weit über eine Zehnerpotenz. Zwischen Thuner- und 

Genfersee, in den Préalpes médianes, ist die Klippen- 

Decke intensiv verfaltet; ihre Gewölbe sind aufgebrochen. 

Als Ganzes blieb die Decke aber noch weitgehend 

intakt. Die Zentralschweizer Klippen sind daher 

kaum Reste einer zusammenhängenden Decke; sie 

sind als einzelne Schollen auf Flysch und helvetischen 

Decken verfrachtet worden. Ihr Schutt hat im jüngeren 

Oligozän und im Miozän, in initialen Zerbrechungsphasen 

und Frühphasen ihres Transports über Relief, 

in Hochlagen und in Kühlzeiten, das Schuttgut des 

Rigi–Rossberg-Schuttfächers geliefert (Abb. 7.3 und 

7.4). 

Ein Abtrag durch Fliessgewässer, die nach heftigen 

Regengüssen, bei plötzlich einsetzender Schneeschmelze 

und besonders bei deren Kombination, kurzfristig 

gewaltige Schuttmengen verfrachten, bleibt 

unbestritten. Transportkraft und landschaftsprägender 

Einfluss sind – vor allem unmittelbar darnach – beeindruckend; 

doch schon nach wenigen Jahrzehnten sind 

die Spuren verheilt. Festzuhalten ist, dass bei solchen 

Ereignissen nicht Fels sondern Gesteinsschutt verfrachtet 

wird. Zur Diskussion steht aber der Abtrag 

von Fels. 

7.3 Zur Landschaftsgeschichte zwischen 

jüngerem Oligozän und Pliozän 

Gegen das jüngere Oligozän setzten in den werdenden 

Alpen Verfrachtungen von ihrer Unterlage abgescherter 

Erdrindenstücke, von Decken verstärkt ein. Zugleich 

wurden aus alpinen Stammtälern Schuttfächer 

anfangs in ein perialpines Meer, dann – bei klimatisch 

bedingtem, tieferem Meeresspiegel – auf das landfest 

Abb. 7.3 

Die Geröll-Schüttungen des jung-oligozänen Rigi-Rossberg- 

und des jüngst-oligozän–frühmiozänen Höhronen- 

Schuttfächers. Das Schuttgut des Rigi-Schuttfächers 

stammt aus Mittelbünden, jenes des jüngeren Höhronen- 

Fächers aus dem Bernina-Gebiet. Es wurde durch Eistransfluenz 

aus dem Engadin über Ur-Julier und Ur-Albula 

nach Mittelbünden und bei Seeausbrüchen als Muren 

durch die Ur-Panixerpass- und Ur-Bisistal-Quersenke 

nach Norden verfrachtet (Abb. 7.1). 

113

Abb. 7.4 Die Klippen der Zentralschweiz sind auf dem Rücken der helvetischen Decken und Flysch-Schuppen durch Quersenken 

aus Südosten in ihre heutige präalpine Position in der Zentralschweiz gelangt. Im Osten erfolgte dies durch eine Ur-Panixerpass- 

und eine Ur-Bisistal-Depression, im Westen durch die Ur-Hasli-Depression. 

Penninische Klippen punktiert; Ostalpine Klippen schwarz 

gewordene Vorland geschüttet. Bei den Bewegungen 

der ostalpinen und penninischen Decken, vor allem 

beim Transport der als Schollen über Relief verfrachteten 

Schwyzer Klippen, fiel mächtig Gesteinsschutt 

an. Dieser stammte aus Liefergebieten in Mittelbünden 

(SPECK 1953, STÜRM 1973, HANTKE 1988, 1991). 

Als Transportwege bieten sich Strukturen unter den 

späteren Quersenken der helvetischen Decken, Ur- 

Panixerpass- und Ur-Bisistal-Depression, an. Ein Teil 

des über 100 km 3 umfassenden Rigi-Rossberg-Schuttgutes, 

in dem Nagelfluhbänke km-weit durchhalten, 

wurde schon bei der Schüttung als Feingut weiter verfrachtet, 

ein weiterer später von den Decken überfahren 

und ein letzter fiel Bergstürzen zum Opfer und 

wurde zum Teil vom Reuss-Gletscher als Erratiker und 

Mittelmoränen fortgetragen. 

Wenig jüngere Schüttungen zeichnen sich im Höhronen-, 

noch jüngere im W im Napf- und im E im Hörnli- 

Fächer ab. Auf ihnen fehlen obermiozäne und pliozäne 

Sedimente. Es ist jedoch kaum anzunehmen, dass sie 

im Pliozän und im Pleistozän vollständig abgetragen 

wurden. Westlich von St. Gallen liegen solch jüngere 

114 

Sedimente als kühlzeitliche Tannenberg-Schüttung vor 

(HOFMANN 1957, 1973K). Noch jüngere, pliozäne 

Ablagerungen sind in den Senken zu erwarten, die bei 

der Platznahme der helvetischen Decken durch Ausscheren 

der subalpinen Molasse-Schuppen aus ihrem 

Ablagerungsraum entstanden und in aus Blattverschiebungen 

hervorgegangenen Gräben. Ihre Sedimente 

finden sich teils in Deckenschottern (S. 112) auf 

Hochflächen als auf Grund gelaufener, epiglaziärer 

Schmelzwasser-Ablagerungen von ins Mittelland vorgestossenen 

alpinen Gletschern (WAGNER 1997, 

2001c, HANTKE & WAGNER 2003a,b). 

Der Vorstellung, die Täler im Rigi-Gebiet wären im 

Eiszeitalter glazial zunehmend tiefer ausgeräumt worden 

(RÜTIMEYER 1877), wurde bei Neukartierungen 

der Atlasblätter überprüft. 

Die Becken von Vierwaldstätter und Zuger See und die 

Talung Brunnen–Schwyz–Arth sind tektonisch angelegt

(HANTKE 1961a, 1986, 1991, et al. 2002Kb,e). Der 

Urner See verdankt seine Entstehung Grenzblättern, 

längs denen die Flanken bei der Platznahme auf Gleithorizonten 

auseinander gefahren sind, so dass die 

Decken beidseits des Sees um über 700 m gegeneinander 

verstellt erscheinen (S. 111). Die Talung Brunnen–Ibach, 

das Seebecken Brunnen–Buochs und das 

von der untersten Engelberger Aa durchflossene Tal zwischen 

Buochser Horn–Stanser Horn und Bürgenstock 

verlaufen zwischen der Stirn der Drusberg-Decke 

im S und den durch diese vom Rücken der Axen-Decke 

abgescherten und an den Alpenrand verfrachteten 

Kreide-Eozän-Schuppen im N, den steil gegen SE einfallenden 

Hochflue- und Urmi-Platten. Die Hochflue 

endet NE der Egg, der Urmiberg bei Seewen. Senkrecht 

zum Streichen setzen ihre östlichen Äquivalente – 

Bächistock- und Silberen-Decke – auf der Axen-Decke 

ein (HANTKE 1961a, et al. 2002Kb,e). Die Abscherung 

von ihrer Unterlage erfolgte durch die vorgefahrene 

Drusberg-Decke, den Flysch und die darauf reitenden 

Klippen: Mythen, Rotenflue und Iberger Klippen. 

Der Durchbruch der Nasen, die Verbindung von Gersauer- 

und Vitznauer Becken, verdankt die Entstehung 

„Streckungsbrüchen“, schräg laufenden Grenzblättern. 

Dadurch wurden die von der Axen-Decke abgescherten 

und am Alpenrand aufgerichteten Kreide- 

Abfolgen seitlich „gestreckt“. 

Der Abschnitt Vitznau–Chrüztrichter folgt dem SW- 

Rand des Rigi-Schuttfächers, an den der Bürgenstock 

als verbogenes westliches Äquivalent der Urmi-Platte 

und Fortsetzung der Hochflue-Schuppe anschliesst 

(HANTKE 1961a, et al. 2002Kb,e). Der Küssnachter 

Arm hat sich im aufgebrochenen Gewölbe vor der 

starren Rigi-Scholle gebildet. 

Die Zuger See-Talung entstand bei der Platznahme 

der helvetischen Decken in der verscherten Rigi-Rossberg-Schüttung 

und ihrer vorgelagerten Molasse. 

Dabei sind die Molasseblöcke von Rigi und Rossberg 

schon früh auf Gleithorizonten auseinander gedriftet. 

Altersmässig umfasst die Rigi-Rossberg-Molasse das 

jüngere Oligozän. In Kühlzeiten wurde vorwiegend 

Grobgut abgelagert. Pflanzliche und tierische Fossilreste 

finden sich nur in feinen, warmzeitlichen Sedimenten. 

Von der Scheidegg gegen S, gegen das Tüfenbachtobel, 

erscheint noch frühes Miozän. Dann lag der 

Rigi-Schuttfächer für jüngere Ablagerungen zu hoch. 

Solche konnten nur noch randlich erfolgen: zwischen 

Luzerner- und Zuger See, zum Walchwiler Berg und 

zum Höhronen. Die Rigi-Schüttung aus Mittelbünden 

wurde von der Höhronen-Schüttung (Abb. 7.3) mit 

kaltzeitlichen Zuschüssen aus dem Oberengadin 

abgelöst. Gegen das mittlere Miozän wurde die Schüttung, 

bei fortschreitender alpiner Gebirgsbildung, 

durch jene des Hörnli-Fächers mit veränderten Liefergebieten 

und neuen Abflusswegen ersetzt. 

Im jüngeren Oligozän und im Miozän bildete die 

Hasli-Talung eine flache Quersenke. Aus dem zunächst 

noch gegen N abfallenden Ossola-Tal erfolgte 

über Gries–Grimsel–Ur-Haslital die Schüttung der 

Entlebucher Schuttfächer und später jene des Napf- 

Fächers. Im jüngeren Miozän bewegten sich durch 

diese Quersenke und ihre Randbereiche die helvetische 

Wildhorn-Decke, der Obwaldner Flysch und – 

auf ihnen reitend – die westlichen mittelpenninischen 

Zentralschweizer Klippen, Giswiler Stöcke–Rotspitz, 

gegen Nordwesten. 

Die Anlage des heutigen Haslitales ist noch jünger, 

bestimmt durch Störungen, die das Aar-Massiv durchscheren. 

Sie verläuft durch die Quermulde in den Faltenachsen 

der Wildhorn-Decke mit ihren liegenden 

Falten. In der östlichen Faulhorn–Schwarzhorn-Kette 

fallen die Faltenachsen gegen das Haslital; nördlich 

der Aare steigen sie gegen Nordosten wieder an 

(ARBENZ 1911K, MÜLLER 1938). Dies sind die letzten 

Zeugen der früheren Schüttungsrinne von Entlebucher 

und Napf-Schuttfächer. 

Die Fortsetzung des Haslitales gegen Westen in die 

Brienzer See-Talung verdankt ihre Entstehung dem 

axialen Auseinanderreissen der Wildhorn-Decke. 

Gegen ihre Front erfolgte unter der Last des vorgleitenden 

Schlieren- und Habkern-Flysches ein Loslösen 

der Kreidehüllen von ihren im Süden, in den Gebirgskämmen 

der Faulhorn–Schwarzhorn-Kette, zurückgebliebenen 

Jura-Kernen (GÜNZLER-SEIFFERT 1934, 

1938K). Auf Gleithorizonten, den nordfallenden 

Callovo-Oxford-Mergelschiefern und Mergelschiefern 

der untersten Kreide, fuhren die verfalteten und 

verschuppten Kreide-Hüllen weiter gegen N vor und 

bildeten die Kreidefalten der Wilerhorn–Brienzer 

Rothorn–Brienzergrat–Harder-Kette. 

In den letzten Phasen der Platznahme der helvetischen 

Decken begann sich auf den Callovo-Oxford-Schiefern 

die Talung des Brienzer Sees zu öffnen. Von den 

tieferen Jurakernen ist S des Brienzer Sees der von 

Querstörungen durchsetzte Rücken der Rouft zwischen 

Giessbach-Hotel zum See-Anfang an der Querstörung 

Teiffental–Nasen und W der Riseten an Grenzblättern 

gegen N bewegt worden. Der Rücken setzt 

sich im gegen W brüsk endenden Ballenberg fort; in 

ihm zeichnen sich gegen N ansteigende Scherflächen 

ab. 

Auf N-fallenden Callovo-Oxford-Schiefern glitten die 

tiefsten Quintner Kalkstirnen nach NW. Unter der Last 

der vorgleitenden Schlieren- und Habkern-Flyschmassen 

rissen die Kreide-Hüllen von ihren Jura-Kernen 

ab, brach die Wildhorn-Decke auseinander (Abb. 7.5). 

115

Abb. 7.5 Bei der Platznahme der Wildhorn-Decke ist ihr Frontbereich an Längsstörungen axial aufgebrochen. Durch das Vorgleiten 

der Kreide-Hüllen auf Gleithorizonten im Bereich oberster Dogger/unterster Malm (Callovo-Oxford-Schiefer) und 

unterster Kreide (Palfris-Formation–Vitznau-Mergel) öffnete sich unter der Last des von der Brienzergrat-Kette gegen 

Norden abgleitenden Schlieren- und Habkern-Flysches die Brienzer See-Talung. In der tektonisch entstandenen Längskerbe 

sammelten sich in Warmzeiten die Flussarme des Hasli in einem Ur-Brienzer See, dem Nordost-Arm eines Ur- 

Oberländer Sees. In Kaltzeiten floss der Hauptast des Aare-Gletschers durch diese Talung. 

Abb. 7.6 Geologisches Querprofil durch die Berge am oberen Brienzer See zwischen Faulhorn–Schwarzhorn-Kette im Süden und 

Brienzergrat-Kette im Norden, zirka 1:100'000. 

Zwischen dem durchscherten Quintner Kalk des Brünig 

und von Brienz sind steile ENE–WSW-laufende 

Störungen zu erkennen. Ebenso verraten sich solche in 

den Tälern beidseits des Ballenberg, im Tal Brienzwiler–Hofstetten–Brienz 

und im Aaretal, die sich als 

Scherstörungen im Brienzer See (Abb. 7.5, 7.6 und 

7.8) verlieren. Längs Störungen sind Felspartien niedergefahren, 

versackt. 

In der tiefsten Senke, im Aaretal zwischen Meiringen 

und in ihrer Fortsetzung gegen Südwesten, sammelten 

sich die Fliessgewässer des Oberhasli im pliozänen 

Brienzer Arm des Ur-Oberländer Sees (Abb. 7.7). 

Durch Unterschiebung des Vorlandes wurde die Brienzergrat-Kette 

höher gestaucht (Abb. 7.5 und 7.6). Der 

Brünig in der direkten Fortsetzung der Hasli-Depression 

liegt in der alten Quersenke mit teils mitgeschleppten 

Jura-Kernen und vorbewegten Kreide-Hüllen. 

Im Eiszeitalter wurde auch die Brienzer See-Talung 

kaum vertieft, wohl aber erweitert (S. 112). 

Die Hänge oberhalb Brienz, zwischen Brienzwiler 

und Ebligen, zeichnen sich durch zahllose, teils 

schon von MICHEL (1922K) erkannte Sackungen aus 

116 

(Abb. 7.9). Diese reichen bei der Zwischenegg SE 

des Arnihaaggen fast bis auf den Grenzgrat Bern/ 

Obwalden. Im subalpinen Bereich waren Sackungen 

in Warmzeiten von Wald bestockt und schützten die 

Talflanken weitgehend vor dem Abtrag. In tieferen 

Lagen sind sie moränenbedeckt, in höheren liegen 

sie in Palfris-Schiefern, Vitznau-Mergeln, im Diphyoides-Kalk 

und im helvetischem Kieselkalk. 

Kahlschläge zur Gewinnung von Alpweiden und für 

Abb. 7.7 Der nach den letzten Phasen der Platznahme der 

Wildhorn-Decke entstandene Ur-Brienzer See 

wurde durch den mehrfach vorgestossenen Aare- 

Gletscher kaum wesentlich vertieft, wohl aber 

erweitert. Blick von einem frühen Brienzer 

Rothorn gegen Südwesten auf den Oberländer See.

den Hausbau und Hausbrand haben im 

gelockerten Gestein zu mächtigen 

Schuttfächern und seit dem 15. Jh. zu 

Verwüstungen durch Wildbäche geführt. 

Erst gegen Brienz stellt sich im 

Quintner Kalk von Flueberg und Flue 

anstehender Fels ein (Abb. 7.9). 

Ein vergleichbares Geschehen hat sich 

im Klöntal (Kt. Glarus) ereignet. Dort 

ist die Stirn der Axen-Decke zwischen 

Glärnisch- und Twiren–Deyenstock-Kette 

aufgebrochen und auf plastischen 

Schilt-Schichten vorgeglitten. 

Neben Längsbrüchen auf der Glärnisch- 

Seite (SCHINDLER 1959, HANTKE et al. 

2002Kd) zeichnet sich die N-Seite des 

Klöntals durch Sackungen aus (OBER- 

HOLZER et al. 1942K). Wie in der Brienzer 

See-Talung sind alte Längsbrüche 

beteiligt (GÜNZLER-SEIFFERT 1952). 

Während der Transportweg der westlichen und der 

östlichen Zentralschweizer Klippen problemlos 

erscheint (Abb. 7.4), gestaltet sich jener der Klippen 

von Klewenalp–Buochserhorn und Stanserhorn– 

Arvigrat, infolge des späteren tektonischen Geschehens, 

viel schwieriger. Am wahrscheinlichsten 

erscheint ein Weg aus dem Tessin durch Leventina–Gotthard–Engelberg. 

Der Hochstau von Gotthard- 

und Aar-Massiv zum Hochgebirge erfolgte 

erst spät. 

Abb. 7.8 Längs- und Querstörungen im Gebiet Giessbach–Brünigpass 

7.4 Die alpine Gebirgsbildung und der stete 

Wechsel von Klima und Vegetation 

Mit dem Hochstau des Alpen-Hauptkammes und dem 

steten Wandel von Warm- und Kühlzeiten hat sich 

auch die Flora laufend veränderten Umweltbedingungen 

angepasst, was pflanzliche Grossreste und Pollenfloren 

aus der Molasse dokumentieren. Im Vorland 

breiteten sich zusammenhängende, warmgemässigte 

Laubmischwälder aus mit Amberbäumen, wärmeliebenden 

Walnuss-Verwandten und Sumpfzypressen, in 

wärmeren Phasen Lorbeer-Gewächse und vereinzelt 

Fächerpalmen, wie fossile Floren im Rigi- und im 

Schuttkegel 

Schwemmfächer: Muren 

Späteiszeitliche Moränen 

Mittelmoränen 

Sackungspakete von Schutt 

Sackungspakete von Felsgestein 

Südhelvetische Kreide und Malm 

Abb. 7.9 

Sackungen auf der Südseite der 

Brienzer Rothorn-Kette 

117

Rossberg-Gebiet belegen (HOCHULI 1978, EBERHARD 

1989, HANTKE 1964, 1991, et al. 2002Kb). In den Voralpen 

entfalteten sich bis 1200 m über die heutige 

Waldgrenze, bis 2800 m ü.M. reichende, höhenstufenmässig 

gegliederte Laubmischwälder; höher oben 

wuchsen nur noch Nadelhölzer. 

Das jeweilige Zurückwandern der in Kühlzeiten verdrängten 

Wälder erfolgte einerseits perialpin; anderseits 

erlaubten niedrige Pässe ein rasches Anpassen an 

das veränderte Klima und ein schnelleres Wiederausbreiten 

der Gehölze. 

Die alpine Flora, die sich in Hochlagen der Rigi zu 

behaupten vermochte, ist wohl mit den Schwyzer 

Klippen in die Schwyzer Berge eingewandert. Schon 

in der ersten Kaltzeit dürfte sie an sonnigen S-Hängen 

der Rigi und steilen S-Flanken der Druesberg-Kette 

Refugien gefunden und in den Warmzeiten auf waldfreie 

Nord- und Ost-Lagen gewechselt haben (HANTKE 

et al. 2001). 

Zwischen Hasli und Ossola-Tal zeichnet sich noch 

im mittleren Tertiär ein Einwanderungsweg vom Ur- 

Toce zur Ur-Aare ab, da weder Grimsel noch Griespass 

als trennende Wasserscheiden existiert haben 

(Abb. 7.4). 

Mit den Gesteinsdecken ist bei der Gebirgsbildung zu 

allen Zeiten auch die Pflanzendecke mit ihrer Kleinfauna 

mitgewandert. Mit der Wildhorn-Decke und der 

bei ihrer Platznahme erfolgten Trennung der Kreide- 

Hüllen von ihren Jura-Kernen konnte bei an Substrat 

118 

und Exposition angepasster Höhengliederung eine 

alpine Flora ins Brienzer Rothorn-Gebiet gelangen. 

Mit den durch die Hasli-Quersenke vorgefahrenen 

Giswiler Klippen gelangten Dolomit ertragende, 

ursprünglich südalpine Arten in die westlichen Zentralschweizer 

Klippen und vom Mändli über Schönbüel 

zum Brienzergrat. Das Aufsteigen des Aar-Massivs 

im jüngsten Miozän unterband den früheren 

Austausch von Laubbäumen über die Grimsel; für 

alpine und subalpine Arten blieb der Einwanderungsweg 

nur für windverfrachtete und durch Vögel verbreitete 

Samen erhalten. Etliche alpine Arten dürften 

die Kaltzeiten mit der Kleinfauna an geschützten Südlagen 

über dem Eis der Talgletscher überdauert haben 

(HANTKE et al. 2001). 

Mit dem Vorgleiten der Giswiler Klippen, isolierten 

dolomitischen Gesteinen der penninischen Klippen- 

Decke aus Süden und Südosten, fallen als Florenrelikte 

eher solche, als durch Wind und Zugvögel verfrachtete 

Samen von SW-europäischen, atlantischen 

Arten in Betracht. 

Mit den hereinbrechenden Kaltzeiten im Pliozän und 

Pleistozän, in denen nur bescheidenste alpine Flächen 

oberhalb der Talgletscher kurzfristig ausaperten, 

begannen für Pflanzen und Tiere härtere Zeiten. In 

HANTKE et al. (2001) wurde versucht, die jüngere 

Landschaftsgeschichte des Eiszeitalters im Rigi- und 

Brienzer Rothorn-Gebiet und das mögliche Überleben 

kälteresistenter Arten, aufgrund der heutigen Verbreitung 

der alpinen Arten, aufzuzeigen.

Um das Heft einer weiteren, erdgeschichtlich interessierten 

Leserschaft zugänglich zu machen, werden knappe Erläuterungen 

von Fachausdrücken und erdgeschichtliche Übersichten beigefügt. 

Weitere Fachausdrücke sind auch in den Tabellen 1.1 bis 

1.6 (Kap. 1) und 4.1 (Kap. 4) sowie in Tabelle A: Erdgeschichte 

(loses Blatt im Umschlag), meist im zeitlichen Zusammenhang, 

aufgeführt. 

Folgende Spezialzeichen bedeuten: > siehe auch …, >> Gegensatz. 

Abfolge: Übereinander abgelagerte Folge zusammengehöriger 

Gesteinsschichten. 

Ablation: Verlust von Gletschereis an der Oberfläche durch 

Abschmelzen und Verdunsten infolge Sonneneinstrahlung 

und Temperatureinflüssen. 

Abscherung: Durch tektonische Bewegung bedingtes Abgleiten 

oder Wegpressen einer Gesteinsfolge von ihrer Unterlage. 

Abschiebung: Wegbewegen infolge Schub eines Gesteinspaketes 

von der Hauptmasse; >> Aufschiebung. 

Abtragung: Oberbegriff für die mechanische, chemische oder 

biologische Zerstörungstätigkeit, die Gesteinsmaterial aus 

dem Verband lockert, löst und umlagert. 

Akkumulation: Bezeichnung des Prozesses als auch des Produktes 

der mechanischen Anhäufung von Gesteinsmaterial. 

Auch jährlicher Massenzuwachs eines Gletschers. 

Alleröd: Wärmerer Zeitabschnitt in der letzten Kaltzeit, > Interstadial, 

von 12'000–11'000 Jahren vor heute. Die späteiszeitliche 

Wiederbewaldung mit Birke und Waldföhre reichte in 

den Alpentälern bis 1'600 m ü.M. 

allochthon: Gesteine, die nicht mehr am Ort ihrer Bildung liegen; 

>> autochthon. 

Alluvion: Durch junge Fliessgewässer (alluvial) erfolgte Ablagerung. 

Altdorfer Sandstein: Quarzreicher Sandstein des nordhelvetischen 

Schächentaler > Flysch (älteres Oligozän). 

Ammonit: Ammonshorn, Kopffüsser, am Ende des Erdmittelalters, 

vor 65 Mio. Jahren, ausgestorbenes, marines Weichtier, 

das in der letzten Kammer (Wohnkammer) eines spiralig aufgewundenen, 

mehrkammerigen (Gaskammern), hartschaligen 

Gehäuses lebte. 

Antiklinale: Zu länglichem Gewölbe verformte Gesteinsschichten; 

die ältesten Gesteine liegen im Kern; >> Synklinale. 

Archäobotanik, -zoologie: Urgeschichtsbotanik, -zoologie, 

Pflanzen- bzw. Tierkunde im Gebiet der Urgeschichtsforschung. 

Aufschiebung: Anschiebung eines Gesteinspaketes an ein anderes; 

>> Abschiebung. 

autochthon: An Ort und Stelle gebildet, dem kristallinen Untergrund 

aufliegend; >> allochthon. 

Biotop: Lebensverband einer wild lebenden Artengemeinschaft 

von Pflanzen und Tieren in ihrem Umfeld. 

8 Glossar – Fachausdrücke 

Blattverschiebung: Seitliche Verschiebung von Gesteinskörpern 

an steilstehender Bewegungsfuge. 

Brekzie: Sedimentäres Trümmergestein mit eckigen Bruchstücken, 

die durch ein Bindemittel (Zement) verkittet sind. 

Bronzezeit: Zeitabschnitt von 3'800–2'800 Jahren vor heute. 

Metallische Werkzeuge und Waffen wurden aus Bronze, einer 

niedrig schmelzenden Legierung aus Kupfer und Zinn, hergestellt. 

Ackerbau und Viehzucht (Ziege, Schaf, Schwein, Hund, 

Rind und Pferd) bildeten die wirtschaftliche Grundlage. Tab. 

1.4 und 1.5. 

Bruch: Verwerfung, abrupte Verstellung von Gesteinsschichten. 

Bunte Nagelfluh: Mindestens 10 % der Gerölle bestehen aus 

kristallinen (Tiefen-, Erguss- oder metamorphen) Gesteinen; 

Extrem Bunte Nagelfluh: 50 % der Gerölle bestehen aus kristallinen 

Gesteinen; >> Kalknagelfluh. 

Couches Rouges: Rötliche und graue > Mergelkalke der Oberkreide 

der > Klippen-Decke. 

Decke: Bei der Gebirgsbildung von der ursprünglichen Unterlage 

abgelöste, auf fremde Unterlage überschobene Gesteinsmasse 

(Überschiebungsdecke). 

Deckenkern: Älteste Gesteine einer Decke, Kern einer Decke. 

Deckenstirn: Frontpartie, meist gewölbeartiges Ende einer 

Decke. 

Deckenschotter: Meist randlich verkittete Schotterflur(en) älterer 

Kaltzeiten. Es sind auf einer Hochfläche (Molasse oder 

Tafeljura) auf Grund gelaufene > Mittelmoränen, die durch 

Gletscher-Schmelzwässer verschwemmt worden sind und eisrandnahen 

Charakter zeigen. Früher wurden sie als zusammenhängende 

Schotterfluren betrachtet, in die sich die Täler 

stufenartig, fluvial oder glazial, eingetieft hätten. 

Depression: Vertiefung in der Landoberfläche, tektonische Senke. 

Diagenese: Abgelagertes Lockergesteinsmaterial wird durch 

erneute Überlagerung mehr oder weniger langzeitigem Druck 

von geringer Intensität ausgesetzt. Die im Lockergestein zirkulierenden 

chemischen Lösungen liefern den Zement, was 

schlussendlich zur Bildung von festem Sedimentgestein führt. 

Dimroth/Watson-Verteilung: Kugel-Äquivalent der Gauss’schen 

Verteilung (Glockenkurve) in der Ebene. 

diskordant: unter spitzem Winkel aneinander stossende Schichten 

eines Gesteinskomplexes; >> konkordant. 

Dogger: Mittlere Abteilung und Zeitabschnitt der Jura-Formation/Zeit, 

vor 180–160 Mio. Jahren; Tab. 1.2 und A. 

Doline, Versickerungstrichter: Trichterförmige Bodenvertiefung 

in Kalken und kalkreichen Sandsteinen mit unterirdischer 

Entwässerung; > Karst. 

Dolomit: Gestein mit hohem Anteil an Dolomit-Kriställchen 

(Calcium-Magnesium-Karbonat), das in warmen, extrem flachen 

Randmeeren ausgefällt worden ist. 

Drumlin: Aus dem irischen stammender Begriff für unter dem 

Eis entstandene, Stromlinien-förmige Körper aus Moränen- 

119

gut. Ihre Längsachse deuten die Eis-Fliessrichtung an. Viele 

als Drumlin bezeichnete Formen sind überfahrene > Mittelmoränen. 

Echinodermen: Tierstamm der Stachelhäuter, marine, wirbellose 

Tiere mit 5-strahliger Skelett-Symmetrie: Seelilien, Seeigel, 

Seesterne, Schlangensterne, besiedelten eher wärmere 

Meere vom Kambrium bis heute. 

Eiszeitalter: Zeitabschnitt der letzten 2 Mio. Jahre, bei dem sich 

mehrfach > Kalt- und > Warmzeiten abgewechselt haben. 

Gegenwärtig werden im Eiszeitalter 14 derartige Wechsel 

unterschieden; Tab. A. 

Eozän: Zweitältester Zeitabschnitt des > Tertiärs, der Erdneuzeit, 


epiglaziär: auf dem Gletschereis. 

Epipaläolithikum: Jüngster Abschnitt der Altsteinzeit, des 

Paläolithikums, 12'000–9'500 Jahre vor heute. 

Erguss: Ausfluss von Magma an die Erdoberfläche oder am 

Meeresboden. 

Ergussgestein: An die Erdoberfläche oder am Meeresboden ausgetretenes, 

rasch abgekühltes und dabei nur teilweise auskristallisiertes, 

magmatisches Gestein. 

Erosion: Linienförmig verlaufender Abtrag durch fliessendes 

Wasser, Eis und Wind. Da meist nur lockerer Schutt aufgegriffen 

und oft schon nach kurzem Transport wieder abgelagert 

wird, ist die Wirkung auf Felsgestein als gering einzustufen. 

Erratiker, Erratischer Block, Findling: Durch Eis in ein gesteinsmässig 

anderes Gebiet verfrachteter Block. Leitgestein 

für den Linth-Gletscher sind: > Verrucano-Blöcke, für den 

Sihl-Gletscher: Einsiedler > Nummulitenkalke, für den 

Schächenarm des Reuss-Gletschers: > Altdorfer Sandstein 

und für den Urner Reuss-Gletscher: Windgällen-Porphyr, Kristallin 

des Aar-Massivs. 

Europäisch-schweizerische Spannungsrichtung: Eine Hauptspannung 

(= Maximaldruck) liegt zwischen 110°N und 

145°E. 

Evolution: Stammesgeschichtliche Entwicklung von Pflanzenund 

Tierwelt (= Phylogenie). 

Exotischer Block: Artfremder Gesteinsblock, der ins Sediment 

eingeglitten ist. 

Fallen (= Fallwinkel): Neigungswinkel einer Schicht- oder 

Bruchfläche gegen die Horizontale; >> Streichen. 

Fallrichtung: Steilst mögliche Richtung einer Geraden in einer 

Schicht- oder Bruchfläche. 

Falte: Durch seitlichen Druck verbogene Gesteinsschichten, 

Strukturgebilde von gewisser Längserstreckung. 

Faltenachse: Gedachte Verbindung aller Punkte mit kleinstem 

Krümmungsradius längs einer Falte. 

Fazies: Gesamtheit der Merkmale eines Gesteins hinsichtlich 

Beschaffenheit (> Lithologie, > Fossilinhalt und Lebensspuren). 

Fenster: Durch Aufbruch des gewölbeartig gestauchten Untergrundes 

entstandene Lücke in der Decke, durch die der jüngere 

Untergrund zu Tage tritt; > Knopfloch; >> Klippe. 

Findling: > Erratiker, erratischer Block. 

fluvial, fluviatil: durch Fliessgewässer bearbeitet, erzeugt. 

Flysch: Wechsellagerung von sandigen und tonigen Gesteinen, 

seltener Brekzien und Konglomeraten, die bei der (alpinen) 

Gebirgsbildung in sich verengenden Trögen des alpinen 

120 

Randmeeres abgelagert wurden. Dabei sind vom Abhang 

des Troges ausgebrochene, noch kaum verfestigte Sedimente 

als Trübeströme verfrachtet und in der Beckentiefe 

als zyklisch sich wiederholende Abfolgen (> Brekzie, 

> Konglomerat, > Sandstein, > Tone) wieder abgelagert 

worden. Als jüngste Gesteinsfolge (obere Kreide bis Alttertiär) 

wurde der Flysch noch in die Faltung einbezogen; oft 

bildet er Deckengrenzen. 

Foraminiferen: Schalentragender, meist planktonisch (im Meerwasser) 

oder benthonisch (am Meeresgrund) lebender Einzeller, 

dessen Plasmakörper durch kleine Öffnungen (lat. Foramina) 

austreten kann. Sie haben im Laufe der Erdgeschichte 

eine ungemeine Formenfülle entwickelt und bilden, da ihre 

Schälchen meist in grosser Zahl auftreten, bevorzugte > Leitfossilien. 

Fossil, Petrefakt: Versteinerter oder inkohlter Überrest eines 

Lebewesens; > Leitfossil. 

fossil: in erdgeschichtlicher Vergangenheit entstanden; >> 

rezent. 

Fucoiden: Frassgänge schlammfressender mariner Organismen. 

Garschella-Formation: Spatkalke und Grünsandsteine, neue 

Bezeichnung für Helvetischen Gault, 110–95 Mio. Jahre, 

Tab.1.2. 

Geomorphologie: Lehre von den auf der Erdoberfläche wirkenden 

Vorgängen und den dadurch entstandenen Landschaftsformen. 

Geotop: Erdgeschichtliches Objekt oder Landschaftsbereich von 

erdgeschichtlicher Aussagekraft. 

Gewölbe: Höchster Bereich einer Falte; > Antiklinale; >> 

Mulde, Synklinale. 

Glaukonit: Dunkelgrünes Mineral, das durch marine Organismen 

im Meer gebildet wird. 

glazial: kaltzeitlich entstanden. 

glaziär: durch Gletscher erzeugt, bearbeitet, abgelagert. 

glazifluvial: durch Gletscher-Schmelzwässer erzeugt, abgelagert; 

kaltzeitlich durch Schmelzwasser entstanden. 

Gleichgewichtslage: Gletscher-Grenzbereich, an dem sich 

Anreicherung von Schnee (> Akkumulation) und Abschmelzung 

( > Ablation) die Waage halten. 

Gleithorizont: Weiche, > inkompetente Gesteinsschicht aus 

Mergel oder Ton, auf der bei seitlichem Druck das überliegende 

(> hangende) Gestein abgeschoben wird. 

Gletschermühle: Begriff aus veralteter Theorie, nach der die 

Gletschermühlen durch von Wasser angetriebene Mahlsteine 

entstanden seien; > Strudelloch. 

Gletscherschliff: Durch Eis-Überfahrung geprägte Felspartie; 

Sandkörner haben Kritzer im Fels erzeugt. 

Globigerinen, Globorotalien: Weltweit verbreitete einzellige, 

planktonische Kleinlebewesen (> Foraminiferen) mit zierlichen 

Kalkschälchen, deren Bauplan sie zu wichtigen > Leitfossilien 

werden liess. 

Grenzblatt: Steilstehende Scherfläche, Grenzfläche, längs welcher 

Deckenteile bei der Platznahme gegeneinander horizontal 

verschert und verschoben worden sind. 

Grundgebirge: Kristalline Unterlage der > autochthonen Sedimentabfolge. 

Grundmoräne: Gepresste, tonig-siltige Moräne, oft jedoch 

> Obermoräne, deren Schutt nach Abschmelzen des Eises auf 

dem ehemaligen Gletscherboden abgelagert und bei erneutem

Gletscher-Vorstoss von tonig-siltigen Sedimenten, echter 

Grundmoräne von wenigen cm bis m überlagert und vom Eis 

gepresst worden ist. 

Grüngestein, Ophiolith: Zu den submarinen Ergussgesteinen 

gehörendes Gestein, das in der Frühzeit der Alpenbildung 

(Oberjura–Kreide) zum Meeresboden aufgedrungen war und 

sich durch grüne Farben auszeichnet; durch Sauerstoff- 

Reduktion vergrünt. 

Habkern-Granit: Exotische Kristallin-Blöcke im Wildflysch. 

Das granitische Gestein ist nach ihrem häufigen Vorkommen 

bei Habkern, nördlich Interlaken, benannt. 

Hangendes: In die Geologie übernommener Bergmannsausdruck 

für überliegendes Gestein; >> Liegendes. 

Hauptspannungsrichtungen: Richtungen im Spannungstensor, 

bei denen keine Scherspannungen auftreten. 

Helvetische Decken: Im nördlichen Schelf- (Flachmeer-Bereich) 

des Ur-Mittelmeeres, > Tethys, abgelagerte Sedimente, 

die südlich des Aar-Massivs vom Untergrund abgeschert wurden, 

auf dieses aufgefahren und bei dessen Hebung zu 

> Decken überschoben und bis zum Alpenrand vorgeglitten 

sind. 

Helvetische Schichtreihe(n): Alpine Gesteinsabfolge(n), deren 

Ablagerungsraum im nördlichen Schelf des Ur-Mittelmeeres, 

> Tethys, lag und die bei der alpinen Gebirgsbildung bis an 

den Alpen-Nordrand geschoben wurden; Tab. 1.2. 

Höhle: Durch natürliche Prozesse, in Karstgesteinen durch 

Lösungsverwitterung, entstandener Hohlraum in der Erdkruste. 

Holozän: Jüngster Abschnitt der Erdgeschichte von 10'000 Jahren–heute, 

Lebewesen gleichen völlig den heutigen; Tab. 1.4 

und A. 

Horgener Kultur: Neolithische Siedlungskultur um 3'200– 

2'800 v. Chr. zwischen Zuger- und Pfäffiker See. Sie zeichnet 

sich durch grobgeformte Keramik, kunstvoll bearbeitete 

Steinäxte und erste kupferne Dolche aus. Ackerbau (Einkorn, 

Gerste, Zwergweizen, Hirse) und Viehzucht (Ziege, Schaf, 

Schwein). 

Hydrogeologie: Wissenschaft von den Erscheinungen und Wirkungen 

des Wassers in der Erdkruste. 

inkompetent: mergelig-tonige Gesteinsfolgen sind zur Faltung 

wenig geeignet, lassen sich aber leicht plastisch verformen; 

>> kompetent. 

Inoceramen: Muscheln der oberen Kreide. 

Inselberg: In einer Ebene stehen gebliebener Berg. Früher meist 

als nicht durch Eis ausgeräumter Erosionsrest betrachtet, 

heute durch auseinander bewegte Schertektonik erzeugt; oft 

vom Eis überprägt. 

Interglazial: Zwischeneiszeit, Abschnitt zwischen zwei Kaltzeiten 

mit deutlich wärmerem Klima, was Wiederbewaldung 

ermöglicht; > Interstadial. 

Interstadial: Wärmerer Abschnitt innerhalb einer Kaltzeit, 

jedoch kein vollständiger Eisabbau, mit nur kühlzeitlicher 

Wiederbewaldung; > Interglazial. 

Jahrring(alter): Bäume und Wurzeln mehrjähriger Pflanzen 

zeigen jährliche Zuwachszonen mit hellem (weicherem) Frühund 

dunklem (härterem) Spätholz. Durch witterungsbedingte 

Ausbildung von Jahr zu Jahr entsteht ein Muster, das wie ein 

Zeit-Strichcode gelesen werden kann. 

Jura(zeit): Formation, Zeitabschnitt des Erdmittelalters (> 

Mesozoikum), vor 210–140 Mio. Jahren; Tab. 1.2 und A. 

Kalknagelfluh: Über 90 % der Gerölle bestehen aus Kalken und 

Kalksandsteinen; >> Bunte Nagelfluh. 

Kaltzeit: Kalte Periode in der jüngsten Erdgeschichte mit Jahresmittel-Temperaturen 

um -4–2°C (heute 8–9°C). Die alpinen 

Gletscher sind in ein in eine baumlose > Tundra verwandeltes 

Mittelland vorgestossen; >> Warmzeit. 

Känozoikum: Erdneuzeit mit Tertiär und Quartär, Zeitraum von 

65 Mio. Jahren–heute; Tab. 1.2 und A. 

Kar: Sesselförmige Felswanne in steilerem Berghang mit flacherem 

Boden und oft talwärtiger Felsschwelle. 

Karren, Schratten: Durch chemische Lösung von Regen- und 

Schneeschmelzwasser entstandene Rinnen und Rillen auf 

vegetationsarmen bis -freien Kalkoberflächen. 

Karst: Nach einer Landschaft in Istrien benanntes, zerklüftetes 

Kalkgebiet mit Verwitterungsbildungen durch kalklösendes 

Regen- und Schneeschmelzwasser mit > Karren, > Dolinen, 

> Höhlen. 

Karstquelle: Unterirdisch durch ein Karstgebiet geflossenes, 

kaum filtriertes, meist kalkarmes Wasser, das auf einer 

undurchlässigen Schicht, oft im Talgrund austritt. 

Kieselkalk, helvetischer: Gesteinsformation der oberen helvetischen 

Unterkreide; zeichnet sich durch gebankte, harte 

marine Kalke aus, Farbe dunkel-blau-grau, wittert düster 

beige an, 132–124 Mio. Jahre; Tab. 1.2. 

klastisch: aus Trümmern bestehend. 

Klippe: Deckenrelikt auf fremder, jüngerer Unterlage; >> Fenster. 

Kluft: Bei der Faltung und Schieferung in spröden Gesteinen 

> tektonisch, in > magmatischen Gesteinen bei der Abkühlung 

entstandene Fuge. Klüfte sind allgegenwärtig, treten selbst in 

kleinen Aufschlüssen in Scharen auf. Sie lassen das tektonische 

Geschehen erkennen, erweisen sich als Soll-Abbruchstellen 

von Fels- und Bergstürzen. Oft sind sie durch karbonat- 

oder kieselsäurehaltige Wässer zu Calcit- oder 

Quarzadern verheilt. 

Klus: Schluchtartig aufgebrochenes Quertal in einer Gebirgskette. 

Knopfloch: Domartig aufgewölbte Sediment- oder Kristallin- 

Serie, die in ihrem Kern ältere Gesteine erkennen lässt, fälschlich 

oft als > Fenster bezeichnet. 

kompetent: Gesteine in Schichtpaketen, die zur Fortleitung von 

gerichtetem Druck befähigt sind, sich jedoch spröd und bruchbildend 

verhalten; >> inkompetent. 

Konglomerat: Sedimentgestein mit zu Geröllen gerundeten 

Komponenten; > Nagelfluh. 

konkordant: ungestörte Übereinander-Lagerung, im Profil parallel 

gelagert; >> diskordant. 

kontinental: festländisch. 

Kreide(zeit): Jüngste Formation, Zeitabschnitt des Erdmittelalters 

(> Mesozoikum), vor 140–65 Mio. Jahren; Tab. 1.2 und A. 

Kreuzschichtung: Engräumig schräg übereinander liegende 

Schichtung, die sich in Fliessgewässern und Deltas auf der 

Leeseite von Hindernissen bildet. Durch Veränderung der 

Strömung ändert sich die Schüttungsrichtung. 

Kristallin: Kurzform für kristalline (magmatische und metamorphe) 

Gesteine und für das Grundgebirge. 

Kühlzeit: Erdgeschichtlicher Zeitabschnitt mit kühlzeitlichem 

Klima (Jahresmittel 2–5°C, heute 8–9°C) mit tiefer Wald- 

121

122 

grenze und erhöhter Frosteinwirkung; kühler als heute, aber 

weniger kalt als eine > Kaltzeit; >> Warmzeit. 

Längstal: Parallel zu Grossstrukturen (Deckengrenzen, Faltenachsen) 

verlaufendes Tal (Martigny–Chur, Engadin); >> Quertal. 

Landschaftsgeschichte: Versuch, das > tektonische und > morphologische 

Geschehen in ein möglichst widerspruchsfreies 

zeitliches Nacheinander einzuordnen. 

Leitfossil: Fossil, das nur während eines relativ kurzen Zeitabschnittes 

oder unter bestimmten Umweltbedingungen gelebt 

hat und für diesen Zeitabschnitt oder diese Fazies charakteristisch 

ist. 

Lias(zeit): Älteste Abteilung und Zeitabschnitt der Jura-Formation/Zeit, 


Liegendes: Das eine Bezugsschicht unterlagernde Gestein; >> 

Hangendes. 

limnisch: im Süsswasser entstanden, abgelagert; > fluvial, >> 

marin, >> terrestrisch. 

Lineament, tektonisches: Durch Spannungen in der Erdoberfläche 

erzeugtes, oft über mehrere tektonische Stockwerke 

sich durchpausendes, parallel laufendes Schersystem. 

Lithologie: Lehre vom Sedimentinhalt; Sedimentgesteine erlauben 

Aussagen über Herkunft und Bildung. 

Magma: Heisse, von Gasen durchsetzte, Silikat-haltige Gesteinsschmelze 

im Erdinnern. 

Malm: Jüngste Abteilung und Zeitabschnitt der Jura-Formation/Zeit, 


marin: meeres-, im Meer entstanden, abgelagert; >> limnisch. 

Meeresmolasse: Im Laufe der jüngeren Erdneuzeit sind zweimal 

Meeresarme von Trögen im SW und im NE der Schweiz ins 

Mittelland vorgestossen und haben dieses überflutet. Die 

darin abgelagerten Sedimente werden als Untere bzw. als 

Obere Meeresmolasse bezeichnet. Ursache hierfür ist das in 

> Warmzeiten erfolgte Abschmelzen der polaren Eiskappen, 

das den Weltmeeresspiegel anheben liess. 

Gesteinsmässig besteht die Untere Meeresmolasse im unteren 

Teil aus > Mergeln, im oberen aus > Sandsteinen, die Obere 

aus gebankten Sandsteinen mit Mergel- und einzelnen > Konglomeratlagen. 

Versteinerungen – Meerestiere: Schnecken, 

Muscheln, Haifischzähne – belegen die > marine Natur der 

Sedimente; Tab. 4.1 und A. 

Member: Schichtglied, Einheit unterhalb des Ranges einer Formation. 

Mergel: Karbonathaltiger > Ton; mit zunehmendem Tongehalt 

werden unterschieden: mergelige Kalke, kalkige Mergel, 

tonige Mergel, mergelige Tone. 

Mesolithikum: Mittlere Steinzeit, 9'500–6'000 Jahre vor heute, 

mit dichter werdender Bewaldung; nach der Haselzeit: 

Eichen-Mischwälder mit Ulme, Eiche, Linde, Esche, Ahorn; 

Auerochs, Hirsch, Reh, Steinbock, Wildschwein, Bär; Jäger 

und Sammler; Tab.1.4 und 1.5. 

Mesozoikum: Erdmittelalter mit > Trias, > Jura, > Kreide, Zeitraum 


Metamorphe Gesteine, Metamorphite: Gesteine, die durch 

gebirgsbildende Prozesse eine Umwandlung, eine Metamorphose, 

erlitten haben. 

mikritisch: feinstkörnig. 

Miozän: Zweitjüngster Zeitabschnitt des > Tertiärs, der Erdneuzeit, 

vor 24–5 Mio. Jahren; Tab. A. 

Mittelmoräne: Entsteht bei der Vereinigung zweier (> Parental-) 

Gletscher aus ihren inneren Seitenmoränen; sie werden 

auf dem Gletscher als Förderband oft bis an dessen Ende verfrachtet. 

Mittelozeanischer Rücken (MOR): Submariner Rücken, der 

sich in sich erweiternden Ozeanen durch Aufstieg von 

> Magma entwickelt. Entstehungsort von > Ophiolithen. 

Molasse: Abtragungsschutt der in der mittleren und jüngeren 

Erdneuzeit gebildeten Alpen. In die alpinen Stammtäler fuhren 

in > Kühlzeiten bei tiefer Waldgrenze Rüfen und Bergschlipfe 

nieder, stauten Flüsse zu natürlichen Seen, die von 

Zeit zu Zeit ausbrachen und die Schuttfracht als Geröllflut 

(> Nagelfluh) ins Alpen-Vorland verfrachteten. In > Warmzeiten 

wurden die Talflanken wieder bewaldet und stabiler. Die 

Gewässer flossen ruhig und transportierten Sande und 

Schlamm ins Vorland, die zu > Sandstein und > Mergel erhärteten; 

Tab. 4.1 und A. 

Molasse rouge: Tieferer, durch rötliche Farbe sich auszeichnender, 

mergelig-siltiger Abschnitt der Unteren > Süsswassermolasse. 

Moräne: Gesteinsschutt, der am Eisrand als Seitenmoräne abgelagert, 

beim Zusammenfluss zweier Gletscher als > Mittelmoräne 

auf dem Eis verfrachtet und irgendwo seitlich oder am 

Zungenende als End- oder Stirnmoräne bzw. als längsstrukturierte, 

ausufernde Mittelmoränen abgelagert wird. 

Morphotektonik: Beziehungen zwischen > Tektonik und > 

Landschaftsgeschichte. 

Mulde: Tiefster Bereich einer Falte; > Synklinale; >> Gewölbe, 

Antiklinale. 

Mure (= Rüfi, Murgang): Aus- oder Abbruch einer wassergetränkten 

Schuttmasse, die von den Flanken zu Tal fährt sowie 

Ausbrüche natürlicher Stauseen, die sich als Gesteinsschutt- 

Wassergemisch ins Vorland ergiessen. 

Nagelfluh: Schweizer Ausdruck für eine zu Gestein verfestigte 

Geröllbank einer ins Alpenvorland ausgebrochenen > Mure. > 

Kalknagelfluh, > Bunte Nagelfluh, Extrem Bunte Nagelfluh. 

Neolithikum: Jungsteinzeit, 6'000–4'000 Jahre vor heute. Vegetation: 

Wälder mit hochkommender Buche und Weisstanne, 

Zurücktreten der Eichenmischwälder, Einwandern der Fichte. 

Tiere: Domestizierung führt zu Haustieren: Schaf, Ziege, 

Schwein, Rind. Der Mensch wird sesshaft, baut Getreide an, 

nutzt den Wald mit Steinbeil; Tab. 1.4 und 1.5. 

Neotektonik: Jüngste, oft noch andauernde Bewegung in 

Gesteinsabfolgen. 

Nummulit: Gesteinsbildende, grosse > Foraminifere mit spiraligem 

Kalkgehäuse mit kapuzenartig übereinander greifenden 

Windungen. 

Nummulitenkalk: Kalkabfolge von wenigen Zehnern von 

Metern, die vor allem aus Kalkschalen von > Nummuliten 

aufgebaut wird, meist in Gesellschaft von weiteren Gross- 

> Foraminiferen mit eigenem Bauplan. 

Obermoräne: Gegen die Gletscherzunge hin zu Oberflächenschutt 

vereinigte > Mittelmoränen; Hauptgesteinschutt für die 

Schotterbildung. 

Oligozän: Drittältester Zeitabschnitt des > Tertiärs, der Erdneuzeit, 


onkoidisch: in seichtem Wasser um einen Kern gebildete Karbonatablagerung. 

Oolith: Aus Ooiden (1–2 mm grosse eiförmig-kugelige Körner, 

die durch Anlagerung von Kalk im flachen Wasser entstehen) 

aufgebautes Sedimentgestein.

Ophiolith (= Schlangenstein): > Grüngestein. 

Orogenese: Gebirgsbildung. 

Ostalpine Decken: Entstammen vom südlichen Kontinentalrand 

des Ur-Mittelmeeres, der > Tethys. 

Paläobotanik: Vorwelt-Botanik; > Paläontologie. 

Paläoklima: Vorwelt-Klima. 

Paläontologie: Wissenschaft früherer Lebewesen, umfasst > 

Paläobotanik, > Paläozoologie und Paläobiologie. 

Paläozoikum: Erdaltertum mit Karbon und Perm, Zeitraum vor 

570–250 Mio. Jahren; Tab. 1.2 und A. 

Paläozoologie: Vorwelt-Zoologie; > Paläontologie. 

Paleozän: Ältester Zeitabschnitt des > Tertiärs, der Erdneuzeit, 

vor 65–55 Mio. Jahren; Tab. A. 

Parental-Gletscher: Im Einzugsgebiet der Gletscher treten 

jeweils zwei Parental- (elterliche) Gletscher zusammen. Dabei 

bilden die beiden zusammentreffenden Seitenmoränen eine 

> Mittelmoräne. 

Penninische Decken: Entstammen den tiefsten, durch Schwellen 

unterteilten zentralen Trögen der > Tethys; ihre jüngeren in 

Frühphasen abgeglittenen Gesteinsabfolgen liegen nördlich, 

die älteren und ihr kristalliner Untergrund südlich einer 

Schwelle. 

persistent: über längere Zeit andauernd. 

Petrographie: Gesteinsbeschreibung. 

Pfyner Kultur: Nach Pfyn TG benannte, jungsteinzeitliche Kultur 

von 4'000–3'500 v. Chr., ausgezeichnet durch Henkelkrüge 

und -tassen. 

Platznahme: Die vorgleitenden Decken nehmen bei der Gebirgsbildung 

langsam ihre heutige Lage ein. Da der äussere 

Alpenbogen weiter ist als der innere Raum, in dem ihre Sedimente 

abgelagert worden sind, reicht die Deckensubstanz 

nicht zur vollständigen Bedeckung: Es bilden sich > Quertäler. 

Pleistozän: > Eiszeitalter ohne die letzte nacheiszeitliche, 

> holozäne Entwicklung; Hauptabschnitt des Quartärs, ca. 

2 Mio.– 10'000 Jahre vor heute; Tab. 1.4 und A. 

Pliozän: Jüngster Zeitabschnitt des > Tertiärs, der Erdneuzeit, 

vor 5–ca. 2 Mio. Jahren. Durch wiederholten markanten 

Wechsel von Kalt- und Warmzeiten kam es zu Vergletscherungen 

im Schweizer Mittelland; Tab. A. 

Pollen: Blütenstaub, männliche Vermehrungskeime von Samenpflanzen. 

Pollenanalyse: Methode der > Paläobotanik zur Bestimmung der 

Entwicklung der erdgeschichtlichen Vegetationsabschnitte 

durch prozentuales Auszählen der einzelnen Pollentypen und 

deren Zuordnung zu ihren Lieferanten. Dabei haben jedoch 

nicht alle Arten gleich viele und gleich gut erhaltungsfähige 

Pollen geliefert. 

polygen: aus Komponenten unterschiedlicher Art und verschiedener 

Herkunft zusammengesetzt. 

Quartär, Eiszeitalter: Jüngster Abschnitt der Erdgeschichte, vor 

ca. 2 Mio. Jahren–heute. In dieser Zeit kam es durch wiederholten 

markanten Wechsel von > Kalt- und > Warmzeiten zu 

Vereisungen im Schweizer Mittelland. In den grössten Kaltzeiten 

waren die Gletscher bis ins Hochrheintal vorgedrungen; 

Tab. A. 

Quarzit: Aus Quarzkörnern bestehendes, > metamorphes Gestein. 

Quelltuff: Kalkablagerung aus kalkreichem Quellwasser. 

Querstörung: Quer zu den Ketten verlaufender Bruch. 

Quertal: Quer zu den Grossstrukturen (Deckengrenzen, Faltenachsen) 

und parallel zu Kluft- und Bruchsystemen verlaufendes 

Tal, (Linthtal, Urner Reusstal); >> Längstal. 

Radiolarit: In tiefem Meer abgelagerter Kieselsäure-reicher, zu 

Hornstein verfestigter Schlamm, vorwiegend aus Gehäusen 

abgestorbener Radiolarien (Einzeller mit Kieselskelett) bestehend. 

Refugium: Zufluchtsort, sonnige Standorte, an denen kälteresistente 

Pflanzen und Kleintiere die Kaltzeiten überdauern 

konnten. 

Regression: Rückzug des Meeres aus vorher eingenommenen 

Gebieten; bedingt durch Absinken des Meeresspiegels, in 

> Kühl- und > Kaltzeiten: polare Eiskappen- und Inlandeisbildung; 

>> Transgression. 

Relikt: Überbleibsel einer kälteresistenten Krautflora mit kurzer 

Vegetationszeit und bewegungsarmer Kleinfauna. 

rezent: in der Gegenwart gebildet, noch andauernd; >> fossil. 

Richtungsrose: Zeigt die statistische Häufigkeit von Kluft- und 

Bachtrend-Richtungen. 

Rüfi: Schweizerischer, aus dem Romanischen stammender Ausdruck 

für > Mure. 

Rutschung: Oft noch andauernde Abwärtsbewegung von Hangbereichen; 

> Sackung. 

Sackung: Meist zum Stillstand gelangter, oft noch im Verband 

verbliebener abwärts bewegter Hangbereich; > Rutschung. 

Sandstein: Zu Stein verfestigter Sand. 

Scherstörung: Bruch, Fläche oder eng benachbarte Flächen, 

längs der (oder denen) eine Gesteinsabfolge horizontal, vertikal 

oder in beiden Richtungen durchgeschert worden ist. 

Schichtlücke: Wird durch das Ausbleiben von anderorts vorhandenen 

Ablagerungsgesteinen erzeugt. 

Schnurkeramik-Kultur: > Neolithische Kultur von 2'800– 

2'200 v. Chr. 

Schrattenkalk: Nach der Schrattenflue zwischen Emme und 

Waldemme benannte Kalk-Abfolge der obersten helvetischen 

Unterkreide, 118–110 Mio. Jahre; durchsetzt von Schratten 

(> Karren), die durch kaltes, Kohlensäure haltiges Wasser 

meist längs Störungen entstandenen Rissen herausgelöst werden. 

Dabei entstehen > Karst-Hochflächen; Tab. 1.2. 

Schubbahn: Bahn, längs welcher die Decken vorgeglitten sind. 

Schüttung: Durch ein ehemaliges alpines (oder schwarzwäldisches) 

Fluss-System in Kühlzeiten fächerartig ins Vorland 

verfrachteter Schutt. Bei tiefer Waldgrenze sind von instabilen 

Hängen Rüfen niedergefahren, haben in den Tälern Stauseen 

abgedämmt. Diese sind von Zeit zu Zeit geborsten, so dass ihr 

Inhalt – Wasser mit Gesteinschutt – den Weg ins Vorland fand. 

Da derartige Vorgänge bis zur Änderung des Flusssystems 

stets an der selben Stelle erfolgt sind, bildete sich dort im Vorland 

ein Schuttfächer mit herkunftstypischem Gesteinsinhalt. 

Schuppe: Hinsichtlich Schichtinhalt und räumlicher Ausdehnung 

kleinere > Decke. 

Sediment: Ablagerung, wird im Laufe der Zeit durch Überlagerung 

mit jüngeren Ablagerungen gepresst und durch Karbonatoder 

Kieselsäure-Lösungen zu Stein verfestigt; > Diagenese. 

Sedimentologie: Geologischer Wissenszweig, der sich mit der 

Ablagerung von > Sedimenten befasst. 

123

Seewer Kalk: Nach dem alten Steinbruch von Seewen benannter 

feinstkörniger, mariner Kalk der unteren Oberkreide, von 

95–88 Mio. Jahren, im Bruch mausgrau mit dunkeln Tonhäuten, 

hell anwitternd; Tab. 1.2. 

Serie: Gesteinsabfolge eng zusammengehöriger, nacheinander 

abgelagerter Sedimente. 

Silex – Silices: Feuerstein oder Flint (braunschwarze, knollige 

Kieselsäure-Konkretionen). In der Urgeschichte: Gestein, das 

glasartig splittert und zu Klingen und Pfeilspitzen verarbeitet 

worden ist. 

Silt: Feinster Sand, Korngrösse liegt bei 0.002–0.06 mm. 

Stad-Mergel: > Globigerinen-Mergel des helvetischen Eozäns, 

45–40 Mio. Jahre; Tab. 1.2. 

Staffelbrüche: Parallele, gestaffelte Brüche. 

Stirn: Durch Vorgleiten erzeugtes walzenförmiges Front-Ende 

einer Gesteinsdecke. 

Störung: Allgemeiner Begriff für horizontal, vertikal oder 

schräg verschobene (gestörte) Gesteins- > Abfolgen. 

Stratigraphie: Geologischer Wissenszweig, der die Gesteine 

aufgrund ihrer Merkmale: Lithologie, Fossilien und Altersdaten 

zeitlich relativ und absolut in die Erdgeschichte einordnet. 

Streckungsbrüche: > Grenzblätter, > Blattverschiebungen, die 

einen Streckungseffekt bewirken. 

Streichen: Horizontale Richtung einer Schichtfläche, einer > 

Faltenachse oder einer > Störung; >> Fallen. 

Strudelloch: Kesselförmige Hohlformen im Felsbett des Gletschers, 

die durch Kies und Sand führende, unter Druck stehende 

Schmelzwässer ausgekolkt wurden. 

Subduktion: Abtauchen einer ozeanischen Platte bei der Kontinental-Kollision. 

Süsswassermolasse, Obere: Jüngste Gruppe der Molasse, die 

vor 17 Mio. Jahren mit dem Zurückweichen des Meeres der 

Oberen Meeresmolasse eingesetzt und bis vor 11 Mio. Jahren 

angehalten hat. In zentralen Schüttungsbereichen (Napf, 

Hörnli) besteht sie aus > Nagelfluh; gegen Randbereiche 

schalten sich feinere Sedimente, > Sandsteine und > Mergel, 

ein; Tab. 4.1 und A. 

Süsswassermolasse, Untere: Zweitälteste Gruppe der Molasse, 

die vor knapp 30 Mio. Jahren mit dem Zurückweichen der Unteren 

Meeresmolasse eingesetzt und bis 22 Mio. Jahre, bis zur 

Überflutung durch das Meer der Oberen Meeresmolasse, gedauert 

hat. In zentralen Schüttungsbereichen (Rigi-Rossberg, Morgartenberg, 

Friherrenberg, Rinderweidhorn, Höhronen) besteht 

sie aus > Nagelfluh; gegen Randbereiche schalten sich feinere 

Sedimente, > Sandsteine und > Mergel, ein; Tab. 4.1 und A. 

Synklinale: Zu einer > Mulde verfaltete Gesteinsschichten. Die 

jüngsten Gesteine sind im Kern; >>Antiklinale, Gewölbe. 

Taveyanne-Sandstein: Nach der Alp Taveyanne in den Waadtländer 

Alpen benannte Sandstein-Abfolge, die sich durch 

feine Trümmer vulkanischer Gesteine auszeichnet. 

Tektonik: Lehre vom Bau, den Lagerungsstörungen der Erdkruste, 

den Kräften und Bewegungsvorgängen (Strukturen, 

> Störungen, > Falten, > Überschiebungen, > Brüche), welche 

diese formen. 

terrestrisch: auf dem Festland gebildet, abgelagert. 

Tertiär: Hauptabschnitt der Erdneuzeit, umfasst die Zeitspanne 

vor 65–ca. 2 Mio. Jahren; Tab. 1.2 und A. 

Tethys: Ur-Mittelmeer, das seit dem Erdmittelalter den N-Kontinent 

(Laurasia = N-Amerika + Eurasien) vom S-Kontinent 

124 

(Gondwana = S-Amerika + Afrika + Indien + Australien + 

Antarktis) getrennt hat. 

Ton: Feinstes Sediment mit Korndurchmesser kleiner als 0.002 

mm. 

Transgression: Vordringen des Meeres auf Landgebiete durch 

Anstieg des Meeresspiegels. Die abgelagerten Sedimente liegen 

dabei meist > diskordant auf den darunter gelegenen; >> 

Regression. 

Trend: Statistisch erfassbare Richtung von (Landschafts-) Elementen. 

Trias: Älteste Formation, Zeitabschnitt des Erdmittelalters 

(> Mesozoikum), vor 250–210 Mio. Jahren. In der Schweiz 

ausgebildet als germanische Trias, vorwiegend kontinental– 

flachmarin, oder (ost)alpine, flach–tiefmeerische Trias; Tab. 

1.2 und A. 

Tundra: Baumloser Vegetationstyp im subpolaren Klima. 

Überschiebung: Fläche, an der + horizontale Bewegungen von 

> Decken stattgefunden haben. 

Übertiefung: Ins vorletzte Jahrhundert zurückgehende, oft kaum 

zutreffende Vorstellung über die Talbildung. Danach sollten 

die Gletscher sich im Laufe des Eiszeitalters sukzessive eingetieft 

und die Täler geschaffen haben, die oft bis unter den 

Meerespiegel reichen. Die Täler sind jedoch tektonisch angelegt 

und in > Kaltzeiten nur von den Gletschern benutzt und 

erweitert, aber kaum vertieft worden. 

Verkehrtserie, überdrehte Gesteinsabfolge: Die älteste Ablagerung 

einer Gesteinsabfolge liegt zuoberst. 

Vermergelung: Kalkige Ablagerungen gehen seitlich durch 

Zulieferung von Ton in Mergel über. 

Verrucano (Glarner-): Der ältere Verrucano, > klastische, bis 

1'500 m mächtige Sedimente in Zusammenhang mit vulkanischen 

Ergussgesteinen, die in grabenartigen Senken abgelagert 

wurden; der jüngere Verrucano, bis einige 100 m mächtig, 

enthält Silt- und Sandsteine sowie Quarz- und 

Ergussgesteins-Konglomerate. Im Glarnerland bildet er den 

überschobenen Kern der helvetischen Decke; im Eiszeitalter 

verfrachtete Blöcke: typische > Erratiker des Linth-Gletschers; 

Tab. 1.2. 

Versickerungstrichter: > Doline. 

Vorlandbecken: Tiefes Meeresbecken im Vorland eines werdenden 

Gebirges. 

Wang-Formation: Nach der Alp Wang im hintersten Waagtal 

benannte Gesteinsserie der jüngsten Kreide, dunkle, 

aber hell anwitternde, marine Sandkalke und Siltsteine; 

Tab. 1.2. 

Warmzeit: Erdgeschichtlicher Zeitabschnitt, dessen Klima sich 

mit dem heutigen vergleichen lässt. Die Waldgrenze lag etwa 

so hoch oder höher als heute, nordalpin auf 1'700–2'700 m 

ü.M.; >> Kaltzeit, >> Kühlzeit. 

Wildflysch: Vorwiegend dunkelbraune bis grauschwarze Mergelschiefer, 

oft tektonisch gequält und verfaltet mit > exotischen 

Blöcken: Graniten, Gneisen, Siltsteinen, Ölquarziten, 

Kalken. 

Würm-Eiszeit: Letzte Vergletscherung, benannt nach der 

Würm, dem Abfluss des Starnberger Sees (Bayern). 

Zeitabschnitt, geologischer: Wie die Zeit des heutigen Alltags 

in einzelne Abschnitte unterteilt wird (Jahrhunderte, Jahre, 

Jahreszeiten, usw.) wird auch die Erdgeschichte in verschieden 

wertige Abschnitte gegliedert.

Im Literatur- und Kartenverzeichnis sind alle in den Kapiteln 1 

bis 8 zitierten Autoren und Werke aufgelistet. Die Karten sind 

nach der Jahreszahl mit einem K gekennzeichnet (z.B. 1987K). 

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129

Naturforschende Gesellschaft Kanton Schwyz - Geologie und ...

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