Massenbewegungen in den Alpen

Inhalt

Abbildungs- und Tabellenverzeichnis

1. Einleitung

2. Faktoren der Hangstabilität
2.1 Entstehung und Geologie der Alpen

3. Massenbewegungen
3.1 Fallen
3.2 Kippen
3.3 Gleiten
3.4 Driften
3.5 Fließen
3.6 Komplex

4. Bergstürze
4.1 Die Bergsturzbewegung
4.1.1 Der Bergsturz von Köfels
4.2 Das Abbruchgebiet
4.3 Die Bergsturzfahrbahn
4.4 Das Ablagerungsgebiet
4.4.1 Der Bergsturz vom Eibsee
4.5 Sekundäre Gefahren von Bergstürzen
4.5.1 Der Bergsturz von Vaiont

5. Fazit

Literaturverzeichnis

Internet

Abbildungs- und Tabellenverzeichnis

Abbildung 1: Faktoren der Hangstabilität

Abbildung 2: Hangexposition

Abbildung 3: Wirkung der Faktoren

Abbildung 4: Gestein und Fläche der Bergsturztrümmer

Abbildung 5: Gestein und Volumen der Trümmermassen

Abbildung 6: Sturzereignisse in Kalk- und Dolomitgestein

Abbildung 7: Typen von Massenbewegungen

Abbildung 8: Fallen

Abbildung 9: Klassifikation von Sturzereignissen

Abbildung 10: Kippen

Abbildung 11: rotationsförmiges Gleiten

Abbildung 12: translationsförmiges Gleiten

Abbildung 13: Driften in homogenen wechselnden Schichten

Abbildung 14: Driften in den Alpen

Abbildung 15: Elemente einer Sackung

Abbildung 16: Querschnitt durch den Bergsturz von Köfels

Abbildung 17: Gliederung der Bergsturzmasse

Abbildung 18: Topografie des Eibseebergsturz

Abbildung 19: Schnitt durch den Eibseebergsturz

Abbildung 20: Karte der Vaiontkatastrophe

Tabelle 1: Beispiele für vorbereitende, auslösende und kontrollierende Faktoren

1. Einleitung

Thema der folgenden Belegarbeit sind Massenbewegungen in den Alpen.

Zunächst sollen die verschiedenen Faktoren der Hangstabilität und deren Unterteilung vor-gestellt werden. Hierbei wird ein besonderes Augenmerk auf die Entstehung und Geologie der Alpen gelegt, da hier spezifische Ursachen für Massenbewegungen in den Alpen liegen. Daran anschließend werden verschiedene Formen von Massenbewegungen vorgestellt, wobei Bergstürze anhand dreier Beispiele näher erläutert werden sollen.

Massenbewegungen gehören zu den naturgesetzlichen geomorphologischen Prozessen im Hochgebirge (Fischer, 1999, S. 1). Sie sind integrale Bestandteile des Landschaftshaushaltes natürlicher alpiner Ökosysteme und gehören zum Erscheinungsbild und Charakter der Alpen (ebd.). Erst bei Kontakt mit anthropogenen Aktivitäten werden sie als Beeinträchtigung oder gar als Naturgefahr bewertet (Becht, 1995, S. 1). Aus solchen Naturereignissen wird, wenn die Vorgänge: „... die Selbsthilfefähigkeit der betroffenen Region deutlich übersteigen und überregionale oder internationale Hilfe erforderlich machen.“ eine Naturkatastrophe (Dikau, 2001, S. 44). Gerade die Alpen als Lebens- und Transitraum im Zentrum (Barnickel, 2004, S. 17) Europas unterstreichen diesen Zusammenhang. Mittlerweile gehören manche Talregionen der Alpen zu den am dichtesten besiedelten Gebieten Europas, obwohl hier seit alters her zahlreiche Naturgefahren drohen (ebd.). Gleichzeitig zählen die alpinen Regionen, aufgrund ihrer sensitiven geologischen Formationen und mittelsteilen bis steilen Hängen, zu den Ge-bieten mit einer besonderen Disposition für gravitative Massenbewegungen (Dikau, Glade, 2003, S. 98). Durch eine Ausweitung der Nutzung und en Eindringen des Menschen in Ge-fahrenzonen kommt es zu einer Gefahrenzunahme und erhöhten Anzahl von Schadensfällen (Fischer, 1999, S. 2).

Massenbewegungen wie Berg- oder Felssturz und Steinschlag setzten mit dem Abschmelzen der würmzeitlichen Eismassen und dem Weichen des Permafrostbodens ein (Nationalpark-verwaltung Berchtesgaden, 2005, S. 146). Die meisten großen Bergstürze gingen im aus-gehenden Pleistozän, hauptsächlich im Spätglazial nieder (Abele, 1974, S. 149). Zum einen hatten das Gletschereis durch Erosion die Hangfüße übersteilt (Jerz, von Poschinger, 1995, S. 392), zum anderen fehlte nach dem Abschmelzen das Eiswiderlager und damit der Auflage-druck auf den Hängen (Abele, 1974, S. 149). In der aktuellen Forschung wird letzteres in seiner Bedeutung für Massenbewegungen aber mittlerweile kritischer gesehen. Die Theorie von den Gletschern als Wiederlager in den ansonsten instabilen (Trog-)Tälern, welche die Talflanken stützten, trifft nicht auf alle Massenbewegungen zu. So ergab eine 14C Datierung des Eibseebergsturzes ein Alter von ca. 3700 Jahren (Dikau, 2001a, S. 45), was weit nach dem Verschwinden der Gletscher liegt. Eine andere Untersuchung von 230 Bergstürzen in den Alpen zeigte allerdings, dass zumindestens die Hälfte von ihnen in der ersten Warmphase am Ende der letzten Eiszeit stattfand (Gruner, 2008, S. 147), was wiederum nach Meinung Gruners, für die Bedeutung der Hangentlastung durch den Gletscherrückgang spricht (ebd.). Als Grund dafür, dass z. B. der Eibseebergsturz nur ein Alter von 3700 Jahren aufweist, ver-weisen andere Autoren darauf, dass der Verlust der hangstabilisierenden Kräfte bis zum Ein-tritt eines Bergsturzes einige Zeit in Anspruch genommen haben möge (Angeli et al, 1996, S. 199). Andere Theorien zur Auswirkung der Gletscherschmelze des Spätglazials und frühen Postglazials auf Massenbewegungen beziehen sich zum einen auf die Schmelzwässer, welche aufgrund ungenügender Entwässerungsmöglichkeiten zu einer Durchfeuchtung der tieferen Hangpartien geführt haben und damit die Talfahrt von Massenbewegungen begünstigte. (Abele, 1974, S. 149). Zum anderen trug aber auch das Abschmelzen des Permafrostes, in den über die ehemalige Gletscheroberfläche aufragenden Wandpartien, zu Felsstürzen bei (ebd.).

2. Faktoren der Hangstabilität

Für die Stabilität eines Hanges ist eine Fülle von Parametern ausschlaggebend (Nationalpark-verwaltung Berchtesgaden, 2005, S. 158). Die folgende Abbildung zeigt diese und deren ver-schiedene Ausprägungen.

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Insbesondere geologischen Gegebenheiten wie dem Trennflächengefüge und damit der Ausbildung, Dichte und räumliche Anordnung von Diskontinuitäten im Gestein, welche nicht zuletzt auch die Hydrogeologie des Hanges beeinflussen, wird eine große Bedeutung zugemessen (ebd.). So beeinflussen bspw. Porenvolumen und Kluftdichte der Gesteine die Steinschlagintensität (Sass, 1998, S. 156). Ein besonders wichtiger hydrologischer Parameter ist der hydraulische Druck des Kluft- oder Trennfugenwassers bzw. bei Lockergesteinen des Porenwassers, wenn es hier zu einem Überdruck kommt, kann dieses zur Instabilität des Hanges führen und damit Massenbewegungen auslösen (Nationalparkverwaltung Berchtes-gaden, 2005, S. 158 ebenso Abele, 1974, S. 64). Wasser spielt insbesondere im Zusammen-spiel mit einer hangauswärts fallenden wechselnden Lagerung kompetenter und in-kompetenter Schichten eine entscheidende Rolle (Doniè, 1990, S. 14). Wenn durch ein Auf-reißen des Bergkörpers bereits bestehende Klüfte erweitert werden, ermöglicht dieses einen stärkeren Zufluss des Wassers zu den Gleitschichten und führt damit zu einer nachhaltigen Destabilisierung des betroffenen Hanges (ebd. ebenso Jaritz et al, 2004, S. 180).

Neben dem Wasser bspw. durch Niederschlag treten auch andere meteorologische Faktoren als Ursachen von Massenbewegungen in Erscheinung. Für Sturzereignisse spielen ins-besondere Frost-Tau-Zyklen, Temperatur aber auch Winddruck oder Permafrost eine Rolle (Gruner, 2008, S. 151). So ist sowohl für sommerliche Frostwechselperioden, als auch für niederschlagsreiche Perioden eine Erhöhung der Steinschlagtätigkeit zu beobachten (Sass, 1998, S. 157). Während kalter Temperaturen öffnen sich, infolge von Gesteinskontration, Klüfte und Risse, im Verlauf eines Tages kann es dabei zu Schwankungen von bis zu 1 mm kommen (Gruner, 2008, S. 151). Durch die immer wiederkehrende Deformation kommt zu einer Zerstörung von Gesteinsbrücken und damit zu einer „Entfestigung“ des Gebirges (ebd., S. 153). Wärmeren Temperaturen dagegen sorgen für eine Stagnation oder ein Schließen der Spalten (ebd.). Dieses wiederum stärkt u. a. die Widerständigkeit der betroffenen Felspartien gegen Starkregenereignisse, indem es ein Eindringen destabilisierenden Wassers verhindert (ebd.). Frost-Tau-Zyklen stellen eine Kombination der beiden Faktoren Temperatur und Wasser dar (ebd., S. 155). Sie führen ebenfalls zu einer Ermüdung von Gesteinsbrücken und anderen zurückhaltenden Kräften und lösen vor allem kleinvolumige Stürze aus (ebd.). Wind-druck ist vor allem im Wurzelbereich schwerer Bäume wirksam, hier kommt es durch Wipp-bewegungen zu einer Felsauflockerung (ebd.). Auf Permafrost bzw. dessen Degression lassen sich ebenfalls Sturzereignisse zurückführen, allerdings spielt er nur in Bereichen über 2500 m ü. M. eine Rolle (ebd.).

Auch geomorphologische Faktoren wie Hangneigung, Höhenlage oder Talentwicklung beein-flussen die Stabilität eines Hanges (Nationalparkverwaltung Berchtesgaden, 2005, S. 158). Die folgende Abbildung zeigt den Einfluss der Exposition eines Hanges auf die Steinschlag- tätigkeit. Es wird deutlich, dass an nordexponierten Hängen die Steinschlagmenge wesentlich größer ist als an südexponierten Hängen, Ursache hierfür ist die stärkere Wirkung der Frost-verwitterung (Sass, 2005, S. 60).

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Andere Beispiele für die Bedeutung einzelner Faktoren sind z. B. der Zusammenhang zwischen Korngröße bzw. Niederschlag und der Auslösung von Hangmuren (Becht, Hagg, 2000, S. 90). Zum einen entscheidet das Gestein durch seine Verwitterungsprodukte ob über-haupt Muren entstehen können, während der Niederschlag als Auslöser für Muren dient (ebd., S. 91). Die eben beschriebenen Ursachen und Steuerungsgrößen von Massenbewegungen lassen sich in drei Gruppen unterteilen (Dikau et al, 2001b, S. 118). Es werden hierbei vor-bereitende, auslösende und kontrollierende Faktoren unterschieden (ebd.). Vorbereitende Faktoren disponieren einen Hang für Massenbewegungen, sie destabilisieren den Hang und überführen ihn in einen Zustand nahe der Grenzbedingung, ohne jedoch eine Hangbewegung auszulösen (ebd.). Auslösende Faktoren initiieren eine Massenbewegung durch überschreiten des Grenzgleichgewichts, die Massenbewegung wird gesteuert durch verschiedene Kontroll-faktoren, welche verantwortlich sind für Volumen, Geschwindigkeit und Reichweite der be-wegten Masse (ebd., S. 119). Die folgende Tabelle zeigt eine Auswahl von Beispielen der verschiedenen Faktoren, anschließend illustriert eine Abbildung das Zusammenwirken dieser drei Faktorengruppen.

Tabelle 1: Beispiele für vorbereitende, auslösende und kontrollierende Faktoren

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten¹

Da Bergstürze nachstehend detaillierter erläutert werden, sollen auch ihre Aussagen betrachtet werden. Abele betont die Bedeutung der Gesteinsbeschaffenheit und des Gebirgsaufbaues (Abele, 1974, S. 59), sowie das Vorhandensein von Klüften, Störungen und Schichtflächen für das Eintreten eines Bergsturzes (ebd., S. 60). Als auslösende Faktoren sieht er hauptsäch-lich Erdbeben und starke Niederschläge (ebd., S. 62). So ist für einige alpine Bergstürze eine Auslösung durch ein Erdbeben belegt, allerdings treten Erdbeben als Auslöser bspw. in den Kordilleren wesentlich häufiger in Erscheinung (ebd., S. 63). Für die Alpen ist der Zu-sammenhang zwischen Erdbeben und Bergstürzen nicht in allen Regionen gegeben (ebd.).

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Der Zusammenhang zwischen ausgiebigen Regenfällen und Bergstürzen ist für Abele wesent-lich eindeutiger (ebd., S. 64). Nach langfristigen, starken Regenfällen, welche die Hänge tief durchdringen erfolgt oft die Talfahrt von Bergstürzen (ebd.). Aus diesem Grunde gehen auch im Sommer bzw. an dessen Ende besonders viele Berg- oder Felsstürze nieder, da im Sommer die Hauptniederschlagsmenge in den Alpen fällt (ebd. ebenso Gruner, 2008, S. 148) und die Talhänge dann eine hohe Wassersättigung aufweisen (Abele, 1974, S. 64).

Eindringendes Oberflächenwasser schmiert die Gleithorizonte und begünstigt so die Ablösung der Bergsturzmassen, beim fehlen schmierfähiger Gleithorizonte spielt dagegen Kluft- oder Porenwasser eine große Rolle (ebd.). Ein Beispiel dafür ist die Felsgleitung von Vaiont (ebd.), welche später noch vorgestellt wird. Generell scheint es für Sturzprozesse eine jahreszeitliche Verteilung zu geben, so wie bereits in der Diskussion des Vortrages angesprochen, gibt es eine Häufung von kleineren und mittleren Ereignissen im Spätwinter oder Februar und in den ersten Frühjahrsmonaten März und April (Gruner, 2008, S. 149). Als Ursache hierfür gelten zum einen, die in diesem Zeitraum stattfindenden intensiven Frost-Tau-Zyklen, zum anderen sorgt die Schneeschmelze für einen großen kontinuierlichen Wassereintrag (ebd.). Dies führt zu einem erhöhten Kluftwassserdruck und damit zu einem vergrößerten Druck auf Kluft- und Ablösungsflächen (ebd., S. 153). Damit einher geht der Abbau oder die Zerstörung stabilisierender Kräfte wie Gesteinsbrücken oder Verzahnung (ebd.). Für große Ereignisse wie Bergstürze nimmt Gruner ebenso wie Abele an, dass diese in den Herbstmonaten wesent-lich häufiger auftreten und verbunden sind mit starken und langanhaltenden Niederschlägen (ebd., S. 151).

2.1 Entstehung und Geologie der Alpen

Erste Phase der Alpentstehung vor 200-100 Millionen Jahren ist das auseinanderdriften der Afrikanischen und Europäischen Platte, dabei entstand das Tethysmeer in welchem eine um-fangreiche Sedimentation stattfand (Bätzing, 2003, S. 25). Die sich auf dem Boden des Tethysmeeres ablagernden Sedimente verfestigten sich und wurden später zu den Gesteinen umgewandelt, welche heute die Alpen aufbauen (ebd.). In der folgenden Phase der Alpenent-stehung vor 100-20 Millionen Jahren bewegte sich die Afrikanische Platte wieder nach Norden, dabei wurde das Tethysmeer zusammengeschoben, zudem staute sich die Afrikanische Platte im Norden an den variskischen Gebirgen des französischen Zentral-massivs, des Vogesen-Schwarzwald-Massivs und der Böhmischen Platte auf (ebd., S. 26). Hierbein schob sich die afrikanische Platte allmählich auf die europäische Platte auf, wobei sich beide keilförmig ineinander verzahnen (ebd.). Bei dieser Überschiebung wurden die Sedimentschichten vom Untergrund gelöst und nach Norden verlagert, sie wurden zu so-genannten Decken (ebd.). Durch Druck und hohe Hitze wurden die Sedimentdecken verfestigt und zusammengefaltet (ebd.). Letzte Phase der Alpenentstehung ist die alpidische Hebung, diese erfolgte durch den weiter zunehmenden Druck der afrikanischen Platte und hält bis heute an, dabei werden die Decken noch weiter nach Norden geschoben und teilweise über-einander geschoben (ebd.).

Bereits die Entstehungsgeschichte der Alpen kann als geologischer Einflussfaktor bzw. Ursachen von Massenbewegungen in den Alpen gesehen werden (Heissel, 1999, S. 84). Im Rahmen der Orogenese der Alpen wurden zahlreiche unterschiedliche Bereiche der Erdkruste aufgefaltet oder übereinander geschoben (ebd.). Dadurch wurden die betroffenen Gesteine in einem Höchstmaß beansprucht, damit einher ging ein hoher Zerlegungsgrad der Gesteine, welcher durch zahlreiche Klüfte und Störungen, welche die Gesteine durchziehen bezeugt wird (ebd.). Im Ergebnis führte all das zu einer teilweisen massiven Schwächung der Gesteine bzw. ganzer Gebirgszüge, wodurch zugleich die Erosion begünstigt wird (ebd.). Als diese Umstände schaffen somit verschiedenste Ansatzpunkte für initiierende Prozesse von Massen-bewegungen. Für Steinschlagaktivitäten an tektonischen Störungen wurde stellenweise eine 4-10fach höhere Abtragung registriert (Sass, 1998, S. 156). Aber nicht nur die mechanische Beanspruchung der Gesteine spielt eine Rolle, auch schon die Stapelung ehemals benach-barter Sedimentationsräume stellt eine Ursache dar (Jaritz et al, 2004, S. 174), speziell dann wenn weniger widerständige Schichten, welche sich durch eine verminderte Verwitterungs-resistenz und Anfälligkeit für Durchfeuchtung auszeichnen (ebd., S. 180), als Hauptträger der Überschiebung fungieren (ebd., S. 175).

Auch die in den Alpen vorkommenden Gesteinsarten stehen in direkten Zusammenhang zur Häufigkeit und Größe von Massenbewegungen, insbesondere Bergstürzen (Abele, 1974, S. 9, ebenso S. 49). So sind in den Nördlichen und Südlichen Kalkalpen die Bergstürze am häufigsten und in ihrem Umfang am größten (ebd., S. 7). Dies zeigt, dass von allen petro-grafischen Zonen der Alpen, die Kalkalpen zu den bergsturzanfälligsten gehören (ebd., S. 8). Hinter ihnen zurück stehen dagegen die Alten Massive und die kristallinen Zentralalpen (ebd., S. 7). So ist das Schweizer Aarmassiv bergsturzlos, während die kristallinen Zentralalpen deutlich weniger Bergstürze aufweisen, als die Nördlichen oder Südlichen Kalkalpen (ebd., S. 147). Im Kalk und Dolomit treten somit die meisten und größten Bergstürze auf, während in Gneisen und gneisartigen Gesteinen sowie in metamorphen Schiefern fast nur kleinere Ereig-nisse zu beobachten sind, deren Volumen in den meisten Fällen nicht größer als 0,5 km3 ist (ebd., S. 49, 50). Eine Ausnahme stellt hierbei der Bergstutz von Köfels dar, sein Volumen ist fast so groß wie die Summe aller übrigen, von Abele kartierten kristallinen Bergstürze (ebd., S. 148).

Ursache für diese Unterschiede ist, dass im kristallinen Bereich die Kluftkörper stärker in sich verzahnt sind, weswegen hier weniger und kleinere Bergstürze niedergehen (ebd., S. 8). Die erhöhte Häufigkeit und Volumen kalkalpiner Bergstürze wird dagegen darauf zurückgeführt, dass hier sedimentären Bereich oft ein weitmaschiges Netz von Kluft-, Störungs- und Schichtungsflächen vorhanden ist, an welchem Schollen sich lösen bzw. abgleiten können (ebd.). Die Disposition zu Fels- oder Bergstürzen ist folglich durch das in den Nördlichen und Südlichen Kalkalpen zu findende tektonisch vorgeprägte Trennflächengefüge und Schicht-flächen, welche als Ablösungsflächen fungieren können vorgegeben (Nationalparkverwaltung Berchtesgaden, 2005, S. 146). Andere Gründe sind Entspannungsvorgänge und Spannungs-umlagerungen in den Gesteinskomplexen, deren Ursachen in fluvialen und glazialen Taleintiefungen und Talerweiterungen und damit einhergehenden Hangversteilungen liegen (ebd.). Solche Entspannungsklüfte und Spalten entstehen vornehmlich in den Randbereichen der Kalkstöcke (ebd.). Begünstigt werden sie durch unterlagernde tektonisch bzw. plastisch verformbare oder inkompetente Gesteine (ebd.). Über diesen Gesteinen kommt es zu einem seitlichen Ausweichen der Auflast, welches u.a. zur Bergzerreißung führen kann (ebd.). Dadurch öffnen sich im Gestein neue Klüfte, in welche Wasser eindringen kann (ebd.). In diesem Fall wird durch die Infiltration großer Wassermengen die Haftreibung an den Trenn-flächen weiter reduziert, wodurch ebenfalls Massenbewegungen ausgelöst werden können (ebd.). Andere begünstigende Faktoren stellen Schichtstapel dar, welche über weite Strecken bei etwa gleichbleibender Neigung talwärts einfallen, sie finden sich bspw. in den Kalkalpen und bilden eine günstige Voraussetzung für große Bergstürze (Abele, 1974, S. 9, ebenso Nationalparkverwaltung Berchtesgaden, 2005, S. 146). Bei mehr oder weniger horizontaler Schichtlagerung können sich dagegen kaum große Felspakete lösen, weswegen Bergstürze in den Dolomiten keine vergleichbaren Ausmaße erreichen (Abele, 1974, S. 9). Eine weitere Ursache für die größere Häufigkeit und Masse der Bergstürze beruht im Kalk und Dolomit darauf, Spannungen bei Übersteilung der Gehänge über längere Zeit auszuhalten, ohne in kleineren Massenbewegungen zu Tal zu fahren, erst wenn die Übersteilung ein kritisches Maß überschreitet, fährt eine umso größere Bergsturzmasse zu Tal (ebd., S. 50). Metamorphe Schiefer, Gneise und gneisartige Gesteine besitzen im Allgemeinen eine geringere Stand-festigkeit und gehen aus diesem Grunde meist in Form kleinerer Fels- und Schuttbewegungen zu Tal (ebd.). Zwar können granitische Gesteine erhöhte Spannungen aushalten, wegen der größeren inneren Verzahnung kommt es aber nicht zur Bildung ausgedehnter Abgleitflächen, an welchen sich umfangreiche Gesteinspakete ablösen könnten (ebd.). Die Untersuchung durch Abele zeigte, dass sich in den Alpen das Verbreitungsmuster von Bergstürzen eng an die petrografischen Zonen anlehnt (ebd., S. 147). Die Abbildungen auf der folgenden Seite stellen noch einmal den Zusammenhang zwischen Gesteinsart, Volumen, Fläche und Häufig-keit von Bergstürzen dar.

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Nicht nur Großereignisse wie Bergstürze sind an die Petrografie gebunden, auch die Stein-schlagintensität wird entscheidend durch das Gefüge der jeweiligen Gesteine bestimmt (Nationalparkverwaltung Berchtesgaden, 2005, S. 145). So ist im Dachsteinkalk, auch bei großen Wandhöhen, Sturzdenudation und Sturzhaldenbildung nur schwach ausgebildet, während Dolomite große Mengen von Sturzschutt liefern (ebd., S. 146). Die folgende Ab-bildung zeigt den Unterschied zwischen Dolomit und Kalkgestein, zugleich wird her auch noch einmal auch der Einfluss des Permafrostes dargestellt.

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Aufgrund der unterschiedlichen Anfälligkeit von für Steinschläge finden sich am Fuße von Dolomitgipfeln häufig große Schutthalden oder mäntel, während im Dachsteinkalk, auch bei großen Wandhöhen, Sturzdenudation und Sturzhaldenbildung nur schwach ausgebildet ist (Nationalparkverwaltung Berchtesgaden, 2005, S. 146). Das Ausgangsgestein bestimmt aber nicht nur Zahl und Umfang der Massenbewegungen sondern auch den Charakter der Trümmer, so finden sich in den Berchtesgadener Alpen bei Fels- und Bergstürzen aus Dach-steinkalk in der Regel viel grobes Blockwerk, während die Sturzmassen aus Sand- und Mergelsteinen in feinstückiges Trümmerwerk zerbrochen sind (ebd., S. 152).

[...]

¹ diese Faktoren können, je nach Stabilitätszustand des Hanges, sowohl vorbereitend, auslösend als auch kontrollierend wirken