Oberösterreichische Heimatblätter Herausgegeben vom Landesinstitut für Volksbildung und Heimatpflege In Oberösierreidt; Leiter; W. Hofrat Dr. Aldemar Sdiiffkom. 32, Jahrgang (1978) Heft 3/4 INHALT Hermann Kohl: Gesteine und Landformen als Marksteine aus der Erdgeschichte des Innviertels 129 Eduard Kriechbaum (t) : Bauernhof und Bauernhaus. Landsdiaftsbilder des Kreises Braunau—Zwei unveröffent lichte Beiträge zur Kunsttopographie des Bezirkes Braunau. Mit einem Vorwort von Aldemar W. M. Schiffkorn 146 Peter Weichhart: Naturraumbewertung und Siedlungs entwicklung. Das räumliche Wachstum ausgewählterSied lungen des politischen Bezirkes Braunau am Inn im Ver gleich mit dem Naturraumpotential ihrer Standorte . . 171 Wolfgang Kern: Munderfing am Kobernaußerwald. Ein fremdenverkehrsgeographischer Beitrag 209 Harry Slapnicka : Wie nach 114 Jahren die „Innviertier Schulden" beglichen wurden 216 Hans Rödhammer : Die Pröpste des ehemaligen Augu stiner-Chorherrenstiftes Suben 224 Hans Hollerweger : Die Widerstände gegen die gottes dienstlichen Verordnungen Josephs II. in Schärding im Jahre 1790 249 Manfred Brandl: Anton Link (1773—1833) — Stadtpfarrer von Braunau am Inn 262 Rudolf Walter L i t s c h e 1 : Johann Philipp Palm — Märtyrer, Nationalheld oder Opfer seiner selbst? 273 Helmut Z ö p f 1 : Theater im Innviertel 280 Dietmar A s s m a n n : Das Innviertel als Krippenlandschaft . 295 Eugenie Hanreich : Bemalte Bauernhäuser im Innviertel . 305 Anton Bauer: Der Innviertier Landler 311 Franz Dickinger : Georg Wieninger und seine Vorfahren. Eine Innviertier Familie als Pioniere der Erwachsenen bildung 329 Die Bildungszentren des Innviertels (Katharina Dobler) . . . 336 Alois Beham — Maler „zwischen den Zeiten" (Aldemar Schiff korn) 338 Kursdokumentationen: Arbeit in Holz .339 Das „Hohenzeller Muster" in der Bauernmöbelmalerei. 2. Nach trag (Cölestin Hehenwarter) 340 Univ.-Prof. Dr. Hans Kinzl — 80 Jahre 341 Prof. Dr. Katharina Dobler — 60 Jahre 342
Ansdiriften der Mitarbeiter: Anton Bauer, Ramsauerstraße 20, 4020 Linz. Mag. DDr. Manfred Brandl, Kirdiengasse 32, 4221 Steyregg. Landw.-Rat Ing. Franz Didcinger, Konsulent d. oö. Landesregierung, Blankenbergerstraße 7, 4540 Bad Hall. Prof. Dr. Katharina Dobler, Stellv. Leiter der Förderungsstelle d. Bundes f. Erwachsenen bildung f. Oö., Landstraße 31, 4020 Linz. Cand. phil. Eugenia Hanreich, Schloß Walchen, 4870 Vödclamarkt. OStR. Prof. Dr. Cölestin Hehenwarter, Wiss. Konsulent der oö. Landesregierung, Röntgenstraße 2, 4020 Linz. Univ.-Doz. Theol.-Prof. Dr. Hans Hollerweger, Lissagasse 4, 4020 Linz. Univ.-Ass. Dr. Wolfgang Kern, Geogr. Institut der Universität Salzburg, Akademiestraße 20, 5020 Salzburg. Wiss. ORat Univ.-Dozent Dr. Hermann Kohl, Oö. Landesmuseum, Museumstraße 14, 4020 Linz. Prof. Rudolf Walter Litschel, Wiss. Konsulent der oö. Landesregierung, Holzknechtstraße 10, 4020 Linz. Hans Rödhammer, Linke Brückenstraße 8/111/5, 4020 Linz. Dr. Aldemar W. M. Schiffkorn, Promenade 37, 4020 Linz. Prof. Dr. Harry Slapnicka, Leiter der Abt. Zeitgeschichte und Dokmnentation am Oö. Landes archiv, Anzengruberstraße 19, 4020 Linz. Univ.-Ass. Dr. Peter Weichhart, Geogr. Institut der Universität München, Luisenstraße 37, D-8 München. Dr. Helmut Zöpfl, Südtirolerslraße 2, 4600 Wels. Zuschriften (Manuskripte, Besprechungsexemplare etc.) und Bestellungen sind zu irchten an den Herausgeber : Landesinstitut für Volksbildung und Heimatpflege in Oö., 4020 Linz, Landstraße 31 (Landeskulturzentrum Ursulinenhof), Tel. (0 73 2) 71 5 17 u. 71 5 18. Redaktion : Wiss. ORat Dr. Dietmar Assmann, Anschrift siehe Herausgeber. Verlag : Landesinstitut für Volksbildung und Heimatpflege in Oberösterreich. Druck : Oberösterreichischer Landesverlag, 4020 Linz, Landstraße 41 Klischees: Fa. Krammer, 4020 Linz, Klammstraße 3. Für den Inhalt der einzelnen Beiträge zeichnet der jeweilige Verfasser verantwortlich. Alle Rechte vorbehalten. ISBN 3-85393-014-X
Gesteine und Landformen als Marksteine aus der Erdgeschichte des Innviertels Von Hermann Kohl Das Innviertel, Einheit und Vielfalt Das österreidiisdie Innviertel, Inbegriff eines alten, angesehenen Bauernlandes, hat im Laufe der Geschichte als Grenzraum zwischen dem österreichischen und dem bayerischen Machtbe reich diesen Charakter bis heute noch recht gut bewahren können. Das soll nicht heißen, daß sich nicht auch in diesem Landesteil die lokalen Zentren, die gleichzeitig die Schwerpimkte der drei das Innviertel ausmachenden politischen Be zirke Braunau a. Inn, Ried i. Innkreis und Schär ding darstellen, zum Teil sogar recht stürmisch in Richtxmg anderer Wirtschaftszweige entwickelt hätten. Damit wird vor allem im Zusammen hang mit dem beschleunigten Ausbau der Ver kehrswege, dem das natürliche Relief dieses Rau mes sehr entgegenkommt, das Innviertel enger xmd stärker mit seinen Nachbarn verbunden; es wird darxüt auch mit all seiner landschaftlichen Mannigfaltigkeit dem Nichtinnviertler bekannter und liebenswerter. Diese zunehmende Einbindimg in den annähernd West-Ost durchziehenden Femverkehr ist durch den allgemeinen Verlauf des Alpenvorlandes zwi schen dem verkehrsabweisenden Granithochland im Norden und den Alpen im Süden vorgezeich net. In der früheren Landesgeschichte, als noch die geistlichen Städte Salzburg und Passau zu gleich machtpolitische und wirtschaftliche Zen tren waren, spielte sich ein reger Verkehr und Handel auf den Rüssen Salzach und Inn ab, wo für die prächtigen Ortsbilder an der Salzach und am Inn Zeugnis geben. Damit ist auch die zweite Verkehrsachse, die zwar heute gegenüber der anderen zurücktritt, in der Natur vorgezeichnet; wenn auch heute diese Flüsse nicht mehr schiff bar sind, so bietet das breite Inntal mit seinen ebenen Terrassen geradezu ideale Voraussetzun gen für den Landverkehr. Der Name Innviertel bringt die geographische Bezogenheit dieses Landstreifens zum Inn und die historisch bedingte Einheit bestens ziun Aus druck. Es dacht sich zum Inn und seinem Zufluß Salzach ab und wird, mit der kleinen Ausnahme des nördlichen Sauwaldes, auch dorthin entwäs sert. Die politische Grenzziehung im einzelnen folgt gegen das Aschachgebiet und das Einzugs gebiet der Traun zum Bezirk Vöcklabruck nicht Mit 6 Abbildungen, 2 Textbildern und 1 Tabelle. immer genau der Wasserscheide. Ein gewisser Widerspruch in der Gesamtabdachung ergibt sich insoferne, als der donaimächste Teil, der Sau wald, im Haugstein bei Engelhartszell mit 895 m die höchste Erhebung des Innviertels darstellt, und das, obwohl es mit dem Tannberg (785 m) unweit Mattsee, der geologisch den Alpenrand markiert, gewissermaßen noch an den sonst über all höheren Alpen Anteil hat. Kehrt es mit dem Anstieg vom Inn bis zur höchsten Erhebung des Alpenvorlandes, dem auf Innviertier Seite nicht ganz 800 m erreichenden Bergland des Haus ruck und Kobernaußerwaldes zwar dem übrigen Oberösterreich den Rücken, so öffnet es sich in der breiten Pforte zwischen diesem und dem Sauwald dem oberösterreichischen Zentralraum. Der bekannte Innviertier Heimatforscher Eduard Kriechbaum hat diesen breiten Durchgang sehr treffend als „Innviertier Tor" bezeichnet (1944). Die natürlichen Verbindungen aus dem oberen Irmviertel weisen mit dem Mattigtal noch zum Teil zur Vöckla-Ager-Pforte, im übrigen aber schon eher zum salzburgischen Beckenraum, was ja in mancher Hinsicht in den engen Beziehun gen des Bezirkes Braunau zu Salzburg zum Ausdruck kommt. Weitaus der Großteil des Innviertels liegt im Großraum des hier noch breiten Alpenvorlandes, das aber weder in seiner Entstehung noch in sei nen landschaftlichen Erscheinungen eine Einheit darstellt. An die engere Flußlandschaft am Inn mit seinen zur Schärdinger Enge heranführenden eiszeitlichen Schotterterrassen schließt das un regelmäßige, von tertiären Meeresablagerimgen aufgebaute Schlierhügelland an, das von den jungtertiären Schotterhöhen und -rücken des Kobernaußerwaldes und des Hausruck gekrönt wird. Im oberen Innviertel beherrschen westlich der Mattig die von den gewaltigen eiszeitlichen Gletschern geprägten Landformen das Bild. Sicli mehrfach mit dem Vorland verzahnend, steigt mit einer ausgeprägten Geländestufe im äußersten Norden der Sauwald empor, der einen über die Donau vorspringenden Ausläufer des Granit- und Gneishochlandes, des viel größeren Böhmischen Massivs, darstellt. Er läßt sich in einen mehr plateauförmigen, 500 m nur wenig überschreitenden Bereich mit Schotterdecken und
in das kuppige, über 700 m hohe Waldbergland zwischen Münzkirchen und Engelhartszell glie dern. Der östlich daran anschließende PlateauteU zählt größtenteils nicht mehr zum Iimviertel. Eine Erscheinung für sich stellt der fast ungeglie derte, mehr als 300 m hohe Steilabfall zur Donau dar. So ergibt sich trotz des vorherrschenden Flach landcharakters des Ilmviertels, dessen hügeliges Relief gelegentlich durch tief eingeschnittene Täler verstärkt wird, ein recht mannigfaltiges Bild, das im hohen Sauwald und im Hausruck bereits Mittelgebirgscharakter armimmt. Es setzt sich aus sehr verschiedenen natürlichen Land schaftstypen zusammen, deren Entstehung von vielerlei Faktoren abhängt und weit in die Erd geschichte ziurückreicht. Versuchen wir den kom plizierten Werdegang des Irmviertels zu verfol gen, so müssen wir feststellen, daß das je nach den erhaltenen Zeugen nur lückenhaft möglich ist, und trotzdem läßt sich ein recht gutes Bild über die Hauptetappen seiner Entstehung ent werfen. Wir müssen dabei grundsätzlich zwi schen dem Baumaterial, das sind die Gesteine, die unser Innviertel aufbauen, und den Landfor men xmterscheiden, die das natürliche Relief des Landschaftsbildes bestimmen und die in den meisten Fällen jünger sind als die sie aufbauen den Gesteine oder bestenfalls mit diesen gleich alt sein können. Eingehende Untersuchungen im Zuge der amtlichen geologischen Kartierung, aber auch der Erdölprospektion erlauben im Vorland bereich verhältnismäßig präzise Aussagen bis in mehrere tausend Meter Tiefe hinab. Die Gesteine als Baumaterial des Innviertels Wenn wir die sehr verschiedenen Gesteine des Innviertels nach Alter und Entstehung analysie ren, so erhalten wir bereits wertvolle Anhalts punkte über die für den heutigen Gesteinsbe stand, aber auch für die wichtigsten Landformen maßgebenden Abschnitte der Erdgeschichte (siehe Tabelle und Textbild 1). Die Sauwaldgesteine Die kristallinen Gesteine des Sauwaldes (vgl. G. Tuchs und O. Thiele, 1965 und 1968) stellen einen von allen anderen Gesteinen des Innvier tels völlig verschiedenen Komplex dar. Bestehen sie doch durchwegs aus Gemengen kristallisierter Minerale, denen jede Spur eines Lebens fehlt, was natürlich nicht heißt, daß es zur Zeit ihrer Entstehung noch kein Leben gegeben hätte. Es ist vielmehr die Art ihrer Bildung, entweder aus einer von der Tiefe aufsteigenden flüssigen Ge steinsschmelze (Magma) oder aus älteren, in grö ßere Tiefe xmter die Erdoberfläche versenkten Gesteinen, die eine völlige Umwandlimg vor allem durch Umkristallisation bei erhöhter Tem peratur und höherem Druck erfahren haben. Eine Mittelstellung zwischen beiden nehmen die Gra nite des Sauwaldes ein, z. B. der „Schärdinger Granit", für den mit Hilfe von den in seinen MLneralbestandteilen enthaltenen radioaktiven Isotopen (Kalium-Argon- und Rubidium-Stron tium-Methode) ein imgefähres Alter um oder knapp über 300 Mill. Jahren ermittelt werden konnte (O. Thiele, 1969). Das ist eine Entste hungszeit, die zwischen den wesentlich älteren grobkörnigen „Weinsberger Graniten" (um 400 Millionen Jahre) des imteren Mühlviertels und den jüngeren mittel- bis feinkörnigen „Mauthausener Graniten" (280—290 Mill. Jahre) liegt. Die Granitbildung fällt in die Zeit der sogenann ten variszischen Gehirgshildung des Erdalter tums. Mit dieser für Europa imd damit auch unseren Raiun so wesentlichen Gebirgsbildungsperiode hängt außer den Granitintrusionen des Mühlviertels und Sauwaldes auch die Umwand lung älterer Hüllgesteine zusammen, die z. T. wieder aufgeschmolzen oder zumindest durch die während der Gehirgshildung gegebenen Tempe ratur- und Druckverhältnisse umgewandelt wor den waren. Hierher gehören z. B. die cordieritreichen (Cordierit ist ein blauviolettes Silikatmine ral) Mischgesteine von Wernstein und die über weite Strecken recht einförmigen Perlgneise (aus angewitterten Gesteinen leuchten die Feldspate perlenartig weiß heraus), die einen Großteil des Sauwaldes aufbauen, sowie auch die Grohkorngneise. Wenn auch der Schärdinger Granit mit seinen zahlreichen Einschlüssen von Fremdgesteinen und dem Cordieritgehalt darauf hindeutet, daß beim Eindringen seiner Schmelze größere Mengen von Nebengestein aufgeschmolzen worden waren, so herrscht doch im wesentlichen die für Erstar rungsgesteine der Tiefe typische richtungslose
Fazmonien IJJnt^Plioz.) Karpatien Eggenburgien zän supolien Kambrium iblagerungen bzw. Gesteine ^ an der Oberfläche Gefälle Auablagerungen 0,99^9 Blockmoräne, Geschiebemergel « u.Niederterra8sen8chotter(NT) Blockcnoräne, Geschiebemergel « u.Hochterras8en8chotter(BT) * Blockmoräne, Geschiebemergel ^ i r, «y u.Jüng.reckenschotter(JDS) Blockmoräne und Alterer „ „ « w Deckenschotter(ADS) ' * Eichwald-Geinberg-Schotter 2,4-2,9^ Pedernberg-Trittfold-Schotter 2,8-2,9^ Geiersberg-Schotter um 5,3^ Hausruokschotter i.e.S.d.V« 7*4^ Kohlef•Süßwasserschichten 3»7-5t 5^ Oncophoraschichten tiberdeckte Gesteine in Gefälle der Tiefe Erhaltene Landformen Schotter und ^ Sande "u des 5 oberen | Innvier- £ tels " Treubacher Sande M Braunauer Schlier ® Mehrnbacher Sande 2 ^ Rieder Schiohten > w Ottnanger Schlier S Atzbacher Sande Töcklaschichten Ealler Serie Fuchkirchener Serie Quarzsande u« Rummulitensandsteine des Helvetikums Kergel des Helvetikums Plysch des Tannberges i Haller Schlier Sande - Sandsteine Tonmergel Konglomerate Linzer Sande Tonmergel Konglomerate Tonmergel Mergelkalk Pischschiefer Sandsteine u. Algenkalke Granite u, Hischgneise des Sauvaldes (Variezlsche Gebixgsbildung) Austufen»Moore,junge Talkerben Jungmoränenwälle u.NT d« Salzach-u,Inntales Altmoränen Hochburg-Gilgenberg u.lößbed.HT d.Salzach-Inntales Ardenberg-Sperledt-Moräne u. zertalte Terrassenreate d.JBS Siedelberg-Moräne u. zertalte Schotterplatten u.Terr.d.ÄDS Schotterriedelentlangdes Inntales Reste alter Aufschotterungsflachen im Vorland u.Schotterverebnungen im Sauwald Pitzenbergkuppe 800-1000 m marine Tonmergel u« Sandsteine Schelfmeerkalke, Dolomite und Sandsteine Pestland-Tone u.-Sandsteine Pestland-Sandsteine U.Konglo merate; Granite u.Gneise d.Bdhm, Massivs
'Ay Granite Passau lllll KristaMine Schiefer u. Mischgest. Flyschaipenanteil Ifj-Tü Unlere Innviertier Serie SchardCng Ix X X X X X XXXXXXx7\ IX X X y b X X X X X K K X Vc XXX *^X >/«o(<K K X <K 1* XX XX X X V-xjic x><xx><xxxx\ *,«^n(X XXXXKKXXKXA fX X XXxXXXXXXXX « X X f »VvX xk xx^xXxXx >XXXX XXXXXXX ^ XXXXX XXXXXX !)!t;t| Rieder Schichten D\Y. -r-^S i^'i^x^<VxV/^ X X X X X X y X X X WM Obere Innviertler Serie —,'\ r^Nf yX XX X> JST^x xxxyP \:--^XxXXX . |,V«*»] Kohtenserie u. Hausruckschotter (Ob. Sarmat bis Pannen) rscxx X X X xxxxxxxÄ^ VxxxxxvyxvxxXx>r Vvvx xiKxxyxyxvx AKv >JVxxxxyvxx VxXXXXifX / V xxxv \ X x^ ^ £rounau S^Üi! sSÜS »Iii: Ii!* ^iiliiiäSi i iii mt±±m C... " ^ Pliozän-Schotter Deckenschotter u. Quartär ungegliedert Hochterrassenschotter (fliBelszeit) Altmoränen (Riß-, Mindel- u. Günzeiszeit) Nii ede rte r r.-Schotter (Würmeiszeit) Jungmoränen (Würmeiszeit) Holozäne Talauen u. Moore Tonnberg x«**» Textbild 1: Ceologisdier Überblick über das Innviertel körnige Ausbildung vor. Ähnlich die Granite von Enzenkirchen-Matzing, Peuerbadi und die etwas feinkörnigeren Zweiglimmergranite von St. Sixt und Kopfing. Wie bunt, abwechslungsreich und ohne einheitliche Schieferrungsrichtung ist dage gen das Bild der nur z. T. aufgeschmolzenen, aber stark umkristallisierten und von Schmelze durdiaderten Mischgesteine etwa im Steinbrudi Wernstein. Einförmig wirken im Vergleich dazu die viel einheitlicheren, im größeren Verband aucii stets deutlich schiefrigen Perlgneise. Älter noch als diese variszischen Gesteine ist eine Gruppe von intensiv verfaltenen, eher dimklen Schiefergneisen mit bescheidenen Marmorein schlüssen, wie sie im Inntal südlich Passau und an einigen anderen Stellen des Sauwaldes auftre ten. Sie unterscheiden sich von den variszischen, WNW-OSO streichenden Gesteinen im Mineral bestand (tonreichere Ausgangsgesteine) und in einem SSW-NNO orientierten Bauplan. Somit sind diese älteren Schiefergneise schon in altpäläozoischer Zeit entstanden, was bedeutet, daß sie älter als 400 Mill. Jahre sein müssen, mög licherweise sogar älter als 500 Mill. Jahre sind. Wenn wir heute alle diese einst in der Tiefe durch langsame Erstarrung oder Umwandlung
entstandenen Gesteine an der Oberfläche finden, so setzt das eine Landabtragung von mehreren Kilometern überlagernden Gesteins voraus, wo für mehr als 250 Mill. Jahre zur Verfügung stan den. Die Gesteine des Tannberges — Anteil an den Alpen Vom ausgehenden Erdaltertum an fehlt dann im Innviertel durch viele Jahrmillionen bis in den letzten Abschnitt des Erdmittelalters, der Kreide zeit, zumindest an der Oberfläche jede Spur. Erst aus der unteren Kreidezeit, vor etwa 100—130 Millionen Jahren, liegen in den Gesteinen der hier von Salzburg her vorspringenden Tlysckalpen, denen der Tannberg angehört, wieder Nachweise vor. Es handelt sich um Tonschiefer, Mergel, Sandsteine imd Breccien, Gesteine, die in einem verhältnismäßig tiefen Meeresarm abgela gert worden waren und im Zuge der Alpenfal tung weit von ihrem ehemaligen Entstehungs raum nach Norden über jüngere Ablagerungen hinweg verfrachtet worden sind. Dabei sind auch die Ablagerungen eines jüngeren Meerestroges, des sogenannten Helvetikums, mit erfaßt, z. T. mit den Flyschgesteinen verfaltet oder auch vor diesen hergeschoben worden. Diese Gesteine des Helvetikiuns stammen z. T. mit einem Alter von mehr als 70 Mill. Jahren aus der Oherkreide (graue xmd bunte Mergel), z. T. mit 45—50 Mill. Jahren aus dem älteren Tertiär, dem Eozän (fos silführende Quarzsande und Nummulitensandsteine). Sie treten auf Innviertier Boden, weil größtenteils von eiszeitlichen Ablagerungen be deckt, nur bei Reitsham östlich Mattsee und am Nordfuß des Tannberges an die Oberfläche. Das Helvetikum bildet hier vom salzburgischen Vor land her über den Nordrand des Haunsberges und die Trumer Seen einen etwa zwei bis drei Kilometer breiten Streifen, der nach Osten zu im Bereich des Tannberges nur mehr 400—500 m breit ist und gegen Straßwalchen hin allmählich auskeilt (F. Aber er und E. Braumüller, 1958). Die Gesteine fallen, ähnlich wie die der Flyschzone, steil nach Süden ein vmd sind zusammen mit dieser über die jüngeren Vorlandablagerun gen geschoben worden. Eine Bohrung bei Fraham, westlich Mattsee, hat in 182 m unter dem Helvetikum die Vorlandmolasse erreicht. Inzwi schen weiß man aus dem östlichen Oberösterreich imd aus Niederösterreich, daß die Kalkalpen viele Kilometer weit nach Norden über die Flyschalpen und die Flyschalpen zusammen mit den Gestei nen des Helvetikums noch weit über die Vor landmolasse geschoben wurden. Der durch diese äußerste Überschiebung gegebene geologische Alpenrand ist allerdings im Gelände karun zu erkennen. Er zieht durch den Niedertrumer See und knapp nördlich des Tannberges nach Osten und liegt noch im Flachlandbereich. Selbst der Flyschalpenrand ist hier nur dmch die z. T. auf Salzbmger Boden isoliert aufragenden Kuppen des Haunsberges, Buchberges imd des Tannberges gekennzeichnet. Mit diesem kleinen Anteil des Innviertels an den Alpen wird auch ein jüngerer, aber wesentlicher Abschnitt der alpinen Gebirgsbildung aufgezeigt, die hier erst nach dem mittle ren Eozän wirksam werden konnte. Die Gesteine des Alpenvorlandes, der Molassezone Weitaus der größte Teil des Innviertels liegt im Alpenvorland. Seine Bausteine können in drei verschieden alte Gruppen eingeteilt werden, de ren älteste die Ablagerungen des Tertiärmeeres darstellen, auf die dann nach dessen Verlandung jungtertiäre Süßwasserablagerungen folgen imd schließlich, beschränkt auf das obere Irmviertel und das Inntal, die Eis- und Schmelzwasserabla gerungen des Eiszeitalters. Die aus den Ablagerungen des Tertiärmeeres her vorgegangenen Gesteine liegen auf einem vom Rand des kristallinen Hochlandes im Sauwald bis zur Salzburger Landesgrenze auf 3500 m ab fallenden Sockel, dessen Zusammensetzung durch zahlreiche Tiefbohrungen und refraktionsseismi sche Untersuchungen im Zuge der Erdölsuche verhältnismäßig gut bekannt ist. Es bieten sich somit in der Tiefe auch einige Anhaltspunkte über das Schicksal des Innviertler Raumes in der langen Zeitspanne vom jüngeren Erdaltertum bis ins jüngere Erdmittelalter, für die von der Ober fläche her nichts ausgesagt werden kann. Die Gesteine des Beckenuntergrundes Dieser vortertiäre Sockel wird im Norden vom kristallinen Grundgebirge der Böhmischen Masse eingenommen. Weiter im Süden erreicht dieses
Grundgebirge nur noch teilweise in einer von Bayern aus dem Gebiet von Alt- und Neu-Ötting über Geretsberg, am Alpenrand nach Osten in den Raum Frankenmarkt-Vöcklabruck ziehenden Schwelle die Sockeloberfiäche {K. Kollmann, 1977). In diesem südlichen Bereich wird es z. T. von Ablagerxmgen der oberen Karbonzeit (Stein kohlenzeit) bedeckt. Der gesamte Sockel wird von einer unvollständigen Schichtfolge aus dem Erd mittelalter eingenommen, eine Schichtfolge, die aber nicht den alpinen Ablagerungen gleicht, sondern den weiter im Westen jenseits der obe ren Donau in Süd- und Mitteldeutschland auftre tenden Gesteinskomplexen. So sind nur beschei dene Reste von Landablagerungen aus der Trias zeit, kalkige, bis 700 m erreichende Schelfmeerablagerungen vorwiegend aus dem oberen ]ura und vor allem 800 bis 1000 m erreichende, mehr sandig-mergelige Meeresabsätze aus der Zeit der oberen Kreide nachgewiesen worden. Die Meere des oberen Jura und der oberen Kreide sind also über Bayern auch in imseren Raum vorgedrun gen. Juragesteine bedecken vor allem die genannte Schwelle von Ötting-Frankenmarkt rmd einen bis westlich Ried nach Norden vorspringenden Sporn, sowie den kristallinen Untergrrmd südlich xmd östlich Schärding, wo sie schon 1918 bzw. 1928 bei den Bohrungen Winetsham 1 und 2 nachgewiesen werden konnten (E. Braumüller, 1961). Die Kreidegesteine verteilen sich auf die Bereiche beiderseits der Sockelschwelle und den Raum östlich des in die Schärdinger Gegend weisenden Juraspornes. Sie erfüllen somit die während der Ablagerxmg tief abgesunkenen Becken. Da in ihnen oft poröse Gesteine wie Sande und Sand steine vorkommen und bedeutende vortertiäre Brüche nachgewiesen sind, bieten diese kreide zeitlichen Schichten neben den sie überlagernden Sanden des Eozäns die Voraussetzungen für ölund Erdgaslagerstätten (z. B. im Ried-Schwanenstädter Becken). Erdöl und Erdgas entstehen in sauerstoffarmen Bodenschichten des Meeres, wo abgestorbene Organismen, vorwiegend Plankton, ohne vorher zu verwesen in Faulschlamm eingebettet wer den. Dieser Faulschlamm verfestigt sich im Laufe cier Zeit zu tonig-mergeligen Gesteinen imd die Überreste der Organismen wandeln sich in Kohlenwasserstoffe um. Durch den Druck der überlagernden Schichten oder durch Bewegungen in der Erdkruste werden diese organischen Ver bindungen in benachbarte poröse Gesteinsschich ten (Sande, Schotter, Sandsteine, Konglomerate oder auch geklüfteten Dolomit) eingepreßt, an deren Oberfläche sie sich an sogenannten ölfallen anreichern. Darunter werden Brüche oder Schichtaufwölbungen verstanden, wo das öl bzw. Gas infolge einer Abdeckung der porösen Ge steinsschicht mit undurchlässigem Gestein an einer Abwanderung gehindert wird. Nur an sol chen Stellen sind die für uns so wichtigen Stoffe auch gewinnbar. Die Ablagerungen des Tertiärmeeres Das nach einer Phase stärkerer Landabtragung dann im oberen Eozän, d. i. vor etwa 50 Mill. Jahren, vordringende Tertiärmeer hatte in einem Zeitraum von rund 30 Millionen Jahren Sedi mente bis zu 3500 m Mächtigkeit abgelagert, wobei das Meer mit Schwankimgen etappenweise weiter nach Norden vordrang. Der ältere Teil dieser Sedimente liegt, ebenfalls von jüngeren überdeckt, in der Tiefe tmd streicht mit seinen obersten Straten erst weiter östlich im Haus ruckviertel an der Oberfläche aus. Die geschlossene Schichtfolge beginnt im oberen Eozän (F. Aberer, 1958) mit Flachseeablagerun gen wie Sandsteinen und von Kalkalgen gebil deten Lithothamnienkalken, die fallweise öl füh ren (Maria Schmölln, Kohleck tmd Steindlberg im Kobernaußerwald sowie Ried i. L). Sie setzt sich im Oligozän bei zimehmender Absenkung des Meeresbodens gegen den Alpenrand hin mit der Ablagerung von Tonschiefem, Mergelkalk und schließlich mit den unter dem Sammelbegrilf „Schlier zusammengefaßten sandigen Tonmer geln fort. Sowohl die Gesteine wie die in ihnen enthaltenen Mikrofossilien, vorwiegend Schalen abgestorbenen Planktons, weisen auf Meerestie fen von mehr als 200 m hin. Die Mächtigkeiten nehmen vor allem in den als Puchkirdiener Serie zusammengefaßten Gesteinsschichten des oberen Oligozäns xmd xmtersten Miozäns gewaltig zu, ganz besonders am Südrand, wo sich infolge der starken, unter die Alpen einfallenden Absen-
kung auch ein Vorsdüeben der randlichen alpi nen Faltenpakete über diese Tertiärablagerungen vollzogen hatte. Dieser Zeitabsdhnitt wird neuer dings nach der Stadt Eger (Erlau) in Ungarn als Egerien bezeichnet (J. Senes, 1975). Es sprechen hier alle Erscheinungen dafür, daß wir es am Alpenrand mit einer Verschluckungszone im Sirme der modernen Plattentektonik zu tun ha ben. Dabei sind Schuppenpakete vom Meeresgrimd gelöst worden und in die Vorlandmolasse eingeglitten, z. B. die zwischen 1605 und 2661 m Tiefe erbohrte Schuppe von Perwang {K. Koll mann, 1977). Vom Alpenrand bis gegen den Nordrand des Kobernaußerwaldes sind mehrere Lagen von Schottern imd Sanden alpiner Her kunft eingelagert, die teilweise Erdgas führen (auf Innviertier Boden bei Munderfing, Pfaffstätt bei Mattighofen, Friedburg und Hocheck im Kobemaußerwald). Auch die den Linzer Sanden ent sprechenden Basissande mit dem kleinen, bereits ausgebeuteten Ölvorkommen von Taufkirchen a. d. Pram sind hierher zu zählen (R. Grill, 1951, und E. Braumüller, 1961). Die über der Puchkirchener Serie folgende Hal ler Serie gehört dem der Burdigalstufe entspre chenden „Eggenburgien" (nach Eggenburg in Nö.) an. Sie besteht basal aus Sanden, die noch vereinzelt Erdgas enthalten (Treubach, Munder fing und Oberminathal), und darüber aus dem Haller Schlier (benannt nach Bad Hall in Oö.). Nach einem vorübergehenden Rückzug des Mee res von der nördlichen Küstenlinie, die schon nahe dem heutigen Kristallinrand verlief, setzte ein neuer Vorstoß ein, wobei sich die Absenkimgsachse aus dem Raum des Alpenrandes wei ter nach Norden verlagert hatte. Die Zerstückelimg des Untergrundes durch Brüche hat aufge hört. Noch immer liegen aber diese Sedimente imter der Geländeoberfläche, nur am Obertrumer See sind sie an der Alpenrandstörung an weni gen Stellen auch auf Innviertier Boden freigelegt, von wo sie sich ins Salzburgische fortsetzen. Bei der über den Haller Schichten folgenden, maximal 650—700 m mächtigen Innviertier Serie wechseln stärker sandige mit mehr tonig-merge ligen, als Schlier bezeichnete Ablagerungen ab. Sie gehört bereits der Zeit des mittleren Miozäns an und bildet den Abschluß der marinen tertiä ren Schichtfolgen. Ihre tieferen Schichtglieder, die Vöcklaschichten (mergelige Sande) und die Atz bacher Sande (graue bis gelbliche Quarzsande), erreichen erst außerhalb des Innviertels zwischen dem Vöckla-Ager-Talzug imd dem Hausruck die heutige Landoberfläche, ihre höheren aber tref fen wir im Innviertel an. Sämtliche Schichtglieder dieser Serie sind infolge der nach Westen absin kenden Vorlandmulde hufeisenförmig so ange ordnet, daß die älteren den östlichen Außensaum aufbauen und die Schichten von dort gegen den Muldenkern im Räume Treubach bis südlich Braunau immer jünger werden. Wie das Schlier vorkommen bei Salling nahe Münzkirchen be weist, hat das Tertiärmeer vor etwa 17—18 Mill. Jahren den Höchststand von mindestens 500 m heutiger Seehöhe erreicht. Der Schlier von Sal ling gehört dem weit verbreiteten Ottnanger Schlier an, der nach dem Mikrofossilinhalt auch als Robulus-Schlier bezeichnet wird (benannt nach Ottnang bei Wolfsegg). Die charakteristi schen Fossilien von Ottnang gaben den Anlaß, daß bei der Neugliederung des Jungtertiärs der gesamte, die Irmviertler Serie umfassende Zeit abschnitt als „Ottnagien" bezeichnet wurde (/. Senes, 1973). Ähnlich wie die Atzbacher Sande im Südosten unterlagern den Ottnanger Schlier entlang des Sauwaldes, vor allem in der Taufkirchener Bucht und zwischen Andorf und Enzen kirchen Strandsande, die „Enzenkirchener Sande" Aherers (1958), die mit den weiter östlich (Prambachkirchen imd Plesching bei Linz) diskordant über den älteren Linzer Sanden liegenden Phos phoritsanden vergleichbar sind. Nach Westen hin wird der Ottnanger Schlier der Reihe nach von den Rieder Schichten (Tonmergel mit glimmerigen Feinsanden), nach dem Mikro fossilinhalt auch als Rotalienschlier bezeichnet, den Mehrnbacher Sanden (grünlichgraue glauko nitische Quarzsande mit Tonmergeln), dem Braun auer Schlier (feinsandige Tonmergel), den Treu bacher Sanden (glimmerige glaukonitische Fein sande mit Tonmergellagen) imd schließlich von den nach einer typischen Muschel benannten, den Meeresrückzug anzeigenden imd daher bereits brakischen Oncophoraschichten (Tonmergel mit Feinsandlagen) überlagert. Die gegen Westen zu absinkenden Schichten der Innviertier Serie gehen im oberen Iimviertel und
im Salzburger Vorland in gleichalte Sande imd Schotter über, die auf einen größeren Alpenfluß, wohl einen Salzachvorläufer, aus dieser Zeit hin deuten. Sie sind dort allerdings mit Ausnahme des bereits in Salzburg liegenden Oichtentales von jüngeren Ablagerungen überdeckt. Die (obere) Süßwassermolasse Vor etwa 17 Mill. Jahren ist das Meer endgültig vom Vorland zurückgewichen. Alle nachfolgen den Ablagerungen sind somit Süßwasserbildun gen auf dem Festland, die auf Flüsse oder Seen zurückzuführen sind; sie werden allgemein unter dem Begriff (obere) Süßwassermolasse zusam mengefaßt und weisen daher keine so geschlos senen Schichtfolgen auf, wie sie aus der Zeit der Meeresbedeckung vorliegen. Wir müssen also im Jungtertiär des Innviertels mit größeren Schicht lücken rechnen, mit Zeiträumen, in denen an Stelle der Ablagerung Landabtragung stattgefun den hatte. So liefern uns nach einer Zeit der Ab tragung die fast über das gesamte Innviertel und auch noch östlich davon weit verstreuten soge nannten „Quarzitkonglomerate" (H. Kinzl, 1927) den ersten Nachweis. Dabei handelt es sich um Quarz- und Quarzit-Schotter alpiner Herkunft und teilweise auch um Quarzsande, die nicht durch ein kalkiges Bindemittel verfestigt sind, sondern dxurch Kieselsäure, worauf ihre Wider standskraft gegen Verwitterungseinflüsse zurück zuführen ist. Meist sind sie in Form der losen Blöcke bekannt, die stellenweise gehäuft auftre ten, wie um Mehrnbach, wo sie als Mehrnbacher „Zwanz'ger" oder „Vierz'ger" bezeichnet wer den, am Fuße des Hausrucks und am Rande des Sauwaldes bei Neukirchen a. W. und besonders bei Münzkirchen (siehe Abb. 5). Sie kommen da her umgelagert in allen jüngeren Schottern von Geiersberg bis herab zu den jungeiszeitlichen Schottern entlang des Inns vor, wo sie oft wun derschöne Auskolkungen zeigen. Ein gewaltiger, plattenförmiger, etwa 5 mal 5 mal 2 m großer Block, wohl der größte bekannte außerhalb des Sauwaldes, ist erst in den letzten Jahren beim Straßenbau zwischen Ried i. I. imd Mehrnbach (siehe Abb. 6) freigelegt worden (vgl. Beschrei bung A. Adlmannseder, 1977). Von den land wirtschaftlichen Nutzflächen sind die störenden Blöcke im Laufe der Zeit beseitigt worden, z. T. fanden sie früher auch als Bausteine Verwen dung; neuerdings sind sie auch als Zier steine in Gärten geschätzt. Fast alle diese Blöcke lassen eine gelbbraune, wüstenlackartige Verwittenmgsrinde erkennen, die nicht auf gegenwärtige, auch nicht auf eiszeitliche Klimaeinflüsse zurückge führt werden kann, sondern älter sein muß. Die Entstehung dieser Quarzitkonglomeratblöcke kann am besten in den Schottergruben des Pitzenberges bei Münzkirchen studiert werden. Dort treten in den oberen Partien des hier 40—50 m mächtigen, etwas kaolinhältigen, weißen Schot ters bankartig kieselige Verfestigungen auf. In folge des großen Anteils stark zersetzter Quarzitgerölle ist auch ein hoher Quarzsandanteil fest zustellen. Kaolin entsteht durch Verwitterimg von Feldspat unter entsprechenden subtropischen wechselfeuchten bzw. -trockenen Klimabedingtmgen, wobei die Kieselsäure gelöst und wieder ausgeschieden wird. Die Bildung von Sümpfen kann diesen Vorgang fördern. Aber nicht nur am Pitzenberg des Sauwaldes, sondern auch am Nordabfall des Hausrucks bei den Pramquellen (am Waldlehrpfad Simbrunn) stehen diese kaolinisierten imd verkieselten Schotter an. Sie sind ferner am Grimberg bei Frankenmarkt und in größeren geschlossenen Decken jenseits des Irms in Ostbayern, besonders in der Umgebung von Griesbach im Rottal bis in die Umgebung von Simbach zu finden, wo sie infolge der durchgrei fenden Verwitterimg als „Quarzrestschotter" be zeichnet werden (F. Neumaier und Mitarbeiter, 1957). Wir dürfen also annehmen, daß diese Schotter auch in unserem Innviertel ursprünglich eine zu sammenhängende Decke gebildet hatten, die bei der späteren Landhebimg, Zertalung und der da mit verbimdenen Abtragung des Landes zerstört worden war. Da geeignetes Fossilmaterial fehlt, können diese Schotter nur auf Grund ihrer Lage rung altersmäßig eingestuft werden, wobei der Zeitraum von Badenien (ehem. Torton) bis Sarmatien, also des oberen Miozäns, etwa zwischen 16 und 12 Mill. Jahren in Frage kommt (H. Kohl, 1967). Nach einer weiteren Schichtlücke folgen dann die unter der Bezeichnung „kohleführende Süßwasserschichfen" (F. Aherer, 1955) zusammengefaß-
ten Ablagerungen. Im Hausruck sind dies die Kohlenflöze mit den sie begleitenden Tonen und banden. Nach Westen zu gehen diese Schichten in die nur mehr sehr bescheiden Tone und Kohle führenden Kobernaußerwald-Schotter über, die dann im oberen Innviertel, größtenteils von eis zeitlichen Ablagenmgen bededct, nur mehr im Enknachtal, am Nordfuß des Ardenberges und entlang der Salzach, wo sie das im Abbau be findliche Salzach-Kohlenrevier von Trimmelkam bergen, angeschnitten werden. Die kohleführenden Süßwasserschichten sind in ein Abtragungsrelief des Untergrundes eingela gert, das von 640—560 m am nördlichen Haus ruck imd Kobernaußerwald einerseits nach Süden (im Gebiet von Ampflwang auf 550—580 m) und ganz besonders nach Westen hin (im Mattigtal auf 400—420 m) bis an die Salzach auf 290—350 m abfällt. Vereinzelt, wie bei Gxmdertshausen, rei chen diese Schichten auch noch tiefer hinab. Ton und Kohle weisen auf lokale, verlandete Seen, Zypressen- und Sequoiensümpfe hin (E. Hof mann, 1927); die Sande und Schotter stellen Flußablagerungen dar. Auf Grund von Fossüfunden (Pollen, andere Pflanzemeste, Schnecken im Salzachtal und die zu den Rüsseltieren zählenden Mastodonten, Pferdevorläufern u. a. im Kober naußerwald und Hausrudc — E. Thenius, 1952) koimte vom Hausruck nach Westen ein zuneh mendes Alter vom Pannon (Unt. Pliozän, neuer dings noch dem oberen Miozän zugerechnet) im Hausruck, über Pannon bis Ober-Sarmat im Ko bernaußerwald und Sarmat bis Badenien im Salzachgebiet festgestellt werden. Damit stand für die Ablagerung dieser Schichten die Zeit von etwa 13 Mill. bis 7 Mill. Jahren zur Verfügung. Die kohleführenden Schichten werden im Haus ruck und Kobernaußerwald ab einer Höhe von 660—680 m vom eigentlichen Hausruckschotter im engeren Sinne überlagert, der nur mehr die Kämme, die sogenannten Firste, des Hausruck und die höchsten Teile des Kobernaußerwaldes aufbaut. Auch diese gröberen Schotter enthalten noch typische Fossilreste aus dem Pannonien und müssen demnach einem jüngeren Abschnitt dieser Zeit etwa zwischen 7 und 5 Mill. Jahren zuge rechnet werden. Sowohl die Schotter der Kohlen serie wie auch die eigentlichen Hausruckschotter sind Vollschotter, das heißt, daß sie, von ihren obersten Lagen abgesehen, weder durch Verwit terung noch durch Umlagenmg eine entspre chende Auslese imd damit Beschränkung auf die widerstandsfähigsten Bestandteile erfahren ha ben, wobei der Anteil an Kalkgesteinen beim Hausruckschotter größer ist als beim älteren der Kohlenserie. Eine Verfestigung durch Verkieselung kann nicht festgestellt werden, wohl aber treten in der älteren Serie noch mehr oder weni ger stark verkieselte Holzreste, ja ganze Wurzel stöcke auf. Die große Mächtigkeit beider Ablagerungskom plexe, die vom östlichen Hausruck von mehr als 100 m gegen den Kobemaußerwald auf 250 m tmd mehr zunimmt, läßt auf eine neuerliche grö ßere Absenkimg des Vorlandes nach Westen hin schließen. Vom Ende des Pannons an, das vor etwa 5 Mill. Jahren anzusetzen ist, begiimt dann aber eine kräftige, großräumige, weit über das Innviertel hinausgreifende Landhebung und mit ihr die Eintiefung der Flüsse imd Bäche, die eine entsprechende Landabtragung zur Folge hatten. Westlich und nördlich vom Kobernaußerwald und Hausruck sind im jüngsten Tertiär, im Plio zän, die Schotter ausgeräumt und zum Teil in tie fere Niveaus umgelagert worden. H. Graul (1937) hat hier drei Stockwerke von selbständigen Schot terpaketen unterschieden, die Schotter von Geiersberg in 560 m, die Federnherg-Trittfeldschotter in 540 bzw. 520—470 m, und die Aidiberg-Geinberg-Schotter in 480—460 m. Letztere zählt L. Weinberger mit den unmittelbar an den nördlichen Kobernaußerwald anschließenden Eichbergschottern bereits zum ältesten Quartär und damit zu den früheiszeitlichen Schmelzwas serablagerungen (1955). Alle diese Schotter bestehen aus widerstandsfä higsten Gesteinen wie Quarz, Quarzit, Radiolarit und einigen wenigen anderen harten Bestandtei len. Dabei fällt auf, daß am ehesten in den älte sten, den Schottern von Geiersberg, vereinzelt noch, oft bereits zersetzte Gerölle aus Granit, Gneis, Amphibolit oder anderen kristallinen Zen tralalpengesteinen vorkommen; Karbonate feh len vollkommen. Das zeigt, daß sie sowohl durch Verwitterung wie auch durch wiederholte Umlagerung eine Auslese in Richtung der Widerstands-
fähigsten Bestandteile erfahren haben, weshalb sie als Restschotter zu bezeichnen sind. Die fort schreitende Zertalung hat von diesen einst mäch tigen Flußablagerungen nur mehr unzusammen hängende, die Meeresablagerxmgen krönende Kuppen, Rücken oder kleine Plateaus übriggelas sen. Die Ablagerungen des Eiszeitalters Dem vor etwa 2 Mill. Jahren beginnenden Eis zeitalter können die schon erwähnten, an den Kobernaußerwald anschließenden Eichwaldsdiotter zugerechnet werden. Im Salzach-, Mattig- und Inntal folgen die Schmelzwassersdiotter der vier klassischen Eiszeiten, die A. Penck und E. Brüde ner (1909) in Ältere imd Jüngere Deckenschotter und weiter in Hoch- xmd Niederterrassenschotter gegliedert haben. Am jeweiligen Gletscherende sind im oberen Innviertel die immittelbaren Eis ablagerungen liegen geblieben, die Endmoränen, die aus blockführendem Schutt und, soweit vom Transport am Grunde des Eises stammend, auch aus Geschiebemergel und gut geglätteten und gekritzten Geschieben bestehen. Im Gletscher bett selbst wurde die dicht gepackte geschiebemergelreiche Grundmoräne hinterlassen. Zu den typischen eiszeitlichen Ablagerungen gehört auch der als Staub abgesetzte kalkreiche, hellgelbe Löß entlang der Salzach und des Inns, der, soweit aus älteren Eiszeiten stammend, bereits entkalkt und infolge entsprechender Tonanreicherung zu brau nem Lehm verwittert sein kann. Erst vor etwa 10.000 Jahren ist die letzte Eiszeit zu Ende gegangen und der erst kurze, als Holozän bezeichnete Zeitabschnitt der geologischen Gegenwart hat bei uns verhältnismäßig wenig Ablagerungen hinterlassen. Es handelt sich dabei vorwiegend um umgelagerte Schotter entlang der Flüsse Salzach und Inn, mn Feinsande und Aulehme, wie sie im Hochwasserbereich sämtlicher Gewässer in den Talsohlen zurückbleiben, ver einzelt, besonders im oberen Iimviertel, auch um Seekreide und an organischer Substanz reiche Flachwasser- oder Smnpfablagerungen verlande ter Seen bis zu Hochmooren. Die heutigen Landformen als Ergebnis erdgeschichtlidier Entwicklung Wie schon eingangs erwähnt, sind die heutigen Oberflächenformen des Landes grundsätzlich jün ger als die Gesteine, aus denen sie herausmodel liert worden sind. Bestenfalls können sie gleichalt sein, wie z. B. die letzteiszeitlichen Endmoränen, die uns noch sehr eindrucksvoll in der typischen Wallform, der ursprünglichen, vom Gletscher ge stalteten Ablagerungsform, entgegentreten. Versuchen wir die vielfältigen Geländeformen des Innviertels nach der Art ihrer Entstehrmg und nach ihrem Alter zu untersuchen, so finden wir bei Beschränkung auf die heutige Landober fläche ähnlich wie bei den Gesteinen die ältesten Überreste wieder im Sauwald. In der Tiefe des heutigen Vorlandes sind zweifellos über deckte Reste noch älterer Landoberflächen vor handen. Als solche können wir z. B. die weit ab gesenkte Auflagerungsfläche der tertiären Mee resablagerungen ansehen. Auf sie wollen wir aber bei unserer Betrachtung nicht weiter einge hen, obwohl die Möglichkeit besteht, daß auch im höheren Sauwald wieder freigelegte Reste sehr alter Formen enthalten sein können. Das Bergland des Sauwaldes Der Sauwald läßt sich in den kuppigen höheren Sauwald mit Haugstein (895 m), Schefberg (791 m) usw., in das nur zum Teil zum Innviertel gehörende östlich anschließende Plateau zwischen 550 und 600 m und in das teilweise zum Iim und ziur Donau hin getreppte westliche Plateau glie dern. Der höhere Sauwald ist ein Bergkuppen land, dem jede Spur einer ehemaligen Schotterbe deckung fehlt. Er hat also in der Zeit der großen Flußaufschotterungen des Jungtertiärs bereits aus den Schotterebenen herausgeragt und muß auch schon vorher während des Meereshöchststandes als küstennahes Bergland bestanden haben. So mit stellt der höhere Sauwald den ältesten Teil der freiliegenden Landformen im Bereich des Sauwaldes und auch im gesamten Innviertel dar. Die Strandzone des Tertiärmeeres Sicher hat das Tertiärmeer zur Zeit der Ablage rung der Enzenkirchener Sande imd des Ottnanger Schliers, also während des Ottnangien vor etwa 17—18 Mill. Jahren, an der Formung des Sauwaldes mitgewirkt. Es sind damals Bran dungskerben und -plattformen angelegt worden, die bei ansteigendem Meer mit Sand und Schlier überdeckt, damit konserviert und bei Abtragung
der Decksdiidrten wieder freigelegt wurden. Auf diese Vorgänge weist z. B. das mehrere Meter mächtige Brandungsblockwerk über dem Granit steinbruch Gopperding bei Schärding hin, in dem Haifischzähne gefunden wurden {O.Schultz,1972). Im Anschluß an die höchste Uferzone, die das Meer hier in über 500 m heutiger Seehöhe er reicht hatte, konnten, gefördert durch das tropi sche bis subtropische Klima, jene großen Ebenen gebildet werden, die Voraussetzung für das west liche Sauwaldplateau sind, das dann später die wiederholt darüber hinwegfließenden Gewässer mehrmals überformt hatten. Die Schotterebene der „Quarzitkonglomerate" Die ältesten Schotterreste erkennen wir in den „Quarzitkonglomeraten", deren Oberfläche auf der Kuppe des Pitzenberges heute noch 560 m erreicht. Ihnen können die Schotter des Grimberges bei Frankenmarkt in 590—600 m und bei den Pramquellen am Hausruck in 620 m gleichgestellt werden. Die über das ganze Innviertel und weit darüber hinaus verstreuten Quarzitkonglomeratblöcke tmd das noch geschlossene Auftreten die ser Schotter westlich des Inns verraten, daß es im Innviertel zu dieser Zeit (etwa zwischen 16—12 Mill. Jahren vor unserer Gegenwart) eine den Raum beherrschende, nach NW, also Richtung Bayern, abfallende Schotterehene gegeben haben muß. Zu dieser Zeit existierte noch keine nach Osten entwässernde Donau. Von dieser alten Landoberfläche ist also außer der Pitzenbergkuppe und den verstreuten Trümmern der Blöcke rächt viel übriggeblieben. Die Tatsache, daß am Nordfuß des Pitzenberges der Sockel dieser Schotter höher liegt als an seinem Südfuß, läßt darauf schließen, daß sie in ein Relief eingelagert worden waren, ein Relief, das sich da oder dort auch noch in den heutigen Formen abzeichnen kann; so in der weiteren Umgebung des Pitzen berges und wahrscheinlich auch im östlichen Sau wald bei Neukirchen a. W., wo massenhaft Quarzitkonglomeratblöcke auftreten. Das an manchen Stellen gehäufte Auftreten von verkieselten Blök ken läßt vermuten, daß die unter subtropischen Klimabedingungen vor sich gegangene Verkieselung nicht gleichmäßig den gesamten Schotter körper betroffen hat, sondern bevorzugt wohl in vermoorten Bereichen wirksam war. Sumpf-, Moor- und Schotterebenen aus der Zeit des Pannons 30 bis 40 m tiefer als die Kuppe des Pitzenberges liegen südlich, westlich xmd nordwestlich Münz kirchen, aber auch südlich Esternberg ausge dehnte Schotterfelder, die von etwa 530 m gegen das Donautal hin bis unter 490 m abfallen. Die ses Niveau stellt den Rest einer alten Landober fläche dar, von der wir allerdings nicht wissen, ob sie der Aufschüttungsoberfläche eines Schotter körpers entspricht oder bereits einer Abtragungs form im Schotter, die durch einebnende Kräfte entstanden sein kann. Diese Schotter unterschei den sich wesentlich von den Quarzitkonglomera ten. Sie zeigen weder eine Verkieselung noch eine Kaolinisierung. Es sind aber bereits einzelne lose Quarzitkonglomeratblöcke eingelagert und auch Bänder von eingeschwemmtem kaolinischem Ton. Sie sind also als eine gesonderte und jüngere Ablagercmg zu betrachten. Dieser im Sauwald rekonstruierbaren Landober fläche dürften jedoch im Hausruck bzw. Kober naußerwald mehrere Niveaus entsprechen. Es kommen dafür in Frage: Das Ende der Ablage rung der Kohlenserie und das der eigentlichen Hausruckschotter sowie, falls zutreffend, auch die von E. Seefeidner unterschiedenen Abtragungs flächen im Kobernaußerwald (1935). Ein sicherer Nachweis der Zusammenhänge ist infolge des Fehlens von Resten dieser zum Hausruck-Kober naußerwald hin wohl divergierenden Schotter ebenen über dem Schlierhügelland schwierig. Jedenfalls muß es zwischen ihrer Ablagerung und der der verkieselten Schotter eine Zeit kräfti ger Abtragung gegeben haben, denn die Kohlen serie des Hausrucks ist in ein Relief eingelagert, in dem es nur bescheidene Reste der Quarzitkonglomeratdecke gibt, und auch die bei Münzkir chen 20—30 m mächtigen jüngeren Schotter fül len eine flache Nord-Südmulde. Die große Mäch tigkeit der Kohlenserie und der Hausruckschotter im Süden wird durch eine Landsenkung zur Zeit ihrer Ablagerung verständlich, worauf auch die Sumpf- und lokalen Tonbildungen der Kohlen serie hindeuten. Die große heutige Seehöhe der Hausruckschotter (bis 800 m) und die von E. Seefeldner angenommene stockwerkartige Überfor mung (1935) lassen aber auf eine bedeutende
Textbild 2: Gefällsverhältnisse der Innviertier Sdiotterdedcen Housruck Kobvrnausserwald Quarzitkorvglomerat-Qchotter Gruppe der Kohlenserie und Hausruckschotter Gruppe der pliozänen Schotter Eichwald-Geinberg-Schotter Gruppe der eiszeitlichen Schmelzwasserschüttungen Rezente Innaue nachträglidie lokal verstärkte Hebung schließen^ die größer gewesen sein muß als im Sauwald, denn ihre heutigen Verhältnisse ergäben ein für so große Schotterebenen tmwahrscheinliches Ge fälle von 3,7 bis 7,4 ®/oo (siehe Textbild 2). Diese Versteilung könnte auch nicht bei An nahme einer entsprechenden Kappung der Schot ter bei Münzkirchen erreicht worden sein. Für die Ausbildung dieser nach Süden divergieren den Landoberflächen kommt die Zeit des jünge ren Parmons zwischen 7—5 Mill. Jahren in Frage. In dieser Zeit muß im Hausruckgebiet die seit Beginn der Ablagerimg der Kohlenserie an dauernde Senkung in eine verstärkte Landhebxmg übergegangen sein. Das Ende der Vorland senkung, das gleichzeitig den Abschluß der Haus ruckaufschotterung bedeutet, dürfte die Ausbil dung eines Ostgefälles eingeleitet und damit zur Anlage der Donau geführt haben. Die Ausbildung der Wasserscheide zwischen Inn, Traun und Donau Hatte der Sauwald schon von den ältesten rekon struierbaren Landformen an eine Trennung zwi schen dem Einzugsgebiet des Mühlviertels und dem des Innviertels dargestellt, so hat die in Alpennähe besonders starke Landhebung am Ende des Pannons und zu Begiim des Pliozäns im Bereich von Hausruck und Kobernaußerwald zur Ausbildung der Wasserscheide zwischen den Ne benflüssen der Donau geführt. Die Hebvmg kaim aber nicht gleichmäßig gewesen sein, bzw. wird auch die Schotterzufuhr aus den Alpen ge schwankt haben, denn es wurden während des Pliozäns (vor 5—2 Mill. Jahren) weitere Schotter decken aufgebaut und auch wieder ausgeräumt. Dabei ist eine stockwerkartige Anlage entstanden und jeweils ein Teil der älteren Schotter wieder umgelagert worden. Die höchste dieser pliozänen Schotterdecken ist uns in der Verebnung bei Geiersberg in 560 bis 550 m erhalten; sehr wahrscheinlich gehören auch die Schotterreste in 500—490 m auf der Höhe zwischen der Pram und den Quellflüssen der Aschach zu diesem Niveau. Es muß also zu dieser Zeit im sogenannten „Innviertier Tor" noch eine das Innviertel imd das Hausruckviertel verbindende Schotterebene gegeben haben. Da die Geiersberg-Schotter höhenmäßig sehr be deutend von den Hausruckschottern abgesetzt sind, wird ihnen auch im Sauwald ein tieferes Niveau zuzuordnen sein, wofür die Schotter ebene im Bereich des Schacherholzes in 470 bis 480 m an der Straße Schärding—Müirzkirchen in Frage kommt, woraus sich ein Gefälle um 3,3 ®/oo ergibt.
Während der weiteren Landhebung ist die von Sdiotterresten dieses Niveaus gekrönte Wasser scheide zwischen dem Einzugsgebiet des Inns und dem der Aschach herausmodelliert worden. Die Entstehung des Tertiär-(Schlier-)Hügellandes zwischen Hausruck und Sauwald Mit der Ausräumung der Geiersberg-Schotter decke bis auf wenige Reste in der Nähe der im Osten entstandenen Wasserscheide wurden be reits größtenteils die tertiären Meeresablagerun gen freigelegt und zu einem flachen Hügelland zertalt. Eine neuerliche Unterbrechung der He bung bzw. eine verstärkte Schotterzufuhr aus den immer höher emporsteigenden Alpen hat aber mals zur Ablagerung einer ausgedehnten Schot terdecke, den „Fedemberg-Schottern" geführt, deren Reste uns auf den Kuppen und Rücken der höheren Schliererhebungen erhalten sind, wie am Federnberg entlang der Waldzeller Ache in 540 bis 530 m, im Rothenberg östlich Gurten in 520 bis 510 m, im nördlich anschließenden Hörndl holz in 495 m tmd im Trittfeld bei Taiskirchen in 520-470 m. Diese Schotterdecke füllt abermals ein Relief auf, wie am Trittfeld zu erkennen ist, wo die Sohle der Schotter tiefer liegt als die westlich anschlie ßenden Schlierhöhen. Im Sauwald müssen dem Federnbergniveau die Schotterreste in 445 bis 450 m entsprechen, die bei Göpping und eben falls an der Straße Schärding—Münzkirchen er halten sind. Für sie ergibt sich ein Gefälle von 2,8 bis 2,9 "/oo. Die bei Fortsetzung der Hebung wieder belebte Eintiefung des Gewässernetzes führte nicht nur neuerdings zur weitgehenden Ausräumung der Schotter, sie verursachte auch eine weitere und tief ergreifende Zertalung des marinen Untergrun des und damit die Umgestaltung des Plattenlan des zum Schlierhügelland. Die folgende Aufschotterung der Eichherg- (nach L. Weinherger) oder Geinherg- (nach H. Graul) -Schotter ist bereits auf den Raum des heutigen Inntales beschränkt und durch Schotterreste des Eichwaldes nordöstlich Mattighofen in 530 bis 520 m, des Aichberges bzw. Gaugshamer Waldes nordöstlich Unter-Treubach in 480—470 m, des Geinberges östlich Altheim in 470—460 m und schließlich östlich Antiesenhofen in 442 m nach gewiesen. Verlängern wir das sich daraus erge bende Gefälle von etwa 2,4—2,9 ®/oo bis in den Schärdinger Raum, so ergibt sich, daß dort die Schotter bei Brurmenthal in etwa 400 m entspre chen können; das ist 80—100 m über dem heuti gen Inn. Ob nxm diese Geinberg- bzw. Eichwald schotter bereits ins älteste Eiszeitalter (Pleistozän) zu stellen sind oder als letzte pliozäne Aufschot terung aufgefaßt werden sollen, läßt sich zur Zeit kaum sicher nachweisen, weil entsprechende Fossilien und auch andere überzeugende Nach weise noch fehlen. L. Weinberger glaubte auf Grund von Erscheinungen bei Mettmach, die als Froststörungen gedeutet werden könnten, an eine Ablagerung unter kaltzeitlichen Bedingungen (1955). Formen der eiszeitlichen Gletsdierund Schmelzwasserablagerungen und der Vorgänge im nicht vergletscherten Gebiet Das vor etwa 2 Mill. Jahren einsetzende Eiszeit alter mit seinem wiederholten Wechsel von pola ren bis subpolaren mit gemäßigten Klimaverhält nissen, ähnlich jenen der Gegenwart, brachte völlig veränderte Voraussetzungen für die wei tere Entwicklung der Landformen. Man kann wohl ohne Übertreibung sagen, daß es der letzte große Abschnitt bedeutender Landformimg war, dem vor allem das obere Innviertel und das engere Inntal seine heutige Gestaltung verdan ken. Die Gletscher sind damals aus dem alpinen Salzachtal mindestens viermal bis weit ins Vor land, bis in das obere Innviertel vorgestoßen und haben dort ihre Endmoränenwälle hinterlas sen, aus denen wir ihre jeweiligen maximalen Eisstände rekonstruieren können. Die sommer lichen Schmelzwässer dieser Gletscher haben mächtige Schotterfluren aufgebaut, die infolge des Klimawechsels und der sich fortsetzenden Hebung wieder zerschnitten imd deren verblei bende Reste je nach Alter in mehr oder weniger gut erhaltene Terrassenformen umgewandelt worden sind. Das kaltzeitliche Klima hatte aber auch vor allem infolge der Frostzerstörung und des tun drenartigen Dauerfrostbodens, der im Sommer nur an der Oberfläche aufgetaut war, zu einer verstärkten Landabtragung im nichtvergletscher-
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