Die heutige Morphologie ist Resultat der tertiären und quartären Landschaftsgestaltung. Glaziale Formen orientieren sich oft an Resten tertiärer Oberflächensysteme, auf die bereits im Kapitel Tertiär hingewiesen wurde. Auch quartäre morphologische Formelemente (Schutthalden, Schwemm- und Murkegel, Moränen, der Steinschlag-Hanganbruch und der Bergrutsch im Bärental) wurden in den entsprechenden Unterkapiteln des Quartärs bereits beschrieben, so daß im folgenden nur auf noch nicht behandelte Phänomene eingegangen wird.

Die geomorphologische Karte (Anl. 3) faßt die Ergebnisse weitgehend zusammen. Die nach HANNSS (1967) auf tertiäre Niveaus zurückgehenden Verebnungsbereiche und Hangverflachungen sind in Anlage 3 unter Berücksichtigung eigener, von HANNSS abweichender Ergebnisse dargestellt.

Pürsch-, Bären- und Großklausental münden in Form von Hängetälern ins Ahrntal (s. S. 10). Dies ist sicher nicht nur Ausdruck der glazialen Übertiefung des Haupttales gegenüber den Nebentälern, sondern bereits in der präglazialen Morphologie und ihren von HANNSS (1967) beschriebenen Niveaus begründet. Die Talstufen der Nebentäler zeigen ebenfalls Abhängigkeiten von tertiären Niveaus.

Die durch Tiefen- und Seitenschurf der Gletscher bedingte Erniedrigung des präglazialen Reliefs verwischte die Altformen des Tertiärs nicht vollständig. Teilweise wurden sie durch die glaziale Reliefversteilung auch akzentuiert; so wurden die während des Jungtertiärs fluviatil angelegten Stufen zwischen den Niveaus N IIIa, N IIIb und N IV (s. S. 124) deutlich herauspräpariert (HANNSS 1967). Der Ausbau dieser präexistenten Formen wird im Pürschtal am besten sichtbar:

Die markante Stufe südlich des Pürschtalmooses beim Wasserfall (2242 m) ist ein echter Trogtalschluß, der durch die Rücktiefung dahinter karriegelartigen Charakter annimmt. Die Rücktiefung und das heutige Einschneiden des Baches in den scharfen Trogrand zeigen, daß für seine Entstehung fluviatile Prozesse allein sicher nicht ausreichten.

Die Steilstufe des Pürschbachs zwischen 1960 m und 2100 m ist postglazial dagegen bereits stärker überprägt und weist dadurch weniger scharfe Formen auf.

Abb. 89: NE-SW Profil vom Lutterkopf (HP 2521) zur Breiten Rast (2098 m).

Die Osthänge der Kämme, die Buinland-, Pürsch-, Bären-, Großklausen- und Kleinklausental trennen, sind deutlich steiler als die Westhänge (s. Abb. 89 u. 90). An ihnen treten vermehrt Felsabbrüche auf, während die meist sanfter geböschten westlichen Talhänge sich oft durch Wiesen oder intensivere Bewaldung auszeichnen. Diese Ausbildung unterschiedlicher Hangneigungen ist weitgehend unabhängig von der Lithologie.

Am Hochfeld ist im Bereich der Gesteine der Oberen Schieferhülle nur die unterschiedliche Steilheit zu konstatieren, während am Schönberg selbst die Schwarzphyllite Steilabbrüche ins Pürschtal bilden (s. Abb. 90).

Auch am Haupttalhang ins Ahrntal kommt es am Schönberg und am Hochfeld zur Ausbildung von Steilabbrüchen in den Schwarzphylliten. Der lithologische Wechsel zu den Grünschiefern macht sich hangabwärts in der Steilheit der Haupttalhänge praktisch nicht bemerkbar.

Abb. 90: Abbrüche der Schwarzphyllite ins Pürschtal und Wiesenhang ins Bärental
(Schönberggrat nach WNW photographiert).

Im Bärental und im Großklausental hatten die ehemals in den Scharten gelegenen Hanggletscher (s. S. 133 ff. u. 136 ff.) sicher maßgeblichen Anteil an deren Ausgestaltung.

Karwandstufen sind nur im Großklausental entwickelt. Die eine setzt in 2300 m an und teilt sich nach Osten in eine obere und eine untere Teilstufe. Oberhalb der in 2700 m beginnenden oberen Stufe befindet sich das Klausenkees (s. S. 130).

Die gletscherbedingte Rücktiefung zwischen Pürschtalalm und Wasserfall beträgt etwa 5 m und ist für das "Pürschtalmoos" (s. S. 154) südlich der Alm verantwortlich. Oberhalb des Wasserfalls beträgt die Rücktiefung ebenfalls nur 5 m und bedingt eine Vernässung. Hier engen zum einen aber die ringsum schnell ansteigenden Hänge die Fläche ein, zum anderen begrenzt der sich in den Serpentinitriegel einschneidende Bach die Stauwirkung der Schwelle, so daß sich hier kein richtiggehendes "Moos" mehr entwickeln konnte oder zumindest ein solches seit dem tieferen Einschneiden des Baches nicht mehr existiert.

Aus der Höhe, mit der sich der Felsriegel über den Stauboden erhebt, und der maximalen Tiefe, in der unter dem Stauboden der anstehende Fels zu erwarten wäre, errechnet HANNSS (1967) einen Betrag der Glazialerosion von maximal 100 m für das Rötmoos im Röttal. Bei dem so erhaltenen Wert handelt es sich jedoch nicht um einen Maximal- sondern um einen Minimalwert für die untersuchte Lokalität, da er, wie HANNSS erläuternd anmerkt, nur den Unterschied des glazialen Schurfes, nicht aber den Gesamtabtrag durch das Eis angibt.

Im Pürschtal errechnet sich mit dieser Methode ein Minimalwert der Gletschererosion von 5 m. Für das gesamte Ahrntal gibt HANNSS (1967) Werte des Glazialschurfes von 0m bis über 100m und für den pleistozänen Hangabtrag Werte zwischen 0 m und 130 m an.

Die Erosion durch den Haupttalgletscher ist im Steinschlag auf circa 1320 m an einer Erosionsdiskordanz nachvollziehbar (s. Abb. 92). Oberhalb der vom Gletscher gekappten Grünschieferfolge wurde später ein Lockersedimentstapel abgelagert (s. S. 138). Der Aufschluß belegt einen minimalen Erosionsbetrag von etwa 6 m an dieser Stelle.

Ein Gletscherschliff als Kleinform der Glazialerosion wurde nur im hinteren Bärental auf 2080 m am Bachlauf gefunden. Die Schrammen zeigen erwartungsgemäß einen Transport des Eises in Richtung Talausgang an.

Im Zusammenhang mit der Erosion durch Gletscher dürften eventuell auch die nachstehend beschriebenen Hangverflachungen und Verebnungen sowie der Serpentinitschuttbereich im Großklausental (s. S. 136) stehen.

Abb. 92: Erosionsdiskordanz an der Ostseite des "Steinschlages" auf circa 1320 m.
Auf der Erosionsfläche der steil einfallenden Grünschieferfolge kam es zur
Ablagerung des hell verwitternden Lockersediments.

Neben den tertiären Verebnungsniveaus (s. S. 124), den Flachformen unterhalb der Scharten und denen der Moränenrandterrassen wurden weitere, bisher in der Literatur nicht erwähnte Hangverflachungen und Verebnungen aufgenommen. Die Entstehung dieser Formen kann aus dem eigenen Geländebefund allein nicht eindeutig geklärt werden; als auffallende Elemente des morphologischen Inventars seien sie aber zumindest genannt. Soweit möglich, wird eine Deutung angegeben.

- Vom Gipfel des Hochfeld (2296 m) dem Grat folgend, nach Nordnordwesten absteigend, fällt eine durch kleine Verflachungen hervorgerufene Treppung des Grates auf. Vom benachbarten Schönberggrat oder der Breiten Rast aus läßt sich diese Treppung nicht erkennen, da der Wald die Konturen verwischt. Deutlich ausgeprägt sind die Treppenabsätze in 2075 m und 2035 m, während die Verflachungen in 2020 m und 1970 m weniger auffallen. Ab 1960 m kommt es zu keiner ausgesprochenen Stufung des Grates mehr. Er fällt von dieser Höhe an jedoch nur sehr flach weiter ab und leitet in die große Verebnungsfläche von 1915 m bis 1880 m über (s. S. 163, Abb. 96). Durch eine etwas steilere Geländestufe zwischen 1900 m und 1890 m wird diese Verflachung zweigeteilt. Insgesamt fällt die Verebnungsfläche leicht nach Westen.

- Dem Wanderweg ins Großklausental folgend, überquert man zwischen 1850 m und 1840 m eine weitere Verebnung, auf der sich große Gneisblöcke und anderes Moränenmaterial finden (s. S. 137).

- Die kleine Verebnung, auf der die beiden Hütten (2025 m) am Nordwesthang des Hochfeld stehen (s. S. 163, Abb. 96), würde sich von der Höhe her etwa mit den beiden Gratstufen auf 2035 m und 2020 m parallelisieren lassen.

- 50 m südlich des Hochfeldgipfels (2296 m) ist im weiteren Gratverlauf auf einer Länge von etwa 80 m eine kleine Verebnungsfläche (2270 m) eingeschaltet (s. Abb. 93).

- Zu einer etwa 250 m langen Flachstrecke im Gratverlauf kommt es südöstlich der Hochfeldscharte (2215 m) auf circa 2470 m (s. Abb. 93).

- Am Schönberg fällt im Gratverlauf vom Gipfelkreuz (2160 m) nach Süden eine etwa 200 m lange Flachstrecke auf (ca. 2180 m), unterhalb der der Hang ins Bärental etwa 100 Höhenmeter hinab verhältnismäßig flach ist (s. Abb. 94).

- Mit der vorstehend beschriebenen Flachstrecke ist, in Bezug auf Länge, Ausbildung und Lage am vordersten Teil des Grates, vor dem Abfall des Haupttalhanges, der außerhalb des Kartiergebietes gelegene Breite-Rast-Grat vergleichbar. Vom "Gipfel" der Breiten Rast (2098 m) nach Südsüdosten verläuft der Grat auf circa 250 m Länge fast horizontal (s. Abb. 95). Die Flachstrecke liegt allerdings runde 80 m niedriger als die des Schönberg-Grates.

Verbindet man in der Karte die südlichen Endpunkte des horizontalen Gratverlaufes von Schönberg und Breiter Rast, so erhält man eine annähernd Haupttal-parallele Gerade. Sie schneidet den Hochfeldgrat etwa in Höhe der Verflachung auf 2075 m. Der Verlauf der Geraden und ihr Einfallen nach Südwesten könnte für einen Ahrntal-Gletscher des Hochglazials als Urheber dieser Formen sprechen. Dieser wäre dann auch für die Treppung des Hochfeldgrates verantwortlich.

Abb. 95: Blick von der Grubenalm (2040 m) über das Großklausental zur Breiten Rast (2098 m) mit der
nach Südsüdosten anschließenden auffallenden Flachstrecke im Gratverlauf auf circa 2100 m.

Die große Verebnungsfläche zwischen 1915 m und 1880 m fällt zum größten Teil mit der von HANNSS (1967) als tertiäres Verebnungsniveau N IV kartierten Fläche zusammen. Da sie nach Nordosten durch den Hochfeldgrat abgedeckt ist, kann die Erosionswirkung eines Haupttal-Gletschers für ihre Entstehung sicher nicht herangezogen werden. Die Geländeform spricht ebenfalls gegen einen Talgletscher des Großklausentals als Verursacher, so daß die Einstufung der Verebnung als tertiäres Niveau zu bejahen ist.

Die Verflachung zwischen 1850 m und 1840 m dürfte dagegen von hochglazialen Gletschern geformt worden sein, worauf auch die Moränenablagerungen (s. S. 137) auf ihr hindeuten.

Die Flachstrecke (2470 m) im Gratverlauf von der Hochfeldscharte zum Durreck steht im Zusammenhang mit dem tertiären Niveau N IIb von HANNSS (1967).