Geologie Spannagelhöhle
Ausführliche Detailinformationen
Erforschungsgeschichte
Die Höhle beim Spannagelhaus sowie die benachbarten kleineren Höhlen sind allesamt „junge Kinder“ der Höhlenforschung. Erst 1960 wurden die ersten 320 m Gangstrecken von Max H. Fink und Heinz Ilming vermessen. 1964 wurde die Höhle beim Spannagelhaus zum Naturdenkmal erklärt; 1994 wurden die eingangsnahen Teile nach entsprechendem Ausbau als Schauhöhle der Öffentlichkeit zugänglich gemacht. 1995 wurde das nach Norden hinunterziehende 95er-System entdeckt, dessen Prospektion bei weitem noch nicht abgeschlossen ist.
Lage
Die Höhlen in der näheren und weiteren Umgebung des namensgebenden Spannagelhauses (2529 m) erreicht man, indem man bis zum Talschluss des Tuxer Tales, dem westlichsten Seitental des Zillertales, fährt und die Gletscherbahn zum Tuxerfernerhaus nimmt. Von dort steigt man in gut 10 Minuten zum Spannagelhaus ab. Dort befindet sich der Eingang zur größten Höhle dieses Gebietes: der „Höhle beim Spannagelhaus“, kurz „Spannagelhöhle“ genannt (Kat.-Nr. 2411/001). Ihr Eingang, zugleich der Zugang zur öffentlich zugänglichen Schauhöhle, liegt auf einem breiten, grasbewachsenen Rücken, der in nordnordwestlicher Richtung hinunterzieht.
Geologie
Größere Höhlen in den Zentralalpen sind fast immer an lokale Vorkommen von Karbonatgesteinen gebunden. Im Fall der Höhlen des hinteren Tuxer Tales handelt es sich um echte Kalkmarmore, die lokal eng verfaltet in Kristallingesteine, im Wesentlichen Gneise, eingeschaltet sind. In den höhenmäßig ähnlich gelagerten Schächten und Höhlen des Kitzsteinhorn-Gebietes sind es die Kalkglimmerschiefer der Bündner Schichten; im hochalpinen Karstgebiet an der Großglockner-Hochalpenstraße östlich des Hochtors sind es Dolomite und Rauhwacken der sogenannten Seidlwinkltrias.
Ansicht des breiten Felsrückens, der vom Spannagelhaus in nordnordwestlicher Richtung hinunterzieht und unter dem sich ein großer Teil des derzeit bekannten Höhlensystems befindet. Der Berg im mittleren Hintergrund ist die Gefrorene-Wand-Spitze (3286 m). Links und rechts davon liegen die rasch zurückschmelzenden Eismassen des Gefrorene-Wand-Keeses, des Hintertuxer Gletschers. Rechts erkennt man gut die scharfkantige Ufermoräne, die vom Gletscherhochstand um 1850 stammt. Die Geländeform links der Lifttrasse ist die künstlich angelegte Schipiste.
Wie Marmor entsteht
Das Alter von Marmor ist nicht einfach zu bestimmen, da die Gesteinsmetamorphose tiefgreifende Veränderungen bewirkt hat. Im Fall des hinteren Tuxertales wissen wir, dass diese Gesteine erst in geologisch junger Zeit nach einer Phase tiefer Versenkung in die Erdkruste wieder herausgehoben wurden.
Der erste Prozess, die „Talfahrt“ in Richtung Erdinneres, geschah im Zuge der alpidischen Gebirgsbildung, als Decken weiter südlich gelegener Krustensegmente über die heutigen Zentralalpen geschoben wurden. Der zweite Prozess, die Heraushebung, erfolgte als Konsequenz einer West-Ost-Dehnung der Ostalpen, in deren Zuge die Hohen Tauern zwischen Wipptal und Katschtal emporkamen und noch immer emporkommen.
In weiterer Folge dieser „Liftfahrt nach oben“ rissen Spalten im Gestein auf. Heiße Lösungen drangen ein, und es bildeten sich die bekannten alpinen Zerrkluft-Minerale der Hohen Tauern sowie auch das Tauerngold. Verwitterung und Erosion tragen fast ebenso viel Material ab, wie seit Beginn dieses sogenannten Uplifts vor rund 20 Millionen Jahren von unten nachkommt. Die früheren Berge der Hohen Tauern und Zillertaler Alpen liegen heute fein aufbereitet als Sedimente im Untergrund Südbayerns: ein Werk der Vorläufer von Ziller und Inn.
Das Zusammenspiel von langsamer Heraushebung und Erosion führt letztlich dazu, dass man in den westlichen Zillertaler Alpen heute über Gesteine steigt, die noch vor ca. 20 Millionen Jahren etwa 25 km tief in der Erdkruste gelagert waren. Bei den dort herrschenden Bedingungen, bis ca. 550 °C und bis zu 10.000 bar Druck, reagieren Gesteine bereits plastisch. Außerdem kommt es zu einer Umwandlung ihres Mineralbestandes, der Metamorphose. Im Fall des Spannagelhöhlensystems wurde dadurch aus einem marinen Kalk des Oberjura ein Marmor geformt.
Auch der heute über dem Marmor liegende sogenannte Zentralgneis, aus dem zum Beispiel der Gipfel des Olperers (3476 m) besteht, wurde durch diese Prozesse verändert. Er weist seitdem eine schwache Schieferung auf, die ihm ursprünglich, als er noch Granit war, fehlte.
Die Bestimmung des Alters
Eine Folge der Metamorphose von Karbonatgesteinen ist die weitgehende Zerstörung von Fossilresten. Eine altersmäßige Zuordnung solcher Gesteine ist daher meist nur noch durch anderweitige Beobachtungen und Vergleiche möglich. Im Fall des Marmors im Spannagelgebiet spielte seinerzeit auch der Zufall eine wichtige Rolle.
Im Jahr 1939 bestand nahe dem Zusammenfluss von Tuxbach und Zemmbach beim Weiler Hochstegen ein kleiner Steinbruch, der heute noch an der Straße zu sehen ist. Das dort abgebaute Gestein ist derselbe Marmor wie oben beim Spannagelhaus. Er zieht von dort nach Nordosten und ist zum Beispiel für die steile Klamm des Tuxbaches westlich von Finkenberg verantwortlich.
Einem aufmerksamen Beobachter war ein eigenartiger spiralartiger Abdruck in einem großen Marmorblock aufgefallen, der bereits in eine Straßenmauer in Zell am Ziller eingebaut war. Fachleute des Geologisch-Paläontologischen Instituts der Universität Innsbruck erkannten darin den Negativabdruck eines zwar stark zerdrückten, aber eindeutig identifizierbaren Ammoniten und konnten den Fund bergen. Der Block wog rund 120 kg. Die Präparation dieses Fundes führte Georg Mutschlechner durch, der später langjähriger Obmann des Landesvereins für Höhlenkunde in Tirol war.
Spätere Untersuchungen konnten dieses Fossil sogar noch bis zur Gattung bestimmen. Dadurch war eine zeitliche Einstufung in den obersten Jura, also auf ca. 150 Millionen Jahre vor heute, möglich. Weitere Untersuchungen an Proben von Hochstegen sowie vom gut sichtbaren Aufschluss kurz vor der Talstation der Penkenbahn in Finkenberg konnten diese Einstufung durch Mikrofossilien zusätzlich untermauern.
Ein Meer vor 150 Millionen Jahren
Durch diese spärlichen Überreste ehemaliger Organismen lassen sich die höhlenbildenden Marmore des Spannagelgebietes, die in der Literatur als Hochstegenkalk oder Hochstegenmarmor geführt werden, zeitlich einordnen. Ihr Vorkommen belegt neben dem Alter auch die Entstehung dieses Gesteins. Es wurde am Grund eines Schelfmeeres abgelagert, dessen Tiefenwasser trotz der späteren Metamorphose noch als lebensfeindlich, also sauerstoffarm, nachweisbar ist.
Dafür sprechen mehrere Beobachtungen, die auch in der Höhle gemacht werden können. Beim Anschlagen der dunklen Lagen nimmt man häufig einen Geruch nach Schwefelwasserstoff wahr. Gesteinsanalysen belegen außerdem das häufige Vorkommen winziger Pyritkristalle. Pyrit ist ein Eisensulfid, das sich nur unter Bedingungen bilden kann, wie sie heute etwa in den Tiefen des Schwarzen Meeres herrschen.
Auch die regelmäßige Schichtung, die sich lokal bis in den Millimeterbereich verfolgen lässt, spricht dafür, dass das damalige Meeresbecken schlecht durchlüftet war und es deshalb am Meeresboden kein nennenswertes Bodenleben gab. In heutigen offenen Ozeanen, deren Tiefenwasser sauerstoffreich ist, werden die oberen Zentimeter des Meeresbodens intensiv von verschiedenen Organismen durchwühlt. Eine feine Schichtung kann sich dort daher nicht erhalten.
Ein weiterer Hinweis auf ein lebensfeindliches Milieu im Hochstegen-Meer ist die vorherrschend dunkle Farbe des Gesteins. Sie rührt von ehemaliger organischer Substanz her, die nach der Metamorphose als feinste graphitische Beimengung vorliegt. Ihr Gehalt übersteigt selbst bei sehr dunklen Proben kaum etwa 1 Gewichtsprozent. Das Gestein besteht also zum weitaus größten Teil aus Kalzit sowie etwas Quarz.
Organische Substanz, die von abgestorbenen Kleinstlebewesen stammt, die sich in den obersten, lichtdurchfluteten Zehnermetern des Meerwassers aufgehalten haben, bleibt am heutigen Meeresboden normalerweise nicht erhalten. Ihre Konservierung setzt ein beinahe sauerstofffreies Milieu voraus, das im obersten Jura offenbar gegeben war.
Gerade in der Spannagelhöhle sieht man immer wieder hellere Lagen, die in unterschiedlicher Mächtigkeit in die vorherrschend grauen Kalkmarmore eingeschaltet sind. Ihre auffallende Hellfärbung dürfte folgende Ursache haben: Am Rand dieses abgeschnürten Meeresbeckens konnten sich im seichten Wasser Areale mit hellen Karbonaten bilden. Von diesen Hochzonen glitten untermeerische Lawinen in die tieferen Beckenteile und transportierten helles Material in das schlecht durchlüftete Becken. Bei diesen hellen Lagen handelt es sich daher sehr wahrscheinlich um ortsfremdes Material, das während kurzzeitiger Ereignisse in das Becken geschüttet und anschließend von der nächsten Lage aus organisch reicherem Sediment überschichtet wurde.
Ein weiteres wichtiges Merkmal des Hochstegenmarmors sind die Hornsteine. Besucherinnen und Besucher der Höhle wundern sich häufig über die dunklen Einschlüsse, die aus der Wand hervorragen und daher aus beständigerem Material als Kalzit bestehen. Sie sind aus Quarz aufgebaut und entfernt vergleichbar mit jenen dichten Kieselgesteinen, die in der Steinzeit aus verschiedenen Karbonatgesteinen gewonnen und zu scharfen Steinwerkzeugen verarbeitet wurden.
Die „normalen“ Hornsteine sind meist rundlich ausgebildet. Im Spannagelgebiet treten sie jedoch zum Teil meterlang, schwertartig, spindelartig oder als nur wenige Millimeter dünne Platten auf. Misst man die Richtung dieser Gebilde mit einem Kompass ein, zeigt sich, dass sie im Wesentlichen west-ost-orientiert sind und nach Westen einfallen.
Diese strenge Anordnung weist bereits auf ihre Entstehung beziehungsweise Umformung hin: Durch Auskristallisation von Kieselsäure, die ihrerseits aus kieseligen Mikroorganismen stammt, entstanden bald nach der Ablagerung des Hochstegenkalkes zunächst „normale“ Hornsteine, auch Kieselkonkretionen genannt. Im Zuge der starken Aufheizung und Dehnung des Gebietes vergröberte sich das mikroskopische Gefüge, und die Konkretionen wurden entsprechend der generellen West-Ost-Dehnung des Tauernfensters stark gestreckt.
Anhand dieser Gebilde lässt sich die Gebirgsverformung, die hier im Zeitraum von etwa 20 bis 15 Millionen Jahren vor heute wirksam war und zur Heraushebung des Alpenhauptkammes zwischen Wipp- und Katschtal führte, besonders anschaulich nachvollziehen.
Typischer Anblick des schön gebänderten Hochstegenmarmors, aufgenommen in der sogenannten Marmorhalle. Auffallend ist der sehr scharfe Wechsel von hellgrauen und dunkelgrauen Lagen.
Aus dieser nassen Höhlenwand ragen braune Quarzplatten und spindelartige Gesteinseinschlüsse heraus, sogenannte Hornsteine. Im Gegensatz zum umgebenden Kalkmarmor werden sie nicht angelöst und daher langsam aus der Wand herauspräpariert. In diesem Bildausschnitt stehen die Hornsteine bis zu 15 cm hervor.
Die Gneise
Gesteine, die jünger sind als der Hochstegenmarmor, sind im unmittelbaren Gebiet des Spannagelhöhlensystems nicht vorhanden. Über dem Marmor liegt als völlig ortsfremder „Deckel“ der Zentralgneis. Er ist wesentlich älter und gehört nach radiometrischen Altersbestimmungen in das Oberkarbon, ist also etwa 300 Millionen Jahre alt.
Seine heutige Lage über dem jüngeren Hochstegenkalk erklärt sich aus der komplizierten tektonischen Situation dieses Gebietes. Kennzeichen des Zentralgneises ist seine helle Farbe. An der Basis, direkt am tektonischen Kontakt zum darunterliegenden Marmor, ist er stark zersetzt und meist dunkel gefärbt. Dieser messerscharfe, in Falten gelegte Kontakt ist eines der wichtigen strukturellen Elemente der Spannagelhöhle. An vielen Stellen lässt sich diese Gesteinsgrenze in der Höhle weit verfolgen.
Kompakter, heller Zentralgneis findet sich lokal sehr häufig auch in den Höhlen des Spannagelgebietes. Er tritt dort meist als sehr gut gerundetes Geröll auf, das offensichtlich durch energiereiche Gletscherwässer in die Höhle hinein und durch sie hindurch transportiert wurde. Eindrucksvoll ist beispielsweise die Situation im Bereich des Portals der Kleegrubenhöhle. Dieses befindet sich heute über einem Steilabsturz von ca. 15 m Höhe. Dennoch sind über Tage einige rundliche, etwa halbmeter große Zentralgneis-Gerölle in Felsnischen aus Hochstegenmarmor eingekeilt. Sie wurden gewissermaßen vom Eiszeitgletscher dort zurückgelassen.
Wenig bekannt ist bisher über das dunkle Gestein, das das Liegende des Marmors bildet. Es trägt den wenig einprägsamen Namen „Phengit-Arkose-Gneis“ und baut zum Beispiel den markanten Höllenstein (2873 m) östlich von Hintertux auf, der eigentlich „Höhlenstein“ heißen sollte. Zur Erklärung des Namens: Phengit ist ein Hellglimmer; Arkose bezeichnet einen Sandstein mit hohem Gehalt an Feldspatkörnern.
Dieser grobkörnige, zum Teil knollige Gneis entstand durch Metamorphose ursprünglich konglomeratischer, kiesiger und sandiger, aber kalkfreier Sedimentgesteine. Er war also keine granitische Schmelze wie der Zentralgneis. Eine genaue Bestimmung, wann diese sedimentären Ausgangsgesteine gebildet wurden, liegt derzeit noch nicht vor. Die meisten Bearbeiter sehen in ihm ein paläozoisches, möglicherweise permisches Sediment. Das Perm liegt etwa 290 bis 250 Millionen Jahre vor heute.
Klar ist jedoch, dass der Hochstegenkalk auf diesem Gestein abgelagert wurde. Die heute meist verfaltete Liegendgrenze des Marmors, die lokal von halbmeterdicken Quarzgängen durchschlagen ist, stellt also eine ursprüngliche Grenze dar. Direkt über diesem Sockel liegen zunächst wenige Meter eines braun anwitternden, glimmerreichen Gesteins, des sogenannten Basismarmors. Die Grenze und der Basismarmor sind vielerorts in der Höhle gut erkennbar.
Erst darüber folgt der im Spannagelgebiet 20 bis 30 m mächtige, mittelgraue, gebänderte Kalkmarmor, der auch an der Oberfläche lokal deutliche Karsterscheinungen zeigt. Die Grenze vom unterlagernden Gneis zum Basismarmor ist direkt hinter dem Spannagelhaus sowie nördlich davon im Bereich der Schipiste gut aufgeschlossen.
Gerundete Gerölle aus weißem Zentralgneis, die in den Höhlen häufig einen dunkelbraunen Überzug aus Eisen- und Manganoxiden aufweisen. Das untere Geröll wurde aufgeschlagen, um das Innere zu zeigen. Maßstab mit Zentimetereinteilung.
Eine geologisch bedeutende Grenzzone ist entlang der Schipiste unterhalb des Spannagelhauses gut einsehbar: Über dem liegenden Gneis folgt mit scharfer Grenze ein braun anwitterndes Gestein, die Basis des Hochstegenmarmors. Dieses wurde als sandiges, glimmerreiches Sediment direkt auf dem Gneissockel abgelagert und später etwas verfaltet. Bildbreite etwa 3 m.
Weißer Zentralgneis, der die kristallinen Kerne der westlichen Zillertaler Alpen bildet und zum Beispiel den Gipfel des Olperers aufbaut. Dieses harte Gestein findet sich vielerorts in der Höhle als gerundetes Geröll. Längerer Durchmesser der Probe: 8 cm.
Wichtige tektonische Grenze, wie sie vielerorts in der Spannagelhöhle zu erkennen ist: Über dem grauen Hochstegenmarmor folgt mit messerscharfer, oft verfalteter Grenze der Zentralgneis, der an dieser Überschiebungsbahn auffallend dunkel gefärbt ist. Lokalität: Tropfsteingang. Handschuh als Größenmaßstab. Der Zentralgneis ist viel älter als der Marmor und wurde erst im Zuge der alpidischen Gebirgsbildung über diesen geschoben.
Verkarsteter Hochstegenmarmor, wie er an der Schipiste im Gebiet der sogenannten Berger Seite nördlich des Spannagelhauses freigelegt wurde. Die ehemals sehr engen Klüfte wurden durch langsame Lösung, also Karstbildung, deutlich erweitert.
Quelle: Festschrift 50 Jahre Landesverein für Höhlenkunde in Tirol