Lage
Die Höhlen in der näheren und weiteren Umgebung der
namensgebenden ÖTK-Hütte, dem Spannagelhaus (2529
m), erreicht man, in dem man bis zum Talschluss des Tuxer Tales,
dem westlichsten Seitental des Zillertales, fährt und die
elegante Gletscherbahn zum Tuxerfernerhaus nimmt. Von dort steigt
man in gut 10 Minuten zum Spannagelhaus ab, bei dem sich der
Eingang zur größten Höhle in diesem Gebiet befindet,
der „Höhle beim Spannagelhaus", kurz
,,Spannagelhöhle“ (Kat. Nr: 2411/001) genannt. Ihr
Eingang, zugleich der Zugang zur öffentlich zugänglichen
Schauhöhle, liegt auf einem breiten, grasbewachsenen Rücken,
der Richtung NNW hinunterzieht.
Geologie
Größere Höhlen in den Zentralalpen sind fast
immer an das lokale Vorkommen von Karbonatgesteinen gebunden.
Im Fall der Höhlen des hinteren Tuxer Tales handelt es
sich um echte Kalkmarmore, die lokal innig verfaltet in Kristallingesteine
(im Wesentlichen Gneis) eingeschaltet
sind. In den höhenmäßig ähnlich gelagerten
Schächten und Höhlen des Kitzsteinhorn Gebieten sind
es die KaIkglimmerschiefer der Bündner Schichten, und in
dem hochalpinen Karstgebiet an der Großglockner-Hochalpenstraße
östlich des Hochtors Dolomite und Rauhwacken der sogenannte
Seidlwinkltrias.
Ansicht
des breiten Felsrückens, der vom Spannagelhaus in NNW-licher
Richtung herunterzieht und unter dem sich ein Gutteil des derzeit
bekannten Höhlensystems befindet. Der Berg im mittleren
Hintergrund ist die Gefrorene Wand Spitze (3286 m). Links und
rechts davon die rasch zurückschmelzenden Eismassen des
Gefrorene-Wand-Kees (Hintertuxer Gletscher). 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 eruierbar, da
die Gesteinsmetamorphose „gründliche” Arbeit
geleistet hat. Im Falle des hinteren Tuxertales wissen wir,
dass diese Gesteine erst in geologisch junger Zeit nach einer
Phase der tiefen Versenkung in die Erdkruste wieder herausgehoben
wurden.
Ersterer Prozess der „Talfahrt” in Richtung Erdinneres
geschah im Zuge der alpidischen Gebirgsbildung, als Decken weiter
südlich gelegener Krustensegmente über die heutigen
Zentralalpen geschoben wurden. Letzterer Prozess, die Heraushebung,
erfolgte als Konsequenz einer West-Ost-Dehnung der Ostalpen,
in deren Zuge die Hohen Tauern zwischen Wipptal und Katschtal
emporkamen bzw. noch immer kommen. In weiterer Folge dieser
„Liftfahrt nach oben" rissen Spalten im Gestein auf,
heiße Lösungen traten ein und es bildeten sich die
bekannten alpinen Zerrkluft-Minerale der Hohen Tauern (und auch
das Tauerngold). Die Verwitterung und Erosion trägt fast
genauso viel Material ab, wie seit dem Beginn dieses sog. „uplifts"
vor 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 letztendlich
dazu, dass der Alpinist in den westlichen Zillertaler Alpen
heute über Gesteine steigt, die noch vor cirka 20 Millionen
Jahren etwa 25 km tief in der Erdkruste gelagert haben. Bei
den dort herrschenden Bedingungen (bis cirka 550°C und bis
zu 10.000 bar Druck) reagieren Gesteine bereits plastisch und
es kommt außerdem zu einer Umwandlung ihres Mineralbestandes
(Metamorphose), die im Falle des Spannagelhöhlensystems
aus einem marinen Kalk des Oberen Jura (zur Bestimmung des Alters
siehe unten) einen Marmor geformt hat. Auch der heute über
dem Marmor liegende sogenannte Zentralgneis, aus dem z.B. der
Gipfel des Olperer (3476 m) besteht, hat „klein beigeben"
müssen; er weist seitdem eine schwache Schieferung auf,
die ihm, der er ein Granit war, ursprünglich fehlte.
Die Bestimmung des Alters
Eine Folge der Metamorphose von Karbonatgesteinen ist das weitgehende
Zerstören von Fossilresten. Eine altersmäßige
Zuordnung solcher Gesteine ist dann meist nur noch durch anderweitige
Beobachtungen und Vergleiche möglich. Im Falle unseres
Marmors spielte seinerzeit auch Kommissar Zufall mit. Wir schreiben
das Jahr 1939. Nahe dem Zusammenfluss von Tuxbach und Zemmbach,
beim Weiler Hochstegen bestand damals ein kleiner Steinbruch
(der heute noch an der Straße zu sehen ist). Das Gestein,
das dort abgebaut wurde, ist derselbe Marmor wie oben beim Spannagelhaus;
er zieht von dort nach Nordost und ist z.B. für die steile
Klamm des Tuxbaches westlich von Finkenberg verantwortlich.
Einem aufmerksamen Beobachter war nun ein eigenartiger spiralartiger
Abdruck in einem großen Marmorbrocken aufgefallen, der
bereits in eine Straßenmauer in Zell am Ziller eingebaut
war. Experten des Geologisch-Paläontologischen Instituts
der Universität Innsbruck erkannten diesen als Negativabdruck
eines zwar stark zerdrückten, aber noch tadellos als solcher
identifizierbaren Ammoniten und konnten den Fund auch bergen
(120 kg Block!). Die Präparation dieses Fundes führte
übrigens Georg Mutschlechner, späterer langjähriger
Obmann des Landesvereins für Höhlenkunde in Tirol,
durch. Spätere Untersuchungen konnten dieses Fossil sogar
noch zur Gattung bestimmen und dadurch eine zeitliche Einstufung
- oberster Jura, cirka 150 Millionen Jahre vor heute - erlauben
(spätere Untersuchungen an Proben von Hochstegen als auch
vom gut sichtbaren Aufschluss kurz vor der Talstation der Seilbahn
auf den Penken in Finkenberg, konnten durch Mikrofossilien diese
Einstufung weiter untermauern).
Ein Meer vor 150 Millionen Jahren
Durch diese kargen Überreste ehemaliger Organismen kann
man die höhlenbildenden Marmore des Spannagel Gebietes
- die in der Literatur als Hochstegenkalk oder -marmor geführt
werden zeitlich - einordnen. Deren Vorkommen belegt neben dem
Alter auch die Entstehung dieses Gesteins: Es wurde am Grunde
eines Schelfmeeres abgelagert, dessen Tiefenwasser, und das
lässt sich trotz der Gesteinsmetamorphose noch gut nachweisen,
lebensfeindlich, d.h. arm an Sauerstoff gewesen sein muss. Dafür
sprechen folgende Beobachtungen, die man auch in den Höhlen
machen kann. Zum einen bemerkt man beim Anschlagen der dunklen
Lagen oft einen Geruch nach Schwefelwasserstoff. Gesteinsanalysen
belegen auch das häufige Vorkommen winziger Kristalle von
Pyrit, einem Eisensulfid, das sich nur unter Bedingungen bilden
kann, wie sie heute z.b. 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 dass es deshalb damals am Meeresboden kein nennenswertes
Bodenleben gab. In den heutigen offenen Ozeanen, deren Tiefenwasser
sauerstoffreich ist, werden die oberen Zentimeter des Meeresbodens
intensiv von diversen Organismen durchwühlt und eine feine
Feinschichtung kann sich daher nicht erhalten. Ein letzter Punkt
spricht ebenfalls für ein lebensfeindliches Milieu in dem
Hochstegen-Meer: 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 recht dunklen Proben nie
etwa 1 Gewichts-Prozent, d.h. das Gestein besteht zum allergrößten
Teil aus Kalzit (plus etwas Quarz). Organische Substanz, die
von abgestorbenen Kleinstlebewesen stammt, die sich in den obersten
Zehnermetern des lichtdurchfluteten Meerwassers aufgehalten
haben, bleibt am heutigen Meeresboden nicht erhalten. Seine
Konservierung setzt ein (beinahe) sauerstofffreies Milieu voraus,
das ganz offenbar im obersten Jura geherrscht hat.
Gerade in der Spannagelhöhle sieht man auch immer
wieder hellere Lagen, die in unterschiedlicher Mächtigkeit
in die vorherrschend grauen Kalkmarmore eingeschaltet sind.
Ihre auffallende Hellfärbung dürfte folgende Ursache
haben: Am Rande dieses abgeschnürten Meeresbeckens konnten
sich im seichten Wasser Areale mit hellen Karbonaten bilden;
von diesen Hochzonen glitten unter meerische Lawinen in die
tieferen Beckenteile und transportierten helles Material in
das schlecht durchlüftete Becken. Es handelt sich also
bei diesen hellen Lagen 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 letztes Merkmal des Hochstegenmarmors muss hier noch erwähnt
werden, die Hornsteine. Besucher der Höhle wundern sich
oft über die dunklen Einschlüsse, die aus der Wand
vorstehen und somit aus beständigerem Material als Kalzit
bestehen. Sie sind aus Quarz aufgebaut und entfernt vergleichbar
mit jenen, ebenfalls dichten Kieselgesteinen, die in der Steinzeit
aus diversen Karbonatgesteinen gewonnen und zu scharfen Steinwerkzeugen
verarbeitet wurden. Die ,,normalen" Hornsteine sind meist
rundlich in Gestalt, die im Spannagel-Gebiet jedoch zum Teil
meterlang, schwertartig, spindelartig, oder als nur wenige Millimeter
dünne Platten ausgebildet. Misst man die Richtung dieser
Gebilde mit einem Kompass ein, so findet man, dass sie im Wesentlichen
alle in West-Ost orientiert sind ·und nach Westen einfallen.
Diese strenge Anordnung weist bereits auf ihre Entstehung bzw.
Umformung hin: Durch Auskristallisation von Kieselsäure
(die ihrerseits aus kieseligen Mikroorganismen stammt) entstanden
bald nach der Ablagerung des Hochstegenkalkes ,,normale"
Hornsteine, auch Kiesel-Konkretionen 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 Tauern-Fensters enorm gestreckt.
Man kann sich somit anhand dieser interessanten Gebilde im wahrsten
Sinn plastisch die Gebirgsverformung vor Augen führen,
die hier im Zeitraum von etwa 20 bis 15 Millionen Jahren vor
heute am Werk war und zur Geburt des Alpenhauptkammes zwischen
Wipp- und Katschtal geführt hat.
Typischer Anblick des schön gebänderten Hochstegen
Marmors, aufgenommen in der sogenannten Marmorhalle. Man beachte
den sehr scharfen 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 so langsam aus der Wand herauspräpariert.
In diesem Bildausschnitt stehen die Hornsteine bis zu 15 cm
hervor.
Die Gneise
Gesteine jünger als der Hochstegenmarmor sind im unmittelbaren
Gebiet des Spannagelhöhlensystems nicht vorhanden; denn
über dem Marmor liegt als völlig ortsfremder ,,Deckel"
der Zentralgneis, der wesentlich älter ist und nach radiometrischen
Altersbestimmungen in das oberste Karbon gehört, also etwa
300 Millionen Jahre „auf dem Buckel hat“. 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 liegenden Marmor,
ist er stark zersetzt und meist dunkel gefärbt. Dieser
messerscharfe, in Falten gelegte Kontakt ist eine der wichtigen
strukturellen Elemente der Spannagelhöhle und 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 Spannagel-Gebietes als meist sehr
gut gerundete Gerölle, die ganz offensichtlich durch hochenergetische
Gletscherwässer in und durch die Höhle transportiert
worden sind. Eindrucksvoll beispielsweise die Situation im Bereich
des Portals der Kleegrubenhöhle. Es befindet sich heute
über einem Steilabsturz von cirka 15 m Höhe; dennoch
sind obertage einige halbmetermessende runde Zentralgneis-Gerölle
in Felsnischen (Hochstegenmarmor) einkeilt; gewissermaßen
vom Eiszeitgletscher dort ,,vergessen" worden.
Recht wenig wissen wir über das dunkle Gestein, das das
Liegende des Marmors bildet. Es „hört auf" den
wenig einprägsamen Namen ,,Phengit-Arkose-Gneis" und
baut z.B. den markanten Höllenstein (2873 m) östlich
von Hintertux auf (der richtig ,,Höhlenstein" heißen
sollte). Zur Erklärung des Namens: Phengit ist ein Hellglimmer
und Arkose bezeichnet einen Sandstein mit einem hohen Gehalt
an Feldspat-Körnern.
Dieser grobkörnige, zum Teil knollige Gneis entstand also
durch Metamorphose von ursprünglich konglomeratischen,
kiesigen und sandigen, aber kalkfreien Sedimentgesteinen, war
also keine granitische Schmelze wie sein jüngerer Kollege,
der Zentralgneis. Eine genaue Bestimmung, wann diese sedimentären
Ausgangsgesteine gebildet wurden, liegt derzeit noch nicht vor;
die meisten Bearbeiter sehen in ihm ein paläozoisches,
vielleicht ein permisches Sediment (Perm: 290-250 Millionen
Jahre vor heute). Klar ist jedoch, dass der Hochstegenkalk auf
ihm abgelagert wurde, d.h. die heute meist verfaltete Liegend-Grenze
des Marmors - durch die lokal halbmeterdicke Quarz-Gänge
durchschlagen -ist eine ursprüngliche. Direkt über
diesem Sockel liegen zuerst wenige Meter eines braun anwitternden,
glimmerreichen Gesteins, der sogenannte Basismarmor. Die Grenze
und der Basismarmor sind vielerorts in der Höhle gut erkennbar.
Erst darüber baut sich der im Spannagelgebiet 20-30 m mächtige,
mittelgraue, gebänderte Kalkmarmor auf, der auch obertags
lokal deutliche Karsterscheinungen zeigt. Die Grenze von unterlagerndem
Gneis zu Basismarmor ist direkt hinter dem Spannagelhaus sowie
nördlich davon im Bereich der Schipiste prächtig einzusehen.
Gerundete Gerölle aus weißem Zentralgneis, die häufig
in den Höhlen einen dunkelbraunen Überzug aus Eisen-(Mangan)-Oxiden
aufweisen. Das untere Geröll wurde aufgeschlagen, um das
Innere zu zeigen. Maßstab mit cm-Einteilung.
Eine geologisch bedeutende Grenzzone ist entlang der Schipiste
unterhalb des Spannagelhauses gut einsichtig: Über dem
liegenden Gneis folgt mit scharfer Grenze ein braun anwitterndes
Gestein, die Basis des Hochstegen-Marmors, der als sandiges,
glimmerreiches Sediment direkt auf den Gneis-Sockel abgelagert
(und später etwas verfaltet) wurde. Bildbreite etwa 3 m.
Weißer Zentralgneis, der die kristallinen Kerne der westlichen
Zillertaler Alpen bildet und z.B. den Gipfel des Olperer aufbaut.
Dieses harte Gestein findet sich vielerorts in der Höhle
als gerundete Gerölle. Längerer Durchmesser der Probe
8 cm.
Wichtige tektonische Grenze, wie sie vielerorts in der Spannagel
Höhle zu erkennen ist: Über dem grauen Hochstegen
Marmor 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 letzteren geschoben.
Verkarsteter Hochstegenmarmor, so wie er an der Schipiste im
Gebiet der sogenannten Berger Seite (N Spannagelhaus) freigelegt
wurde. Die ehemals sehr engen Klüfte sind durch langsame
Lösung (Karst) deutlich erweitert worden.
Quelle: Festschrift 50 Jahre Landesverein für
Höhlenkunde in Tirol
