Bergsturz von Flims

Geologische Kartenskizze der Bergsturzlandschaft zwischen Ems und Ilanz. (aus Heierli, H., 1977)
Foppa (Gruob), heutiges Gebiet des Ilanzer Sees

Vom Becken von Ilanz bis hinab nach Reichenau und ein Stück hinein ins Safiental erstreckt sich das Ablagerungsgebiet der grössten Bergsturzmasse Europas. Mit dem Bergsturz von Flims haben sich die Geologen seit je intensiv beschäftigt. Sowohl die Ursachen als auch das Datum der abgleitenden Felsmasse lösten in neuerer Zeit immer noch kontroverse Diskussionen aus.

Lageskizze der Bergstürze von Flims und Tamins, basierend auf der Karte in Nabholz (1975). Folgende Lokalitäten sind durch Buchstaben gekennzeichnet: Ca = Carnifels; Hü = Hüschera; Pa = Parstogn; Ra = Ransun; Sch = Schiedberg; Uh = Unterhof; Vh = Vorderhof; Za = Zault. Die Seen: LM = Lag Mulin; LP = Lag Plaun; LPP = Lag Prau Pulté; LPT = Lag Prau Tuleritg; LS = Lag Segnes Sut. (aus Poschinger, A.v., 2005)

Geologie

Der Felsuntergrund von Flims, wie auch der Flimserstein, wird durch die parautochthone Vorab-Tschepp-Decke aufgebaut. Diese besteht aus einer kalkigen Gesteinsmasse, welche nach Norden in überkippte Falten gelegt ist. Darunter finden sich Schuppen aus dem Kristallin des Aaremassivs. Parautochthon bedeutet, dass beim Überschiebungsprozess der helvetischen Decken einzelne Partien nur um einen geringen Betrag vom Entstehungsort entfernt worden sind.

Im Bereich von Flims Dorf besteht das Parautochthon hauptsächlich aus Quintner Kalk. Dieser Kalk löst sich in kohlensäurehaltigem Wasser auf. Im Verlaufe des Verkarstungsprozesses bilden sich Höhlensysteme. Das Wasser aus den Höhlen tritt in grossen Quellen wieder ans Tageslicht. Systeme, bei denen das Kalkgestein gelöst wird und das Wasser unterirdisch fliesst, werden Karstsysteme genannt. Die Region Flims besitzt drei unterschiedliche Karstsysteme, deren Quellen am oberen Rand des Bergsturzes austreten.

Dem Parautochthon überschoben ist die Hauptmasse der helvetischen Decken (Glarner Hauptüberschiebung), welche südlich und westlich von Flims die Felsunterlage bildet. Im Gebiet besteht diese Schubmasse zur Hauptsache aus permischem Verrucano (Tonschiefer, Sandsteine, Quarzite, vulkanische Gesteine) und aus Trias- und Doggerschichten. Der grössere Teil ist zwischen Sagogn und Trin durch die Bergsturzmasse überdeckt. Im Süden angrenzend folgt das Ultrahelvetische Mesozoikum mit Jura-Schichten aus den Serien Stgir, Inferno und Coroi sowie der Giera-Schuppe, und östlich der penninische Bündnerschiefer.

Die Bergsturzmasse überdeckt das Parautochthon, die steil stehenden Reste der Überschiebungsmasse und Teile des Ultrahelvetischen Mesozoikums resp. der Bündnerschiefer-Zone bei Versam und Valendas. Der tiefer liegende Teil ist sehr kompakt und praktisch undurchlässig. Deshalb stossen an der Grenze Kalk - Bergsturzmasse (auf etwa 1100 m ü.M.) verschiedene Quellen an die Oberfläche.

Beim höher liegenden Teil handelt es sich um Bergsturzmaterial, das durch den Sturzprozess weniger stark beansprucht wurde. Es weist eine Mächtigkeit von 30-80 m auf und dient wegen seiner relativ guten Durchlässigkeit als Grundwasserleiter.

Nur die oberste Schicht der Sturzmasse zeigt die typische Gestalt von Bergsturzmaterial: grobe Blöcke in lockerer, chaotischer Lagerung, die von einer feinen Matrix umgeben sind. Ihre Entstehung ist auf das Fehlen einer vertikalen Einspannung in diesen obersten Partien und der somit erleichterten Zerlegung zurückzuführen. Zudem kann ein Entspannungseffekt als Ergebnis einer vorausgegangenen Druckwelle angenommen werden. Die Mächtigkeit dieser lockeren Überlagerung beträgt maximal 10-20 Meter.

Lag Tiert
Lag Prau Pulté

Die Flimser Seen befinden sich alle auf dem Bergsturzmaterial. Der Lag Tiert und der Lag Prau Pulté sind über ein Karstsystem miteinander verbunden. Es handelt sich um Quellaufstösse.

Lag Prau Tuleritg
Caumasee

Der Überlauf des Lag Prau Pulté speist einerseits den Lag Prau Tuleritg über den Pultébach. Andererseits versickert Wasser in die Bergsturzmasse und fliesst unterirdisch zum Caumasee. Der Lag Prau Tuleritg entleert sich ebenfalls unterirdisch in den Caumasee.

Quellaustritte in der Rheinschlucht

Der unterirdische Abfluss des Caumasees vereinigt sich mit dem Grundwasserstrom. An der Grenze zwischen lockerer und kompakter Bergsturzmasse hat es mehrere Quellen (Tuora, Conn, Pintrun, Laghizun). Einzelne Quellaustritte sind auch in der Rheinschlucht ungefähr gegenüber der Station Versam-Safien erkennbar.

Crestasee

Der Crestasee wird ebenfalls über Grundwasser in der Bergsturzmasse gespiesen, hat allerdings einen oberflächlichen Abfluss in den Flembach.

Übersicht des Flimser Bergsturzes und seiner Seen. Die Bergsturzmasse liegt nördlich des Flembaches nahe der Terrainoberfläche (hellbraun). Gegen Süden nimmt die Mächtigkeit auf mehrere 100 m zu (dunkelbraun). (aus Ph.Häuselmann/P.-Y.Jeannin, 2009)

Schematischer hydrogeologischer Schnitt durch den Flimser Bergsturz. Die Basis der Bergsturzmassen ist als wenig durchlässig zu betrachteten (hellblau), was den Bergsturz-Grundwasserleiter (dunkelblau) wirksam vom Karst (blau) trennt. An der Basis des lockeren Bergsturzmaterials zirkulieren grosse Wassermassen, welche in Beziehung zu den Seen stehen. (aus Ph.Häuselmann/P.-Y.Jeannin, 2009)

Alter des Bergsturzes

In der Rabiusaschlucht und im Laaxersee (Lag Grond) wurden Teile von Baumstämmen gefunden, welche etwa 9500-9400 Jahre alt sind (kalibriertes Alter). In der Rabiusaschlucht sind die Stammstücke durch Erosion unter der Bergsturzmasse zum Vorschein gekommen. Im Laaxersee waren sie in einer Probebohrung zur Datierung von Seesedimenten enthalten.

 

Autor

Alter

 

14C

kalibriert (Basisjahr 1950)

Jahre vor Chr.

Jahre vor heute
(Stichjahr 2010)

Poschinger/Haas 1997 (Rabiusa)

8790 +/- 85

7955-7695

9965-9705

Poschinger/Haas 1997 (Rabiusa)

8015 +/- 290

7415-6490

9425-8500

Poschinger/Haas 1997 (Rabiusa)

8415 +/- 215

7580-7100

9590-9110

Schneider et al. 2004 (Rabiusa)

8360 +/- 85

7483

9492

O.Keller 1997 (Rabiusa)

8260 +/- 90

7431-7169

9441-9179

Deplazes et al. 2007 (Laaxersee)

 

 

9480-9120

  

Datierungen von Sedimenten im Caumasee und im Laaxersee ergaben ein Mindestalter der Bergsturzmasse, welches mit diesen Angaben übereinstimmt (Deplazes, G.; Anselmetti, F.S.; Hajdas, I., 2007).

Die zeitliche Überschneidung der kalibrierten Minimal- und Maximalalter von rund 9500 bis 9400 Jahren BP ist aufgrund dieser neu gewonnenen Daten die genaueste Annäherung an das Alter des Flimser Bergsturzes.

Die Untersuchung von Feinstaub im Dachlisee bei Obersaxen, welcher vom Flimser Bergsturz herrühren musste, ergab ein Alter von 10‘055 +/- 300 Jahren (C.Augenstein, 2006). Obwohl die Datierungsmethode nicht ganz genau ist, stimmen die Ergebnisse mit den anderen Zahlen grössenordnungsmässig überein.

Die Datierung der Stammstücke und der Seesedimente, die Neuinterpretation von Verwitterungshorizonten und fossilen Böden aus Bohrungen für die Umfahrungsstrasse von Flims wie auch von moränenbürtigem Gestein und erratischen Blöcken lassen den Schluss zu, dass sich der Flimser Bergsturz einige tausend Jahre nach dem Rückzug des Vorderrheingletschers, d.h. vor maximal 9500 Jahren, ereignet haben dürfte. Nach diesem katastrophenartigen Ereignis sind weder der Vorderrheingletscher noch der Segnes- und der Bargisgletscher nochmals über die Bergsturzmasse vorgestossen. Das auf und in den Bergsturzmassen gefundene Moränenmaterial und die Findlinge müssen mit dem Bergsturz transportiert worden sein.

Aufgrund dieser Sachlage dürfte auch klar sein, dass es sich weder beim Crestasee, noch beim Caumasee und dem Lag Prau Tuleritg um Toteisseen handeln kann, weil die Bergsturzmasse nicht mehr von einem Gletscher überfahren wurde.

Ausserdem fehlt Moränenmaterial in den Vertiefungen, und die kleinmassstäbliche Morphologie mit den charakteristischen Wällen ist noch weitgehend vorhanden.

Die trichterartigen Vertiefungen im Gebiet zwischen Lengwald nordwestlich Versam (Roggarüti, Bärglibühl) und dem Versamer Tobel werden von den Geologen ebenfalls nicht als Toteislöcher interpretiert. Es handle sich vielmehr um Abflachungen und Einstürze im heterogenen Bergsturzmaterial sowie auf der Frontseite um hügelartige Aufwölbungen. Da aber auf der Bergsturzmasse Moränenmaterial von weit oben, d.h. von der damaligen Oberfläche auf etwa 2000 m ü.M., mitgetragen wurde, ist nicht auszuschliessen, dass auch Eisschollen abgebrochen und mitgeführt worden sind, welche nach dem Abschmelzen das darauf liegende Material zusammensacken liessen. Dies setzt allerdings voraus, dass sich mindestens die Gletscherzunge des Segnesgletschers damals noch auf etwa 2000 m ü.M. befunden hatte.

Auf ähnliche Art ist der Bot Fiena mit den beiden Löchern bei Prada entstanden. Es handelt sich nicht um einen Moränenwall eines nochmals vorstossenden Bargisgletschers, sondern um Material des Flimser Bergsturzes. Dieses ist in einer Grube bei Porclis (Abzweigung nach Trin Digg) aufgeschlossen.

Ursachen des Flimser Bergsturzes

Die vorbereitenden Ursachen können sowohl im Gebirgsbau (Tektonik) und in der Beschaffenheit der Gesteine, als auch in der Gestaltung des Reliefs geortet werden.

Die Sturzmassen stammen zur Hauptsache aus dem Bereich der parautochthonen Decken. Während der Gebirgsbildung resp. der Alpenfaltung waren diese Decken enormen Belastungen ausgesetzt. Die Überschiebung der helvetischen Decken (Glarner Hauptüberschiebung) könnte zu einer Zertrümmerung dieser Gesteinspartien beigetragen haben. Die mechanische Belastung war in dieser Achsendepression zwischen der Tödi- und der Vättis-Kulmination besonders gross.

Durch die Hebung der Tödikette und den zusätzlichen Druck von Süden während der Alpenfaltung wurde das Südfallen der Kalkschichten verstärkt, was das Abgleiten ganzer Gesteinspakete erleichtert.

Nach dem Abtrag der helvetischen Decken durch Erosion fehlte ausserdem das Gewicht für plastische Deformationen, sodass sich offene Brüche und Kluftsysteme bildeten. In solchen Depressionen sammeln sich nicht nur grossen Mengen Sickerwasser, welche als Schmiermittel zum Absturz beitragen. Mehr Wasser in Brüchen und Klüften bedeutet auch grössere Spannungen und entsprechende Empfindlichkeit gegenüber Frostsprengungen.

Die auslösenden Ursachen dürften im wesentlichen beim Rückzug der Gletscher, bei der Erosion der Talsohlen und bei veränderten klimatischen Verhältnissen gesucht werden.

Solange der Gletscher das Tal auffüllt, hält er die Talhänge zusammen. Dies hat er bei seinem letzten Vorstoss bis auf eine Höhe von immerhin 1100 m.ü.M. getan. Gleichzeitig trägt der Gletscher zur Erosion resp. zur Unterschleifung der Talhänge bei. Ein Hang gerät aber vollständig aus dem Gleichgewicht, wenn dessen Fuss anschliessend durch den Fluss stark auserodiert wird. Bei starken Frost- und Tauwirkungen in den Felsklüften braucht es dann wenig, bis ganze Felspakete auf hangparallelen Gleitbahnen abrutschen und andere labile Felspartien ebenfalls in Bewegung bringen.

Aufgrund der neuesten Datierungen weiss man, dass der Flimser Bergsturz einige tausend Jahre nach dem Rückzug des Rheingletschers und des Segnesgletschers stattgefunden hat. In der gleichen Periode ereigneten sich auch in anderen Gebieten der Alpen grössere Fels- und Bergstürze. Die Häufung grösserer Massenbewegungen im Mittleren Boreal (vor 9‘800 bis 9‘200 Jahren) fällt in eine Zeit mit stärkerem Jahresgang der Temperaturen (wärmere Sommer, kühlere Winter) und mit kurzzeitigen kalten und feuchten Phasen. So ist denkbar, dass höhere Sommertemperaturen zum Auftauen des Permafrostes geführt haben. Der Rückgang des Permafrostes und erhöhter Niederschlag könnten dann entscheidend zur Destabilisierung der Hänge beigetragen haben.

Beim grossen Flimser Bergsturz handelt es sich nicht um einen eigentlichen Felssturz, sondern vielmehr um einen Felsschlipf, bei dem Schicht auf Schicht abgeglitten ist.

Abrissgebiet (Herkunft der Bergsturzmasse)

Blickt man von Süden gegen den Flimserstein, so erkennt man westlich davon eine auffällige, bis etwa drei Kilometer breite Lücke, durch die man von Flims zum Segnespass aufsteigt. Lage und Form der Lücke sowie die Gesteinstrümmer im Vorderrheintal lassen keinen Zweifel offen, dass sich diese Nische zwischen Flimserstein und Alp Nagens als Herkunftsgebiet der riesigen Schuttmasse des Flimser Bergsturzes anbietet. Auf einer etwa 13-15° geneigten Schichtfläche ist eine allgewaltige, aus Malm, Kreide und Verrucano bestehende Gesteinspartie ins Tal gefahren, am gegenüber liegenden Hang hart aufgebrandet und talaufwärts und talabwärts abgelenkt worden.

Vor allem an der Westseite des Flimsersteins sind bis 500 m hohe Wände als Abrissränder erkennbar, und auf der gegenüber liegenden Seite sind es die von der Alp Nagens gegen Segnas Sura und Alp Platta abfallenden Steilhänge. Die obere Grenze des Abrissgebietes ist nicht sicher feststellbar, da frische Abrissstellen fehlen. Eventuell liegt sie bei Crap la Tgina nördlich von Alp Cassons beziehungsweise südlich von Segnas Sura. Offenbar hat sich vor dem Sturz der Flimserstein gegen Westen fortgesetzt und haben seine kalkigen Hochflächen in jenen der  Alp Nagens ihre Fortsetzung gefunden.

In Anbetracht der gewaltigen Schuttmassen muss indessen angenommen werden, dass das Abrissareal noch weit grösser als die erwähnte Lücke ist, auch Gebiete südlich des heutigen Flimsersteins umfasst und erst im Osten durch das Val Turnigla begrenzt wird. Die alte, weit gegen Süden vorgeschobene Talflanke des Flimsersteins zog sich seinerzeit vermutlich in einem schwach gegen Norden ausbuchtenden Bogen aus der Region westlich von Trin bis in die Gegend südlich von Laax. Auch am Flimserstein können die Abrissstellen nicht mehr genau rekonstruiert werden, weil die heutigen Abrisskanten teilweise von Nachstürzen herrühren.

Ablagerungsgebiet der Hauptsturzmasse

Die Hauptsturzmasse dehnt sich von der Nische zwischen Flimserstein und Alp Nagens Richtung Südosten aus. Bei der Aufbrandung am Gegenhang wurde sie gebremst und zertrümmert und in zwei Arme aufgeteilt, von denen der eine talaufwärts bis Castrisch, der andere talabwärts bis Reichenau vordrang.

Die Westgrenze ieht von der Gegend nördlich von Runca westlich am Uaul Ravanasc und wenig westlich des Lag Grond und Lag digl Oberst vorbei, dann über das Gebiet von Giratsch zum westlichen Dorfeingang von Sagogn.

Die Südgrenze durchzieht rechts des Rheins die Terrassen von Valendas, Carrera und Versam, die ihrerseits noch auf Bergsturzschutt liegen, und verläuft östlich des Versamer Tobels über Sigl Ault zu den Hügeln Ziavi, Bot Tschavir, Bot Danisch, Bot Ars, Bot Dagatg. Bei Versam brandeten die Trümmermassen am höchsten empor, bis Bandur, etwa 150 m über dem Standort des Dorfes. Zudem bewegte sich der Trümmerstrom im Bereich des Versamer Tobels etwa 2.5 km südwärts ins Safiental. Die südlichsten Trümmerreste vermochten auf der linken Seite des Safientals bis östlich von Arezen vorzustossen.

Die Nordgrenze folgt dem Vorderrhein von Reichenau bis zur Ruine Wackenau und zieht dann dem Nordrand von Dabi entlang in Richtung Porclis weiter. Von dort an bildet die Strasse nach Flims resp. der Flembach die ungefähre Begrenzung der Schuttmasse. Flims, Trin Mulin und Trin Dorf liegen am Rande der Trümmer auf anstehendem Fels, während sich Trin Digg noch innerhalb des Ablagerungsgebietes befindet. An jener Stelle, wo Flims Dorf liegt, wurde der ursprünglich  anstehende Fels von einem Nachsturz überfahren.

Dem Wanderer fallen heute vor allem die grossen Felsblöcke und höhlenartigen Vertiefungen auf der Oberfläche im Grosswald von Flims und Trin auf. Ebenso faszinieren weitere Blockhalden bei der Alp Platta, östlich von Fidaz, bei Scheia, unterhalb Bargis usw., welche alle von kleineren Nachstürzen herrühren.

Ausmasse

Beim Flimser Bergsturz handelt es sich um den weitaus grössten Bergsturz der Alpen. Neuere Schätzungen gehen von einer Absturzmasse von 8-9 km3 aus. Dies könnte auch anhand des Ablagerungsgebietes geschätzt werden. Allerdings lässt sich die Basis der Trümmer nur bei der Ruine Wackenau und am Ausgang des Safientales erkennen, sodass auch dies lediglich eine Grössenordnung sein kann.

Das grosse Ausmass ist vor allem auf das Vorhandensein von Gleitschichten und die geringe Neigung dieser Schichten (13-15°) zurückzuführen. Kalk (und Dolomit) besitzt die Fähigkeit, bei Übersteilung der Hänge grosse Spannungen über längere Zeit auszuhalten, ohne in kleineren Massenbewegungen niederzubrechen. Erst wenn die Übersteilung ein gewisses Mass überschreitet, fährt eine umso grössere Bergsturzmasse zutal. Bei sehr steilen Anrissflächen würden hingegen laufend kleinere Pakete abbrechen, wie dies in neuerer Zeit am Flimserstein immer wieder zu beobachten ist.

Die Massen stürzten auf einer Länge von etwa 16 km mehr als 1000 m in die Tiefe und begruben das Tal des Vorderrheins zwischen den heutigen Dörfern Castrisch und Reichenau auf einer Fläche von etwa 52 km2 unter einer Schuttmasse, welche an der höchsten Stelle mehrere hundert Meter umfasst.

Gesteinsmaterial

Das Schuttmaterial besteht zur Hauptsache aus eckigen Trümmern des Quintnerkalkes (Malm), wie er im Anrissgebiet ansteht. Kalkblöcke aller Dimensionen von Hausgrösse bis zum fast pulverfein zerschlagenen Gestein sind anzutreffen. Eine eigentliche Schichtung fehlt. Es handelt sich um ein durch Zerschlagung des Gesteins entstandenes Trümmergebilde, um eine sogenannte Bergsturzbrekzie.

Daneben findet man Gesteine der Kreide und des Doggers sowie Verrucano, allerdings überall von untergeordneter Bedeutung:

Kreidegesteine (Öhrlikalk, Valanginienkalk, Kieselkalk und Drusbergschichten) begegnet man auf einer mittleren Linie des Schuttstromes zwischen Alp Platta und der Rheinschlucht, beispielsweise an der langgezogenen Muttahöhe oder an der Strasse von Versam Station nach Versam. Solche bräunliche Trümmer gibt es auch im Uaul la Runca, auf der Alp Platta, westlich des Crestasees sowie zwischen Rens und Conn.

Doggergesteine (Doggerschiefer, Eisensandsteine, Echinodermenbrekzien und Eisenoolithe, vielfach vergesellschaftet mit Schiltkalk [unterer Malm]) finden sich ausschliesslich im östlichen Teil des Ablagerungsgebietes, zum Beispiel an den Hügeln Bot Danisch, Bot Tschavir und Ziavi bei Bonaduz, aber auch im Val Surda, zwischen Zault und Furns, nördlich Rieventuis, zwischen Rieventuis und Sigl Ault oder an der Crest’Aulta. Dies deckt sich weitgehend mit der Beobachtung, dass Dogger nur im östlichen Teil des Flimsersteins anstehend ist.

Grüne Verrucanogesteine (Perm), wie sie als Teile der Glarner Schubmasse auf dem Flimserstein und in den Tschingelhörnern vorkommen, findet man an beiden Seiten des Flembaches südlich von Flims, zwischen den Waldhäusern und den Wiesen von Rens, bei Tuora und am Weg nach Salums sowie in der Abrissnische zwischen Spaligna und Muletg.

Ilanzer See + Co.

Vor rund 9500 Jahren, d.h. unmittelbar nach dem Bergsturzereignis wurde der Vorderrhein durch die Flimser Bergsturzmasse aufgestaut. Dadurch entstand der Ilanzer See. Die Staukote lag auf einer Höhe von maximal 936 m ü.M. Die Auffüllung bis auf 820 m ü.M. dauerte schätzungsweise etwa 13 Monate. Das darüber liegende Material war wesentlich lockerer. Unter Berücksichtigung einer Versickerung und Durchströmung dürfte es weitere 2-4 Jahre gedauert haben, bis die Kote von evtl. 920 m ü.M. oder wenig mehr erreicht war. Bei dieser Seespiegelhöhe könnte der Rhein bis westlich Rabius auf einer Länge von 29 km gestaut worden sein und ein gestautes Volumen von 3 km3 umfasst haben.

Kurz darauf erfolgte wegen starker Durchtränkung und Verdichtung der obersten Bergsturzmasse und wegen Überfüllung ein Dammbruch. Der Damm ist bis auf eine Kote von etwa 820 m ü.M. eingebrochen, der See hat sich dabei um die Hälfte entleert. Die gewaltige Flut ergoss sich bis zum Bodensee. Auf der Oberfläche der Bergsturzablagerung hat sie vorhandenes Lockermaterial umgeschichtet, beispielsweise nordwestlich von Zault unterhalb der Versamerstrasse. Gleichzeitig wurde auch die Ebene von Ransun überfahren. Die reliefartigen Oberflächen wurden dadurch aufgefüllt und ausgeglichen.
 
Die Flutablagerung zwischen Ransun und Zault begann mit typischen Murgangablagerungen, die durch grobe und leicht gerundete Blöcke charakterisiert ist. Diese grobe Murschüttung erreichte Mächtigkeiten von bis zu 15 m. Darüber folgten Ablagerungen mit abnehmender Grösse der Kornfraktionen. Bis zur vollständigen Absenkung und Stabilisierung des Seespiegels auf 820 m ü.M. entstand daraus eine deutliche Schichtung mit Gesamtmächtigkeiten bis 10 m.

Das Dammniveau von 820 m ü.M. blieb während einigen 100 Jahren (evtl. bis 1000 Jahre) erhalten, d.h. so lange, bis das verbliebene Seebecken zu einem grossen Teil mit Sedimenten gefüllt war. Dies konnte anhand warvenähnlicher Schichtung der Seeablagerungen, unter Berücksichtigung jährlich mehrmaliger Sedimenteinträge nach Starkniederschlägen, abgeschätzt werden.
 
Dann schnitt sich der Rhein vom Niveau auf 820 m ü.M. zum aktuellen Flussbett auf etwa 610 m ü.M., d.h. weitere 210 m tief ein. Dieses Einschneiden schritt in der kompakten Bergsturzmasse ziemlich langsam voran. Aufgrund der beobachteten Erosionsterrassen und Deltaniveaus erfolgte die Erosion und damit die Entstehung der gigantischen Rheinschlucht in mehreren Stufen, d.h. es gab weitere kleine Ilanzer Seen, welche kurz darauf ausbrachen und kleine Schotterterrassen hinterliessen. Reste alter, mit Schotter verfüllter Talsohlen können an verschiedenen Stellen, so auch bei der Chrummwag, beobachtet werden.

Ein wesentlich kleinerer See wurde durch das Bergsturzereignis im unteren Safiental gebildet und hatte eine maximale Staukote von etwa 870 m ü.M. Dieser Versamer See war etwa 5 km lang. Wegen des starken Gefälles der Rabiusa und der Steilheit der Talflanken war das Becken relativ klein. Seesedimente findet man bei Versam Unterhof und bei Parstong. Die Schulter beim Vorderhof kann zudem als Niveau des ehemaligen Flussdeltas interpretiert werden. Erst nach dem vollständigen Auffüllen des Sees mit Sedimenten hat sich die Rabiusa eingeschnitten und die imposante Versamer Schlucht entstehen lassen.

Infolge seitlicher Abschnürung durch die Bergsturzmasse wurden auch mehrere kleine Seen gebildet. Der Lag Grond (Laaxersee) und der weitgehend verlandete Lag digl Oberst bestehen heute noch. Der Lag Plaun, der Lag Segnas Sut und der Lag Mulin sind hingegen verlandet. Alle diese Seen entstanden am Rand ausserhalb der Bergsturzmasse.

Das Becken von Hüschera bei Versam wurde durch die durchlässige Bergsturzmasse drainiert und hat nach dem Bergsturz vorerst keinen See gebildet. Erst später erfolgte von der südseitigen Talflanke, die von Bündnerschiefern aufgebaut wird, ein Eintrag von Feinmaterial durch Murgänge. Dieses Feinmaterial hat das Becken abgedichtet, sodass zeitweise ein See entstanden ist.
 
Wie bereits erwähnt, sind der Lag Prau Tuleritg, der Lag La Cauma und der Lag La Cresta erst nach dem Bergsturz entstanden. Beim Lag Tiert und dem Lag Prau Pulté handelt es sich um Quellaufstösse eines stark verzweigten Karstsystems.

Rheinschlucht („Ruinaulta“)

Die Rheinschlucht stellt ohne Zweifel ein eindrückliches Phänomen im Ablagerungsgebiet des Flimser Bergsturzes dar. Es handelt sich um den etwa 15 km langen Durchbruch des Vorderrheins durch die Sturzmassen zwischen Sagogn und Reichenau. Diese Gegend dürfte an Wildheit, Öde und grotesken Bildern nicht leicht zu übertreffen sein.

Als „Ruinas“ werden in der Vorderrheinschlucht die waldfreien Aufschlüsse in der Bergsturzbrekzie bezeichnet. Dazu gehören linksrheinisch: Ruina dallas Foppas gegenüber der Mündung des Carreratobels, die eigentliche Ruin’Aulta östlich von Tuora, die Ruinas da Corvs (nordwestlich Station Versam – Safien), Las Ruinas sut Crestaulta nördlich der Chrummwag und die Ruinas westlich der Station Trin. Weitere Anrisse zeigen sich am Südrand der Ebene Plaun bei Sagogn und südlich der Ruine Schiedberg, am Südabfall von Ransun, an der Mündung des Val Pintrun und unterhalb von Dabi (705.7 m). Aber auch rechtsrheinisch gewähren mehrere markante Anrisse Einblick ins Brekzienmaterial: zum Beispiel unterhalb der Station Valendas – Sagogn, gegenüber Zir Grond, oberhalb der Station Versam – Safien, bei der Chrummwag, gegenüber Isla Bella, am Ausgang des Versamer Tobels, gegenüber der Einmündung des Flembachtobels und des EW Pintrun sowie bei der Station Trin. Schliesslich verläuft die Versamer Strasse zwischen Punkt 788.8 und Versamertobelbrücke direkt im Brekzienmaterial der Schluchtwände.

Bereits vor dem Abgang des Flimser Bergsturzes besass der Vorderrhein an der Einmündung der Rabiusa eine Kote von etwa 600-630 m. Innert der vergangenen 9‘000 Jahre hat er sich in der Bergsturzbrekzie eine 400 – 600 m tiefe Erosionsrinne geschaffen. Diese Erosionsarbeit verlief nicht kontinuierlich, sondern stufenweise.

Nach dem Ausfliessen des Ilanzer Sees konnte der Vorderrhein so lange in die Tiefe erodieren, bis ein ausgeglichenes Gefälle zwischen Ilanz und Reichenau entstand. Heute senkt sich der Flusslauf auf 20 km Länge ohne Gefällsbrüche um lediglich 100 m (von 698 m ü.M. bei Ilanz auf 598 m ü.M. bei Reichenau), was einem ausgeglichenen Gefälle entspricht.

Der Talboden (Talgrund) innerhalb der Schlucht erfährt durch das Unterschneiden der Uferböschungen (Seitenerosion) vor allem eine Verbreiterung. Durch seine pendelnde Bewegung prallt der Rhein an die Talhänge und unterspült diese, wodurch sich das Flussbett allmählich seitlich ausweitet. Das erodierte Material wird weiter flussabwärts auf der gegenüberliegenden Seite wieder abgelagert (Gleithang). Zusammen mit dem mitgeführten Flussgeröll entstehen Kiesbänke, auf denen sich bei regelmässiger Überflutung durch Hochwasser schöne   Auenwälder entwickeln.

Bei genauer Beobachtung stellt man fest, dass sich die Anrisse (Ruinas) an den Rheinschluchthängen stets im Bereich der Prallhänge oder in den schluchtartigen Einmündungen des Laaxerbaches, des Flembaches und der Rabiusa, befinden. Andererseits bilden sich in den Gleithangpartien mit der Zeit die typischen „Islas“, alluviale Kiesablagerungen.

Die Schluchteinhänge sind äusserst stabil. Einerseits lässt sich dies an der dichten Bewaldung mit über 200 Jahre alten Bäumen erkennen. Aber auch die Schutthalden unterhalb der felsigen Kahlstellen (Ruinas) weisen normale Steilböschungen mit etwa 30° Neigung auf, was auf ein allmähliches Abbröckeln in kleinen Trümmern hinweist. Die Rinnen der kahlen Hänge sind bloss oberflächlich und wenig tief.

Die wilden phantastischen Gebilde der Ruinas sind weder durch grosse innere Klüftung, noch durch mächtige Abbrüche entstanden. Es sind vielmehr Erker, Kanten und Pyramiden, wie sie nur durch ganz oberflächliches, allmähliches Abbröckeln modelliert werden. Es handelt sich folglich um Anwitterungs- und Abspülungserscheinungen. Gelegentlich an den Schluchtwänden vorkommende kleinere Höhlen sind flach und niedrig, höchstens 10 m lang und leicht gegen den Fluss hin geneigt.

Die grosse Stabilität der Hänge ist einerseits eine Folge des momentanen Zustandes des Flusses (Stillstand der Tiefenerosion). Andererseits lässt sie sich aber auch auf die Beschaffenheit der Bergsturzbrekzie zurückführen. Diese ist im Inneren fest und zäh, vielfach sogar zäher als anstehender Fels und zudem überwiegend trocken, was eine grosse innere Reibung bedingt. Es fehlen ihr zudem ausgedehntere Tonstreifen, die zum Beispiel eine Rutschung begünstigen würden, und überdies tiefgreifende Spalten, welche zu einer Trennung führen könnten.

Was sich aber trotz der grossen Stabilität der Hänge nicht ganz ausschliessen lässt, sind – speziell im Frühjahr – auftretende Steinschläge und kleinere Abbrüche. Sie stehen im Zusammenhang mit dem Gefrieren und Auftauen des Wassers in den Felsritzen und könnten bei fortschreitender Klimaerwärmung eher zunehmen. Das Personal der RhB registriert derartige Vorkommnisse im Interesse der Sicherheit für den Bahnbetrieb.

Im relativ milden Winter 2006/07 gab es wegen des ständigen Gefrierens und Auftauens überdurchschnittlich häufig Steinschlag. Am 5. Januar 2007 ereignete sich bei Valendas ein grösserer Felssturz. Der Zug entgleiste beim Schuttkegel und prallte in die Stützen einer Galerie. Durch den heftigen Aufprall stürzte ein Teil des Galeriedaches auf die Lokomotive und einen Bahnwagen. Glücklicherweise wurden dabei keine Personen verletzt.

Ablauf der Ereignisse (Zusammenfassung)

In Anbetracht der heutigen Erkenntnis, dass der grosse, vor maximal 9500 Jahren niedergegangene Flimser Bergsturz nicht mehr von einem Gletscher überfahren wurde, gestaltet sich die Übersicht etwas einfacher:

  • Der Laaxerbach (Ual Draus) und der Flembach (Ual Segnas) wurden durch den fächerförmigen Trümmerstrom an den westlichen bzw. nördlichen Rand der Ablagerungen abgelenkt. Der Flembach durchbricht südlich von Trin Mulin die Bergsturzmasse und sucht sich dort den Weg südwärts in einer Schlucht, welche sich bis zur Mündung in die Rheinschlucht immer mehr eintieft. Nach dem Durchbruch des Riegels bei Ilanz hat der Laaxerbach an der Einmündung bei Sagogn ein grosses Delta gebildet. Die Erosion und Eintiefung des Ual da Mulin ist dann so weit fortgeschritten, dass der Bach einen neuen Weg Richtung Bargaus gefunden hat. Der Laaxerbach (Ual da Mulin) ist bis heute ein berüchtigter Wildbach geblieben, welcher sich dauernd weiter rückwärts in die Bergsturzmasse eintieft.
  • Die verschiedenen Kulturschichten, welche anlässlich der Vorabklärungen für die Umfahrung Flims angebohrt wurden, weisen nur geringe Pollenvorkommen auf. Ob diese zum Teil übereinander liegenden Schichten unterschiedlichen Alters sind, konnte nicht eindeutig belegt werden. Vielmehr wird davon ausgegangen, dass es sich um abgerutschte Böden handelt, welche auf dem grossen Bergsturz mitgetragen worden sind. Wo sich diese Schichten überlagern, könnte es sich auch um zusätzliche Nachstürze im oberen Bereich handeln.
  • Dokumentiert sind ausserdem Felsstürze aus den Jahren 1578, 1687, 1855 und 1868, welche Schäden anrichteten und zum Teil Menschenleben forderten. Am wohl bekanntesten ist der Felssturz von Fidaz vom 10.April 1939, dem beim Kinderheim „Sunnahüsli“ 18 Menschen zum Opfer fielen.

Quellen:

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