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O. Adrian Pfiffner
Geologie der Alpen
3., aktualisierte und erweiterte Auflage
Haupt Verlag
Prof. Dr. em. O. Adrian Pfiffner studierte und doktorierte an der ETH-Zürich. Nach Aufenthalten in Vancouver (Kanada) und Neuenburg wurde er 1987 als Professor an die Universität Bern berufen. In seinen Forschungen beschäftigt er sich mit dem Bau und der Entstehung von Gebirgen. Hierzu analysierte er Gesteinsproben im mikroskopischen Bereich wie auch ganze Gebirge mittels seismischer Tiefenerkundung.
3. Auflage: 2015
2. Auflage: 2010
1. Auflage: 2009
Die Deutsche Bibliothek – CIP Einheitsaufnahme
Die Deutsche Nationalbibliothek verzeichnet diese Publikation in der Deutschen Nationalbibliografie; detaillierte bibliografische Daten sind im Internet über http://dnb.dnb.de abrufbar.
2015 © by Haupt, Berne
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Umschlaggestaltung: Atelier Reichert, Stuttgart
Grafiken: O. Adrian Pfiffner, Andreas Baumeler
Umschlagabbildung vorne: Tschingelhoren mit Glarner Hauptüberschiebung und
Martinsloch (Foto: O. Adrian Pfiffner)
ISBN 978-3-8463-8610-1
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Inhaltsverzeichnis
Vorwort
1 Die Alpen im plattentektonischen Rahmen
1.1 Die älteren Gebirge in Europa
1.2 Das Zerbrechen von Pangäa und die Öffnung der alpinen Tethys
1.3 Das alpine System
1.4 Geologische Gliederung der Alpen
2 Bausteine der Alpen: Das prä-triadische Grundgebirge
2.1 Das prä-triadische Grundgebirge von Schwarzwald-Vogesen
2.2 Das prä-triadische Grundgebirge der Externmassive
Externmassive der Westalpen
Externmassive der Zentralalpen
Externmassive der Ostalpen
2.3 Das prä-triadische Grundgebirge der Decken des Penninikums
2.4 Das prä-triadische Grundgebirge des Ostalpins
2.5 Das prä-triadische Grundgebirge des Südalpins
2.6 Paläozoische Sedimente in den Ost- und Südalpen
Paläozoikum der Karnischen Alpen
Paläozoikum der Grauwacken-Zone
Paläozoikum der Innsbruck-Quarzphyllite
2.7 Das variszische Gebirge im ausklingenden Paläozoikum
2.8 Post-variszische Sedimente und Vulkanite des Perms
Der Nordschweizer Permokarbon-Trog
Das Permokarbon im Helvetikum
Das Permokarbon im Penninikum
Das Permokarbon im Ostalpin
Das Permokarbon im Südalpin
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3 Bausteine der Alpen: Die mesozoischen Sedimente
3.1 Die mesozoischen Schichtreihen
Der europäische Kontinentalrand
Die Meeresarme zwischen Baltica und Afrika
Der adriatische Kontinentalrand
3.2 Die plattentektonische Entwicklung
Trias: Epikontinentale Plattformen
Jura: Öffnung von Meeresarmen
Kreide: Öffnung und Schließung von Meeresarmen
4 Bausteine der Alpen: Die känozoischen Gesteinsabfolgen
4.1 Die känozoischen Sedimentabfolgen
4.2 Spätkretazische und paläogene Flysche
4.3 Eozän-oligozäne Flysche
4.4 Oligozän-miozäne Molasse im nordalpinen Vorlandbecken
4.5 Oligozän-pliozäne Sedimente im Po-Becken
4.6 Juragebirge
4.7 Intramontane Senken
4.8 Intrusivgesteine und Vulkanite
4.9 Paläogeografische und tektonische Entwicklung
5 Der tektonische Bau der Alpen
5.1 Die Westalpen
Das Juragebirge
Die Chaînes subalpines des Dauphinois
Die penninischen Decken und ihr Kontakt zum adriatischen Kontinentalrand
5.2 Die Zentralalpen
Das Juragebirge
Das Molassebecken
Das Helvetikum
Das Penninikum
Das Ostalpin
Das Südalpin
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5.3 Die Ostalpen
Das Molassebecken
Das Helvetikum
Das Penninikum
Das Ostalpin
Das Südalpin/Dolomiten
5.4 Tiefenstruktur der Alpen
6 Die tektonische Entwicklung der Alpen
6.1 Die alpine Metamorphose
Regionale Verteilung der Metamorphose
Hochdruckmetamorphose
Temperaturdominierte Metamorphose
Kontaktmetamorphose
6.2 Die Kreideorogenese
6.3 Die känozoische Orogenese
6.4 Gebirgsbildung: Hebung und Abtrag
7 Die jüngste geologische Geschichte der Alpen
7.1 Miozäne und pliozäne Flusssysteme
7.2 Pleistozäne Vereisungen
7.3 Rezente Bewegungen und Seismizität
7.4 Bergstürze und Hangkriechen
Literaturverzeichnis
Register
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Vorwort
für Anne-Marie
Seit 1987 lehre ich am Institut für Geologie der Universität Bern „Geologie der Schweiz“. Die Vorlesung für die Studierenden mit Haupt- oder Nebenfach Erdwissenschaften im zweiten Jahr dient als Grundlage für Exkursionen, Praktika, Vertiefungskurse in Regionalgeologie und Geodynamik, aber auch für Master- und Doktorarbeiten in alpiner Geologie. Bei der Vorbereitung der Vorlesung wurde mir bald klar, dass als Kursmaterial neben Abbildungen auch ein erklärender Text notwendig ist. Das resultierende Vorlesungsskript unterwarf ich jährlich Korrekturen und Ergänzungen, zwei Mal unternahm ich eine grundsätzliche Überarbeitung. In den letzten Jahren entstand allmählich der Wunsch, eine Neufassung in Buchform zu produzieren. Dabei sollte der Fokus geöffnet und die angrenzenden Gebiete der Westalpen und Ostalpen vollständiger dargestellt werden. Ein Freisemester im Frühjahr 2008 verschaffte mir den Freiraum für die Literaturrecherchen, die Niederschrift des Textes und die Gestaltung der vielen Abbildungen. Diese Arbeiten erstreckten sich schließlich auch über das folgende Herbstsemester, gestückelt und in der „Frei“zeit.
Die Geologie der Alpen birgt viele Facetten. Es sind einmal die verschiedenen Gesteinstypen, Sedimente, Magmatika und Metamorphite, alle mit unterschiedlichem Alter und mannigfaltigen Prozessen der Entstehung. Daneben sind plattentektonische Prozesse, die Entstehung von Sedimentbecken, Gebirgsbildung beziehungsweise Heraushebung der Alpen zum Hochgebirge und dessen Abtrag von Bedeutung. Aber gesteinsbildende Prozesse und Plattentektonik sind eng verknüpft, was die Gliederung des Materials nicht einfach macht. Eine chronologische Grobunterteilung schien die beste Lösung zu sein. Aus diesem Grund wird – nach einer Einbettung der Alpen in den europäischen Rahmen – zuerst das prä-triadische Grundgebirge diskutiert. In den folgenden Kapiteln werden die mesozoischen und dann die känozoischen Bauteile behandelt. In jedem dieser drei Kapitel werden zuerst die Gesteinsformationen vorgestellt. Dann folgt eine Diskussion über die Entstehung dieser Gesteinsformationen im plattentektonischen Rahmen. Die Auswahl des Materials war jeweils eine echte Herausforderung, denn jedes dieser Kapitel wäre ein eigenes Buch wert. Das letzte Kapitel über die jüngsten Vorgänge in den Alpen macht den Übergang zur aktuo-geologischen Situation. Auch hier war die Auswahl schwierig, auf viele interessante Aspekte musste verzichtet werden.
Bei der Verwirklichung dieses Buchprojektes konnte ich auf die Unterstützung von Kolleginnen und Kollegen zählen. Allen voran möchte ich Andreas Baumeler danken. Er half mir bei der Erstellung der Grafiken, brachte viele Ideen zur Gestaltung der Abbildungen ein, beriet mich in der Verwendung von Farben und Symbolen und verschönerte meine Entwürfe. Viele der Abbildungen pendelten mehrfach zwischen uns hin und her, bis wir schließlich beide damit zufrieden waren. Ein Buch über die Geologie der Alpen setzt viel Anschauungsmaterial voraus. Die Bereitschaft des Verlages, sämtliche Abbildungen farbig zu drucken, kam diesem Anliegen sehr entgegen. Mein Dank geht auch an die Lektorin des Verlags, Claudia |Seite 10| Huber, sowie an Marco Herwegh, der für mich die Figuren und Textlegenden auf Konsistenz und Tippfehler hin prüfte. Für unzählige Diskussionen und Beantwortung von Fragen danke ich meinen Kolleginnen und Kollegen am Institut, in der Schweiz und im Ausland, die ich hier nicht namentlich aufführen kann. Schließlich geht mein Dank auch an meine Frau, die im letzten Jahr auf vieles verzichten musste, meiner Arbeit aber immer viel Verständnis entgegenbrachte. Ihr sei dieses Buch gewidmet.
Bern, im Januar 2009
Bemerkungen zur 2. Auflage
Nach dem Erscheinen der „Geologie der Alpen“ sind mir zahlreiche Kommentare zugestellt worden. Ein vielseitig geäußerter Wunsch betraf das Einfügen eines Registers. Diesem Wunsch bin ich in dieser 2. Auflage gerne nachgekommen. Bei der Überarbeitung bot sich auch Gelegenheit, den Nachsatz mit einer erdgeschichtlichen Zeittabelle zu erweitern. Die eingegangenen Kommentare legten aber auch Schwachstellen offen, die mit der 2. Auflage behoben werden konnten. Ich möchte hier insbesondere Hanspeter Funk für die Hilfe zum korrekten Gebrauch der stratigrafischen Bezeichnungen, Marino Maggetti für die Hinweise auf fehlerhafte Profilspuren, Christoph Spötl für die Anregungen betreffend Eiszeitstratigrafie, Wolfgang Frisch für die Bemerkung zur relativen Position der Tauern zu den Flyschbecken und Henry Naef für den Denkanstoß zur Tiefenstruktur in Vorarlberg danken. Insgesamt sind über fünfzig Abbildungen in kleinerem und größerem Umfang umgestaltet worden.
Bern, im Januar 2010
Bemerkungen zur 3. Auflage
Vor dem Hintergrund, dass sich nach dem Erscheinen der 2. Auflage vermehrt auch Leser aus der nicht deutschsprachigen Welt für die „Geologie der Alpen“ zu interessieren begannen, wurde mir von vielen Seiten empfohlen, auch eine englische Fassung des Buches auszuarbeiten. Diese erschien im Frühjahr 2014 im Verlag WILEY Blackwell. WILEY Blackwell äußerte dabei auch den Wunsch, mehr Fotos einzubauen und gewisse Teile des Textes auszubauen. Insbesondere wurde angeregt, den Teil über die alpine Metamorphose zu vertiefen. Da mir gleichzeitig auch mehr Platz zur Verfügung gestellt wurde, kam ich diesen Anliegen gerne nach.
Gleichzeitig mit der Übersetzung brachte ich auch die meisten der Abbildungen auf den neuesten Stand. Insbesondere die paläogeografischen Karten mit den Plattenkonfigurationen wurden grafisch von Grund auf neu konzipiert. Zusätzlich wurden die Querschnitte durch die Gesamtalpen harmonisiert und enthalten nun eine verfeinerte Krustenstruktur welche mittels Erdbebentomografie erarbeitet wurde. An dieser Stelle möchte ich Edi Kissling danken für seine große Hilfe bei der Einarbeitung der geophysikalischen Daten und deren Interpretation. Mehrere neue Fotos ergänzen die Profilschnitte, andere beleuchten den Zusammenhang zwischen Falten und Überschiebungen. Die alpine Metamorphose wird durch |Seite 11| eine Reihe von p-t-T-Pfaden und Metamorphosekarten des Lepontin, und der Bregaglia-Intrusion illustriert. Die Profilschnitte, welche die kinematische Entwicklung der Alpen zeigen, wurden gründlich überarbeitet, und eine neue Serie von Querschnitten zeigt die klassische, bereits von Argand im 19. Jahrhundert bearbeitete Region der westlichen Zentralalpen. Im Kapitel über die jüngste geologische Geschichte der Alpen ergab der Einbezug von Hebungsraten aus Italien und Frankreich ein besseres globales Bild. Eckhart Villiger wies mich auf Daten aus dem nordalpinen Vorland hin, welche das Bild der ehemaligen Flusssysteme verfeinerten.
Für die 3. Auflage wurden die ergänzten Texte der englischen Version übernommen. Zudem wurden die Abbildungen zu den Permokarbon-Trögen dem neuesten Kenntnisstand angepasst und mit einer neuen paläogeografischen Karte des Variszischen Gebirges ergänzt. Bei den Flyschen erfolgte eine Uminterpretation der für südpenninisch gehaltenen Flysche zu einer mehr nordpenninischen Herkunft. Damit konnten auch die schwierig verständlichen „Überholmanöver“ im Bereich der penninischen Decken eliminiert werden. Die Dent-Blanche-Decke und die Sesia-Zone werden neu dem südalpinen Bereich zugeordnet. An dieser Stelle möchte ich auch Peter Nievergelt für die vielen Anregungen sowie Peter Brack für die Hinweise zum südalpinen Perm danken. Ebenso trug das sehr sorgfältige Korrektorat durch Frau Claudia Bislin zur Verbesserung von Text und Abbildungen bei.
Bern, im November 2014
Hinweis:
Die Abbildungen dieses Buches sind als Powerpointfolien erhältlich. Sie eignen sich für die Projektion per Beamer in der Lehre. Der Foliensatz kann online erworben werden unter www.utb.de/foliensatz-geologie-der-alpen.html
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1-0: Physiografie Europas
1 Die Alpen im plattentektonischen Rahmen
1.1 Die älteren Gebirge in Europa
1.2 Das Zerbrechen von Pangäa und die Öffnung der alpinen Tethys
1.3 Das alpine System
1.4 Geologische Gliederung der Alpen
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In den Alpen sind Gesteine anzutreffen, deren Alter von einer Milliarde Jahren bis zu rezenten Gesteinen reichen. Die Gesteine selbst, Sedimente, Magmatika, Metamorphika und Lockergesteine, umfassen das gesamte überhaupt denkbare Spektrum. Viele dieser Gesteine und deren Entstehung können nur im Zusammenhang mit dem geologischen Bau von Europa und den damit assoziierten plattentektonischen Prozessen verstanden werden. Im Folgenden wird deshalb der plattentektonische Rahmen von Europa, der älteren Gebirge sowie der jungen alpinen Gebirgsstränge in Europa etwas beleuchtet.
1.1 Die älteren Gebirge in Europa
Der europäische Kontinent besitzt geologisch gesehen eine sehr wechselvolle Geschichte. Die Alpen als Bestandteil dieses Kontinentes sind zwar an und für sich ein spektakuläres Gebirge, sind aber erst in der jüngsten geologischen Geschichte des Kontinents entstanden. Für eine geologische Gliederung Europas drängt sich eine Einteilung aufgrund des Alters der Konsolidierung der einzelnen Regionen auf. Unter Konsolidierung versteht man dabei das Zusammenschweißen von Kontinenten im Gefolge von Plattenbewegungen. Die allermeisten der Gebirge innerhalb Europas sind durch Plattenbewegungen entstanden, bei denen ein ehemaliger Ozean in einer Subduktionszone verschluckt wurde und anschließend die Kontinentalblöcke miteinander kollidierten. Da kontinentale Kruste eine relativ geringe Dichte besitzt, wirkt bei ihrer Ankunft in einer Subduktionszone der Auftrieb einer Versenkung in größere Tiefe entgegen. Als Folge bleibt die kontinentale Kruste nahe der Oberfläche und wird zusammengestaucht. Dabei entweichen die obersten Teile der Kruste nach oben und bauen sukzessive ein Gebirge auf. Dieser Prozess wird als Orogenese (Gebirgsbildung) bezeichnet.
Innerhalb der geologischen Entwicklung Europas sind nun eine ganze Anzahl von solchen Kontinent-Kontinent-Kollisionen bzw. Orogenesen geschehen. Man unterscheidet entsprechend kaledonische, variszische und alpine Gebirgsgürtel. Die daran beteiligten Kontinentalplatten Nordamerika, Sibiria, Baltica/Europa und Afrika werden auch als Terrane bezeichnet. Die tektonische Karte in Abb. 1-1 trägt dieser Einteilung Rechnung. Aufgrund des relativen Alters dieser Orogenesen wurde Europa auch schon in Eo-, Paläo-, Meso- und Neo-Europa eingeteilt. Es ist zu beachten, dass die erwähnten Terrane Gesteinseinheiten enthalten, die Überbleibsel von noch viel älteren, völlig abgetragenen Gebirgsgürteln darstellen.
Eo-Europa ist eine geologische Großstruktur, die seit dem Präkambrium als zusammengeschweißter Block keine Gebirgsbildung mehr erfuhr. Zwei geologische Provinzen sind in Eo-Europa zu unterscheiden: der baltische Schild und die russische Platte.
Der baltische (oder fennoskandische) Schild ist eine großräumige, buckelförmige Aufwölbung bzw. ein Schild von hochmetamorphem kristallinem Grundgebirge (Baltica in 1-1). Innerhalb dieser Gesteinsserien können mehrere uralte, völlig abgetragene Gebirge unterschieden werden. Die ältesten Gesteine des baltischen Schildes sind drei bis dreieinhalb Milliarden Jahre alt und stammen aus einer Tiefbohrung in der Gegend von Kola südlich des Weißen Meers und aus Lappland.
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Die russische Platte ist die Sedimentbedeckung des baltischen Schildes und besteht aus nicht metamorphen Sedimenten des oberen Proterozoikums, überlagert von datiertem Kambrium und einer Serie, die bis ins Känozoikum reicht. Die Platte taucht nach Südosten unter die Senke im Vorland des Kaukasus nördlich des Kaspischen Meers, nach Osten und Westen unter die Vorlandtröge des Urals und der Karpaten. Die Platte ist intern strukturiert mit örtlichen Senken bzw. Becken mit mächtigeren Sedimentserien und Hochzonen geringerer Sedimentmächtigkeit Die Sedimente der russischen Platte spiegeln die späteren Gebirgsbildungen wider, die an ihrem Rand stattfanden. Beispiele sind der berühmte Old-Red-Sandstein, kontinentale fluviatile Sedimente des mittleren bis späteren Devons, die den Abtragungsschutt der (kaledonischen) Gebirge in Norwegen und Schottland darstellen, die permo-triadischen lagunär-kontinentalen Sedimente im Vorland des (variszischen) Urals sowie die känozoischen kontinentalen Bildungen im Vorland des Kaukasus und der Karpaten. Im Inneren der russischen Platte sind die Sedimente meist marin, (mit Ausnahme etwa der Kohlesümpfe des frühen Karbons von Moskau), aber ab der frühen Kreide zog sich das Meer nach Süden zurück, und die russische Platte entwickelte sich zum Festland.
Unter Paläo-Europa versteht man das kaledonische Gebirge, welches sich über Skandinavien und Schottland erstreckt. Weitere Teile finden sich in Grönland und in den Appalachen. Diese geografische Verteilung deutet schon an, dass spätere Plattenbewegungen dieses im frühen Paläozoikum entstandene Gebirge in Stücke zerlegten. Verantwortlich dafür waren etwa die Öffnung der Nordsee ab dem Perm und die Öffnung des Nordatlantiks ab dem Jura.
Zu Meso-Europa zählen die variszischen Gebirge, die im späten Paläozoikum entstanden sind. Mit Ausnahme des Urals, der als durchgehender Gebirgsstrang verfolgt werden kann, sind die variszischen Gebirge in Deutschland und Frankreich weitgehend abgetragen und von jüngeren Sedimenten bedeckt. Dies zeigt sich in der inselartigen Verteilung der Gebirgsreste in Abb. 1-1.
Neo-Europa schließlich umfasst eine Reihe von Gebirgen, die im Jura (Türkei), in der Kreide (Teile der Alpen, Pyrenäen), aber hauptsächlich im Känozoikum entstanden sind. Diese Gebirgsstränge weisen oftmals gewundene Bogenformen auf. Exemplarisch dafür sind neben den Alpen die Karpaten und das System Betische Kordillere–Rif– Tell-Atlas. Diese Bogenform beruht im Wesentlichen auf der Geometrie der Plattengrenzen der verschiedenen beteiligten Mikroplatten, ein Punkt, der später eingehender diskutiert wird. Den geradlinigen Gebirgen Pyrenäen und Hoher und Mittlerer Atlas ist gemeinsam, dass die Gebirgsbildung wesentlich durch eine Seitenverschiebung längs geradliniger Bruchzonen geprägt ist. Neben dieser Seitenverschiebung verursachte eine kompressive Komponente eine Verkürzung der Ränder der Bruchzonen, die für die eigentliche „Auffaltung“ der Gebirge verantwortlich war.
Die plattentektonische Entwicklung Europas und die Entstehung der kaledonischen und variszischen Gebirge ist in Abb. 1-2 vereinfacht dargestellt. Die Abbildung zeigt, wie mehrere Kontinente innert 300 Millionen Jahren zu einem Großkontinent, Pangäa, zusammengeschweißt werden.
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1-1 Tektonische Karte von Europa.
Ausgeschieden sind die Gebirgsgürtel unterschiedlichen Alters sowie die daran beteiligten Terrane bzw. Kontinente.
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Im späten Kambrium (vor 500 Millionen Jahren) sind im Südkontinent Gondwana die heutigen Landmassen von Südamerika, Afrika und Teilen von Asien vereinigt. Die Kontinente von Baltica (etwa das heutige Schweden, Finnland und Russland), Sibiria und Nordamerika sind von Meeren umgeben, in denen sich mächtige Sedimentablagerungen sammelten. Am nördlichen Kontinentalrand von Baltica wurden im untiefen Teil des Iapetus-Ozeans während des Proterozoikums (vor etwa 600 Millionen Jahren) 1400 Meter graue und rötliche Arkosen, Konglomerate, Kalke und Tonschiefer abgelagert. Die Arkosen enthalten auch Diamiktite, also fossile Grundmoränen, die auf eine uralte Vereisung deuten. Das Kambrium setzt mit einem Basalkonglomerat ein und enthält sogenannte Alaunschiefer, d. h. dunkle eisensulfidreiche Pelite. Die marine Sedimentation setzte sich im Ordovizium-Silur fort, wovon Ton-, Kalk-, und Turbiditablagerungen zeugen. Im eigentlichen Iapetus-Ozean entstanden Grüngesteine mit Gabbros und Peridotiten, typische Gesteinsassoziationen einer neu entstehenden ozeanischen Kruste. Am nordamerikanischen Kontinentalrand schließlich wurden im Proterozoikum 6000 Meter Arkosen, Konglomerate, Sandsteine, Grauwacken und Pelite des sogenannten Torridonian abgelagert. Im Kambrium folgten dann Quarzite und schließlich mächtige Dolomite, deren Ablagerung sich bis ins Ordovizium fortsetzte.
Durch Subduktion wurde der Iapetus-Ozean sukzessive geschlossen, und mit der Kollision von Baltica mit Nordamerika wurde ein großer Gebirgsstrang gebildet: die Appalachen in Nordamerika und das kaledonische Gebirge in Europa (Skandinavien und Schottland).
1-2 Die plattentektonische Entwicklung von Europa, dargestellt anhand von vier Momentaufnahmen. Position der Platten nach Blakey (2008) und Scotese & Sager (1988). A: Appalachen, K: Kaledonische Gebirge, E: Ellesmere-Gebirge, V: Variszische Gebirge, U: Ural, NAm: Nordamerika, SAm: Südamerika.
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In Abb. 1-3 sind zwei Profilschnitte durch das kaledonische Gebirge wiedergegeben. Das Profil durch das kaledonische Gebirge von Skandinavien zeigt, wie der baltische Schild von großen Decken des kaledonischen Gebirges in östlicher Richtung überfahren wurde. Diese Decken enthalten präkambrisches kristallines Grundgebirge des ehemaligen Kontinentalrands von Baltica, das von den erwähnten proterozoisch-paläozoischen Sedimenten überdeckt ist. Diese Kristallin-Decken wurden über Hunderte von Kilometern auf den baltischen Schild überschoben, wie dies etwa am Beispiel der Jotun-Decke ersichtlich ist. Die dünnen überschobenen Decken von Aurdal und Synfjell bestehen hauptsächlich aus altpaläozoischen Sedimenten. Ganz im Osten erkennt man den Oslo-Graben, ein Rift innerhalb des baltischen Schildes, das zum größten Teil mit permischen Magmatika gefüllt ist. Im Westen, gegen die Nordsee hin, liegen über der Jotun-Decke ophiolithische Gesteine, Überreste des Iapetus-Ozeans. Fragmente dieses Ozeans wurden anlässlich der Kollision von Baltica mit Nordamerika nicht subduziert, sondern in das entstehende Gebirge einverleibt.
Eine gewisse Ähnlichkeit zum Profilschnitt in Skandinavien kann man im Profilschnitt durch Schottland erkennen. Das in Abb. 1-3 abgebildete Profil ist umgezeichnet nach Elliott & Johnson (1980). Auch hier ist das präkambrische kristalline Grundgebirge in den Deckenbau mit einbezogen worden. Dieses Grundgebirge ist in den Äußeren Hebriden im Nordwesten Schottlands aufgeschlossen und wird als „Lewisian“ bezeichnet. Das „Lewisian“ besitzt eine höhere Affinität zum kristallinen Grundgebirge des nordamerikanischen Kratons im Vorland der Appalachen in Kanada und Grönland verglichen mit dem baltischen Schild. Die Äußeren Hebriden sind also geologisch als ein Teil von Nordamerika anzusehen.
Die höchste Einheit, der Moine-Deckenkomplex, ist in diesem Querschnitt schon weitestgehend abgetragen. Der Metamorphosegrad in den Gesteinen darunter lässt aber eindeutig darauf schließen, dass einst ein mächtiger Deckenstapel die heute sichtbaren Gesteine überlagert hat (Strachan et al. 2002). Der Moine-Deckenkomplex zeigt in der Tat einen höheren Metamorphosegrad als die Gesteine darunter.
Am Beispiel der Loch Ailsh-Intrusion kann die Deckenbildung zeitlich eingegrenzt werden: die Glen Oykel-Überschiebung ist von der Intrusion geschnitten (also älter), während die Ben More-Überschiebung die Intrusion versetzt und transportiert (also jünger ist) und die Moine-Überschiebung die Intrusion kappt und somit ebenfalls jünger ist. Die Loch Ailsh-Intrusion ist auf 434 Millionen Jahre datiert (Silur). Da sie sich zeitlich zwischen die Anlage der Glen Oykel- und der Ben More- bzw. Moine-Überschiebung eingrenzt, kann sie als syn-orogen betrachtet werden.
Im großen Unterschied zu Skandinavien fand der Deckentransport in Schottland (und in den Appalachen) in nordwestlicher Richtung statt. Damit zeigt das kaledonische Gebirge insgesamt einen bivergenten Deckenbau, eine Struktur, die typisch ist für Gebirge, die aus einer Kontinent-Kontinent-Kollision hervorgehen.
Nach der Kollision von Baltica und Nordamerika blieb der rheische Ozean (Rhea in Abb. 1-2) noch erhalten. Im Süden von Rhea lag der Kontinent Gondwana, der unter anderem die Landmassen von Südamerika und Afrika umfasste. Gegen Nordosten leitete Rhea in den Ozean der Prototethys über, welche die Kontinentalmassen von Sibiria und China trennte. Durch Abtrag des kaledonischen Gebirges und der Appalachen wurden die sogenannten Old-Red-Sedimente abgelagert. Es handelt sich dabei um deltaische Ablagerungen innerhalb und außerhalb des kaledonischen Gebirges. Auch am Nordrand von Gondwana (im heutigen Atlas) wurden sandig-klastische Serien abgelagert. Innerhalb von Rhea und Prototethys wurden im Devon reine Kalke und Tonschiefer abgelagert, die heute in den Ostalpen aufgeschlossen sind. Im Zentrum von Rhea ist eine Schwelle auszumachen. Hier herrschte nur lückenhafte Sedimentation, die auf geringe Wassertiefe hindeutet. Die Sedimente sind etwa im nordalpinen Vorland, in den Vogesen, im Schwarzwald und im Böhmischen Massiv erhalten geblieben. Diese Schwellenzone wird auch als Moldanubikum bezeichnet. Durch Schließung des rheischen Ozeans und Kollision der Kontinente Nordamerika-Baltica und Südamerika-Afrika kam es zur Bildung der variszischen Gebirge (Abb. 1-1). Die Kollisionsphasen fanden hauptsächlich an der Wende Devon/ Karbon vor 345 Millionen Jahren und dann im jüngeren Karbon vor 320 bis 300 Millionen Jahren statt. In Europa entstanden das Rheinische Schiefergebirge, die Ardennen, das kantabrische Gebirge auf der Iberischen Halbinsel, aber auch die Hochzonen in der Bretagne und im Massif Central. Auf der nordamerikanischen Seite entstanden die (Süd-)Appalachen. Die Appalachen haben also eine kompliziertere Entstehungsgeschichte und sind das Produkt von mehr als einer Kollision.
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1-3 Geologische Profilschnitte durch das kaledonische Gebirge in Skandinavien und in Schottland. In beiden Fällen ist das kristalline Grundgebirge in den Deckenbau mit einbezogen, aber die Transportrichtungen sind einander entgegengesetzt.
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Plattenkonvergenz zwischen Sibiria und Baltica führte zur Bildung des Urals (vgl. Abb. 1-2). Aus der Prototethys wurde ein nahezu geschlossenes Meeresbecken, die Paläotethys. Wie aus Abb. 1-2 ersichtlich, wanderte beispielsweise Baltica im Zeitraum vom späten Kambrium zum späten Karbon von der südlichen Hemisphäre über den Äquator nach Norden in die nördliche Hemisphäre. Ganz im Süden des verschweißten Kontinents kam es im späten Karbon zu einer Vereisung.
Die innere Struktur des variszischen Gebirges in Europa ist in Abb. 1-4 in einem Profilschnitt durch Deutschland illustriert (umgezeichnet nach Matte 1991). Ähnlich wie im Falle der kaledonischen Gebirge wurde bei der Kollision ein bivergenter Deckenstapel gebildet, in den das kristalline Grundgebirge ebenfalls mit einbezogen ist. |Seite 21| Am Kontinentalrand von Gondwana erfolgte der Transport nach Südosten, auf der Seite von Baltica nach Nordwesten. Die mächtigen paläozoischen Sedimente des Rheinischen Schiefergebirges wurden längs eines basalen Abscherhorizonts dachziegelartig übereinandergeschoben und verfaltet. Im Kern des Orogens liegt eine steil stehende Störung vor, die von Portugal bis nach Böhmen verfolgt werden kann und wahrscheinlich eine Seitenverschiebung darstellt. Obschon der Kern des Orogens nur lückenhaft aufgeschlossen und vielfach von jüngeren Sedimenten bedeckt ist, finden sich an verschiedenen Orten Reste des rheischen Ozeans in Form von Ophiolithen.
1-4 Geologischer Profilschnitt durch das variszische Gebirge in Mitteleuropa. Das kristalline Grundgebirge ist in den Deckenbau mit einbezogen, mit entgegengesetzer Überschiebungsrichtung im Norden und Süden.
Im frühen Jura, vor 200 Millionen Jahren, war die verschweißte Kontinentmasse, die man nun als Pangäa bezeichnet, noch weiter nach Norden gewandert und erfuhr eine gewisse Drehung im Gegenuhrzeigersinn (vgl. Abb. 1-2). Der Ozean zwischen Afrika und Asien wird nun als Tethys bezeichnet. Langsam setzten aber Bewegungen ein, die zu einem Aufbrechen von Pangäa führten. Ein Rift etwa trennt den indischen Subkontinent von Afrika, und ein weiteres Rift öffnete sich zwischen Afrika und dem variszischen Gebirge. Diese Riftbildung und die damit assoziierte Ingression des Tethysozeans gegen Westen sind für das Verständnis der Geologie der Alpen von größter Wichtigkeit und wird deshalb weiter unten genauer diskutiert.
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1-5 Das Zerbrechen von Pangäa, dargestellt anhand von drei Momentaufnahmen. Umgezeichnet nach Blakey (2008) und Scotese & Sager (1988). Grl: Grönland, It: Italien, Gr: Griechenland, Tu: Türkei, SAm: Südamerika, Wr: Wrangellia.
1.2 Das Zerbrechen von Pangäa und die Öffnung der alpinen Tethys
Die plattentektonischen Vorgänge beim Zerbrechen des Großkontinents Pangäa beeinflussten die späteren Alpen in vielerlei Hinsicht. Die kleinen Ozeanbecken und Mikrokontinente, die dabei entstanden, verursachten ein kompliziertes Nebeneinander verschiedener Sedimentationsräume: Tiefseebecken, Schelfmeere und Schwellenzonen. Die faziell sehr unterschiedlichen Sedimente sind heute in den Alpen in einem scheinbar heillosen Durcheinander neben- und übereinander zu sehen. Bei der Schließung dieser Sedimentbecken anlässlich der Bildung der Alpen beeinflussten die paläogeografischen Formen der Becken die Architektur der Alpen.
Das Zerbrechen von Pangäa ist in Abb. 1-5 in drei Momentaufnahmen erläutert. Alle diese Plattenrekonstruktionen sind mit Unsicherheiten behaftet, weshalb die paläogeografischen Karten bei verschiedenen Autoren auch sehr unterschiedlich aussehen. Abb. 1-5 wurde vereinfacht nachgezeichnet nach Vorlagen von Blakey (2008). In der späten Trias (Keuper), vor 230 Millionen Jahren, zerbrach Pangäa längs eines Rifts, das sich, ausgehend von der Tethys, zwischen Gondwana und Laurasien öffnete. Das Rift breitete sich von einem Arm der Tethys zwischen den Kontinentalmassen von Arabia und Griechenland-Italien aus. Die Paläotethys wurde anschließend durch Subduktion geschlossen, sodass die türkische Landmasse im mittleren Jura (Dogger) vor 170 Millionen Jahren mit Laurasien (Baltica) verschweißt war. Das Rift verlagerte sich im östlichen Teil nach Norden und trennte nun die Landmassen Griechenland-Italien von Laurasien ab. Dieses schmale Ozeanbecken wird |Seite 23| in der alpinen Geologie als Ligurischer oder Piemontesischer Ozean bezeichnet. In westlicher Richtung verbreiterte sich das Rift und trennte Afrika-Südamerika von Nordamerika. Dieses Rift war der Vorläufer des Atlantiks und erstreckte sich bis nach Mexiko. In der frühen Kreide, vor 120 Millionen Jahren, drifteten Nordamerika und Afrika weiter auseinander, der zentrale Atlantik war geboren. Im Norden trennte sich Iberia von Nordamerika ab. Die Bewegung von Iberia war bedingt durch eine Spreizungszone im Westen (mittelozeanischer Rücken des sich öffnenden Atlantiks) und je eine Transformstörung im Norden und Süden von Iberia. Weitere Riftsysteme breiteten sich im Norden auf beiden Seiten von Grönland aus. Sie waren Wegbereiter für die Öffnung des Nordatlantiks.
In Abb. 1-6 ist eine Plattenrekonstruktion für die Wende Jura-Kreide (vor etwa 145 Millionen Jahren) nach Wortmann et al. (2001) vereinfacht wiedergegeben. Über die genaue Geometrie der einzelnen Becken gehen die Ansichten teilweise auseinander. Aber die in Abb. 1-6 gezeigte Lösung vereinigt die wesentlichen Merkmale. Hier ist erkennbar, dass Iberia einen abgetrennten Wurmfortsatz hat, aus Korsika-Sardinien-Briançon bestehend, der sich in nordöstlicher Richtung erstreckt. Dieser Wurmfortsatz entspricht dem sogenannten Briançon-Mikrokontinent, einer Schwellenzone, die von den Westalpen bis in die Schweizer Alpen verfolgt werden kann. Das Meeresbecken auf der nordwestlichen Seite des Briançon-Mikrokontinent entspricht dem Wallis-Trog, dasjenige auf der südöstlichen Seite dem penninischen Ozean. Ein Transformbruch trennt Iberia von Europa und funktioniert als lokale Plattengrenze bei der Wegdrift von Iberia von Nordamerika. Ein weiterer Transformbruch verbindet den Piemont- mit dem Penninischen Ozean. Die Öffnung des Atlantiks ging |Seite 24| mit einer schiefen Öffnung des Ligurisch-Piemontesischen und Penninischen Ozeans einher. Für die heutigen Alpen sind die Gebiete Dauphinois-Helvetikum auf dem Südostrand von Europa sowie die Südalpen-Dolomiten im Norden von Adria und Ostalpin zwischen Vardar- und Penninischem Ozean von besonderer Bedeutung.
1-6 Plattenrekonstruktion für das Berriasian (vor ca. 145 Millionen Jahren), vereinfacht nach Wortmann et al. (2001). Der Ligurisch (Li) -Piemontesische (Pi) Ozean trennt den Adriatischen vom Iberischen Mikrokontinent. Er ist von zahlreichen Transformstörungen durchsetzt und setzt sich als Penninischer (Pe) Ozean zwischen dem Briançon-Mikrokontinent und dem Ostalpin fort. Am Südrand des Europäischen Kontinents verläuft ein schmaler Meeresarm (VS: Wallis-Trog, Vo: Vokontischer Trog) der im Süden von einem Mikrokontinent, bestehend aus den Blöcken Korsika-Sardinien (Kors-Sard) und Briançon, begrenzt ist.
Der größere Rahmen der Paläogeografie an der Wende Barremian-Aptian vor 125 Millionen Jahren ist in Abb. 1-7 dargestellt. Die Rekonstruktion basiert auf Wortmann et al. (2001). Der Ligurisch-Piemontesische Ozean ist von mehreren Transformstörungen geprägt, die auf eine fortschreitende schiefe Öffnung dieses Ozeans deuten. Ein Transformbruch trennt Adria von den Mikrokontinenten Bakony, Ostalpin und Tiza. Der Wallis-Trog öffnete sich weiter durch Ausdünnung des Kontinentalrands von Baltica bzw. Europa und entwickelte nur lokal, in „pull-apart Becken“, ozeanische Kruste. Demgegenüber bestand der Piemont-Ozean aus exhumierten Mantelgesteinen, die von einem untergeordneten basaltischen Magmatismus begleitet waren. Der adriatische Kontinentalrand und der Ostalpin-Mikrokontinent wurden mit der Öffnung des Piemont- und |Seite 25| des Penninischen Ozeans in Ost-West-Richtung gestreckt. Davon zeugen die Abschiebungen im künftigen Bereich des Ostalpins und Südalpins.
1-7 Plattenrekonstruktion für das Barremian/ Aptian (vor ca. 125 Millionen Jahren), vereinfacht nach Wortmann et al. (2001). Der Ligurisch-Piemontesische Ozean ist breiter geworden und ist nun auf einer Linie mit dem Penninischen Ozean. Auch das Südalpin und Ostalpin sind nun nebeneinander.
Die Alpen entstanden als Folge konvergenter Plattenbewegungen zwischen Baltica/Europa und Afrika-Arabia. Dabei wurden die dazwischenliegenden Meeresbecken, der Piemont-Ozean und der Wallis-Trog, durch Subduktion geschlossen. Dies erfolgte in zwei getrennten Etappen. Der Piemont-Penninische Ozean wurde in der Kreide durch westgerichtete Subduktion geschlossen, der Wallis-Trog im Känozoikum durch eine mehr NS-gerichtete Kollision zwischen dem Briançon-Mikrokontinent und dem adriatischen Kontinentalrand, später zwischen dem Briançon-Mikrokontinent und dem europäischen Kontinentalrand. Die Betrachtung der komplizierten Paläogeografie in Abb. 1-7 lässt erahnen, dass der Subduktions- und der Kollisionsprozess zu einer noch komplexeren Geometrie des entstehenden Gebirges führen musste.
1.3 Das alpine System
Die alpinen Gebirgsketten entstanden in der Kreide und im Känozoikum. Zu diesen Ketten zählen etwa die „jungen“ europäischen Hochgebirge (Betische Kordilleren, Pyrenäen, Alpen, Apennin, Karpaten, Dinariden). Auffallend sind die gewundenen Bogenformen der Gebirgsketten. Um einen Einblick in die plattentektonischen Vorgänge bei der Bildung dieser Gebirge zu geben, sind in Abb. 1-8 die heute andauernden Relativbewegungen zusammengefasst (nach Kahle et al. 1995). Afrika bewegt sich um vier Millimeter und mehr pro Jahr Richtung Norden. Die Bewegung ist im Westen etwas langsamer, d. h., Afrika macht eine leichte Rotation im Gegenuhrzeigersinn. Arabia bewegt sich viel schneller, mit 25 Millimetern pro Jahr, Richtung Norden. Der Sprung in der Geschwindigkeit findet an einer Seitenverschiebung statt, die, von der Spreizungszone im Roten Meer ausgehend, durch den Golf von Aqaba über das Tote Meer und den Genezarethsee nach Norden zieht. Der türkische Block bewegt sich mit 25 Millimetern pro Jahr in westlicher Richtung. Die Plattengrenze im Norden dieses Blocks ist in der Nordanatolischen Bruchzone zu suchen, einer seismisch aktiven dextralen Seitenverschiebung. Diese Westdrift ändert in der Ägäis ihre Richtung nach SSW. Ihre Geschwindigkeit nimmt zu, da sich die Ägäis in derselben Richtung dehnt. Allein schon zwischen Afrika, Arabien und dem türkischen Block zeigen sich die Plattenbewegungen als recht kompliziert. Noch schwieriger verständlich wird es weiter im Norden. In den Ostkarpaten ist heute eine nach Westen einfallende Subduktionszone aktiv. Die abtauchende eurasische Platte rollt sich gleichzeitig zurück (slab retreat bzw. roll back), d. h., die Plattengrenze |Seite 26| an dieser Subduktionszone bewegt sich nach Osten. Im Gefolge davon wird das Pannonische Becken auf der oberen Platte in Ost-West-Richtung gestreckt. Der Tiza-Block im Untergrund des Pannonischen Beckens wird durch die Zangenbewegung zwischen Europa und Afrika (bzw. Apulia) seitlich nach Osten herausgequetscht.
Gleichzeitig bewegen sich aber auch der Apennin und die Dinariden aufeinander zu. Im Hinterland des aktiven Apennins stellt man in der Tyrrhenis Dehnung und Neubildung von ozeanischer Kruste fest (Facenna et al. 2002). Dieser Prozess begann vor etwa fünf Millionen Jahren. Etwas früher, im Miozän, erfolgte die Öffnung des ligurischen Beckens unter ähnlichen Umständen. Damals trennte sich der Mikrokontinent Korsika-Sardinien von Europa, und beim anschließenden Wegrotieren bildete sich im Ligurischen Meer neue ozeanische Kruste. Auch hier also erfolgten kleinsträumige Blockbewegungen zwischen den beiden kollidierenden Kontinentalplatten.
In den Alpen selbst können heute aktive horizontale Verschiebungen gemessen werden (Tesauro et al. 2005, Brockmann in Pfiffner & Deichmann 2014). Das nördliche Alpenvorland bewegt sich nach SSE, und in den Alpen selbst sind Bewegungen Richtung SW wie auch Richtung ENE zu messen. Das komplizierte Bild zeigt aber, dass sich die Alpen mit ungefähr 0,5 Millimetern pro Jahr in NNW-SSE-Richtung verkürzen.
Das heutige komplizierte Bewegungsbild gibt einen Eindruck, wie man sich die bei der Alpenbildung abgelaufenen Bewegungen vorzustellen hat. Die Größe der beteiligten Ozeanbecken und Kontinente bzw. Mikrokontinente war bescheiden im Vergleich zu den Dimensionen in den klassischen Subduktionsgebirgen der Anden oder der nordamerikanischen Kordilleren oder in den Kollisionsgebirgen Himalaja und Appalachen. Aber die Konvergenzbewegungen waren qualitativ vergleichbar und machten die Alpen zu einem derart heterogen zusammengesetzten Gebirge.
1-8 Die heutige Konfiguration der tektonischen Platten im Alpinen System. Die offenen Pfeile mit Geschwindigkeitsangaben (mm/Jahr) zeigen die Richtung der Plattenbewegungen, die einfachen Pfeile die Überschiebungsrichtungen an. Mit Doppelpfeilen sind Dehnung und Öffnung von Meeresbecken angegeben.
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1.4 Geologische Gliederung der Alpen
Der Gebirgskörper der Alpen erstreckt sich in weitem Bogen von Nizza nach Wien. Im Innern des Bogens liegt das Po-Becken. Morphologisch hebt es sich ab durch die tiefe Lage und das geringe Relief, wie aus dem digitalen Höhenmodell von Abb. 1-9 klar ersichtlich. Außerhalb des Alpenbogens sind lange schmale Becken ohne Relief zu erkennen: der Rhone-Bresse-Graben ganz im Südwesten, der Rhein-Graben im Norden. Ganz im Osten verschwinden die Alpen unter dem Becken von Wien.
Längs der Gebirgskette gliedern sich die Alpen in Westalpen, Zentralalpen und Ostalpen. Die Ostalpen verlaufen mehr oder weniger Ost-West und ihre westliche Grenze liegt etwa auf der Linie St. Margrethen–Chur–Sondrio. In den Zentralalpen ändert sich der Verlauf der Kette von Ost-West zu nahezu Nord-Süd. Die Westalpen verlaufen Nord-Süd, bilden aber einen engen Bogen um das Westende des Po-Beckens. Die Grenze zwischen Zentral- und Westalpen ist unscharf. Gewisse Autoren unterteilen deshalb die Alpen lediglich in Westalpen und Ostalpen. Wenn hier die Dreiteilung bevorzugt wird, so erfolgt dies aufgrund der Internstrukturen, die sich dadurch in einer verständlichen Art gliedern lassen.
Quer zur Gebirgskette unterteilt man die Alpen in tektonische Einheiten, die zu bestimmten paläogeografischen Domänen zu zählen sind. Die paläogeografische Zugehörigkeit wird dabei durch den Ablagerungsbereich der mesozoischen Sedimente dieser Einheiten definiert. Aufgrund dieser Gliederung erhält man einen Gürtel von Einheiten, die dem europäischen Kontinentalrand zugehören |Seite 28| und in einem externen Bereich der Alpen, d. h. ganz im Westen bzw. Norden, aufgeschlossen sind. Man bezeichnet diese Gesteinsserien als „Dauphinois“ und „Helvetikum“. Ein zweiter Gürtel von Gesteinseinheiten, der unter dem Begriff „Penninikum“ zusammengefasst wird, folgt in einer mehr internen Position, d. h., er liegt weiter östlich bzw. südlich. Die damit verknüpften mesozoischen Sedimente wurden in den Meeresbecken zwischen dem europäischen und adriatischen Kontinentalrand abgelagert. Ein dritter Gürtel von Gesteinseinheiten ist vorwiegend auf der innersten Seite, gegen das Po-Becken hin, zu finden. Diese Einheiten werden als „Ostalpin“ und Südalpin“ bezeichnet und sind dem adriatischen Kontinentalrand zuzuordnen. Generell gesehen, liegt das Penninikum auf dem Helvetikum und das Ostalpin auf dem Penninikum. Es handelt sich bei diesen Einheiten um eigentliche Deckenkomplexe, die als relativ dünne Gesteinspakete bezüglich ihrer Unterlage über Hunderte von Kilometern transportiert wurden. Die Verteilung dieser Einheiten in den Alpen ist aus Abb. 1-10 ersichtlich.
1-9 Digitales Höhenmodell der Alpen und angrenzender Gebiete. Deutlich erkennbar sind die größeren Quertäler und Längstäler innerhalb der Alpen. Im Vorland der Alpen manifestieren sich die Tiefebenen des Rhein-Grabens im Norden und des Rhone-Bresse-Grabens im Westen, das Po-Becken im Süden und das Pannonische Becken im Osten als größere Flächen ohne Relief.
Das Ostalpin macht nahezu den gesamten Teil der Ostalpen aus. Nur am äußeren Rand im Norden und Osten sind im Liegenden des Ostalpins noch penninische und helvetische Decken zu erkennen. Im Innern der Ostalpen, im sogenannten Tauern-Fenster, ist das Ostalpin erodiert, und man gewinnt dadurch einen spektakulären Blick in die darunterliegenden penninischen und helvetischen Einheiten. Ein kleineres, aber ansonsten äquivalentes Fenster findet sich etwas westlich, im Unterengadin. Noch weiter im Westen, in den Zentralalpen, ist das Ostalpin fast vollständig abgetragen. Kleinere Erosionsreste, sogenannte Klippen, zeugen aber von der ursprünglichen Verbreitung. Die westliche dieser Klippen ist in der Zentralschweiz am Roggenstock zu finden.
Das Südalpin und die östlich angrenzenden Dolomiten sind vom Ostalpin durch eine größere Störung, das periadriatische Bruchsystem, abgetrennt. Diese setzt sich ostwärts in die Karawanken fort und trennt dort die Dinariden von den Ostalpen. In den westlichen Zenttralalpen sind südalpine Einheiten auf das Penninikum überschoben worden, wie dies die große Klippe der Dent Blanche bezeugt. Südalpin, Dolomiten und Dinariden waren tektonisch unabhängig vom Ostalpin. Lediglich die Affinität der mesozoischen Sedimente zum adriatischen Kontinentalrand stellt ein verbindendes Element dar.
Auch bei der Verteilung des Penninikums ist im Bereich der Zentralalpen eine größere Klippe am Nordrand der Alpen zu verzeichnen. Diese liegt in den romanischen Voralpen der Schweiz und im Chablais von Frankreich. Weitere kleinere Klippen sind in der Zentralschweiz zu finden. Auch diese Klippen belegen, dass die penninischen Decken einst große Teile der Alpen bedeckten.
Am äußeren Rand der Zentralalpen ist in Abb. 1-10 der Jura zu erkennen. Dieser bananenförmige Gebirgszug wurde am Schluss der Deckenbildung in den Alpen zusammengestaucht, gefaltet und nach Nordwesten geschoben.
Jüngere, känozoische Becken bilden die Begrenzung der Alpen. Im Norden der Alpen erstreckt sich das Molassebecken von Wien über München in das schweizerische Mittelland und läuft in westlicher Richtung aus. Das Molassebecken ist eine Vorlandsenke, die sich im Oligozän-Miozän im Gefolge der alpinen Deckenbildung bildete und mit dem Abtragungsschutt der werdenden Alpen aufgefüllt wurde. Das Molassebecken |Seite 29| wurde bei den jüngsten Deckenbewegungen hauptsächlich an seinem Südrand zusammengestaucht und im Bereich des Juras sogar nach Nordwesten geschoben.
Außerhalb des Juras erkennt man das Riftsystem mit Rhein-Graben und Rhone-Bresse-Graben. Die beiden Riftbecken sind durch ein Transform-Bruchsystem miteinander verknüpft. Aufbrüche von kristallinem Grundgebirge flankieren die Riftbecken auf beiden Seiten: Schwarzwald und Vogesen sowie Massif Central und Massif de la Serre.
Im Süden der Alpen schließlich erkennt man das Po-Becken, ein Vorlandbecken, das sich Alpen und Apennin teilen. Bis über zehn Kilometer mächtige klastische Sedimente haben sich in diesem Becken im Känozoikum abgelagert. Diese Beckenfüllung wurde teilweise von den Deckenbewegungen in den Alpen erfasst, gefaltet und überschoben.
In Abb. 1-11 sind drei schematische, vereinfachte Profilschnitte durch die Alpen wiedergegeben. Sie zeigen die Gemeinsamkeiten und Unterschiede zwischen West- Zentral- und Ostalpen. Alle drei Profilschnitte bauen auf den Erkenntnissen von reflexionsseismischen Untersuchungen, die im Rahmen von drei größeren, nationalen und internationalen Forschungsprogrammen durchgeführt wurden. Der Profilschnitt durch die Westalpen basiert auf dem französisch-italienischen Projekt ECORS-CROP (Nicolas et al. 1990, Roure et al. 1996 und Schmid & Kissling 2000), jener durch die Zentralalpen auf dem schweizerischen Nationalen Forschungsprojekt NFP 20 (Pfiffner et al. 1997a) und schließlich das Ostalpenprofil auf dem deutsch-österreichisch-italienischen Projekt TRANSALP (TRANSALP working group 2002, Lüschen et al. 2004). Die Struktur der Unterkruste basiert auf Refraktionsseismologie und Erdbebentomografie (Waldhauser, et al. 2002, Diel et al. 2009 und Wagner et al. 2012).
Im Profilschnitt durch die Westalpen sieht man, wie die Kruste des europäischen Kontinentalrands nach ESE unter die Alpen eintaucht und dann sogar vom Erdmantel und der Kruste des adriatischen Kontinentalrands überlagert wird. Der steile Kontakt besitzt eine Seitenverschiebungskomponente (der Ostteil bewegte sich nach Norden). Überschiebungen in der europäischen Kruste deuten auf eine beträchtliche Zusammenstauchung in Ost-West-Richtung, was die Krustenmächtigkeit mindestens verdoppelte. Größere Kristallinaufbrüche (Belledonne, Gran Paradiso) lassen darauf schließen, dass einzelne Kristallinkörper über mehr als 100 Kilometer nach Westen auf das Vorland aufgeschoben wurden. Davon betroffen waren auch die mesozoischen Sedimente des Juras, die sogar auf die känozoischen Sedimente des Bresse-Grabens aufgeschoben wurden. Auf der adriatischen Seite wurden die Krustenblöcke in östlicher Richtung aufeinandergeschoben. Diese Strukturen sind von der Beckenfüllung des Po-Beckens zugedeckt und nur aus seismischen Untersuchungen bekannt. Im Falle von Ivrea gelangte der Erdmantel bis fast, die Unterkruste bis ganz an die Erdoberfläche. Diese Hochlage der Krusten-Mantel-Grenze ist etwas Einmaliges und beruht auf einer ererbten Geometrie aus der Zeit der Entstehung des Piemont-Ozeans. Reste dieses Ozeans sind im dünnen Band von Ophiolithen im Liegenden und Hangenden des Gran Paradiso-Kristallins zu finden.
Auch im Profilschnitt der Zentralalpen taucht die europäische Kruste nach SSE unter die Alpen ein. Die Oberkruste ist von der Unterkruste abgeschält und zu einem Deckenstapel aus Kristallindecken aufgetürmt. Die Unterkruste zieht unter den zusammengestauchten Rand der adriatischen Platte. Ähnlich dem Profil in den Westalpen befindet sich der adriatische Erdmantel in einer Hochlage. Auf der Südseite dieser Hochlage erfassen nordfallende Überschiebungen die Oberkruste, während die Unterkruste aufgefaltet wurde. Dieser Stil wird als „thick-skinned tectonics“ bezeichnet. Eine steile Bruchzone, die Insubrische Störung, trennt die Gesteine der adriatischen und europäischen Platte. Die Bruchzone zeigt zwei Bewegungskomponenten. Als steile Aufschiebung bewegten sich die abgeschälten Oberkrustenpakete des europäischen Rands südwärts, und teilweise gleichzeitig bewegte sich der adriatische Block als dextrale Seitenverschiebung westwärts. Nördlich des Aar-Massivs liegen Klippen von helvetischen und penninischen Sedimentdecken. Sie wurden von ihrer kristallinen Unterlage abgeschert und über mehr als 100 Kilometer in nördlicher Richtung geschoben. Dabei kamen sie auch auf die internen, südlichen Teile der känozoischen Füllung des Molassebeckens zu liegen.
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1-10 Vereinfachte tektonische Karte der Alpen und ihres Vorlandes. Jura und Helvetikum sind Teile des europäischen Kontinentalrandes, Ostalpin und Südalpin gehören zum adriatischen Kontinentalrand. Das Penninikum entspricht dem Bereich dazwischen (Wallis-Trog, Briançon-Schwelle und Piemont-Ozean). Zwei Fenster in den Ostalpen (Engadiner und Tauern-Fenster) beweisen, dass sich Penninikum und Helvetikum im Untergrund nach Osten weiterziehen. Andererseits zeigt eine Klippe am Übergang Zentralalpen-Westalpen, dass das Ostalpin sich einst viel weiter nach Westen erstreckte. A,B,C: Spuren der Profile in Abb. 1-11.
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1-11 Drei schematische Profilschnitte durch die West-, Zentral- und Ostalpen, basierend auf geologischen und geophysikalischen Untersuchungen. Deutlich erkennbar ist das bedeutende Ausmaß der Krustenverkürzung der Oberkruste im Vergleich zur einfacheren Struktur der Unterkruste und des lithosphärischen Mantels. Die Profilspuren sind in Abb. 1-10 angegeben.
Im Profilschnitt durch die Ostalpen taucht die europäische Kruste zwar ebenfalls nach Süden unter den adriatischen Kontinentalrand, aber das Ausmaß der Verkürzung scheint etwas geringer. Die adriatische Lithosphäre taucht ihrerseits nach Norden ein. In beiden Fällen ist die Unterkruste im Kontaktbereich deutlich verdickt. Es ist ein einzelner Kristallinaufbruch zu verzeichnen, der im Tauern-Fenster zutage tritt. Eine steile Bruchzone auf der Südseite des Tauern-Fensters, die Pustertal-Störung, trennt die Ostalpen von den Dolomiten. In den Dolomiten sind mehrere südgerichtete Überschiebungen zu erkennen, welche auch die kristallinen Oberkrustengesteine erfassen. Der Verlauf dieser Überschiebungen in der Tiefe und ihre Vereinigung mit der großen Überschiebung im Liegenden des Tauern-Massivs ist spekulativ. Immerhin ist aber die Struktur der Unterkruste durch die seismischen Untersuchungen einigermaßen gesichert. Über dem Tauern-Kristallin liegen mesozoische Sedimente, die mit jenen des Helvetikums in den Zentralalpen vergleichbar sind. Diese Sedimente sind ihrerseits überlagert von penninischen Decken und diese wiederum von ostalpinen Decken. Ein größerer Komplex von ostalpinen Decken, die sogenannten Nördlichen Kalkalpen, liegt nördlich des Tauern-Fensters auf einem Kissen von penninischen Decken. Die Nördlichen Kalkalpen wurden schon in der Kreidezeit zu einem Deckenkomplex zusammengeschoben, wobei die Überschiebungen teilweise in westlicher Richtung stattfanden.
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2-0: Mer de Glace
2 Bausteine der Alpen: Das prä-triadische Grundgebirge
2.1 Das prä-triadische Grundgebirge von Schwarzwald-Vogesen
2.2 Das prä-triadische Grundgebirge der Externmassive
Externmassive der Westalpen
Externmassive der Zentralalpen
Externmassive der Ostalpen
2.3 Das prä-triadische Grundgebirge der Decken des Penninikums
2.4 Das prä-triadische Grundgebirge des Ostalpins
2.5 Das prä-triadische Grundgebirge des Südalpins
2.6 Paläozoische Sedimente in den Ost- und Südalpen
Paläozoikum der Karnischen Alpen
Paläozoikum der Grauwacken-Zone
Paläozoikum der Innsbruck-Quarzphyllite
2.7 Das variszische Gebirge im ausklingenden Paläozoikum
2.8 Post-variszische Sedimente und Vulkanite des Perms
Der Nordschweizer Permokarbon-Trog
Das Permokarbon im Helvetikum
Das Permokarbon im Penninikum
Das Permokarbon im Ostalpin
Das Permokarbon im Südalpin
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In diesem Kapitel werden die prätriadischen Gesteinsserien behandelt, die vielerorts in den Alpen die direkte Unterlage der mesozoischen Sedimentabfolgen bilden. In diesem Grundgebirge können eine Vielzahl unterschiedlicher Gesteinsserien unterschieden werden. Einige sind in ähnlicher Ausbildung an verschiedenen Orten auszumachen. Dies betrifft namentlich folgende drei Gesteinsgruppen:
– Kristalline polymetamorphe Gesteine, die auch als Altkristallin bezeichnet werden. Das Alter dieser Gesteine reicht bis weit ins Präkambrium zurück. Ursprünglich handelte es sich zumeist um klastische Sedimente und Basalte.
– Magmatische Gesteine, namentlich Granite und Vulkanite. Besonders verbreitet sind granitische Intrusiva aus dem Ordovizium, die heute als Orthogneise vorliegen, Granite aus dem späten Karbon sowie eine Gruppe von Magmatiten permischen Alters.
– Paläozoische Sedimente, altersmäßig vom Ordovizium bis ins Karbon reichend, sowie spätpaläozoische Sedimente permokarbonen Alters.
Von der Entstehungsgeschichte her betrachtet, erlebten die Gesteine des prä-triadischen Grundgebirges mehrere Phasen von Gebirgsbildung und Beckenbildung. Drei größere Ereignisse im Paläozoikum prägten das Bild nachhaltig: Gebirgsbildung auf dem Gondwana-Kontinent des pan-afrikanischen Zyklus (vor 870 bis 550 Millionen Jahren), die kaledonische Gebirgsbildung im nordwestlichen Europa und die variszische Gebirgsbildung in Zentraleuropa. Zeugen dieser Gebirgsbildungen sind metamorphe Überprägungen, die sowohl druckbetonte Paragenesen und sogar Eklogite produzierten wie auch zu Aufschmelzungen (Anatexis) bei höheren Temperaturen und zur Bildung von Migmatiten führten. Schließlich zeugen auch magmatische Aktivitäten, bei denen verbreitet granitische Gesteine und Vulkanite entstanden, von diesen Orogenesen. Vor, während und nach diesen Gebirgsbildungen lagerten sich diverse Sedimentgesteine in größeren und kleineren Becken ab. Obschon diese Sedimente nur spärlich erhalten sind, passen sie in das Bild. Durch die jüngste, die alpine Gebirgsbildung und die vorangehende Beckenbildung beim Zerbrechen von Pangäa wurde das prä-triadische Grundgebirge in kleine Blöcke zerlegt. Um die großen Zusammenhänge zu erkennen, müssen wir versuchen, uns aus diesen geografisch isolierten Blöcken ein Bild zu machen. Dieses Unterfangen ist recht schwierig. Da wir aber an den unterschiedlichsten Orten in den Alpen immer wieder eine ähnliche lokale Entwicklungsgeschichte feststellen können, darf der Synthese trotzdem viel Glaubwürdigkeit beigemessen werden. Die vormesozoische Geologie der gesamten Alpen ist in jüngerer Zeit in einer Übersichtsdarstellung eingehend diskutiert worden (von Raumer & Neubauer 1993a); hierin finden sich zahlreiche lokale, regionale und überregionale Zusammenstellungen, auf die in diesem Kapitel mehrfach zurückgegriffen wird. Eine jüngere Publikation (von Raumer et al. 2013) diskutiert das prä-mesozoische Grundgebirge in einem größeren, europäischen Zusammenhang.
Die eingangs erwähnte Dreiteilung der Gesteinsserien des prä-triadischen Grundgebirges kann vom nordalpinen Vorland (Schwarzwald-Vogesen, Böhmisches Massiv) bis in die eigentlichen Alpen verfolgt werden. Abb. 2-1 zeigt, wie das Grundgebirge in den Alpen in |Seite 37| isolierten Schollen oder Blöcken an der Erdoberfläche anzutreffen ist. Beispiele solcher Schollen sind die Externmassive im Helvetikum, die Kristallindecken im Penninikum, die ostalpinen Decken und das Südalpin, alles Einheiten, die anlässlich der alpinen Gebirgsbildung über größere Distanzen relativ zueinander bewegt wurden. Die isolierten und lückenhaften Aufschlüsse machen es denn auch schwierig, die Zusammenhänge zwischen den einzelnen Vorkommen im Detail zu verstehen. Im Folgenden werden einzelne dieser Grundgebirgsblöcke näher diskutiert. Die ausgewählten Beispiele sind einmalig, was das Spektrum der Gesteine und deren Entstehung angeht, und sind durch neuere Untersuchungen besonders gut dokumentiert.
2.1 Das prä-triadische Grundgebirge von Schwarzwald-Vogesen
Beiderseits des Rhein-Grabens nördlich von Basel ist auf den Grabenschultern das prä-triadische Grundgebirge in zwei geologischen Fenstern entblößt. Im nördlichen Teil dieser Fenster sind mäßig metamorph überprägte Gesteine des variszischen Gebirges an der Oberfläche aufgeschlossen. Im mittleren Teil sind es polymetamorphe Gneise des sogenannten Zentralen Gneis-Komplexes. Südlich davon quert ein schmaler Gürtel aus paläozoischen Sedimenten den Schwarzwald. Die südlich angrenzenden polymetamorphen Gneise bilden den „Südlichen Gneis-Komplex“. Abb. 2-2 basiert auf Eisbacher et al. (1989), ergänzt nach Huber & Huber (1984), und zeigt die Verbandsverhältnisse im südlichen Schwarzwald.
Der „Zentrale Gneis-Komplex“ besteht aus gebänderten polymetamorphen Paragneisen, Orthogneisen, Metabasika und Meta-Ultrabasika, die allesamt nach Norden einfallen.
Die Zusammensetzung der Paragneise lässt darauf schließen, dass der Protolith aus Grauwacken und Tonschiefern bestand, die aus einem Liefergebiet aus proterozoischen Gesteinen stammen. Geochemische Daten deuten darauf hin, dass die Gesteine des „Zentralen Gneis-Komplexes“ mindestens eine metamorphe Überprägung im frühen Paläozoikum erlitten, mit einem Temperaturhöhepunkt im mittleren Ordovizium, vor 480 bis 460 Millionen Jahren (vgl. Eisbacher et al. 1989). An vielen Stellen im Schwarzwald können auch Aufschmelzungen beobachtet werden, aber die Datierung dieser anatektischen Vorgänge ist unsicher. Nach Huber & Huber (1984) kann eine erste Anatexis im frühen Kambrium (vor 550 bis 520 Millionen Jahren) und eine zweite, die „Hauptanatexis“, im frühesten Ordovizium (vor 490 bis 480 Millionen Jahren) vermutet werden. Nach Eisbacher et al. (1989) deuten petrologische Daten in Ultramafika, eklogitischen Amphiboliten und granulitischen Paragneisen auf eine eklogitisch-granulitische Hochdruck-Metamorphose, die vor einer regionalen Metamorphose unter mittleren Drücken stattfand. Eine noch jüngere, druckbetonte metamorphe Überprägung fand anschließend während der variszischen Orogenese statt. All diese Vorgänge belegen, dass der „Zentrale Gneiskomplex“ im Paläozoikum mehrere Orogenesen erlebte. Die hohen Grade der metamorphen Umwandlungen lassen nur wenige und ungenaue Aussagen zur älteren Entwicklungsgeschichte dieser Gesteine zu. Die Grenze zum „Südlichen Komplex“ bildet eine nordfallende Überschiebung, die Todtnau-Überschiebung, längs welcher der „Zentrale Gneis-Komplex“ in südöstlicher Richtung auf paläozoische Sedimente aufgeschoben ist (Eisbacher et al. 1989). Die Todtnau-Überschiebung ist von parallel verlaufenden retrograden Scherzonen im „Zentralen Gneis-Komplex“ begleitet. Die Aufschiebung des Letzteren fand gemäß K/Ar-Abkühlaltern im frühen Karbon (vor 340 bis 330 Millionen Jahren) statt (op. cit.).
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2-1 Tektonische Karte der Alpen. Für alle tektonischen Einheiten sind das prä-triadische kristalline Grundgebirge sowie paläozoische Sedimente gesondert ausgeschieden. A-R: Aiguilles Rouges-Massiv, M-B: Mont Blanc-Massiv.
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Der Gürtel von paläozoischen Sedimenten südlich der Todtnau-Überschiebung wird als „Badenweiler-Lenzkirch-Zone“ bezeichnet. Die Sedimente enthalten unten marine Kalke, Tonsteine, Siltsteine und sporadisch kalkige Olistostrome des späten Devons. Den Hauptteil der Sedimente machen aber Turbiditablagerungen mit Feldspat- und vulkanischen Komponenten aus. Sie sind altersmäßig in das frühe Karbon zu stellen und als synorogene Sedimente zu deuten. Als jüngstes wurden im Visean (vor zirka 330 Millionen Jahren) Konglomerate als „channel deposits“ unter paralischen, nicht marinen Bedingungen sowie mannigfaltige vulkanische Brekzien abgelagert. Generell gesehen, liegen die älteren Sedimente eher im nördlichen Teil des Gürtels und die jüngsten Konglomerate eher im Süden und ohne Tiefgang. Im Querprofil ergibt sich somit eine nach SSE überkippte Serie.
Wie in Abb. 2-2 ersichtlich, bildet eine Abschiebung die Grenze zwischen der „Badenweiler-Lenzkirch-Zone“ und dem „Südlichen Gneis-Komplex“. Diese Abschiebung bringt die Gneise im Süden (Hotzenwald-Gruppe) in direkten Kontakt zu den unmetamorphen paläozoischen Sedimenten. Die wichtigsten Gesteine im „Südlichen Gneis-Komplex“ sind polymetamorphe und monometamorphe Schiefer, vergneiste Metavulkanite, Ultramafika, selten Gabbros sowie Linsen von mylonitischen Leukograniten (Eisbacher et al. 1989). Viele dieser Gesteine sind lediglich als größere Schollen innerhalb der jüngeren Granite erhalten. In den mylonitischen Leukograniten zeigen Schersinnindikatoren auf Überschiebung in Richtung Südosten. Daneben sind aber mehrere dextrale Seitenverschiebungen (teilweise mit Abschiebungskomponenten) zu verzeichnen.
Im späten Karbon drangen eine Reihe von Graniten in die alten Gneise und die paläozoischen Sedimente ein. Die Alter dieser Granite variieren von 330 bis 310 Millionen Jahren, mit einer Häufung um 330 Millionen Jahre. Sie durchschlagen die variszischen Strukturen wie etwa die „Badenweiler-Lenzkirch-Zone“ oder die Todtnau-Überschiebung, sind also als post-variszisch zu bezeichnen. Einzelne ältere Granite sind im frühen Karbon eingedrungen („Randgranit“ 358 Millionen Jahre, Mambach„granit“ 352 Millionen Jahre; Huber & Huber 1984) und sind von der variszischen Gebirgsbildung deformiert.
Eine Serie von klastischen Sedimenten und Vulkaniten des späten Karbons und Perms überlagern die oben besprochenen Einheiten diskordant. Der Einbruch dieser permokarbonen Becken begann im Westphalian (zirka 310 Millionen Jahre) und kulminierte im Rotliegenden vor 307 bis 286 Millionen Jahren. Die vulkanische Tätigkeit förderte in der Zeit zwischen etwa 307 und 286 Millionen Jahren (vgl. Eisbacher et al. 1989) saure Magmen (Rhyolite). Die Becken bildeten sich als lokale Gräben, in denen eine zwei bis drei Kilometer mächtige Sequenz von fluviatilen und limnischen Sandsteinen, Tonen und Mergeln sowie Kristallinbrekzien in Schuttfächern abgelagert wurden |Seite 41| (Matter 1987). Ähnliche Becken sind in allen alpinen Bereichen ebenfalls zu finden, wie später diskutiert wird.
2-2 Geologische Karte des südlichen Schwarzwaldes, basierend auf Eisbacher et al. (1989) und Huber & Huber (1984). Die Verbandsverhältnisse veranschaulichen die spätpaläozoische Entwicklungsgeschichte. An: Andalusit, Bi: Biotit, Chlor: Chlorit, Cor: Cordierit, Gra: Granat, Mu: Muskovit, Sill: Sillimanit.
2.2 Das prä-triadische Grundgebirge der Externmassive
In den Externmassiven der Alpen ist das prä-triadische Grundgebirge in mehreren Kristallinaufbrüchen der direkten Beobachtung zugänglich. Infolge der zusätzlichen alpinen Überprägung, die im Schwarzwald fehlt, ist eine Deutung der Gesteinsverbände in den isolierten Aufschlüssen für einzelne Fälle noch schwieriger. Trotzdem lassen sich einige Gemeinsamkeiten feststellen. An mehreren Orten kommen beispielsweise proterozoische Metasedimente, ordovizische |Seite 42| Orthogneise, variszische Migmatite und spät- oder post-variszische Granite des frühen Karbons, sowie permische Granite, Vulkanite und kontinentale Klastika vor, um die wichtigsten Elemente vorwegzunehmen. Andere Serien, wie etwa unmetamorphe paläozoische Sedimente des Ordoviziums, Silurs und Devons, sind bezüglich ihres Vorkommens auf einzelne Regionen, das Ostalpin im Speziellen, beschränkt. Um den regionalen Unterschieden gerecht zu werden, erfolgt die Diskussion des prä-triadischen Grundgebirges regional gegliedert und beschränkt sich auf einige besonders gut dokumentierte Beispiele.
Externmassive der Westalpen
Wie aus Abb. 2-1 ersichtlich, reihen sich die Kristallinaufbrüche von Argentera, Pelvoux, Belledonne und Aiguilles Rouges/Mont Blanc im externen Teil der Alpen aneinander. All diesen Externmassiven gemeinsam ist nach von Raumer et al. (1993c) eine Serie von polymetamorphen Metasedimenten, die im Silur oder frühen Devon von einer Hochdruck-Metamorphose mit Eklogitbildung und später, im späten Devon oder frühen Karbon, von einer regionalen Metamorphose, die in Zusammenhang mit der variszischen Gebirgsbildung steht, überprägt wurde. Schließlich erfolgten jüngste Überprägungen anlässlich der alpinen Orogenese. Die Metasedimente werden auch unter dem Begriff „Altkristallin“ zusammengefasst. Sie dürften altersmäßig ins späte Proterozoikum und frühe Paläozoikum zu stellen sein (von Raumer et al. 1993c). Eine Serie von Metagrauwacken, wechsellagernd mit Quarziten und Metapeliten, seltenen Karbonaten, ist möglicherweise als Plattformsedimente assoziiert mit einem Rift zu deuten. Eine andere Serie, bestehend aus Glimmerschiefern mit Amphibolitlagen und Diopsid-Marmoren, begleitet von gebänderten Metagrauwacken und sauren Gneisen und Amphiboliten, ist eher in einem ozeanischen Umfeld zu sehen.
Für die im Argentera-Massiv verbreitet vorkommenden granitischen Bändergneise werden als Protolith saure Vulkanite vermutet, während die Augengneise und feinkörnigen granitischen Gneise im Aiguilles Rouges-Massiv als Metavulkanite eines ehemaligen Inselbogens gedeutet werden. Schließlich sind die Augengneise im Mont Blanc-Massiv, deren Alter mit 460 Millionen Jahre angegeben werden kann, als ordovizische Granite zu interpretieren. Unklar ist das Alter der Metapelite (sogenannte Série satinée) im Belledonne-Massiv.
Neben diesen polymetamorphen Metasedimenten sind hauptsächlich im Belledonne-Massiv monometamorphe Serien auszumachen (von Raumer et al. 1993c). Eine dieser Serien, der Chamrousse-Ophiolith, besteht aus ultramafischen Gesteinen und Gabbros mit einem Kristallisationsalter von 497 bis 496 Millionen Jahren. Die Entstehung wird am Übergang von ausgedünnter, ozeanisierter kontinentaler Kruste zu ozeanischer Kruste angenommen. Deutlich jünger ist der plutonisch-vulkanische Komplex von Rioupéroux-Livet mit Amphiboliten und Trondhjemiten (Alter 365 bis 350 Millionen Jahre). Die Taillefer-Serie schließlich enthält Metapelite, -arenite, -konglomerate sowie Metaspilite und -keratophyre, die altersmäßig ins ältere Karbon zu stellen sind. Bei dieser letzten Serie könnte es sich um Sedimente und Vulkanite handeln, die in Zusammenhang mit der Bildung eines intrakontinentalen Pullapart-Beckens zu sehen sind.
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Verbreitet sind auch variszische Migmatite, die teilweise Cordierit enthalten. Exhumation durch Deckenstapelung und Erosion im späten Devon und frühen Karbon führten zu einer Dekompression und einer Erhöhung des geothermischen Gradienten im entstehenden variszischen Gebirge. Als Folge davon kam es zur Aufschmelzung (Anatexis) von Krustengesteinen.
Die Deformation während der variszischen Gebirgsbildung begann im späten Devon. Eine Hauptschieferung überprägte frühe, prä-existente Falten, und auf dieser Hauptschieferung ist eine Streckungslineation zu sehen, die auf eine Nord-Süd-Scherung deutet (von Raumer et al. 1993c). Später, im frühen Karbon, entstanden Großfalten, die alle früheren Strukturen überprägten.
Schließlich enthalten die Externmassive eine Reihe von spät- und post-variszischen Graniten. Die granitoiden Schmelzen intrudierten das polymetamorphe Altkristallin, die monometamorphen Serien und die Migmatite. Nach Bonin et al. (1993) sind die älteren Intrusionen im frühen Karbon (vor 350 bis 330 Millionen Jahren) eingedrungen, K-reich, der kalk-alkalischen Reihe zuzuordnen, und ihr porphyritisches Gefüge deutet auf ein seichtes Intrusionsniveau. Diese Granitoide sind nach der Kollision von Gondwana mit Baltica in einen fertigen Krustenstapel eingedrungen, sind also spät-variszisch.
Im späten Karbon (vor 320 bis 290 Millionen Jahren) sind vulkanischplutonische Komplexe der Alkali- bis Kalkalkali-Reihe entstanden. Ihre Platznahme ist im Umfeld einer post-variszischen Dehnungstektonik zu sehen.
Schließlich sind im Perm noch jüngere vulkanische und plutonische Aktivitäten zu verzeichnen. Diese sind im Zusammenhang mit einer westmediterranen Provinz und dem Aufbrechen von Pangäa bzw. der Öffnung eines Arms der Tethys Richtung Westen zu sehen (vgl. S. 22, Abb. 1-5).
Im Argentera-Massiv (Abb. 2-3) sieht man, wie ein post-variszischer Granit, dessen Alter nach Bonin et al. (1993) in die Wende spätestes Karbon/frühestes Perm (293 bis 285 Millionen Jahre) fällt, einen Orthogneiskörper und die Grenze der variszischen Migmatite zum Altkristallin schneidet.
Am Beispiel des südwestlichen Belledonne-Massivs (Abb. 2-4) sind variszische Hauptüberschiebungen auszumachen, die den Chamrousse-Ophiolith und das Altkristallin in entgegengesetztem Sinn auf den Rioupéroux-Livet-Intrusivkomplex aufschieben. Der variszische Granit (Sept-Laux-Granit), der sich als relativ schmales Band über 100 Kilometer nach Nordosten fortsetzt, ist mit seinem Alter von 330 Millionen Jahren, d. h. frühes Karbon, als spät-variszisch einzustufen. Nach Bonin et al. (1993) sind die Schmelzen durch fortlaufende Anatexis in der Unterkruste entstanden.
Im Aiguilles Rouges-Massiv (Abb. 2-5) fällt auf, dass die im Altkristallin eingefalteten Sedimente des Devons und Karbons im Südwesten Nord-Süd verlaufen, also schief zum alpinen Streichen, das durch die längliche Form der beiden Massive angedeutet ist. Demgegenüber verlaufen die jungpaläozoischen Sedimente im Nordwesten des Massivs parallel zum alpinen Streichen und parallel zum schmalen Band des Vallorcine-Granits. Dieser Granit ist nach Bonin et al. (1993) als tafelartiger Pluton vor 320 Millionen Jahren eingedrungen, und zwar in einem transtensiven Regime. Die Schmelzen deuten auf Anatexis im krustalen Bereich (Aufschmelzung von Metapeliten), aber gewisse mafische Komponenten schließen einen Beitrag von Mantelschmelzen nicht aus.
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2-3 Geologische Karte des Argentera-Massivs, ein Externmassiv der Westalpen. Umgezeichnet nach von Raumer et al. (1993). Spätvariszische Migmatite sind an einer Überschiebung auf Glimmerschiefer der Valetta-Formation aufgeschoben.
2-4 Geologische Karte des südwestlichen Belledonne-Massivs, ein Externmassiv der Westalpen. Umgezeichnet nach von Raumer et al. (1993). An variszischen Überschiebungen sind alte Gesteine (Altkristallin und ordovizischer Chamrousse-Ophiolith) auf jüngere (Devon) aufgeschoben.
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2-5 Geologische Karte des Aiguilles Rouges- und des Mont Blanc-Massivs, zwei Externmassive am Übergang Westalpen-Zentralalpen. Umgezeichnet nach von Raumer et al. (1993). Eingefaltetes Devon und frühes Karbon streichen NNW-SSE, eingefaltetes Permokarbon NNE-SSW. Der postvariszische Mont Blanc-Granit schneidet variszische Migmatite, Metagranite und Altkristallin. Das Foto zeigt die Sicht auf die Aiguilles de Chamonix (Haute Savoie, Frankreich) mit Blickrichtung SSE. Die Gipfelpyramiden von Blaitière und Grand Charmoz sind aus Mont Blanc-Granit aufgebaut, Petit Charmoz (dunkel) aus polymetamorphen Gneisen.
Der Mont Blanc-Granit im benachbarten gleichnamigen Massiv ist mit einem Alter von 316 bis 304 Millionen Jahren etwas jünger (spätes Karbon). Auch die Platznahme dieses Granits erfolgte offenbar in einer transtensiven Scherzone. Aber infolge anschließender rascher Exhumation wurde auf dem Granit ein größerer Rhyolitkörper abgelagert. Dessen Alter beträgt nach neueren Datierungen (Capuzzo & Bussy, in von Raumer 1998) 295 Millionen Jahre (frühestes Perm).
Externmassive der Zentralalpen
Die prä-triadischen Gesteinsabfolgen im Aar- und Gotthard-Massiv sind insgesamt jenen der oben besprochenen Externmassive sehr ähnlich. Aus diesem Grunde werden lediglich zwei besonders instruktive Beispiele näher beschrieben.
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Am Ostende des Aar-Massivs sind die Verbandsverhältnisse im Limmerngebiet von Franks (1968) studiert worden, Schaltegger & Corfu (1995) geben eine Gesamtschau der magmatischen Ereignisse. In Abb. 2-6 sind schematisch die Verbandsverhältnisse im Grundgebirge und im Mesozoikum darüber (nach eigenen Untersuchungen) dargestellt, ergänzt mit den Intrusionsaltern. Folgende Abfolge geologischer Ereignisse kann in diesem Gebiet ausgeschieden werden: Im frühen Karbon, wahrscheinlich im Zeitraum zwischen 350 und 340 Millionen Jahren, bildete sich im Altkristallin des östlichen Aar-Massivs ein Graben, der mit klastischen Sedimenten und Vulkanoklastika gefüllt wurde, die heute als Metakonglomerate und Hornfelse vorliegen (Bifertenfirn-Metasedimente von Franks 1968). Bei der Intrusion des Tödi-Granits, dessen Alter 333 Millionen Jahre beträgt (frühes Karbon), wurden die Metasedimente kontaktmetamorph überprägt. Die Metasedimente wurden aber auch von einer regionalen Metamorphose überprägt und gefaltet, wobei das Alter dieser Vorgänge nicht präzise festgelegt werden kann. Gänge durchschlugen die Metasedimente und den Tödi-Granit vor 310 Millionen Jahren. Etwas später, vor knapp 300 Millionen Jahren, intrudierte der Zentrale Aare-Granit, ein größerer Pluton, der über eine Stecke von weit über 100 Kilometern gegen das Westende des Aar-Massivs verfolgt werden kann. Im Dach der Intrusion intrudierten Mikrogranite (Alter 299 Millionen Jahre) in die Metasedimente, und im Falle des Sandalp-Ryoliths (Alter 300 Millionen Jahre) erreichten die Schmelzen sogar die Erdoberfläche. Um diese Zeit (300 Millionen Jahre) wurde der Tödi-Granit samt Nebengesteinen exhumiert und gleich anschließend von Vulkanoklastika des späten Karbons (Bifertengrätli-Formation von Franks 1968) bedeckt. Pflanzenfunde erlaubten eine Datierung dieser Gesteine als Westphalian D-Stephanian, d. h. spätes Karbon (310 bis 300 Millionen Jahre). Die Bifertengrätli-Formation ist somit fast gleich alt wie der Sandalp-Rhyolit. Abgelagert wurde die Bifertengrätli-Formation in einem tektonischen Graben, dessen Nordrand in etwa die Fortsetzung des älteren Grabens darunter ist. Die Formation setzt mit einem Basalkonglomerat ein, gefolgt von einem vulkanischen Member. Das nächste, ästuarine Member enthält kreuzgeschichtete Sandsteine, Arkosen sowie Kohlelagen mit datierbaren Pflanzenresten und deutet auf eine Flutung des Grabens. Diese ist mit dem jüngsten, lakustrinen Member vollständig abgeschlossen. Eine Faltung erfasste die jüngere Grabenfüllung, sodass die triadischen Sedimente nach Erosion und Peneplanisierung diskordant auf die Sedimente und Vulkanite abgelagert wurden. Offenbar fand in diesem Teil des Aar-Massivs Kompression, allenfalls Transpression, noch im spätesten Karbon (oder Perm?) statt.
Die oben diskutierten Gesteinsserien können zwanglos weiter nach Westen ins Maderanertal verfolgt werden (Franks 1968, Schaltegger & Corfu 1995). Allerdings dominieren dort die vulkanischen Gesteine über die klastischen Sedimente. Der Zentrale Aare-Granit zieht sich über eine Distanz von 100 km nach WSW. Sein Kontakt zu den polymetamorphen Gneisen, den Rahmengesteinen, ist auf der NNWFlanke des Bietschhornes aufgeschlossen (Abb. 2-6).
Im Falle des Gotthard-Massivs fokussiert sich die Diskussion auf das Gebiet zwischen Gotthard- und Lukmanierpass. Die geologische Karte in Abb. 2-7 basiert auf der Arbeit von Mercolli |Seite 47| et al. (1994). Sie zeigt, wie im Osten der Karte die Medels- und Cristallina-Intrusiva die Kontakte von ordovizischen Orthogneisen zu präkambrischen Migmatiten, Metagabbros und Amphiboliten scharf und diskordant schneiden. Dasselbe zeigt sich im Weststeil für den Fibbia-Granit. Des Weiteren erkennt man die großräumigen Schlingenstrukturen der ordovizischen Orthogneise, deren Intrusionsalter 439 bis 436 Millionen Jahre, d. h. spätestes Ordovizium, beträgt. Diese Schlingentektonik ist nach Mercolli et al. (1994) der variszischen Gebirgsbildung zuzuschreiben.
2-6 Synoptischer Profilschnitt im östlichen Aar-Massiv, einem Externmassiv der Zentralalpen, basierend auf Franks (1968), Schaltegger & Corfu (1995) und eigenen Untersuchungen. Die Verbandsverhältnisse zeigen die mehrphasige Entwicklungsgeschichte der Gesteinsserien. Die Sedimente und Vulkanite des frühen Karbons sind am Kontakt zum Tödi-Granit bei dessen Intrusion kontaktmetamorph überprägt worden. Das Foto zeigt das Bietschhorn (Wallis, Schweiz) mit Blickrichtung nach SSE über das Lötschental. Der Kontakt zwischen dem post-variszischen Zentralen Aare-Granit (helle Gipfelpartie des Bietschhorns) und den polymetamorphen Gneisen des Altkristallin (dunkle Partie unterhalb der Gipfelpyramide) ist durch die Farbunterschiede klar markiert.
In der Legende zu Abb. 2-7 sind auch Alter und Gesteinstypen der verschiedenen Einheiten des Altkristallins charakterisiert. Insgesamt ergeben sich gewisse Ähnlichkeiten zu den Abfolgen in den Externmassiven der Westalpen und im Schwarzwald. Prä-kambrische Gabbros, Ophiolithe und klastische Sedimente liegen heute als polymetamorphe Metagabbros, Amphibolite, Serpentinite, Migmatite und gebänderte Gneise vor. Sie sind von ordovizischen Graniten intrudiert, die variszisch metamorph überprägt und gefaltet wurden. Klastische Sedimente des Silurs und Devons (?) wurden durch die variszische Gebirgsbildung zu Quarziten und unterschiedlichen Schiefern und Phylliten umgewandelt. Die granitischen Intrusiva des späten Karbons sind deutlich weniger deformiert als die älteren Gesteine, und die vorhandene Deformation ist auf die alpine Gebirgsbildung zurückzuführen. Das Alter der Intrusiva beträgt zwischen 303 und 300 Millionen Jahren (Schaltegger 1994), d. h., die Intrusiva sind gleich alt wie der Zentrale Aare-Granit im Aar-Massiv.
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2-7 Geologische Karte des östlichen Gotthard-Massivs, eines Externmassivs der Zentralalpen. Umgezeichnet nach Mercolli et al. (1994). Deutlich erkennbar sind die großräumigen Schlingenstrukturen, welche von den variszischen Intrusiva durchschlagen werden. Gli: Glimmer, Gra: Ganat, Hbl: Hornblende, Ser: Serizit.
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Externmassive der Ostalpen
Im Kern des Tauern-Fensters in den Ostalpen ist ein prä-triadisches Grundgebirge aufgeschlossen, das große Ähnlichkeit mit jenem der oben diskutierten Externmassive hat. In der Literatur werden diese Gesteine meistens dem „Penninikum“ zugeordnet. Tatsächlich besteht die Hülle der äußere Teile des Tauern-Fensters aus Sedimenten und Ophiolithen, die den penninischen Decken zuzuordnen sind. Der Rahmen des Fensters wird aus ostalpinen Einheiten gebildet. Eine genauere Analyse der Sedimenthülle des Grundgebirges im Tauern-Fenster (Lammerer 1986) offenbart aber eine autochthone Bedeckung durch mesozoische Sedimente ohne jegliche Affinität zum Penninikum. Die mächtigen Hochstegenkalke des Malms etwa sind direkt vergleichbar mit dem gleichaltrigen Quinten-Kalk im Helvetikum von Vorarlberg und der Schweiz. Aus diesen Gründen wird der Kern des Tauern-Fensters dem Helvetikum zugeordnet, wohl wissend, dass die äußere Hülle aus penninischen Decken besteht.
Im Grundgebirge selbst sind drei wichtigere Gesteinsverbände zu unterscheiden: Altkristallin, Habach-Storz-Gruppe und Zentralgneis. Die Nomenklatur und Zuordnung einzelner Gesteinspakete ist in Einzelfällen nicht ganz klar (Höck 1993).
Das Altkristallin zeichnet sich durch eine amphibolitfazielle metamorphe Überprägung aus, die wohl der variszischen Gebirgsbildung zuzuordnen ist. Das Altkristallin enthält Orthogneise, Paragneise, Glimmerschiefer, Migmatite und Amphibolitlinsen (Höck 1993).
Die jüngere Habach-Storz-Gruppe ist metamorph weniger überprägt, die Protolithe werden als Sedimente und Magmatite des frühen Paläozoikums gedeutet. Sie kann in drei Einheiten gegliedert werden: Ophiolithe mit einem Basisamphibolit, eine Inselbogen-Sequenz, bestehend aus metamorphen basischen, intermediären und sauren Laven und Tuffen, sowie zuoberst die Eiser-Serie mit Biotitschiefern, Grauwacken, Quarziten, Granat-Glimmerschiefern und sauren und basischen Vulkaniten. Die Alter der Gesteine sind nur teilweise bekannt. Die Ophiolite sind 540 bis 500 Millionen Jahre alt (Kambrium), Teile der Inselbogen-Sequenz könnten aus dem späten Proterozoikum stammen, andere sind nur 600 und 330 Millionen Jahre alt, also deutlich jünger. Die Eiser-Serie enthält Pflanzenreste aus dem Permokarbon, wobei die Zuordnung der Lokalität zur Inselbogen- oder Eiser-Serie nicht klar ist. Jedenfalls muss die Eiser-Serie älter als der sie intrudierende Zentralgneis sein. Dessen Alter ist maximal 320 Millionen Jahre (Höck 1993), d. h., die Eiser-Serie kann nicht jünger als frühes Karbon sein.
Abb. 2-8 ist kompiliert nach Frisch et al. (1993), Höck (1993) und Finger et al. (1993) und zeigt den großen Anteil, den die variszischen Intrusiva, die sogenannten Zentralgneise, an diesem Grundgebirgsblock ausmachen.
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2-8 Geologische Karte des Tauern-Kristallinaufbruches in den Ostalpen, kompiliert nach Angaben von Frisch et al. (1993), Höck (1993) und Finger et al. (1993). Das prä-triadische Kristallin erscheint in zwei Fenstern unter der Glockner-Decke. Altkristallin und die Zillertal-Venediger-Intursiva sind durch eine variszische Überschiebung auf die Habach-Storz-Gruppe zu liegen gekommen.
Die Zentralgneise sind in Finger et al. (1993) detaillierter beschrieben. Im Unterschied zum Schwarzwald sind diese variszischen Intrusiva alpin beträchtlich deformiert worden. Lammerer & Weger (1998) schätzten aufgrund strukturgeologischer Analysen, dass das Tauern-Massiv horizontal etwa auf die Hälfte der ursprünglichen Breite verkürzt wurde. Das mittels der U-Pb-Methode an Zirkonen festgestellte Alter der Intrusiva beträgt zwischen 310 |Seite 51| und 333 Millionen Jahren (314 bis 313 Millionen Jahre für die Badgastein-Hochalm-Metagranitoide, 320 bis 333 Millionen Jahre für die Granatspitz-Metagranite). Mit der Rb-Sr-Methode erhält man jüngere Gesamtgesteinsalter (Perm), dies höchstwahrscheinlich infolge einer alpinen Verjüngung (vgl. Finger et al. 1993).
2.3 Das prä-triadische Grundgebirge der Decken des Penninikums
Verglichen mit den Externmassiven, sind die Vorkommen von prä-triadischem Grundgebirge in den Kristallindecken des Penninikums alpin viel stärker überprägt und in kleinere Schollen zergliedert. Eine recht vollständige Abfolge des prä-triadischen Grundgebirges ist im Briançonnais der Ligurischen Alpen vorhanden und soll hier stellvertretend näher behandelt werden. Die Diskussion beruht auf der Arbeit von Cortesogno et al. (1993). Nach diesen Autoren können im Briançonnais zwei alpine Einheiten unterschieden werden: ein unterer Deckenkomplex, der dem externen Briançonnais zuzuordnen ist, und ein allochthoner oberer Deckenkomplex, welcher dem internen Briançonnais entspricht und aus einer Vielzahl kleinerer Elemente besteht.
Ähnlich wie beim Schwarzwald und den Externmassiven kann innerhalb des vor-spätkarbonen Grundgebirges eine Gruppe von polymetamorphen Gesteinen von einer jüngeren, monometamorphen Gesteinsserie, die nur eine variszische Überprägung aufweist, unterschieden werden.
Zur polymetamorphen Serie (vgl. Cortesogno et al. 1993) zählen Paragneise, die aus ursprünglichen Grauwacken, Peliten, sowie untergeordnet Quarziten, hervorgegangen sind. Karbonate fehlen. Diese Paragneise sind durchsetzt von sauren Magmatika, den älteren Orthogneisen und älteren Migmatiten. Die älteren Orthogneise liegen als mehrere Hundert Meter mächtige ehemalige Plutone und als Ganggesteine vor. Linsen von Augengneisen sind als vulkanische oder subvulkanische Gesteine (Meta-Rhyolite) zu deuten. Die älteren Migmatite bestehen aus 10 bis 100 Meter mächtigen Bändern von Orthogneisen innerhalb der Paragneise und enthalten nahezu monomineralische Biotit-Linsen. Als dritter Gesteinstyp sind die älteren Metabasite zu erwähnen. Diese liegen als Bänder von Amphiboliten vor und enthalten lokal Linsen von Ultrabasika und Eklogiten. Amphibolite und Eklogite besitzen eine tholeiitische Affinität, aber die sekundären Umwandlungen verhindern eine eindeutige geodynamische Interpretation.
In der jüngeren, monometamorphen Serie können nach Cortesogno et al. (1993) außer Paragneisen ähnliche Gesteinsserien ausgeschieden werden wie in der polymetamorphen Serie. Die jüngeren Orthogneise bauen größere Körper innerhalb der Deckenkomplexe auf. Die Intrusion dieser Granite erfolgte vor mehr als 327 Millionen Jahren (im Silur oder Devon). Demgegenüber kommen die jüngeren Metabasite als Linsen von Metagabbros vor, in denen lokal noch die magmatischen Kumulustexturen erhalten sind. Die jüngeren Migmatite sind selten und meist an die jüngeren Metabasite und die Eklogite innerhalb der älteren Metabasite geknüpft.
Die in den früher besprochenen Gebieten (Schwarzwald, Externmassive) |Seite 52| häufig auftretenden spät- und post-variszischen Intrusiva sind nach Cortesogno et al. (1993) in den Ligurischen Alpen nur selten anzutreffen. Beispiele solcher (bisher undatierter) Intrusiva sind der kleine Körper des Borda-Granodiorits und die Gänge des Rio-Castorello-Granophyrs.
Über diesen kristallinen Gesteinen folgt dann eine Abfolge von permokarbonen Sedimenten, die in tektonischen Gräben abgelagert wurden. Die Gräben bildeten sich anlässlich einer kontinentalen Extensionstektonik im Jungpaläozoikum, welche den gesamten südlichen Teil des variszischen Gebirges erfasste. Die sedimentäre Abfolge setzt ein mit Arkosen (Verwitterungsprodukt der entblößten jüngeren Orthogneise), die in eine konglomeratisch-sandig-tonige fluvio-lakustrische Sequenz überleiten, welche ebenfalls Kohleflöze (bzw. Graphitlinsen) enthält. Feinklastische Sedimente, stellenweise als graphitische Phyllite ausgebildet, schließen die sedimentäre Abfolge ab. Die Mächtigkeiten der einzelnen Schichten sind ein Abbild der Extensionstektonik mit synsedimentären Abschiebungen und variieren deshalb seitlich enorm.
Eingeschaltet in diese permokarbonen Sedimente sind aber auch Vulkanite, die in drei Pulsen gefördert wurden. Der Vulkanismus war hauptsächlich explosiv. Im späten Karbon wurden Ignimbrite und trachyandesitische Pyroklastika gefördert, die Letzteren stellenweise mit shoshonitischer Zusammensetzung. Der dritte Puls im späten Perm förderte wiederum hauptsächlich Ignimbrite.
Aufgrund einer regionalen Synthese, unterstützt von einer eingehenden Analyse der Gerölle in den klastischen Sedimenten, konnten Cortesogno et al. (1993) die Entwicklungsgeschichte des prä-triadischen Grundgebirges in Form einer Reihe von Momentaufnahmen skizzieren. Abb. 2-9 beruht auf dieser Arbeit.
In einer prä-silurischen Phase von Rifting (? Proterozoikum bis Ordovizium) wurden in einem Becken Arkosen und Tone abgelagert. Das Rifting führte auch zur Intrusion von Graniten und granodioritisch-leukogranitischen Gängen und, untergeordnet, synsedimentärem saurem Vulkanismus. Wichtiger waren basaltische Eruptionen, die ebenfalls schichtparallel eingelagert wurden (Abb. 2-9).
Eine erste Orogenese erfasste diese Gesteine im Zeitraum Ordovizium-Silur und führte zu der Aufschmelzung, die die älteren Migmatite andeuten, zur Bildung von Eklogiten in den älteren Metabasiten und zur Deformation und Umwandlung der Granite in die älteren Orthogneise. Anschließend wurden die metamorphen Gesteine exhumiert.
Im Silur und Devon kam es alsdann zur Ablagerung von mächtigen feinklastischen Sedimenten (Abb. 2-9). In der Tiefe drangen monzogranitische Plutone und Gänge ein, lokal auch basaltische und gabbroide Gänge.
Eine zweite, die variszische Orogenese überprägte die Gesteine amphibolitfaziell. Aus den Monzograniten entstanden die jüngeren Orthogneise, aus den basaltischen und gabbroiden Gängen die jüngeren Metabasite. Letztere wurden lokal aufgeschmolzen (jüngere Migmatite). Die Sedimente des Silurs und Devons wurden gefaltet. Durch Erosion wurden diese Sedimente aber weitgehend abgetragen. Abb. 2-9 zeigt den entsprechenden Zustand im frühen Karbon.
Die Zeit des späten Karbons und des Perms (Abb. 2-9) war dann gekennzeichnet durch die Ablagerung von vulkanosedimentären Serien in subsidierenden kontinentalen Gräben. Zuerst lagerten sich in Depressionen Arkosen ab. Anschließend erfolgte die Graben- bzw. Riftbildung, die mit explosivem Vulkanismus einherging. Die Füllung der kontinentalen Becken mit zum Teil grobklastischen Sedimenten im frühen Karbon erfolgte zeitgleich mit der Absenkung der Beckenböden. Im Perm bedeckten mächtige Lagen von Rhyoliten, Ignimbriten und Daziten die Grabenfüllungen und die Grabenschultern.
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2-9 Die geologische Entwicklungsgeschichte des kristallinen Grundgebirges im Briançonnais der Ligurischen Alpen. Umgezeichnet nach Cortesogno et al. (1993).
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2.4 Das prä-triadische Grundgebirge des Ostalpins
Im Ostalpin liegen mehrere größere Decken aus prä-triadischem Grundgebirge vor. In der Silvretta-Decke ist das kristalline Grundgebirge besonders gut aufgeschlossen und intensiv untersucht worden. Seine Entwicklung soll hier exemplarisch näher diskutiert werden. Dabei wird auf die Kompilation von Maggetti & Flisch (1993) zurückgegriffen.
Die ältesten Gesteine im Grundgebirge der Silvretta-Decke, Paragneise und Glimmerschiefer, sind als ehemalige klastische Sedimente, hauptsächlich Grauwacken und Tone, zu deuten (Maggetti & Flisch 1993). Untergeordnet sind Kalke und Mergel, die heute als Marmore und Kalksilikatfelsen vorliegen. Eingelagert – und möglicherweise gleichaltrig – in diese Metasedimente sind ehemalige tholeiitische Basalte (heute Amphibolite), die möglicherweise auf eine Entstehung in einem „Back-arc“-Becken hindeuten (Abb. 2-10). Das Alter dieser Gesteine ist proterozoisch, eventuell sogar archaisch.
Subduktionsprozesse deformierten die Gesteine (Abb. 2-10) und führten zu einer amphibolitfaziellen, später sogar zu einer eklogitischen metamorphen Überprägung. Am Ende dieser Episode, im späten Proterozoikum, drangen granitische, granodioritische und gabbroide Schmelzen in die nun metamorphen Sedimente. Das Kristallisationsalter beträgt nach Maggetti & Flisch (1993) 895 Millionen Jahre.
Eine erneute Gebirgsbildung, die mit einer zweiten, druckbetonten Metamorphose verknüpft ist, transformierte die spätproterozoischen Intrusiva zu Orthogneisen, den sogenannten älteren Orthogneisen. Das Alter dieser Metamorphose ist schwierig zu bestimmen; es dürfte aber jünger als die Intrusion der älteren Orthogneise und älter als die Intrusion der jüngeren Orthogneise sein und könnte deshalb mit dem panafrikanischen orogenen Zyklus korreliert werden. In diesem Zyklus wurden vor zirka 870 bis 550 Millionen Jahren eine Reihe von Gebirgen im ehemaligen Kontinent Gondwana gebildet.
Im späten Ordovizium, vor 451 Millionen Jahren, drangen saure bis intermediäre Schmelzen in die älteren Krustengesteine. Teile davon dürften bis an die damalige Erdoberfläche gelangt sein (vgl. Maggetti & Flisch 1993). Derartige ordovizische Magmatika sind in den Decken des Ostalpins recht verbreitet und wurden – trotz Altersgleichheit mit den kaledonischen Intrusiva – mit kontinentalem Rifting erklärt. Dies würde darauf deuten, dass zu dieser Zeit in den Riften auch Sedimentation stattfand. Die in Abb. 2-10 angeführten Karbonate und Tone sind als solche ordovizische Trogfüllungen gedacht.
Im Verlauf der variszischen Gebirgsbildung wurden die ordovizischen Magmatika zu den jüngeren Orthogneisen umgewandelt. Aber auch die anderen Gesteine wurden deformiert und metamorph überprägt. Die Metamorphose erreichte in den Gesteinen der Silvretta-Decke Amphibolitfazies. Der Temperaturhöhepunkt (600–650 °C bei Drücken von 5,5–7,5 kbar) fand nach Maggetti & Flisch (1993) vor 370 Millionen Jahren (im späten Devon) statt. Eine anschließende Dekompression zeigt sich im Wachstum von Andalusit bei 550–600 °C und nur 2–3 kbar; es folgte eine Einengungstektonik, die zur Ausbildung von kilometergroßen Schlingenfalten führte. Das Alter dieser jüngeren variszischen Deformationsphase wird auf 340 bis 310 Millionen Jahre (frühes Karbon) geschätzt.
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2-10 Die geologische Entwicklungsgeschichte des kristallinen Grundgebirges der ostalpinen Silvretta-Decke. Umgezeichnet nach Maggetti & Flisch (1993).
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Im späten Karbon und im Perm ist auch im Umfeld der Silvretta-Decke eine kontinentale Dehnungstektonik festzustellen (Abb. 2-10). Auf den Grabenschultern wurden krustale Gesteine exhumiert und entblößt, in den Gräben wurden Pyroklastika, saure Vulkanoklastika und Ignimbrite abgelagert. Eine ganze Anzahl von tholeiitischen Diabasgängen, die auch im Zusammenhang mit der Dehnungstektonik zu sehen sind, durchschlug das kristalline Grundgebirge.
2.5 Das prä-triadische Grundgebirge des Südalpins
Das Grundgebirge im nordwestlichen Teil der Südalpen ist von besonderem Interesse, weil es ein nahezu vollständiges Profil durch die Unter- und Oberkruste aufgeschlossen zeigt. Zwei Großeinheiten sind zu unterscheiden: die Ivrea-Zone und die Strona-Ceneri-Zone. Letztere wird auch als „Serie dei Laghi“ bezeichnet. Die Insubrische Störung trennt dieses Grundgebirge von den ostalpinen Decken (im Westen) und vom Penninikum (im Norden). Die Pogallo-Störung ist die Grenze zwischen der nordwestlich gelegenen Ivrea-Zone und der Strona-Ceneri-Zone. Die geologische Karte in Abb. 2-11 zeigt den Rahmen und die innere Gliederung dieses Grundgebirgskomplexes.
Die Ivrea-Zone enthält eine Gesteinsabfolge der unteren Kruste, die durch eine Reihe tektonischer Vorgänge an die Oberfläche gelangte. Von unten nach oben folgen ultramafische Gesteine, der „Basische Hauptzug“ und Paragneise (vgl. Abb. 2-12).
Die ultramafischen Gesteine umfassen Peridotite und Pyroxenite und stehen, wie in Abb. 2-11 ersichtlich, vor allem als kleinere Körper und Linsen längs der Insubrischen Störung an. Von den Peridotiten sind die Spinell-Peridotite und Lherzolithe in den Körpern von Baldissero und Balmuccia als Mantelderivate zu deuten (Intrusion von Schmelzen des oberen Mantels in die unterste Kruste). Der eigentliche Erdmantel ist noch etwas tiefer gelegen und wird als Ivrea-Körper bezeichnet. Die dichten Mantelgesteine sind für eine ausgesprochen positive Schwereanomalie verantwortlich, die sich längs des Ostrands der Westalpen erstreckt (siehe unten).
Zur Nomenklatur der Ultramafika:
| Peridotit: | > 40 % Olivin, daneben Pyroxene |
| Lherzolith: | Pyroxene sind Orthopyroxen und Klinopyroxen |
| Harzburgit: | Pyroxene sind nur Orthopyroxen |
| Dunit: | > 90 % Olivin |
| Gabbro: | Olivin + Pyroxen + Ca-Plagioklas |
| Norit: | Olivin-Gabbro |
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2-11 Geologische Karte der Ivrea- und Strona-Ceneri-Zone der Südalpen. Überarbeiteter Ausschnitt der Geologischen Karte der Schweiz 1:500 000.
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Der „Mafische Hauptzug“ enthält unter anderem zwei lagige Komplexe mit Duniten, Harzburgiten, Noriten und Gabbros. Zwischengelagert finden sich ultramafische Linsen (z. B. Spinell-Peridotit von Balmuccia). Die beiden lagigen Komplexe stellen wahrscheinlich denselben tektonisch repetierten Horizont dar. Ihre Entstehung durch magmatische Differenziation in der Unterkruste könnte in Zusammenhang mit der permischen Degranitisierung stehen.
Die Paragneise enthalten Kinzigite, d. h. amphibolitfaziell überprägte Biotit-Sillimanit-Paragneise. Die Paragneise dürften als ehemalige Metapelite zu deuten sein, die durch Degranitisierung chemisch verändert wurden. Die ordovizische Degranitisierung würde auch die kleineren Granitkörper sowie die Aplit- und Pegmatitgänge in der Serie erklären. Schließlich sind auch Amphibolite und amphibolitische Gneise als Einlagerungen in den Paragneisen zu verzeichnen.
Die Strona-Ceneri-Zone (bzw. die „Serie dei Laghi“) umfasst Gesteine der mittleren Kruste, und zwar hauptsächlich polymetamorphe Metasedimente. Im Nordwesten sind es vor allem psammitische und granitische Gneise, die als metamorphe Sandsteine gedeutet werden, während im Südosten Schiefer vorherrschen (pelitische Glimmerschiefer). Die Metasedimente sind von ordovizischen Graniten (Alter 466 Millionen Jahre) intrudiert worden, die heute als Orthogneise vorliegen. Daneben kommen Amphibolite in Lagen und Linsen zwischen den Gneisen und Schiefern vor.
Die Strona-Ceneri-Zone enthält auch post-variszische Intrusiva. Bekannt sind die Granite von Baveno (Alter 276 Millionen Jahre, d. h. frühes Perm) und Mt. Orfano (283 Millionen Jahre, frühestes Perm), die als Baustein abgebaut werden (heller rosaroter Granit).
Bei Manno (nördlich Lugano) gibt es ein kleines Vorkommen spätpaläzoischer Sedimente; diese enthalten einzelne Kohleflöze, die altersmäßig ins späte Karbon zu stellen sind (Westphalian A und B). Jüngere permische Vulkanite sind südlich Lugano aufgeschlossen: der Luganeser Quarzporphyr (Rhyolithe), der als Pflastersteine abgebaut wird, und Porphyrite (bzw. Andesite) von (?früh-)permischem Alter.
Die Gesteine der Krustenabfolge in der Ivrea- und Strona-Ceneri-Zone zeigen eine Entwicklung, die von proterozoischer Sedimentation über ordovizischen Magmatismus zur variszischen Gebirgsbildung und schließlich zu post-variszischem Magmatismus und Sedimentation reichen. Die folgende Diskussion basiert auf einer Synthese von Schmid (1993) und ist in Abb. 2-13 illustriert.
Um die Entstehung der metamorphen Sandsteine und pelitischen Glimmerschiefer in der Strona-Ceneri- und der Ivrea-Zone zu erklären, ist nach Schmid (1993) folgendes Szenario denkbar. Im späten Proterozoikum oder frühen Paläozoikum wurde an einer Subduktionszone, bei der eine ozeanische Platte unter eine kontinentale Platte tauchte, durch frontale Akkretion von Sedimenten ein Akkretionsprisma aufgebaut. Ein weiterer Teil der Sedimente gelangte in größere Tiefe und wurde durch basale Akkretion unten an die kontinentale Platte angefügt. Bei den Sedimenten handelte es sich um Sandsteine und Tonsteine. Die basale Akkretion führte auch dazu, dass einzelne Fragmente von ozeanischer Kruste in die Sedimentabfolge eingeschuppt wurden (Abb. 2-13). Die Sedimente im Bereich der basalen Akkretion wurden durch eine druckbetonte Metamorphose überprägt.
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2-12 Gesteinsabfolge im Krustenprofil Ivrea-Zone (untere Kruste) – Strona-Ceneri-Zone (obere Kruste).
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Im Ordovizium wurde in der oberen Platte ein hoher geothermischer Gradient erreicht, wie das eine erste Aufschmelzung von Gneisen, die auf 478 Millionen Jahre datiert ist (vgl. Schmid 1993 und Referenzen dort), und die gleichzeitige Intrusion von Graniten vor 466 Millionen Jahren in die nun metamorphen Sedimente andeuten. Möglicherweise fanden in der unteren Kruste zu dieser Zeit auch mafische Intrusionen statt (Gabbros vom Typ von Anzola).
Im späten Devon bis frühen Karbon verursachte dann die variszische Gebirgsbildung eine intensive Zerscherung der Krustengesteine. Die ordovizischen Granite wurden dabei in Orthogneise umgewandelt, die heute in der Strona-Ceneri-Zone als Bänder mit riesigen engen Falten, den sogenannten Schlingen, zu beobachten sind. Das Ende der variszischen Gebirgsbildung, angedeutet durch Abkühlung der Gesteine infolge Exhumation, dürfte nach Schmid (1993) in das Zeitintervall von 325 bis 310 Millionen Jahren vor heute fallen (frühes Karbon). Durch diese Exhumation wurde eine bis zu 30 Kilometer mächtige Gesteinssäule abgetragen und die tieferen Krustenteile, die Strona-Ceneri-Zone, an der Erdoberfläche entblößt. Interessanterweise weist die metamorphe Entwicklung der Ivrea- und der Strona-Ceneri-Zone markante Unterschiede auf. Während in den Gesteinen der Strona-Ceneri-Zone infolge der raschen Exhumierung die druckbetonten Paragenesen der variszischen Orogenese erhalten blieben, erfuhren die Gesteine der Ivrea-Zone durch die andauernd hohen Temperaturen eine Umwandlung, sodass die neuen Paragenesen mäßig hohe Drücke anzeigen. Offenbar waren während der variszischen Orogenese die beiden Krustenblöcke bereits entkoppelt. Eine Zone von Hochtemperatur-Myloniten, die heute längs der Pogallo-Störung zu erkennen sind, trennte die Strona-Ceneri-Zone von der Ivrea-Zone. Erstere bewegte sich aufwärts Richtung Erdoberfläche (Exhumation) und kühlte sich ab, letztere verblieb in größerer Tiefe und wurde aufgewärmt.
Eine weitere Phase von Magmatismus erfasste sowohl die Ivrea- als auch die Strona-Ceneri-Zone im späten Karbon und frühen Perm (Abb. 2-12). Die Intrusion von mafischen Schmelzen in die Unterkruste, heute als mafischer Hauptzug in der Ivrea-Zone zu finden, verursachte dort die Aufschmelzung von Metasedimenten (eine zweite Anatexis). Diese Schmelzen stiegen auf und intrudierten in die Oberkruste, die Strona-Ceneri-Zone, oder erreichten gar die Erdoberfläche. Beispiele dieser magmatischen Gesteine sind die bereits erwähnten frühpermischen Baveno- und Mont-Orfano-Granite sowie der permische Luganeser Quarzporphyr. Die magmatische Aktivität, die die gesamte Kruste erfasste, muss durch tief greifende tektonische Prozesse erklärt werden, die ebenfalls vom Erdmantel bis an die Oberfläche reichen. Transtensive Seitenverschiebungen („wrench tectonics“ von Schmid 1993 und Referenzen dort) wären eine gute Erklärung hierfür und reihen sich lückenlos in das Konzept der post-variszischen kontinentalen Dehnungstektonik, die bereits im Zusammenhang mit dem Schwarzwald, den Externmassiven, dem Penninikum und Ostalpin erwähnt wurde.
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2-13 Die geologische Entwicklungsgeschichte des kristallinen Grundgebirges der südalpinen Ivrea- und Strona-Ceneri-Zone. Umgezeichnet nach Schmid (1993).
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2.6 Paläozoische Sedimente in den Ost- und Südalpen
In den Ostalpen und Südalpen sind an mehreren Stellen paläozoische Sedimente und Vulkanite aufgeschlossen, die von der variszischen (und früheren) Orogenese nicht oder nur schwach überprägt wurden. Die Mächtigkeiten dieser Abfolgen betragen zum Teil mehrere Kilometer, sind aber, wie auch die einzelnen Schichtabfolgen, großen örtlichen Schwankungen unterworfen. Als typische Beispiele sind das Paläozoikum der Karnischen Alpen, die Grauwackenzone und die Innsbrucker Quarzphyllite ausgewählt.
Paläozoikum der Karnischen Alpen
In den Karnischen Alpen, die südlich des periadriatischen Lineaments liegen, findet sich die vollständigste fossil belegte Abfolge. Das stratigrafische Kolonnenprofil in Abb. 2-14 basiert auf der Kompilation von Schönlaub & Heinisch (1993). Über mächtigen Grauwacken und Tonschiefern folgen Vulkanite, Sandsteine und Tone, die sich seitlich verzahnen und dann von Kalken überlagert sind. Die weltweite Regression Ende Ordovizium verursachte Erosion und einen Sedimentationsunterbruch, sodass die silurischen Sedimente den ordovizischen diskordant aufliegen. Im Silur können mehrere Fazieszonen unterschieden werden, die unterschiedlichen Ablagerungsbedingungen entsprechen. Unter seichtmarinen bis pelagischen Bedingungen wurden Kalke abgelagert, während in tiefen, stagnierenden Beckenteilen schwarze Tone zum Absatz gelangten. Im Devon etablierte sich dann eine Karbonatplattform; die Subsidenzgeschwindigkeit nahm zu, war lokal aber unterschiedlich. Verbreitet bildeten sich Riffe, die sich aber zeitlich und örtlich verlagerten. Diese Sedimentationsbedingungen setzten sich bis ins frühe Karbon fort. Ein wichtiger Wechsel erfolgte dann beim Übergang in die Hochwipfel-Formation. Über (paläo) verkarsteten Karbonaten folgen noch im frühen Karbon plötzlich flyschartige Klastika, die mit der variszischen Gebirgsbildung zusammenhängen (vgl. Schönlaub & Heinisch 1993 und Referenzen dort). Sandige und pelitische Turbidite wurden an einem aktiven Kontinentalrand vom entstehenden Gebirge in einen Flyschtrog geschüttet. Die Sedimentation in diesem Flyschtrog reichte bis in das Serpukhovian (326 bis 318 Millionen Jahre).
Diskordant über den ordovizischen bis frühkarbonen Sedimenten folgt eine post-variszische Serie mit einem Transgressionskonglomerat, der Waidegg-Formation, an der Basis. Das Alter dieses Konglomerats ist Moscovian (310 bis 307 Millionen Jahre). Damit kann die variszische Gebirgsbildung in dieser Region auf das Zeitintervall zwischen 318 und 310 Millionen Jahren eingegabelt werden.
Die Sedimente über dem Transgressionskonglomerat (Auernig-Formation) enthalten Küstenkonglomerate, kreuzgeschichtete Sandsteine, bioturbierte Schluffe und Tone sowie Kalke. Die ganze Abfolge wird auch als Molasse (im Sinne von „post-orogenen“ klastischen Sedimenten) gedeutet. Nach Krainer (1993) sind sie als klastisch-karbonatische transgressive und regressive Zyklen bzw. Zyklotheme zu deuten. Die einzelnen Zyklen dauerten jeweils etwa 100 000 Jahre und sind wahrscheinlich durch eustatische Meeresspiegelschwankungen im Gefolge von Vereisungen von Gondwana verursacht. Als Umfeld der Sedimentation kann ein intramontanes Becken angenommen werden, das mit Sedimenten und Vulkaniten unterschiedlicher Herkunft gefüllt wurde.
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2-14 Die paläozoische Gesteinsabfolge der Karnischen Alpen (Ostalpin). Die vereinfachte Schichtreihe ist eine Kompilation basierend auf Schönlaub & Heinisch (1993).
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Die nachfolgenden Klastika des Perms (Pseudoschwagerina-Formation) bestehen zum Teil aus aufgearbeiteten Sedimenten aus dem stratigrafisch Liegenden (der Auernig-Formation). Offenbar verursachten tektonische Bewegungen (die sogenannte saalische Phase) signifikante Hebungen und Erosion an den Beckenrändern (vgl. Krainer 1993). Die permischen Sedimente wurden ebenfalls in intramontanen Becken bzw. Gräben abgelagert, werden aber im Zusammenhang mit den Permokarbon-Trögen im Abschnitt 2.7 besprochen.
Paläozoikum der Grauwacken-Zone
Nach ihrem geografischen Vorkommen unterscheidet man eine östliche (Steiern) und eine westliche Grauwacken-Zone (Salzburg-Tirol). Abb. 2-15 zeigt die Abfolge der östlichen Grauwacken-Zone, zusammengefasst nach Schönlaub & Heinisch (1993).
Eine fossilfreie Abfolge von Schiefern, Phylliten und Metapyroklastika folgt über einem dem kristallinen Grundgebirge aufliegenden Konglomerat. Lokal enthält dieses Konglomerat Gerölle von Orthogneisen, deren Kristallisationsalter auf 500 Millionen Jahre bestimmt wurde (spätestes Kambrium), was den darüberfolgenden Metasedimenten möglicherweise ein ordovizisches Alter zuordnet. Es folgt eine Serie mit Vulkaniten (Ignimbriten, Tuffen, Pyroklastika), der sogenannte Blasseneck-„Porphyroid“. Dieser ist lokal mit Kalken verknüpft, deren spätordovizisches Alter gesichert ist. Eine mächtige Tonschieferabfolge (heute als Metapelite vorliegend) schließt das Ordovizium ab und reicht bis ins Silur. Die durchgehende Abfolge des Ordoviziums zeigt nach Schönlaub und Heinisch (1993) keine Einflüsse bzw. Anzeichen einer kaledonischen Gebirgsbildung. Die Vulkanite vom Typ Blasseneck-„Porphyroid“ könnten mit dem pan-afrikanischen orogenen Zyklus korreliert werden.
Die basischen Vulkanite des frühen Silurs sind aufgrund geochemischer Daten als Intraplatten-Vulkanite zu deuten. Die folgenden schwarzen Tone und Orthoceras-Kalke sind in einem tektonisch ruhigen Milieu abgelagert worden.
Einen abrupten Wechsel gibt es mit den diskordant darüberfolgenden Kalkbrekzien, die als Produkt einer Verkarstung im frühen Karbon gedeutet werden (Schönlaub & Heinisch 1993 und Referenzen dort). Eine solche Verkarstung ließe sich durch Emersion im Vorland des variszischen Gebirges erklären: Durch die Auflast der Decken im Gebirge selbst wird die subduzierende Platte, Gondwana in diesem Falle, niedergedrückt. Die so verbogene Platte besitzt aber eine gewisse elastische Steifheit, wodurch sich als Reaktion im Vorland eine Aufwölbung bildet. Die Aufwölbung würde die Emersion und Verkarstung hinreichend erklären. Jedenfalls zeigt die sedimentäre Abfolge der Grauwacken-Zone eindeutig Anzeichen der variszischen Gebirgsbildung.
Paläozoikum der Innsbruck-Quarzphyllite
An verschiedenen Orten in den Ostalpen und Südalpen ist das Paläozoikum von phyllitischen, insbesondere quarzphyllitischen Sedimentabfolgen dominiert. Stellvertretend sei hier die Abfolge der Innsbruck-Quarzphyllite kurz behandelt. Die Darstellung in Abb. 2-16 gründet auf der Arbeit von Neubauer & Sassi (1993).
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2-15 Die paläozoische Gesteinsabfolge der östlichen Grauwackenzone (Ostalpen), zusammengefasst nach Schönlaub & Heinisch (1993).
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Quarzphyllite und Serizitphyllite des Ordoviziums enthalten Lagen von mafischen und sauren Vulkaniten. Diese Abfolge kann als Füllung eines „Back-arc“-Beckens im pan-afrikanischen orogenen Zyklus angesehen werden. Die jüngeren Teile (Silur?) der Quarz- und Serizitphyllite weisen Lagen von Marmoren auf, zuoberst folgt eine mächtige Abfolge von Dolomiten, die sicher vom späten Silur ins mittlere Devon reicht. Neubauer & Sassi (1993) interpretieren diese Abfolge als Produkt von silurischem Rifting und dem Aufbau einer Karbonatplattform auf einer Schwelle.
Aufgrund einer Korrelation der vielen Vorkommen von Quarzphylliten konnten Neubauer & Sassi (1993) folgende generellen Aussagen machen:
Eine mächtige klastische Sequenz wurde im Ordovizium in einem „Backarc“ -Becken zum pan-afrikanischen Plattenrand abgelagert. Einsetzendes Rifting im Silur bewirkte lithologische Unterschiede in den jüngeren „Quarzphylliten“ (konglomeratisch-sandig im Süden, tonig im Norden). Rifting ist angedeutet durch die Art des Vulkanismus und die Aktivität von synsedimentären Brüchen. Das Becken füllte sich im späten Silur bis frühen Devon mit Klastika von Schuttfächern und Karbonat-Tempestiten. Die Reife der Klastika deutet auf einen langen Transportweg und ein kontinentales Liefergebiet hin. Ab dem mittleren Devon bis ins frühe Karbon etablierte sich eine Karbonatplattform, möglicherweise auf einer Schwelle innerhalb des Beckens. Ab dem frühen Karbon wurde das Becken durch die variszische Gebirgsbildung geschlossen.
2.7 Das variszische Gebirge im ausklingenden Paläozoikum
Wie in den vorangehenden Abschnitten erwähnt, sind in den Alpen und deren Vorland an mehreren Stellen spät- und post-variszische Intrusiva in die älteren Gesteine des kristallinen Grundgebirges eingedrungen bzw. jungpaläozoische Vulkanoklastika lagerten sich darüber ab. Besonders eindrücklich kann dies in den Externmassiven der Alpen beobachtet werden (vgl. Abb. 2-3 bis 2-8). An anderen Stellen wurden im gleichen Zeitraum unterschiedliche Sedimente abgelagert. Im Bereich der Alpen sind solche Sedimentabfolgen namentlich im Ostalpin und Südalpin aufgeschlossen (vgl. Abb. 2-14 bis 2-16). Beim Vergleich und bei der Gegenüberstellung dieser Gesteinsverbände wird man aber unweigerlich mit dem Problem konfrontiert, dass diese Vorkommen mehrheitlich von jüngeren Gesteinen bedeckt sind und damit nur isoliert in einzelnen Schollen aufgeschlossen sind. Zudem sind diese Schollen im Verlaufe des Mesozoikums beim Zerbrechen von Pangäa und anlässlich der späteren, alpinen Gebirgsbildung in unterschiedlichen Richtungen über größere Distanzen gegeneinander verschoben und überschoben worden. Wie können nun diese Schollen mit ihren verschiedenartigen Gesteinsverbänden zu einem Bild eines variszischen Gebirges zusammengefügt werden?
Um eine Gesamtschau dieser lokalen Verhältnisse zu erhalten, wurde eine sogenannte paläogeografische Karte für das ausklingende Paläozoikum konstruiert. Hierzu mussten die verschiedenen Schollen und Blöcke von Grundgebirge zuerst in ihre ursprüngliche gegenseitige Lage vor der alpinen Gebirgsbildung zurückgeschoben werden. Da wir die Richtungen und Transportweiten der alpinen Bewegungen aber nur lückenhaft kennen, ist die Rekonstruktion mit etlichen Unsicherheiten behaftet. Nach den alpinen Deckenbewegungen mussten anschließend auch die Plattenbewegungen beim Zerbrechen von Pangäa rückgängig gemacht werden. Damit wurde der Spielraum der Interpretation noch größer. Die resultierende paläogeografische Karte in Abb. 2-17 ist deshalb zwar im Detail mit einigen Unsicherheiten behaftet, aber was die größeren Zusammenhänge betrifft, sind einigermaßen gesicherte Aussagen möglich. Die Darstellung basiert teilweise auf den Kompilationen von Pfiffner (1993a), de Graciansky (1993) und Ratschbacher & Frisch (1993), wurde aber ergänzt.
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2-16 Die paläozoische Gesteinsabfolge der Innsbruck-Quarzphyllite (Ostalpen), zusammengefasst nach Neubauer & Sassi (1993).
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Auf der paläogeografischen Karte sind die Schollen von prä-triadischem Grundgebirge in ihren Umrissen, wie sie auf einer heutigen geologischen Karte erscheinen, dargestellt. Angegeben ist auch ihre „künftige“ Zugehörigkeit zu den mesozoischen Faziesräumen bzw. den alpinen Deckenkomplexen (Helvetikum, Penninikum, Ostalpin und Südalpin). Man erkennt unzweifelhaft, dass die Vorkommen von paläozoischen Sedimenten (Ordovizium bis Devon) eindeutig auf den Südosten des Ostalpins und das Südalpin beschränkt sind, während die zentralen Teile der künftigen Alpen (nordwestliches Ostalpin, Penninikum und Helvetikum) vorwiegend aus kristallinen Gesteinen bestehen. In diesen kristallinen Teilen ist vielerorts eine devonische bis frühkarbone Metamorphose zu beobachten (vgl. Kompilation von von Raumer & Neubauer 1993b). Offenbar stellen diese Teile den Kern des variszischen Gebirges dar, in dem der exhumierte kristalline Kern des Orogens entblößt war. Einschränkend ist zu sagen, dass der variszische Metamorphosegrad im zentralen Teil, insbesondere im Bereich des künftigen Penninikums, alpinmetamorph derart stark überprägt wurde, dass Aussagen über den variszischen Zustand sehr schwierig sind. Immerhin kann geschlossen werden, dass zwischen diesem kristallinen Kern des Orogens und den auf gleicher Höhe gelegenen paläozoischen Sedimenten im Südosten davon eine größere Überschiebung anzunehmen ist, wie sie in Abb. 2-17 skizziert ist. Analoge Überschiebungen sind zwischen dem Kristallin von Saualpe–Koralpe und dem Paläozoikum der Gurktal-Scholle bzw. Ötztal und Südalpin anzunehmen. Infolge der Unsicherheit, die der Rekonstruktion der paläogeografischen Karte inneliegt, sollten aber keine Schlüsse den genaueren Verlauf dieser Überschiebungen betreffend gezogen werden. Im nordalpinen Vorland (Schwarzwald und Vogesen) sind ebenfalls kleinere Vorkommen spät-devonischer bis früh-karboner Sedimente aufgeschlossen (beispielsweise in der Badenweiler-Lenzkirch-Zone südlich der Todtnau-Überschiebung in Abb. 2-2). Im Falle der Todtnau-Überschiebung ist aufgrund strukturgeologischer Befunde von SE-vergenter Deckenbewegung auszugehen (Eisbacher et al. 1989). Bei den paläozoischen Einheiten im Ost- und Südalpin ist anzunehmen, dass der ordovizisch-devonische Teil des Paläozoikums von Graz und der Gurktal-Decke den passiven Kontinentalrand des Gondwana-Kontinents darstellt, die Grauwacken-Zone und die Quarzphyllite demgegenüber einen mehr externen durch Dehnungstektonik charakterisierten Ablagerungsraum. Vulkanische Aktivität begleitete die Füllung des Beckens zu verschiedenen Zeiten. Ab dem mittleren Devon etablierte sich auch in der Zone der Quarzphyllite eine Karbonatplattform.
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Der Beckencharakter änderte sich im frühen Karbon. Mit der variszischen Gebirgsbildung wurde aus dem passiven Kontinentalrand eine synorogene Vorlandsenke mit lokaler Emersion und Verkarstung (Kalkbrekzien in der Grauwackenzone) und flyschartigen Ablagerungen (Hochwipfel-Formation in den Karnischen Alpen). Die Quarzphyllite wurden vielerorts im frühen Karbon (im Zeitintervall zwischen 350 und 320 Millionen Jahren) metamorph überprägt. Das Becken war offensichtlich geschlossen, die Beckenfüllung in den Deckenstapel des variszischen Gebirges einverleibt.
In der paläogeografischen Karte sind auch die granitoiden Körper innerhalb der Kristallinschollen ausgeschieden, gemäß ihrem karbonen oder permischen Alter getrennt. Die granitoiden Intrusiva im kristallinen Kern des variszischen Orogens sind im Nordwesten tendenziell älter. Es ist ein Granitgürtel mit spätkarbonen Intrusionsaltern im Vorland (Schwarzwald) und den Externmassiven auszumachen. Die meisten dieser Intrusionen sind postvariszisch, da sie eindeutig variszische Strukturen schneiden. Ausnahmen gibt es etwa im Schwarzwald (vgl. Abb. 2-2). Eine jüngere, permische Gruppe von Intrusiva konzentriert sich hauptsächlich in einem südlichen Gürtel (südwestliches und südöstliches Ostalpin sowie Südalpin). Im zentralen Bereich, aber auch im Aar- und Gotthard-Massiv, treten gemischte Intrusionen von spätkarbonem und permischem Alter auf. Wie am Beispiel des östlichen Aar-Massivs ausgeführt (vgl. Abb. 2-6), sind die post-variszischen Intrusionen häufig an die Vorkommen von karbonen Grabenstrukturen gebunden. Das Zusammenspiel von Intrusion und Einsenkung von Gräben mit klastischer und vulkanoklastischer Füllung deutet auf eine tief greifende Reorganisation der tektonischen Vorgänge mit einem Wechsel von Kollision zu Dehnungstektonik. Die Dehnung war mit großräumigen Seitenverschiebungen gekoppelt, hervorgerufen durch die Ostdrift von Eurasien relativ zu Gondwana. In Segmenten mit Transtension war dadurch möglicherweise der Magmaaufstieg erleichtert.
Die Bildung von Grabenstrukturen setzte sich im Perm fort und wird im nächsten Abschnitt näher behandelt. Die bekannten permischen Tröge sind in Abb. 2-17 aber ebenfalls eingezeichnet.
Eine Übersicht über die Bauteile des variszischen Gebirges im gesamten zentraleuropäischen Rahmen gibt die Arbeit von von Raumer et al. (2012). Abb. 2-18 zeigt die Situation im Perm (vor 290 Mio. Jahren). Der alpine Teil befand sich im Kern eines großen Gebirges zwischen Gondwana (Afrika) und Baltica und nördlich der Paläotethys.
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2-17 Paläogeografische Karte des künftigen alpinen Raumes zur Zeit Ende Paläozoikum. Als geografische Orientierung sind die Umrisse der Kristallinschollen mit einer Form, wie sie auf einer heutigen Karte erscheinen, dargestellt. Sie sind aber zurückverschoben in ihre frühere Lage durch Rückgängigmachung der alpinen Überschiebungen und der mesozoischen Bewegungen bei der Öffnung der Meeresbecken. Ebenso angegeben sind die künftigen Grenzen zwischen Vorland, Dauphinois-Helvetikum, Penninikum und Südalpin-Ostalpin.
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2-18 Das variszische Gebirge im Perm (vor 290 Mio Jahren). Die Grenze zur Paläotethys entspricht einer Subduktionszone. Der künftige alpine Teil liegt südlich der zentralböhmischen Scherzone, im Bereich, wo die Überschiebungen südvergent waren. Vereinfacht und ergänzt nach von Raumer et al. (2012).
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2.8 Post-variszische Sedimente und Vulkanite des Perms
Permische Sedimente und damit assoziierte Vulkanite sind aus vielen Stellen in den Alpen und ihrem Vorland bekannt. Flächenmäßig dominieren drei Trogsysteme (Abb. 2-17): eines im nordalpinen Vorland gerade südlich von Schwarzwald und Vogesen, eines im künftigen Penninikum (Zone Houillère) und eines im Südalpin bei Bozen. Daneben ist eine ganze Reihe von kleineren Trögen bekannt.
Einige dieser permischen Tröge bauen auf einem bereits im Karbon angelegten Trog auf. Andere sind erst im Perm entstanden, und umgekehrt haben nicht alle karbonen Tröge ihre Aktivität im Perm fortgesetzt. Während der alpinen Gebirgsbildung wurden manche dieser Tröge partiell oder ganz invertiert, d. h., die Grabenfüllung wurde durch Zusammenschieben der Grabenränder herausgestülpt. Die nachfolgenden Beispiele sollen das Spektrum der Prozesse von der Grabenanlage bis zur Invertierung abdecken.
Der Nordschweizer Permokarbon-Trog
Im Untergrund des östlichen Juras und des nördlichen Molassebeckens der Nordschweiz entdeckte man bei der Suche für Standorte radioaktiver Abfälle einen größeren, EW-streichenden Permokarbon-Trog. Abb. 2-19 zeigt einen Profilschnitt, der auf der Interpretation von reflexionsseismischen Linien und Tiefbohrungen beruht (Diebold et al. 1991, Naef 2007 und Naef & Madritsch 2014). Die Trogfüllung ist durch synsedimentäre Abschiebungen begrenzt. Der ältere Teil des Grabens (Karbon) war im Norden durch eine sehr tief reichende Abschiebung begrenzt. Im Perm verlagerte sich der Trog nach Norden.
Die Grabenfüllung selbst besteht aus fluviatilen, lakustrischen und Playa-Sedimenten (Matter 1987). Der ältere Teil konnte in einer anderen Tiefbohrung (Weiach) als spätes Karbon (Stephanian) datiert werden. Kleinzyklische Sandstein-Ton-Serien darin sind als Schwemmebenen zu interpretieren, feinkonglomeratisch-grobsandige Serien als Flussrinnen. Eingeschaltet darin finden sich dünne Kohle-Serien, die als Sumpfablagerungen in den Schwemmebenen zu deuten sind. Das Ganze stellt ein anastomosierendes fluviatiles System dar. Im Perm setzte sich dieses fluviatile System zunächst fort. Es wurde von Seeablagerungen überdeckt. Durch die Ausbreitung eines alluvialen Fächers verlandete der See. Der Abschluss dieses Fächers in der Tiefbohrung Weiach ist durch polymikte Kristallinbrekzien charakterisiert, die rasch überleiten in feinkörnige Rotschichten, die in einer Playa abgelagert wurden. Die Grenze Karbon-Perm in Abb. 2-19 ist nicht gesichert, da der tiefere Teil des Trogs nur von den seismischen Daten her bekannt ist. In der weiter östlich liegenden Bohrung Weiach, welche die ganze permokarbone Abfolge durchörterte, sind keine Diskordanzen erkennbar (Matter 1987).
Die mesozoischen Sedimente über dem Permokarbon-Trog sind anlässlich der Bildung des Juragebirges in der Anhydrit-Gruppe der Trias abgeschert und nordwärts schuppenartig aufgestapelt worden. Offenbar wurde der Permokarbon-Trog von dieser Deformation im Hangenden nicht wesentlich beeinflusst, das Grundgebirge verhielt sich starr.
Das Permokarbon im Helvetikum
Im Helvetikum sind permokarbone Abfolgen in kleineren Trögen |Seite 73| in den Externmassiven bekannt, und ein größerer Trog ist in den Deckenbau der helvetischen Decken involviert. Im Aiguilles Rouges-Massiv existiert eine Anzahl von älteren Trögen, die mit Sedimenten des Devons und Karbons gefüllt sind. Diese Tröge im südwestlichen Teil des Massivs verlaufen Nord-Süd, also schief zum alpinen Streichen. Der Trog von Dorénaz im nordöstlichen Aiguilles Rouges-Massiv ist mit karbonen Sedimenten gefüllt, verläuft parallel zum alpinen Streichen und wurde, wie Abb. 2-20 zeigt, bei der alpinen Gebirgsbildung partiell invertiert. Letzteres zeigt sich an der Aufwölbung des stratigrafischen Kontakts zwischen den karbonen und mesozoischen Sedimenten sowie der Aufwölbung der basalen Überschiebung der Morcles-Decke darüber. Am Südostrand des Trogs wurden die fluviatilen Sandsteine und Grauwacken des Karbons bei der Ausstülpung vertikal gestellt (Abb. 2-21A).
2-19 Geologischer Profilschnitt durch den Nordschweizerischen Permokarbon-Trog im Untergrund des Molassebeckens und des östlichsten Juragebirges. Umgezeichnet nach der Interpretation seismischer Daten von Diebold et al. (1991) und Naef (2007).
Die Trogfüllung selbst besteht aus alluvialen und fluvio-lakustrinen Sedimenten. Niklaus & Wetzel (1996) konnten zeigen, dass der älteste Teil der Trogfüllung Ablagerungen eines sanddominierten verzweigten Flusssystems sind, das quer über den Graben nach Südosten entwässerte. Mit zunehmender Subsidenz entwickelte sich dann ein beckenaxiales Entwässerungssystem, das vorwiegend pelitische Sedimente hinterließ. Von den Grabenrändern her wurden in alluvialen Fächern Sandsteine geschüttet, die oxidiert wurden und heute eine auffallend weinrote Färbung besitzen. Durch Abnahme des beckenaxialen Gefälles gelangten palustrine Sedimente zum Absatz, die auch Kohlelagen enthalten. Schließlich nahm durch weitere Einsenkung des Grabens das Axialgefälle wieder zu und die Ablagerungen deuten auf ein mäandrierendes, nach Südwesten entwässerndes Flusssystem. Offenbar spiegelt die Sedimentfüllung die tektonische Subsidenzgeschichte des Grabens wider. Die retrodeformierte Geometrie des Karbon-Trogs in Abb. 2-20 beruht auf der Arbeit von Pilloud (1991). Einen Eindruck der Art der Sedimente geben die Fotos in Abb. 2-21 A und B).
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2-20 Geologischer Profilschnitt und retrodeformierter Profilschnitt durch den Karbon-Trog von Dorénaz (Aiguilles Rouges-Massiv). Umgezeichnet und ergänzt nach Pilloud (1991).
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2-21 Die Karbonsedimente von Dorénaz. A) Steil stehende fluviale Abfolge mit kreuzgeschichteten Sandsteinen und Konglomeratschnüren. B) Detailaufnahme eines Konglomerates mit gerundeten und kantengerundeten Geröllen von Quarz, Feldspat und Anthrazit.
In der Ostschweiz liegt beim Permokarbon-Trog des Glarner Verrucanos der Fall einer völligen Invertierung vor: Bei der Deckenbildung wurde die gesamte Trogfüllung abgeschert und über mehr als 30 Kilometer nach Norden geschoben. Frontale Teile der altkristallinen Unterlage (Paragneise und Schiefer) des Tavetscher Zwischenmassivs wurden von dieser Bewegung ebenfalls erfasst (vgl. Pfiffner 1980) und liegen heute als großräumige Verkehrtserie vor. Die dislozierte Trogfüllung kam auf eine viel jüngere Unterlage aus mesozoisch-känozoischen Sedimenten zu liegen. Das Profil in Abb. 2-22 A zeigt eine Rekonstruktion des Trogs zur Zeit des Mesozoikums. Die synsedimentären Abschiebungen an den Trogrändern sind im Gelände nicht mehr erkennbar, da sie bei der Ausstülpung anlässlich der alpinen Deckenbildung als seitliche Rampen benutzt und dann durch interne Deformation völlig zerschert wurden. Sie sind heute in Teilen der basalen Überschiebung der helvetischen Decken (der Glarner Hauptüberschiebung) zu suchen. Abb. 2-22B veranschaulicht den Prozess der Ausstülpung des Permokarbon-Trogs. Die Trogfüllung liegt auf einer ausgeglätteten Überschiebungsfläche. Die ehemaligen Trogränder liegen als Falten vor, deren Achsen einen Bogen von 180° rund um die ausgestülpte Trogfüllung machen. Die mesozoischen Sedimente im Hangenden der Trogfüllung liegen höher als jene östlich und westlich des Trogs. Als Folge davon zeigen die Faltenachsen im Mesozoikum ein markantes Axialgefälle nach Osten und Westen.
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2-22 Der Permokarbon-Trog des Glarner Verrucanos. A) Der retrodeformierte Profilschnitt zeigt die ursprüngliche Grabenstruktur. B) Schematische Blockdiagramme illustrieren die Ausstülpung des Permokarbon-Troges.
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Die Trogfüllung (vgl. Abb. 2-22A) enthält sehr geringmächtige schwarze Phyllite und Grauwacken an der Basis, die dem datierten Karbon im Aar-Massiv nicht unähnlich sind. Die permische Füllung ist von roten Brekzien (bzw. Fanglomeraten), Sandsteinen und feinkörnigen Rotschichten dominiert. Die Rotfärbung ist durch die alpine, grünschieferfazielle Metamorphose lokal völlig überprägt. Die grobklastischen Sedimente (lokal als Sernifite bezeichnet) sind als proximale Schuttfächer bevorzugt an den Trogrändern vorhanden, während die feinkörnigeren Klastika mehr das Troginnere ausmachen. Die feinkörnigen Rotschichten (lokal als Schönbüel-Schiefer bezeichnet) stellen den jüngeren Teil dar und können wohl mit jenen des Nordschweizerischen Permokarbon-Trogs korreliert werden. Eingelagert in die Sedimente finden sich Lagen von sauren und basischen Vulkaniten (Rhyolite, Dacite bzw. Basalte, heute als Spilite vorliegend).
Der Begriff „Verrucano“ hat sich für die roten Klastika des Glarner Verrucanos eingebürgert, obschon, wie Trümpy (1980) bemerkt, diese Sedimente wenig mit den triadischen Konglomeraten, Sandsteinen und Tonsteinen von Verruca bei Pisa zu tun haben.
2-23 Glarner Verrucano. Grobklastische Varietät mit eckigen Komponenten unterschiedlicher Zusammensetzung. Sernftal (Kt. Glarus, Schweiz).
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2-24 Retrodeformierter Proflischnitt durch die Briançon-Schwelle mit den Permokarbon-Trögen der Zone Houillère und des Mont Fort (mittelpenninische Decken der West- und Zentralalpen). Zu den mit den Sedimenten assoziierten Magmatika zählen subalkaline Granitoide und rhyolitische und basaltische Vulkanite. Umgezeichnet nach Thélin et al. (1993).
Das Permokarbon im Penninikum
Im Penninikum sind an vielen Stellen wenig mächtige permische Sedimente zu beobachten. Ein größerer Komplex ist aber im Briançonnais der Westalpen und Zentralalpen auszumachen (Zone Houillère in Frankreich und Mont Fort-Digitation des Bernhard-Deckenkomplexes in der Schweiz). Nach Thélin et al. (1993) handelt es sich um zwei (eventuell mehrere) parallel verlaufende Tröge, die mit spätkarbonen bis permo-triadischen fluviatilen Sedimenten gefüllt sind. In den älteren Serien kommen graphitführende Metapelite und -grauwacken vor, die ein karbones Alter suggerieren. Quarzite bilden den Abschluss der jüngeren, permischen Trogfüllung und gehen übergangslos in Quarzite über, für die ein triadisches Alter angenommen wird. Wie Abb. 2-24 andeutet, sind die Trogfüllungen auch in diesem Falle von einem bimodalen Vulkanismus begleitet. Permische Gabbros und Granitoide intrudieren das Altkristallin und die Sedimente als Lakkolithe bzw. als Lagergänge. Die Vulkanite sind im Mont-Fort-Becken viel zahlreicher, was Thélin et al. (1993) als Indiz für ein Pull-apart-Becken deuten (transtensives tektonisches Regime). Die Orientierung der Becken würde auf eine großräumig dextrale Scherung hindeuten, ähnlich wie im Falle des Nordschweizerischen Permokarbon-Trogs.
Das Permokarbon im Ostalpin
Auch im Ostalpin der Ostalpen finden sich verbreitet permische Sedimente. Sie wurden nach Krainer (1993) in EW- bis NE-SW-verlaufenden Trögen abgelagert, deren Öffnung mit |Seite 79| der großräumigen dextralen Scherung erklärt wird, die mit der Ostdrift von Eurasien relativ zu Gondwana zu dieser Zeit zusammenhängt.
Stellvertretend für die vielen Vorkommen soll das Spätpaläozoikum der Gurktal-Decke kurz diskutiert werden. Die stratigrafische Abfolge ist in Abb. 2-25 zusammengefasst und basiert, wie die nachfolgende Diskussion, im Wesentlichen auf Krainer (1993).
Die Serie beginnt mit einem polymikten Basiskonglomerat, das diskordant den variszisch gefalteten, devonischen bis frühkarbonen Sedimenten aufliegt. Die darüber folgende Stangnock-Formation ist als fluviatile Abfolge in einem intramontanen Becken gedeutet, aufgebaut aus mehreren Megazyklen. Diese Megazyklen enthalten jeweils an der Basis Konglomerate (mit erosiver Auflage) eines gezopften bzw. verwilderten Flusssystems, darüber kreuzgeschichtete Konglomerat-Sandstein-Assoziationen eines mehr mäandrierenden Flusses. Den Abschluss machen dunkle anthrazitische Schiefer mit Pflanzenhäckseln, die als Ablagerung auf der Überschwemmungsebene und in Seen von verlassenen Mäanderschlingen zu deuten sind. Diese Abfolge ähnelt auffallend jener im älteren Teil des Nordschweizerischen Permokarbon-Trogs.
Mit dem Übergang zu den Sedimenten des Perms erfolgt ein Farbwechsel auf Rot, der klimatisch bedingt sein dürfte. Die Werchzirm-Formation des frühen Perms besteht aus roten Konglomeraten/Brekzien, unreifen Sandsteinen und feinkörnigen Rotschichten. Sie wird als Ablagerung eines proximalen bis distalen alluvialen Fächers und eines Playa-Komplexes gedeutet. Rhylolitische Vulkanite (Ignimbrite und Pyroklastika) schließen oft die Formation ab.
Der Übergang zur Gröden-Formation des späten Perms ist durch einen Hiatus gekennzeichnet, der durch Bruchschollen-Tektonik verursacht wurde. Diese sogenannte saalische Phase dürfte auf transpressive und transtensive Bewegungen an den bereits existierenden Gräben zurückzuführen sein. Möglicherweise besteht hier ein Zusammenhang mit der Deformation der älteren Trogfüllung im Nordschweizerischen Permokarbon-Trog (Abb. 2-19). Ansonsten handelt es sich bei der Gröden-Formation wiederum um Ablagerungen eines proximalen bis distalen alluvialen Fächers, der oben in einen Playa-Komplex mündet. Allerdings enthalten die grobklastischen Sedimente sehr viel aufgearbeitetes Material frühpermischer Vulkanite. Die Gröden-Formation ähnelt ebenfalls auffallend dem Perm des Nordschweizerischen Permokarbon-Trogs und dem Sedimentanteil des Glarner Verrucanos.
Nach oben setzt sich die Sedimentation ohne Unterbrechung, aber mit einem abrupten Wechsel in den Ablagerungsbedingungen und der Zusammensetzung der Sedimente in den Alpinen Buntsandstein fort (Abb. 2-24). Der Wechsel wird nach Krainer (1993) durch eine rasche Klimaänderung zu mehr humiden Bedingungen erklärt. Im Alpinen Buntsandstein und der darüber folgenden Werfen-Formation können drei Megazyklen unterschieden werden. Jeder Zyklus beginnt mit proximalen Konglomeraten eines gezopften Flusssystems, das zu mehr distalen Sandsteinen überleitet. Den Abschluss bilden jeweilen feinklastische seichtmarine Sedimente. Im Falle der Werfen-Formation liegen anstelle der fluviatilen Sedimente Sturmablagerungen vor, und den Abschluss der Serie bilden Evaporite, die allmählich in den alpinen Muschelkalk übergehen.
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2-25 Die spätpaläozoischen Sedimente der Gurktal-Decke (Ostalpin), zusammengefasst nach Krainer (1993).
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2-26 Die vulkano-sedimentäre, spätpaläozoische Abfolge der Südalpen (Lombardei und Dolomiten). Zusammengefasst nach Schaltegger & Brack (2007) und Krainer (1993).
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Das Permokarbon im Südalpin
Im Südalpin folgt das Perm auf teilweise metamorph überprägte Serien, beispielsweise Quarzphylliten. Im frühen Perm bildeten sich zahlreiche Gräben, welche von magmatischer Aktivität begleitet waren. Die Sedimente des späten Perms lagerten sich diskordant darüber ab. Die magmatische Aktivität im frühen Perm scheint in zwei Schüben, von 283–280 und 277–275 Millionen Jahren, stattgefunden zu haben. In Abb. 2-26 werden die Abfolgen in der Lombardei und den Dolomiten verglichen (vgl. Krainer 1993 und Schaltegger & Brack 2007).
Das Ponte-Gardena-Konglomerat an der Basis der Serie zeigt beträchtliche Mächtigkeitsschwankungen, was auf die synsedimentäre Tektonik beim Einbrechen des Sedimentbeckens zurückzuführen ist. Der Bozen-Vulkanitkomplex besteht aus Laven, Ignimbriten und Tuffen, die mit fluviatilen und lakustrischen Sedimenten wechsellagern. Die lakustrischen Sedimente werden als Ablagerungen in Seen innerhalb des aktiven vulkanischen Komplexes, aber innerhalb Pausen in der vulkanische Aktivität, gedeutet. Die Klastika über den Vulkaniten folgen leicht diskordant, was auf die Blockrotationen der „saalischen Phase“ zurückzuführen sein dürfte. Die Gröden-Formation entspricht dem Verrucano Lombardo. Altersmäßig sind beide Formationen dem späten Perm zuzuordnen. Im Osten, den Dolomiten und den Karnischen Alpen, wird die klastische Sedimentation durch seichtmarine Ablagerungen (unter anderem Dolomit und Evaporite) der Bellerophon-Formation abgelöst. Diese marinen Sedimente, wie auch jene der triadischen Werfen-Formation bzw. Servino-Formation, sind Zeugen einer Transgression von Südosten her.
Die permokarbonen Gesteine im gesamten Gebiet der (künftigen) Alpen sind kontinental-klastischer und vulkanoklastischer Art und in intramontanen Trögen abgelagert. Diese Tröge sind Grabenstrukturen, die durch Ausdünnung der warmen verdickten Kruste des variszischen Gebirges und durch rechtssinnige Verschiebung zwischen Eurasien und Gondwana entstanden sind. Die ältesten Tröge wurden schon im späten Karbon angelegt, ihre Füllung wurde bereits als „Molasse“ bezeichnet. Diese Bezeichnung widerspricht aber der heute verwendeten Definition, laut welcher Molassesedimentation sich auf eine Vorlandsenke bezieht und nicht a priori post-orogen ist. Auch beim Begriff „Verrucano“ ist Vorsicht angebracht. Wie Krainer (1993) bemerkt, kann im geodynamischen Umfeld kaum zwischen den frühpermischen und spätpermischen Grabenbildungen unterschieden werden. Der Übergang von der dextralen Scherung zwischen Eurasien (Baltica) und Gondwana (Afrika) einerseits und das Zerbrechen von Pangäa und die damit assoziierte Öffnung der Tethys andererseits, dürften ähnliche lokale Effekte bewirkt haben. Zudem ist nicht klar ob, die Öffnung des Tethysarms von Südosten her im Perm oder erst in der Trias einsetzte.
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3-0: Jura- und Kreidekalke in den Churfirsten
3 Bausteine der Alpen: Die mesozoischen Sedimente
3.1 Die mesozoischen Schichtreihen
Der europäische Kontinentalrand
Die Meeresarme zwischen Baltica und Afrika
Der adriatische Kontinentalrand
3.2 Die plattentektonische Entwicklung
Trias: Epikontinentale Plattformen
Jura: Öffnung von Meeresarmen
Kreide: Öffnung und Schließung von Meeresarmen
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Die mesozoischen Sedimente in den Alpen spiegeln die Ablagerungsbedingungen in den plattentektonisch gesehen relativ kleinen Becken und Schwellen, die beim Zerbrechen von Pangäa zwischen dem afrikanischen und dem eurasischen Kontinent entstanden, wider. Entsprechend vielgestaltig sind die vorhandenen Gesteinstypen und Schichtreihen. Eine einfache Gliederung kann aus den Faziesgürteln (bzw. den Ablagerungsbedingungen) der plattentektonischen Konfiguration abgeleitet werden:
– Der südliche Rand von Baltica (vgl. Abb. 1-5) bzw. Europa entwickelte sich beim Zerbrechen von Pangäa zu einem passiven Kontinentalrand. Auf diesem europäischen Kontinentalrand unterscheidet man zwischen den Faziesgürteln des Juragebirges, dem südöstlich angrenzenden Dauphinois der Westalpen bzw. Helvetikum der Zentralalpen sowie dem noch weiter südöstlich gelegenen Ultradauphinois bzw. Ultrahelvetikum.
– Zwischen dem europäischen und dem adriatischen Kontinentalrand erstreckte sich der intern gegliederte Faziesgürtel des Penninikums. Er entspricht den Meeresarmen, die sich beim Zerbrechen von Pangäa zwischen Baltica und Afrika öffneten.
– Der Südkontinent Afrika wurde im nordöstlichen Teil in Schollen zerlegt. Eine dieser Schollen wird als adriatischer Mikrokontinent (oder als Apulien) bezeichnet. Auf dem nördlichen Rand dieses Mikrokontinents, dem adriatischen passiven Kontinentalrand, können die Faziesgürtel des Ostalpins und des Südalpins unterschieden werden.
Im Folgenden werden zuerst die Abfolgen der Sedimente dieser verschiedenen Faziesgürtel anhand vereinfachter, synthetischer Schemata vorgestellt. Anschließend werden die plattentektonische Entwicklung der Sedimentationsräume und die lateralen Variationen der Schichtreihen innerhalb der Faziesgürtel diskutiert.
3.1 Die mesozoischen Schichtreihen
Die mesozoische Sedimentation baut auf einem recht heterogenen Untergrund auf: dem abgetragenen variszischen Gebirge. Mancherorts wurde das Mesozoikum direkt auf metamorphes Altkristallin oder Granite abgelagert, andernorts auf gefaltete paläozoische Sedimente, und in einigen Fällen kamen die mesozoischen Sedimente scheinbar konkordant direkt auf die permischen Sedimente und Vulkanite der Permokarbon-Tröge zu liegen. In den meisten Fällen besteht an der Untergrenze des Mesozoikums eine beträchtliche Schichtlücke, d. h., die Gesteine unmittelbar unter dem Mesozoikum sind wesentlich älter als die Basis des Mesozoikums.
Aber auch an der Obergrenze des Mesozoikums folgen die känozoischen Sedimente zum Teil diskordant und mit einer Schichtlücke. Diese Grenze wird im nächsten Kapitel im Zusammenhang mit den känozoischen Schichtreihen diskutiert.
Der europäische Kontinentalrand
Eine zusammenfassende Darstellung der Schichtreihen des europäischen Kontinentalrands und deren Entwicklung findet sich in Funk et al. (1987). Im Mesozoikum war der europäische |Seite 85| Kontinent im Vorland der Alpen die meiste Zeit von einem sehr seichten Meer überflutet, in dem sich unter anderem Kalke ablagerten. Diese Kontinentalplattform leitete gegen Süden in ein Schelfmeer mit etwas größerer Wassertiefe über, in dem sich ebenfalls vorwiegend Kalke ablagerten. Die mesozoischen Gesteine der Kontinentalplattform können heute im Juragebirge und dessen nördlichem und westlichem Vorland studiert werden. Die Schelfablagerungen demgegenüber sind heute im Helvetikum der Zentralalpen und in dessen Äquivalent in den Westalpen, dem Dauphinois, aufgeschlossen.
Abbildung 3-1 zeigt – stellvertretend für die europäische Kontinentalplattform – die mesozoische Sedimentabfolge des Juragebirges. Die Schichtreihe ist stark vereinfacht dargestellt und soll lediglich die groben Züge illustrieren. Die Sedimente der Trias zeigen den Übergang von kontinentalen zu sehr seichtmarinen Bedingungen. Die Sandsteine, Konglomerate, Silt- und Tonsteine des Buntsandsteins sind kontinentale Bildungen. Die darüber folgenden Dolomite und Kalke lagerten sich im Intertidalbereich ab, während die Evaporite (Anhydrit und Steinsalz) durch Eindampfung von Meerwasser in seichten Becken entstanden. In der späten Trias, dem Keuper, wurden neben Evaporiten auch Kohle und Sandsteine abgelagert. Die Sandsteine sind als Ablagerung mäandrierender Flüsse zu interpretieren. Dieser kontinentale Einfluss ist auch in Deutschland und Frankreich in ähnlicher Art zu sehen. Man fasst diese seichtmarinen bis kontinentalen Bildungen auch unter dem Begriff des „germanischen Keupers“ zusammen.
Während des Juras wurden hauptsächlich Kalke abgelagert. Die massigen Kalke des späten Juras (Malms) treten morphologisch als Härtlinge und Stufenbildner deutlich in Erscheinung. Sie machen flächenmäßig große Anteile im Juragebirge aus. Es ist deshalb nicht verwunderlich, dass man das erdgeschichtliche Zeitintervall ihrer Ablagerung weltweit gemeinhin als Jura bezeichnet. Bei näherer Betrachtung zeigen die jurassischen Kalke zwei unterschiedliche Entstehungsbedingungen. Kalkoolithe (wie etwa der Hauptrogenstein) und Korallenkalke im Nordwesten deuten auf extrem seichte Bedingungen hin, gleichaltrige Mergel, Eisenoolithe und Kalke im Südosten wurden in Wassertiefen unter der Sturmwellenbasis abgelagert. Die nordwestliche Fazies wird auch als keltisch oder raurazisch bezeichnet, die südwestliche als schwäbisch. Die Grenze zwischen diesen Faziesbereichen wanderte mit der Zeit bald nach Nordwesten, bald nach Südosten, was auf eine gewisse Dynamik in der Subsidenzgeschichte der Kontinentalplattform hindeutet.
Kreidesedimente sind nur im Westjura vorhanden (westlich einer Linie Biel–Besançon) und beschränken sich im Wesentlichen auf die Zeit der frühen Kreide. Es handelt sich hauptsächlich um Flachwasserbildungen mit Kreuzschichtungen. Einschwemmung von kontinentalen Verwitterungsprodukten färbte die Kalke gelb oder ocker. Die jüngsten Kalke am Übergang zum Känozoikum sind von Verkarstung geprägt. In tiefen Karsttaschen findet man kontinentale Verwitterungsprodukte des Känozoikums. Hierzu zählen Huppererden, Boluston und Bohnerz. Offenbar wurde das Gebiet in der späten Kreide oder im Paläogen zum Festland. Im Ostjura fehlt die Kreide, und man findet känozoische Verwitterungsprodukte in Karsttaschen in den Kalken des Malms. Es ist ungeklärt, ob die Kreide im Ostjura nie abgelagert oder aber ob sie während der Festlandphase wieder abgetragen wurde.
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3-1 Die mesozoische Sedimentabfolge des Juragebirges – ein vereinfachtes Sammelprofil.
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Die Gesamtmächtigkeit der mesozoischen Sedimente im Juragebirge beträgt zwischen 1000 und 2000 Metern. Allein für die triadischen Sedimente schwankt die Mächtigkeit zwischen 200 und 1000 Metern. Die maximale Mächtigkeit der Trias ist im Neuenburger Jura zu verzeichnen.
Die mesozoische Schichtreihe im Helvetikum zeigt den Übergang von einer Kontinentalplattform in der Trias zu einer Schelfplattform im Jura und in der Kreide. Das Sammelprofil in Abb. 3-2 ist wiederum eine vereinfachte, synoptische Darstellung. Die Trias setzt mit quarzitischen Sandsteinen, dem Mels-Sandstein, ein. Lokal ist ein Basiskonglomerat vorhanden. Das kristalline Grundgebirge darunter weist einen markanten Verwitterungshorizont auf. Wo aber der Mels-Sandstein auf Verrucano liegt, ist ein konkordanter Übergang von kontinentalen Rotsedimenten zum Mels-Sandstein zu erkennen. Der Mels-Sandstein ist das Produkt einer marinen Transgression in der mittleren Trias. Die mittlere Trias umfasst dann eine dolomitische Abfolge (Röti-Dolomit), die im paläogeografisch südlichen Teil an der Basis Evaporite enthält. Von der Zusammensetzung und den Bildungsbedingungen her ist diese Abfolge durchaus vergleichbar mit jener des Juragebirges. Aber wie Abb. 3-3A zeigt, ist die Mächtigkeit viel geringer. Die intertidalen Ablagerungsbildungen des Röti-Dolomits zeigen sich beispielsweise im Vorhandensein von Algenmatten und monomikten Primärbrekzien (vgl. Abb. 3-3B). Zur jüngeren Trias gehört die Quarten-Formation, eine Abfolge von kontinentalen Rotsedimenten und Sandsteinen, die typisch ist für die Zentralalpen. Gegen die Westalpen hin treten die klastischen Sedimente zurück und werden ersetzt durch Evaporite. Insgesamt liegt also wie im Juragebirge die Fazies des „germanischen Keupers“ vor.
Marine Sedimente sind dann die Regel im jurassischen Anteil. Die Sedimente des frühen Juras (Lias) enthalten im unteren Teil Mergel, Kalke und Sandsteine. Wie die Kreuzschichtungen und Wellenrippel in Abb. 3-3C zeigen, herrschten flachmarine Bedingungen. Im oberen Teil des Lias liegen Kalke und Brekzien vor. Letztere enthalten Komponenten von Röti-Dolomit (Trümpy 1949), was auf ein beträchtliches submarines Relief deutet. Im nördlichen Teil des Helvetikums fehlt der Lias aber vollständig und der Dogger folgt direkt auf die Trias, was Trümpy (1949) durch die Präsenz einer momentanen Hochzone, des „Alemannischen Landes“, erklärte, das durch synsedimentäre Brüche begrenzt war. Im mittleren Jura (Dogger) wurden zwar einheitlich Tonsteine gefolgt von eisenschüssigen Sandsteinen, abgelagert, aber die regionalen Mächtigkeitsunterschiede deuten auf eine heterogene Subsidenzgeschichte hin. Viel einheitlicher sind die mächtigen Kalke des späten Juras (Malm), der Quinten- Kalk. Diese mikritischen Kalke wurden in einem subeuxinischen Becken abgelagert. Im unteren Teil ist die spärlich vorhandene Fauna eher pelagischer Natur, im oberen Teil kommen gelegentlich Korallen vor, was wiederum auf eine relativ geringe Wassertiefe hindeutet. Die Mächtigkeit des Quinten- Kalks kann bis 500 Meter betragen (vgl. Abb. 3-3D).
In der Kreide herrschen Kalke vor, die mit einem variablen Anteil von Mergeln wechsellagern. Die Kalke der frühen Kreide sind als küstennahe neritische Ablagerungen zu deuten. Die geringe Wassertiefe zeigt sich im beträchtlichen Anteil von oolithischen Kalken im Öhrli-Kalk und Schrattenkalk. Die Mächtigkeitsschwankungen deuten auf einen subsidierenden Schelf hin. Der mehrfache Wechsel von Flachwasserkalken und Tonen und Mergeln mit Tiefwasserfauna sprechen für eine rhythmische Subsidenz. Mangelsedimentation ist ein Charakteristikum für die Garschella-Formation der mittleren Kreide. In der späten Kreide gelangten zuerst pelagische Kalke (Seewen-Kalk), später pelagische Mergel und Tone zum Absatz. Die Tone und Mergel der spätesten Kreide (Wang-Schichten) sind auf den paläogeografisch südlichsten Teil beschränkt und liegen diskordant auf ihrer Unterlage.
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3-2 Die mesozoische Sedimentabfolge des Helvetikums der Zentralalpen – ein vereinfachtes synoptisches Sammelprofil.
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3-3A Mesozoische Sedimente des Helvetikums im Aufschluss. A) Trias und Jura im Wendental (Nordrand Aar-Massiv, Kt. Bern, Schweiz). Über dem Kristallin (unten rechts im Bild) folgt ein dünnes gelbliches Band (Röti-Dolomit), darüber ein dünnes dunkles Band (mittlerer Jura/Dogger) und dann, eine Felswand bildend, der Quinten-Kalk (später Jura/ Malm).
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B) Monomikte Primärbrekzie im Röti-Dolomit (östliches Aar-Massiv, Punteglias-Gletscher, Kt. GR, Schweiz).
C) Kreuzschichtung und Wellenrippel im Lias der Flumserberge (Prodchamm, Kt. St. Gallen, Schweiz).
An der Grenze zum Känozoikum liegt eine große Schichtlücke vor, denn über den Kreidesedimenten folgen marine Sedimente eozänen Alters. Die lokale Verkarstung der Kreideschichten weist auf eine Heraushebung der marinen Sedimente zum Festland. Im paläogeografisch nördlichen Teil, der autochthonen Bedeckung des Aar- Massivs, liegt das Eozän auf der frühen Kreide (Berner Oberland) oder gar auf dem Malm (hinteres Glarnerland).
In den Westalpen wird der Faziesgürtel des Schelfbereichs als Dauphinois bezeichnet. Dieses Dauphinois ist eigentlich ein direktes seitliches Äquivalent des Helvetikums. Wie das stratigrafische Sammelprofil in Abb. 3-4 zeigt, liegen in der Trias sehr ähnliche Sedimentabfolgen vor, nur die Bezeichnungen der Schichtglieder sind anders. Die Sandsteine der „Werfen-Formation“ entsprechen entweder dem Buntsandstein des Juragebirges oder dem Mels-Sandstein des Helvetikums. Lediglich der Name ist vielleicht etwas irreführend dem Faziesbereich des Südalpins (Dolomiten) entlehnt. Die Dolomite des „Muschelkalks“ lassen sich zwanglos mit dem Röti-Dolomit des Helvetikums parallelisieren, und in der späten Trias deuten die Evaporite und Mergel auf eine Zugehörigkeit zum Faziesbereich des „germanischen Keupers“. Als neues Element treten in der spätesten Trias, im Rhät, neritische Kalke auf.
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D) Jura und Kreide im Tamina- und Calfeisental bei Vättis (östlichstes Aar-Massiv, Kt. St. Gallen, Schweiz). Der größte Teil der Steilwände wird vom Quinten-Kalk gebildet. Die Kreide darüber ist rein kalkig ausgebildet und hebt sich durch eine leicht bräunliche Färbung vom Quinten-Kalk ab. Die flachen Partien oben sind durch känozoische Sedimente aufgebaut. Rechts am Bildrand ist zuoberst der überschobene permische Verrucano sichtbar. Am linken Bildrand der Stausee von Gigerwald.
Die Sedimente der Jurazeit zeigen einen mannigfachen Wechsel von Kalken, Mergeln und mergeligen Kalken. Im frühen Jura dominieren mächtige Kalke, an der Wende vom mittleren zu späten Jura mächtige Mergel. Die einzelnen Schichtglieder sind beträchtlichen lateralen Wechseln unterworfen (vgl. Debelmas 1974). Die Gesamtmächtigkeit der Jurasedimente kann bis über 2000 Meter betragen und erklärt sich durch einen subsidierenden Schelf, der in kleinräumige Becken gegliedert ist. Eine durchziehende und morphologisch prägnante Schicht sind die massigen, grob gebankten Kalke des Tithons. Zusammen mit den darunterliegenden Kalken des Kimmeridgians sind sie mit dem Quinten-Kalk des Helvetikums zu korrelieren. In den südlichen Subalpinen Ketten der Provence war die Subsidenz weitaus geringer: Der Lias fehlt, die Kalke des Tithons sind korallogen (also in seichtem Wasser abgelagert) und gleich anschließend, in der frühesten Kreide, wurde dieser Teil des Schelfs gehoben und trockengelegt.
Auch die Kreidesedimente liegen hauptsächlich als Mergel und Kalke vor. In der frühen Kreide dominieren die Mergel, während die Kalke immerhin eine fast durchziehende Lage von neritischen Flachwasserkalken, dem sogenannten Urgonien, aufweisen, die mehr oder weniger mit dem Schrattenkalk des Helvetikums korreliert werden können. In der späten Kreide herrschen dann pelagische mergelige Kalke und oben mächtige Kalke vor. Interessanterweise liegt aber im mittleren Teil der Subalpinen Ketten, der Gegend von Devoluy-Diois, der jüngere Teil der späten Kreide („Senon“) diskordant auf der cenomanen Unterlage. Offensichtlich haben hier im Turon-Coniacian (vor rund 90 Millionen Jahren) bereits erste Faltungen stattgefunden.
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3-4 Die mesozoische Sedimentabfolge des Dauphinois der Westalpen, zusammengestellt nach Debelmas (1974).
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Das Känozoikum folgt mit einer großen Schichtlücke über den Kreidesedimenten. Offenbar wurde analog zum benachbarten Helvetikum der gesamte Schelfbereich des Dauphinois zum Festland.
Im südlichsten Teil des Schelfbereichs des Helvetikums und Dauphinois wurde die Wassertiefe gegen den Kontinentalhang hin größer. Entsprechend wurden dort anstelle von Karbonaten Mergel und Tiefwassertone abgelagert. Dieser Faziesgürtel wird als Ultrahelvetikum und Ultradauphinois bezeichnet. Die Grenze zum Schelf, d. h. Helvetikum und Dauphinois, war aber nicht scharf, sondern durch eine Übergangszone charakterisiert. Entsprechend wird in den östlichen Zentralalpen zwischen Helvetikum und Ultrahelvetikum zusätzlich ein Südhelvetikum ausgeschieden. In vielen Fällen sind im Süd- und Ultrahelvetikum lediglich Teile der mesozoischen Abfolge vorhanden. In der Blattengrat- und Sardona-Decke der Ostschweiz sind es die mergelige Kreide und das Känozoikum, und in der Sex-Mort-Decke der Westschweiz folgt über Trias und Jura direkt das Känozoikum. Eine komplette, aber zergliederte Serie kann in den Decken von Bex (Trias), Arveyes (Jura), Anzeinde (Jura-Kreide) und Plaine Morte (Kreide und Känozoikum) festgestellt werden (Masson et al. 1980). In all diesen Decken deuten die Sedimente – mit Ausnahme der Trias – auf Ablagerung in tieferem Wasser hin. Im Falle des Ultradauphinois liegen ebenfalls Tiefwassersedimente vor, die Schichtreihe reicht aber nicht über die frühe Kreide hinaus.
Ganz im Osten, im Tauern-Fenster der Ostalpen, zählt die mesozoische Schichtreihe der autochthonen Bedeckung des Tauern-Kristallins zum Helvetikum. Sowohl die Triassedimente wie der spätjurassische Hochstegen-Kalk können zwangslos mit den Triassedimenten und dem Quinten-Kalk des Helvetikums korreliert werden (Lammerer 1986, Vesela et al. 2008). Der Hochstegen-Kalk fehlt jedoch an vielen Stellen infolge Erosion, sodass die kretazischen Sedimente (Kaserer-Formation im Westen, Brennkogel-Quarzit im Osten) direkt auf die triadischen Sedimente oder gar auf das kristalline Grundgebirge zu liegen kommen (Schmid et al. 2013). Nach diesen Autoren weisen die Kreidesedimente Ähnlichkeiten zu jenen des nordpenninischen Faziesbereiches (Wallis-Trog) der Zentral- und Westalpen auf. Die Sedimente der ultrahelvetischen Decken am Nordrand der Ostalpen lassen sich trotz ihrer Verschuppung mit dem Rhenodanubischen Flysch fast lückenlos von den Zentralalpen nach Osten verfolgen.
Die Meeresarme zwischen Baltica und Afrika
Der Faziesbereich in den Meeresbecken südlich des europäischen und nördlich des adriatischen Kontinentalrands ist durch große Unterschiede in den Wassertiefen gegliedert. Die damit assoziierten mesozoischen Sedimentabfolgen werden dem Penninikum zugeordnet. Drei recht unterschiedliche Sedimentabfolgen sind dabei zu unterscheiden. Sie entsprechen den nordpenninischen Sedimenten des Wallis-Trogs, den mittelpenninischen |Seite 94| Sedimenten der Briançon- Schwelle und den südpenninischen Sedimenten des Piemont-Ozeans. In Abb. 3-5 sind die entsprechenden Schichtreihen in vereinfachter Form ein- ander gegenübergestellt.
Die Sedimente des Wallis-Trogs sind generell von ihrer prä-triadischen Unterlage abgeschert. An ihrer Basis findet man aber stellenweise ein Mélange bestehend aus Gneisen, permischen Klastika, triadischen Dolomiten und Evaporiten, Lias-Kalken sowie Lagen von Grüngesteinen (basaltischen Vulkaniten mit Kissenlaven; Steinmann 1994). Die eigentliche Unterlage des Wallis-Trogs war kontinentale Kruste des ausgedünnten Kontinentalrands und echte ozeanische Kruste im zentralen Teil des Beckens. Die Grüngesteine in den Mélanges sind effusiver Natur (vgl. Abb. 3-6) und geochemisch mit den Basalten der mittelozeanischen Rücken zu vergleichen. Steinmann & Stille (1999) konnten nachweisen, dass die Grüngesteine nicht von einem subkontinentalen Mantel stammen, sondern echte ozeanische Kruste darstellen. Die Mélanges selbst sind das Resultat sowohl der mesozoischen Extensionsgeschichte, welche die kontinentale Kruste in Blöcke zerlegte und lokal ozeanische Kruste entstehen ließ, als auch der alpinen Überschiebungstektonik, die dieses Nebeneinander zerscherte.
Die eigentliche Füllung des Wallis- Trogs besteht aus einer jurassisch-kretazischen tonig-sandig-kalkigen Abfolge eines hemipelagisch-turbiditischen Milieus, in der Literatur als Bündnerschiefer (bzw. schistes lustrés oder calcescisti) bezeichnet. Heute liegen sie hauptsächlich als metamorphe, tonigsandige Kalkphyllite vor.
Die Bündnerschiefer sind über 1000 Meter mächtig, kaum gliederbar und stratigrafisch schlecht datiert. Steinmann (1994) konnte zeigen, dass der Hauptteil der Abfolge kretazischen Alters ist.
Stellvertretend sei die von Steinmann (1994) bearbeitete Schichtreihe der Tomül-Decke in Mittelbünden kurz beschrieben. Die Bärenhorn-Formation, die auf das basale Tomül-Mélange folgt, besteht zumeist aus einer Wechsellagerung von 10 bis 20 Zentimeter mächtigen sandig-kalkigen Bänken und 5 bis 10 Zentimeter dicken Schieferlagen. Verschiedenenorts sind turbiditische Sandsteinbänke zu beobachten. Der folgende Nolla-Tonstein ist bedeutend toniger. Mächtige Tonschieferintervalle sind im unteren Teil typisch, während der obere Teil auch turbiditische Einschaltungen enthält. Steinmann (1994) vermutet aufgrund des hohen Anteils von organischem Kohlenstoff und dessen Variabilität innerhalb der Formation, dass der Nolla- Tonstein altersmäßig in die mittlere Kreide zu stellen ist. Der folgende Nolla-Kalk besteht hauptsächlich aus sandigen Kalken und ist altersmäßig ins Cenomanian zu stellen. Die oberste Formation der Bündnerschiefer, die Carnusa-Formation, enthält im unteren Teil turbiditische Kalke („Safierkalk“), im oberen Teil eine Wechsellagerung von turbiditischen Kalken und Sandsteinen mit Tonschiefern.
Über diesen Bündnerschiefern folgt dann der Tomül-Flysch. Dessen Untergrenze ist vom „Hauptkonglomerat“ markiert, einer 40 Meter mächtigen Abfolge von matrixgestützen Konglomeraten, deren Alter möglicherweise ins Coniacian fällt. Die Komponenten können bis 50 Zentimeter groß sein und stammen größtenteils aus den unterlagernden Formationen. Vereinzelt sind aber auch Dolomitgerölle und wieder aufgearbeitete Brekzien mit Dolomitgeröllen |Seite 95| zu beobachten. Der eigentliche Tomül-Flysch besteht dann aus tonarmen Kalkschiefern, die feinkörnige Brekzien enthalten und oben in quarzreiche Sandsteine überleiten. Das Alter des Tomül-Flyschs ist fragliches Coniacian und jünger (Steinmann 1994).
Die Detritus-Zufuhr in der Bärenhorn-Formation erfolgte aus südlicher Richtung (Steinmann 1994). Im Liefergebiet müssen kristalline Gesteine vermutet werden, um den hohen Quarzgehalt zu erklären. Die nach oben abnehmende Turbidithäufigkeit spricht für eine abnehmende tektonische Aktivität und fortschreitende Subsidenz des Wallis-Trogs. Die jüngere Abfolge, Nollakalk- und Carnusa-Formation sowie Tomül-Flysch, können als allmählich progradierendes Schüttungssystem gedeutet werden. Steinmann (1994) vermutet, dass zu dieser Zeit im Süden ein Festland als Liefergebiet zur Verfügung stand.
Eine ganz andere Geschichte lässt sich aus der Schichtreihe der Briançon-Schwelle ableiten. Eine detaillierte Analyse der einzelnen Schichtglieder ist in den Arbeiten von Baud & Septfontaine (1980) für die Zentralalpen und Lemoine (1988) für die Westalpen zu finden. Sartori et al. (2006) etablierten eine systematische Gliederung der Formationen im internen Teil der Zentralalpen und verglichen diese mit den extern gelegenen präalpinen Decken.
Zwar beginnt die Sedimentation in der Trias auch mit basalen Quarziten, gefolgt von Dolomiten und lokal Evaporiten. In der mittleren Trias wurde dann eine mächtige Lage von Anhydrit abgelagert, über der – im Unterschied zum oben beschriebenen germanischen Keuper – blonde Dolomite der späten Trias folgen. Die allmähliche Absenkung und die damit Schritt haltende Sedimentation dieser Plattformsedimente dürfte auf thermische Subsidenz im Zusammenhang mit der Öffnung des Meliata-Ozeans im Osten zurückzuführen sein.
Auch die Abfolge der jurassischen und kretazischen Sedimente zeigt ein anderes Muster der Subsidenz im Vergleich zum europäischen Kontinentalrand. Zweimal wurde die Subsidenz unterbrochen. Eine detaillierte Diskussion dieser Vorgänge ist in Mosar et al. (1996) nachzulesen. Im frühen Jura wurden Teile der Briançon-Schwelle gehoben, trockengelegt und verkarstet. Brekzien (vgl. Abb. 3-7) deuten auf lokale Erosion (Mettraux & Mosar 1989). Diese Vorgänge wurden durch die Öffnung des Piemont-Ozeans verursacht, eines Meeresarms, der im frühen Jura durch schiefes, von Transformbrüchen geprägtes Rifting unmittelbar im Südosten der Briançon-Schwelle aufging. An transpressiven Segmenten wurden einzelne Blöcke an steilen Aufschiebungen emporgestemmt. Durch die anschließende thermische Subsidenz akkumulierten sich im nordwestlichen Teil der Briançon-Schwelle, dem sogenannten Sub-Briançonnais, mehr als 1500 Meter Sedimente (meist Kalkoolithe), während im südöstlichen Teil, der eigentlichen Briançon-Schwelle, festländische Bedingungen herrschten, die sich beispielsweise durch das Vorhandensein von Konglomeraten und Kohleflözen andeuten. In Abb. 3-5 ist die Situation auf der eigentlichen Schwellenzone angegeben. Ein zweiter Stillstand der Subsidenz erfolgte an der Wende zwischen mittlerem und spätem Jura, was durch die Öffnung des Wallis-Trogs unmittelbar nordwestlich der Briançon-Schwelle erklärt wird. Sie führte zu einer bedeutenden Emersion und Erosion in den Westalpen, was in der Umgebung des Städtchens Briantransgressive çon beobachtet werden kann (Tricart et al. 1988). Diese Hebung erklärt sich durch die schiefe Öffnung des Wallis- Trogs unmittelbar nordwestlich der Briançon-Schwelle, die ebenfalls Tansformbrüche mit transpressiven Segmenten involvierte. Die mit der Öffnung des Wallis-Trogs verknüpfte thermische Subsidenz zeigt sich in der Ablagerung von 30 bis 300 Metern von massigen, zum Teil oolithischen Kalken. In der frühen Kreide stellten sich pelagische Bedingungen ein, die gegen Ende der Kreide Mangelsedimentation Platz machten und sogar zu Sedimentationsunterbrechungen führten. Während der frühkretazischen pelagischen Verhältnisse wurde der sogenannte Calcaire plaqueté abgelagert. Die Couches Rouges darüber wurden in der von Sedimentationsunterbrechungen geprägten Periode der Mangelsedimentation in der späten Kreide und im Paläozän abgelagert. In Abb. 3-7D sieht man die Auflage der kretazischen Couches Rouges auf die verkarsteten spätjurassischen Kalke.
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3-5 Schematische Übersicht der mesozoischen Sedimentabfolgen im Penninikum. Die Sedimentabfolge des Wallis-Troges entspricht der Tomül-Decke, die Ophiolithabfolge dem Piemont-Ozean der Platta-Decke in der Ostschweiz.
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3-6 Basalte in den Bündnerschiefern des Wallis-Troges. A) Zerbrochene Basalte. Die durch Zerbrechen entstandenen Spalten wurden mit sekundärem Kalzit gefüllt. Aufnahme aus der Tomül-Decke (Vals, Kt. Graubünden, Schweiz).
B) Pillowlaven in Basalten aus den Bündnerschiefern des Wallis-Troges. Aufnahme aus der Tomül-Decke (Vals, Kt. Graubünden, Schweiz).
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3-7 Brekzien vom Rand der Briançon-Schwelle. A) Polymikte Brekzie des mittleren Juras aus der Brekzien-Decke (Seeberg, Simmental, Kt. Bern, Schweiz). Die Komponenten sind meist gerundet und bestehen aus triadischen (hell) und frühjurassischen (dunkel) Karbonatgesteinen.
B) Polymikte Brekzie des Juras aus der Suretta-Decke (Cröt, Kt. Graubünden, Schweiz). Die Gerölle sind alpin deformiert und dürften vorwiegend aus triadischen Karbonaten stammen.
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C) Polymikte Brekzie des Juras aus der Suretta-Decke (Val Ferrera, Kt. Graubünden, Schweiz). Die Gerölle sind alpin stark deformiert und stammen aus permischen Intrusiva (hellgrün) und aus triadischen Karbonaten.
Während des Paläozäns blieb die Sedimentation weitgehend unterbrochen. Aber im Eozän erfolgte eine rasche Zunahme der Subsidenzgeschwindigkeit und führte zu Flyschsedimentation. Das Becken wurde nun in ein Akkretionsprisma einbezogen, das auch die jüngsten Sedimente des sich schließenden Piemont-Ozeans umfasste. Diese rasche Subsidenz erklärt sich durch Biegung (down flexing) der Platte unter der Auflast der sich bildenden penninischen Decken im Südosten.
Die südpenninische Schichtreihe des Piemont-Ozeans widerspiegelt die Öffnung und Schließung dieses Meeresarms. Die ältesten Gesteine sind Grüngesteine wie Serpentinite, die als hydratisierte Mantelperidotite angesehen werden müssen, daneben Gabbros und Basalte, welche lokal am Ozeanboden extrudierten. An vielen Stellen sind an der Basis der Schichtreihe Schollen von triadischen Quarziten und Dolomiten über prä-triadischem kristallinem Grundgebirge vorhanden. Diese Gesteine sind als Fragmente des gedehnten Kontinentalrands beidseits des Piemont-Ozeans zu deuten. In den Westalpen besitzen die Dolomite der späten Trias eine auffallende Ähnlichkeit mit jenen des adriatischen Kontinentalrands (Debelmas 1974). Dasselbe gilt für die Trias-Jura-Abfolge in der Arosa-Zone der Zentralalpen (Eberli 1988).
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D) Paläokarstfüllung aus der Klippen-Decke (Bultschnere, Simmental, Kt. Bern, Schweiz). Verkarstet sind die spätjurassischen Kalke (hell). Die Karstfüllung besteht aus roten Tonen der paläozänen Couches Rouges und aus eckigen Bruchstücken von spätjurassischen Kalken.
In der Platta-Decke der Zentralalpen beschreibt Dietrich (1970) Ophiolithe mit Gabbros, Serpentiniten, Gängen von ehemaligen Peridotit-Pyroxenit-Gabbros sowie basische Vulkanite mit massiver Lava, Kissenlavas, Meta-Hyaloklastiten und Brekzien davon. Die Vulkanite stecken schichtparallel in den Sedimenten und sind chemisch mit jenen der mittelozeanischen Rücken zu vergleichen (MORB-Typ). Während in den Sedimenten über den Ophiolithen des frühen bis mittleren Juras Phyllite, Kalkschiefer und Brekzienlagen zu beobachten sind, dominieren Radiolarite mit Lagen von Grüngesteinen im späten Jura. Die Radiolarite wurden metamorph überprägt und liegen heute als Serizit-Chlorit-Quarzite vor. Sie wurden jedenfalls unter echt ozeanischen Bedingungen unterhalb der Kalzit-Kompensationstiefe (der sogenannten CCD) abgelagert. In der Kreide werden die Radiolarite durch Kalkphyllite und Phyllite abgelöst, die aber immer noch Lagen von Grüngesteinen enthalten (vgl. Dietrich 1970). Das Alter der jüngsten Vulkanite konnte er auf 113 Millionen Jahre bestimmen.
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