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Geologie der Alpen Teil 1: Allgemeines und Ostalpin

Vorlesungsskript von Nikolaus Froitzheim

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Kapitel 1: Einführung

 

Die Alpen sind im geologischen Sinn ein Kollisionsgebirge, das bei der Kollision des europäischen Kontinents („Europa“) mit dem adriatischen Kontinent („Adria“, auch „Apulia“ genannt) nach der Subduktion von dazwischen liegenden Ozeanbecken entstanden ist. Die Kollision hat im Tertiär stattgefunden, ihr gingen aber weitere Kollisionsereignisse in der Kreidezeit voran. Die ersten Überschiebungsvorgänge bei der alpinen Orogenese fanden schon im Jura vor ca. 160 Millionen Jahren (Ma) statt. Auch heute wird die Erdkruste im Ostteil der Alpen noch verkürzt. Insgesamt dauert die Alpine Orogenese also von Jura bis rezent. Die Alpen werden auch als Deckengebirge bezeichnet, da große Teile von Decken aufgebaut werden.


1.2. Plattentektonik und Gebirgsbildung

An dieser Stelle müssen wir einige Begriffe klären. Ein Kontinent im geologischen Sinn ist ein Bereich, dessen Untergrund von kontinentaler Kruste gebildet wird. Dieser kann durchaus unter dem Meeresspiegel liegen! Ein Ozean im geologischen Sinn ist ein Bereich, dessen Untergrund von ozeanischer Kruste gebildet wird. Stücke von ozeanischer Lithosphäre, die sich heute über dem Meeresspiegel befinden, werden als Ophiolithe bezeichnet. In Gebirgen stellen Ophiolithe häufig eine Sutur dar. Darunter versteht man die Nahtstelle, an der die Gesteine der beiden ehemaligen Kontinente aneinanderstossen; dazwischen stecken die Ophiolithe. Orogenese bedeutet Gebirgsbildung. Der Begriff umfasst nicht nur die Oberflächenhebung, sondern auch Verformung, Metamorphose, Erosion und andere damit verbundene Vorgänge. Die alpine Orogenese ist die Orogenese, die zur Bildung der Alpen geführt hat. Von Kollision spricht man, wenn nach der Subduktion der Lithosphäre eines Ozeans zwei Kontinente zusammenstoßen (Abb. 1-1). Wichtig: Nicht Platten kollidieren, sondern Kontinente! Zum Beispiel ist heute der afrikanische Kontinent nicht mit der afrikanischen Platte identisch. Zur afrikanischen Platte gehört der Ostteil des Atlantiks bis zum Mittelatlantischen Rücken. Wenn der Atlantik subduziert würde, würde der südamerikanische Kontinent mit dem afrikanischen Kontinent kollidieren, nicht die südamerikanische mit der afrikanischen Platte. Ein weiterer Typ von Kollision ist die Kollision eines Kontinents mit einem Inselbogen (Arc-continent collision). Eine solche findet statt, wenn eine Subduktionszone innerhalb eines Ozeans liegt, nicht am Rand (Abb. 1-2). Im Jura hat im Bereich der Alpen wahrscheinlich eine Arc-continent collision stattgefunden.

 

1.3. Form und Begrenzung der Alpen

Die Alpen sind ein bogenförmiges Gebirge von ca. 1000 km Länge und 120 bis 250 km Breite (Abb. 1-3). Sie enden im Osten etwa entlang einer Nord-Süd-Linie von Wien nach Süden. Entlang dieser Linie versinken die tektonischen Einheiten der Alpen unter der Sedimentfüllung von miozänen Dehnungsbecken des Pannonischen Beckensystems (Wiener Becken im Norden und Steirisches Becken im Süden). Einige der tektonischen Einheiten tauchen in den Westkarpaten wieder auf; diese stellen die Fortsetzung des nordvergent überschobenen Nordteils der Alpen dar. Im Südosten gibt es keine klare geologische oder geographische Grenze zwischen den Alpen und den Dinariden. Die Dinariden stellen die Fortsetzung der südvergent überschobenen Südalpen dar. Südlich der Alpen liegt das Po-Becken mit känozoischer Sedimentfüllung. Es ist das südliche Vorlandbecken der Alpen (vor den nach Süden überschobenen Südalpen). Es ist heute als Vorlandbecken aktiv, d.h. es senkt sich und nimmt Sedimente auf (im Raum Venedig 0.7 bis 1 mm/a Subsidenz während der letzten Million Jahre). Das Po-Becken wird im Westen durch den Bogen der Westalpen abgeschlossen. Am Südende dieses Bogens ziehen die Alpen in die Apenninen (oder den Apennin) weiter. Eine komplexe, N-S verlaufende Störungszone (Sestri-Voltaggio-Linie) wird als Grenze angenommen. An dieser Grenze ändert sich die vorherrschende Überschiebungsrichtung: die Hauptüberschiebungen auf der Alpenseite sind nach SW gerichtet, die jüngeren Überschiebungen auf der Apennin-Seite (ab dem späten Mitteleozän) sind nach NE gerichtet, sodass das Po-Becken gleichzeitig das nördliche Vorlandbecken der Apenninen ist. An der Aussenseite (Westseite) stösst der Westalpenbogen an die provenzalischen Ketten (Chaines Provencales), ein Bündel von West-Ost-streichenden Bergketten, die strukturell die Ostfortsetzung der Pyrenäen darstellen. Nördlich dieser Ketten werden die Alpen durch die Füllung des tertiären Rhone-Bresse-Grabens begrenzt. Weiter nördlich löst sich die Kette des französischen und schweizerischen Jura vom frontalen Teil der Alpen ab. Dieses bogenförmige, west- bis nordvergent überschobene Gebirge wird im geologischen Sinn oft als ein Teil der Alpen angesehen, da es kinematisch mit den Alpen zusammenhängt. Zwischen den Alpen und dem Jura liegt der schweizerische Teil des Molasse-Beckens, das sich weiter östlich durch Bayern und Österreich bis Wien fortsetzt. Es ist das nördliche Vorlandbecken der Alpen. Im Gegensatz zum Po-Becken befindet es sich in weiten Teilen in Hebung und ist Abtragungsgebiet, als Vorlandbecken also nicht mehr aktiv.

 

1.4. Überschiebungen, Decken, Falten- und Überschiebungsgürtel

Eine Überschiebung ist eine Verwerfung, bei der die Relativbewegung des oberen Blockes entgegen der Einfallsrichtung der Verwerfung gerichtet ist. Überschiebungen sind flach (0° bis 45°); wenn der Einfallswinkel größer als 45° ist, spricht man von Aufschiebung. Das Wort Überschiebung bezeichnet sowohl den Prozess als auch die Verwerfung selbst. Häufig sind Überschiebungen stufenförmig, d.h. sie werden in inkompetenten Lagen flach angelegt (Flachstück, engl. flat) und in kompetenten Lagen mit einem Einfallswinkel von etwa 30 ° (Rampe, ramp). Eine Decke ist ein Gesteinskomplex, der von seinem Untergrund gelöst (abgeschert) und auf einen anderen Gesteinskomplex überschoben wurde. Eine Decke ist allochthon. Ein Gesteinskomplex, der noch auf seinem ursprünglichen Untergrund liegt, ist autochthon


Decken (englisch nappes) lassen sich in Faltendecken und Überschiebungsdecken einteilen. Faltendecken (fold nappes, auch Deckfalten genannt) entstehen, wenn der Verkehrtschenkel („Mittelschenkel“) einer liegenden Antiklinale immer weiter verdünnt und auseinandergezogen wird (Abb. 1-4, Abb. 1-5). Eine Überschiebung im Sinne einer Verwerfung muss dabei nicht vorliegen. Im Gegensatz dazu sind Überschiebungsdecken (thrust sheets) an der Basis von einer Überschiebung begrenzt und weisen keinen Verkehrtschenkel auf (Abb. 1-6). Beide Arten von Decken können aus Grundgebirge und seiner Sedimentbedeckung bestehen (basement-cover nappes) oder nur aus Grundgebirge (basement nappes) oder nur aus Sedimentbedeckung (cover nappes).


Ein Falten- und Überschiebungsgürtel (fold and thrust belt) entsteht meistens in einer bestimmten Reihenfolge (sequence of thrusting): die oberste und (bezüglich der Überschiebungsrichung) hinterste Überschiebung ist die älteste, die unterste und vorderste die jüngste (Abb. 1-7). Wenn ein Gebirge oder ein Teil eines Gebirges von einer bestimmten Überschiebungsrichtung dominert wird, bezeichnet man den in Überschiebungsrichtung gelegenen Teil als extern, den in entgegengesetzter Richtung gelegenen als intern. Interne Teile von Gebirgen (Internzone) sind häufig metamorph, externe unmetamorph (Externzone). Vor dem Falten-und Überschiebungsgürtel (also in Überschiebungsrichtung) liegt das Vorland, hinter dem Gürtel das Hinterland. Wenn die Überschiebungen in sequence erfolgt sind, kann man die ursprüngliche Paläogeographie rekonstruieren, indem die oberste Decke am weitesten intern zu liegen kommt und die unterste am weitesten extern. Sobald die sequence of thrusting gestört ist, kann das aber zu falschen Ergebnissen führen. Eine solche Störung kann auf zwei Arten zustandekommen. Erstens durch out-of-sequence thrusting (Abb. 1-8), zweitens durch Deckenverfaltung. Um in solchen Fällen die ursprüngliche Paläogeographie zu rekonstruieren, muss man zunächst die jüngere Bewegung rückgängig machen und dann die ältere. Wenn Deckenverfaltungen und out-of-sequence thrusts nicht erkannt werden, wird die Paläogeographie falsch interpretiert (z.B. zwei Becken, wo es nur eines gegeben hat).


1.5. Geographische Unterteilung der Alpen

Es wird geographisch zwischen West-, Zentral, Ost- und Südalpen unterschieden (Abb. 1-9). Die Grenze zwischen den Südalpen und dem Rest der Alpen wird definiert durch ein System von E-W-verlaufenden Längstälern (Valtellina, Pustertal, Gailtal). Diese Täler sind der morphologische Ausdruck eines tertiären Störungssystems, der Periadriatischen Linie. Die Täler wurden entlang der Störung eingeschnitten, da das Gestein durch die Bewegungen zertrümmert war. Deshalb ist dies sowohl eine geographische als auch eine geologische Grenze.


Die Grenze zwischen Ost- und Zentralalpen verläuft vom Bodensee südwärts entlang des Rheintals und über den Splügenpass zum Comer See (Lago di Como), die Grenze zwischen Zentral- und Westalpen vom Genfer See durchs Rhone-Tal bis Martigny, zum Grand St.Bernard-Pass und von dort durchs Aosta-Tal nach Ivrea. 


In der deutschen und österreichischen Literatur werden die Zentralalpen zu den Westalpen geschlagen, die Ost-Westalpen-Grenze verläuft dann vom Bodensee zum Comer See. Stattdessen werden die Ostalpen manchmal in drei E-W-verlaufende Streifen unterteilt, Nördliche Kalkalpen, Zentralalpen und Südliche Kalkalpen. Der Begriff „Nördliche Kalkalpen“ ist allgemein verbreitet, der Begriff „Zentralalpen“ in diesem Sinn sollte vermieden werden, um Missverständnissen vorzubeugen, und der Begriff „Südliche Kalkalpen“ ist veraltet (das meiste ist dort ohnehin kein Kalkstein sondern Dolomit).

 

1.6. Typen von Gesteinskomplexen, die die Alpen aufbauen

Die Gesteinskomplexe, die am Bau der Alpen beteiligt sind, können bezüglich ihres Alters und ihrer Entstehung in sechs Gruppen eingeteilt werden:
1.    Ehemaliges variszisches Grundgebirge: bei der variszischen Orogenese im Karbon verformte und/oder metamorph überprägte Gesteine. Der variszische Metamorphosegrad geht von unmetamorph bis eklogit- und granulitfaziell.
2.    Ehemalige Bedeckung des variszischen Grundgebirges (Perm-Mesozoikum-Tertiär): vorwiegend Sedimentgesteine, untergeordnet Vulkanite.
3.    Mesozoische Ophiolithe, also ehemalige Ozeanböden (v.a. Serpentinit, Gabbro, Basalt).
4.    Ehemalige Sedimentbedeckung der mesozoischen Ozeanböden.
5.    Tertiäre Intrusiva, meist Tonalit und Granodiorit.
6.    Posttektonische Sedimentbedeckung mit untergeordneten Vulkaniten (meist Tertiär).
Nr. 1 bis 4 können alpin metamorph oder unmetamorph vorliegen („alpin“ bedeutet, dass die Metamorphose während der alpinen Orogenese stattfand, also seit dem späten Jura). Ehemaliges variszisches Grundgebirge kann also polymetamorph sein, d.h., mehrere Zyklen von Metamorphose mitgemacht haben.


1.7 Tektonische Großeinheiten

Die Alpen werden traditionell in die tektonischen Großeinheiten Helvetikum, Penninikum, Ostalpin und Südalpin unterteilt (Abb 1-3, 1-10). Helvetikum, Penninikum und Ostalpin bauen die Alpen nördlich der Periadriatischen Linie auf. Alle drei Großeinheiten bestehen in sich wiederum aus einzelnen Decken, die in Richtung auf das europäische Vorland, also nach Norden und Westen, überschoben wurden. Das Südalpin bildet die Alpen südlich der Periadriatischen Linie (die Südalpen) und wird von südgerichteten Auf- und Überschiebungen geprägt.

Das Helvetikum

Das Helvetikum ist die externe und tektonisch tiefste Gr0ßeinheit. Bezogen auf die Paläogeographie zur Zeit der frühen Kreide stellt das Helvetikum den südlichen Schelf und proximale (d.h. kontinentnahe) Teile des Kontinentalrandes von Europa dar (Abb. 1-11).  Das Helvetikum im weiteren Sinn umfasst von unten nach oben (1) das variszische Grundgebirge, das in den Externmassiven an die Oberfläche tritt (Argentera-, Pelvoux-, Belledonne-, Montblanc-, Aiguilles-Rouges-, Aar- und Gotthard-Massiv), (2) die autochthone permisch-mesozoisch-alttertiäre Sedimentbedeckung der Externmassive, und (3) die von Süden überschobenen Helvetischen Decken, welche ebenfalls von Sedimenten aus Perm bis Alttertiär aufgebaut werden. Darüber liegen (4) die dünnen und nicht überall vorhandenen ultrahelvetischen Decken, welche aus mesozoischen Sedimenten des Kontinentalabhanges bestehen. In den Westalpen werden die dem Helvetikum entsprechenden Teile als Dauphinois bezeichnet. Die mesozoischen Sedimente im Helvetikum sind in der Regel unmetamorph. 

 

Das Penninikum 

Zum Penninikum gehören sowohl ophiolithführende Decken, die aus zwei mesozoischen Ozeanbecken (dem nördlicheren Valais-Ozean und dem südlicheren Piemont-Ligurischen Ozean) stammen, als auch Decken, die aus kontinentaler Kruste bestehen. Das Penninikum lässt sich unterteilen in Subpenninische, Untere, Mittlere und Obere Penninische Decken. Die Subpenninischen Decken stammen vom distalen europäischen Kontinentalrand, die Unteren Penninischen Decken aus dem Valais-Ozean, die Mittleren aus der kontinentalen Krust des Briançonnais-Bereichs, der einen Sporn des Kontinents Iberia darstellte, und die Oberen Penninischen Decken aus dem Piemont-Ligurischen Ozean. Im Bereich dieses Ozeans existierte ein kontinentales Krustenfragment oder Mikrokontinent (Cervinia). Entsprechend gibt es ozeanische und kontinentale, d.h. von Cervinia stammende, Obere Penninische Decken. Die letzteren (Sesia- und Dent-Blanche-Decke) werden häufig auch zum Ostalpin gezählt, was der Situation nach Meinung des Verfassers dieses Skripts aber nicht gerecht wird.

Die Penninischen Decken kommen in einem zusammenhängenen Aufschlussgebiet in den West- und Zentralalpen vor und außerdem in durch die Erosion isolierten Deckenresten (Klippen) am nordwestlichen Rand der Alpen, wovon die weitaus größte die Klippe der Préalpes Romandes ist. In den Ostalpen wird das Penninikum großflächig vom Ostalpin überdeckt und tritt nur in einer schmalen Zone am Alpennordrand, der Rhenodanubischen Fyschzone, sowie in zwei Fenstern innerhalb des Ostalpins, dem Engadiner Fenster und dem Tauernfenster, an die Oberfläche.  Ein weiteres Fenster (Rechnitzer Fenster oder Fenstergruppe) existiert östlich der Alpen am Rand des Pannonischen Beckens. Hier treten Penninische Einheiten in der Position eines tektonischen Fensters umrahmt von der tertiären Sedimentbedeckung zu Tage.

Das Penninikum ist teilweise unmetamorph (Klippen und Rhenodanubische Flyschzone), teilweise alpin metamorph bis zur Eklogitfazies. Die alpine Metamorphose im Penninikum ist tertiären Alters, mit Ausnahme der Sesia-Decke (Cervinia-Mikrokontinent), deren eklogitfazielle Metamorphose bereits am Ende der Kreidezeit begann.

  

Das Ostalpin

Das Ostalpin nimmt als oberster Deckenkomplex den Ostteil der Alpen ein. Die Ostalpinen Decken stammen aus dem Kontinent Adria. Die Grenze Penninikum/Ostalpin fällt zusammen mit der ehemaligen Grenze zwischen der ozeanischen Kruste des Piemont-Ligurischen Ozeans und dem Kontinentalrand von Adria. Zur Zeit des Jura wurden im Zuge einer Inselbogen-Kontinent-Kollision Ophiolithe des Meliata-Ozeans, eines Randbeckens der Tethys, von Südosten auf den Bereich des Ostalpins obduziert. Diese Ophiolithe stehen in den Westkarpaten an (Meliatikum) und ihre südliche Fortsetzung in den internen Dinariden; in den Ostalpen finden sich nur umgelagerte Reste des Meliatikums, jedoch können tektonische Strukturen, die durch die Inselbogen-Kontinent-Kollision entstanden sind, auch in den Ostalpen beobachtet werden.

Das Ostalpin wird unterteilt in Oberostalpin und Unterostalpin. Die Unterostalpinen Decken treten nur lokal an der Basis der ostalpinen Deckenmasse auf. Das Oberostalpin bildet zwei Bereiche, die von permo-mesozoischen Sedimentdecken aufgebauten Nördlichen Kalkalpen und südlich davon das Zentralostalpin, einen Bereich von Decken, die überwiegend aus variszischem Grundgebirge bestehen. Die permo-mesozoische Bedeckung kommt hier auch vor, aber in geringerer Verbreitung. Die Nördlichen Kalkalpen sind alpin unmetamorph, im Zentralostalpin tritt teilweise alpine Metamorphose bis zur Eklogitfazies auf. Die Deckenstapelung und alpine Metamorphose im Ostalpin haben Kreide-Alter.

 

Das Südalpin

Das Südalpin besteht ebenso wie das Ostalpin aus kontinentaler Kruste Adrias. Es existierte zu keiner Zeit ein Ozeanbecken zwischen Ostalpin und Südalpin; das Südalpin stellt einen südlicheren Teil von Adria dar, das Ostalpin einen nördlicheren. Im Unterschied zum Ostalpin weist es keine kreidezeitlichen Deckenüberschiebungen und keine alpine Metamorphose auf. Das Südalpin wird von tertiären, südgerichteten Auf- und Überschiebungen gegliedert. Im Ostteil der Südalpen sind die externsten Überschiebungen am Rand der Po-Ebene auch heute noch aktiv.

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Abb. 1-1: Kontinent-Kollision und Bildung eines Kollisionsgebirges
 
 
 
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Abb. 1-2
:
Kollision zwischen Inselbogen und Kontinent (arc-continent collision)

 

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Abb. 1-3: Schematische Karte der Alpen. Abkürzungen: A: Argentera-Massiv, AA: Aar-Massiv, AR: Aiguilles-Rouges-Massiv, B: Belledonne-Massiv, BL: Brenner-Linie, CP: Chaines Provencales (Provenzalische Ketten), CSA: Chaines Subalpines, DOL: Dolomiten, EF: Engadiner Fenster, EL: Engadiner Linie, GH: Gotthard-Massiv, GL: Giudicarie-Linie, HD: Helvetische Decken, J: Juragebirge, M: Montblanc-Massiv, NKA: Nördliche Kalkalpen, P: Pelvoux-Massiv, PA: Préalpes Romandes, PL: Periadriatische Linie, RDF: Rhenodanubische Flyschzone, RF: Rechnitzer Fenster, SL: Simplon-Linie, SVL: Sestri-Voltaggio-Linie, SW: Schwarzwald, TF: Tauern-Fenster, V: Vogesen, ZOA: Zentralostalpin
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Abb. 1-4: Faltendecke und Überschiebungsdecke

 

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Abb. 1-5: Die Basis der Err-Decke mit Verkehrtschenkel am Piz Surparé bei Bivio, Graubünden. Der Bergrücken im Mittelgrund wird von grünlichen Gneisen und Graniten der unterostalpinen Err-Decke aufgebaut. Dabei handelt es sich um ehemaliges variszisches Grundgebirge. Darunter liegen in verkehrter Lagerung Reste der ehemaligen Bedeckung des Grundgebirges; das auffallende helle Band ist Trias-Dolomit. Es handelt sich also um eine Faltendecke mit Verkehrtschenkel. Darunter liegt die penninische Platta-Decke mit Ophiolithen (dunkler Serpentinit unten rechts) und Sedimenten. Norden ist links.

 
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Abb. 1-6: Die Überschiebung der Quattervals- über die Ortlerdecke Decke im Val Trupchun (Engadiner Dolomiten, Zentralostalpin, Graubünden). Die Ortler-Decke besteht aus Mergeln und Kalken des Lias (Allgäu-Formation). Sie bilden die unteren, grasbewachsenen Hänge. Die Quattervals-Decke wird an der Basis von Evaporiten und Karbonaten des Karn aufgebaut (Raibler Schichten), die als helles Band mit markanter Grenze (Basis-Überschiebung der Quattervals-Decke) auf den Allgäu-Schichten auflagern. Darüber folgt der dunklere Hauptdolomit aus dem Nor, der den Gipfel bildet. Die Schichten der Quattervals-Decke liegen also normal; es gibt keinen Verkehrtschenkel. Es handelt sich um eine Überschiebungsdecke.
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Abb. 1-7: Schema eines Falten- und Überschiebungsgürtels. Die Überschiebungen sind in der Reihenfolge ihrer Entstehung nummeriert. Die punktierte Linie zeigt, wo die nächste Überschiebung entstehen würde.

 

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Abb. 1-8: Entstehung einer out-of-sequence thrust. Die ursprüngliche Anordnung der vier übereinanderliegenden Decken muss so rekonstruiert werden, dass zuerst die blaue Überschiebung rückgängig gemacht wird und dann die rote. Andernfalls würde die falsche Anordnung A-B-A-B resultieren.


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Abb. 1-9: Geographische Einteilung der Alpen in Westalpen (WA), Zentralapen (ZA), Ostalpen (OA) und Südalpen (SA). Quelle der Topographiedarstellung: GeoMapApp

Alpen 1-10-newAbb. 1-10: Schematisches Profil der Alpen entlang der Ostalpen-Zentralalpen-Grenze. Blau: Helvetikum, grün: Penninikum, hellbraun: Ostalpin, dunkelbraun: Südalpin, orange: tertiärer Bergell-Pluton. AA: Aarmassiv, AM: Permomesozoische Bedeckung des Aar-Massivs und des Molass-Untergrundes, B: Bergell, G: Gotthard-Massiv, EL: Engadiner Linie, G: Gotthard-Massiv, HD: Helvetische und Ultrahelvetische Decken, Penn.: Untere, Mittlere und Obere Penninische Decken, SG: Grundgebirge der Südalpen, SM: Permomesozoische Bedeckung der Südalpen, SP: Subpenninische Decken.

Abb. 1-11: Schematisches paläogeographisches Profil der Alpen am Ende der Unterkreide, stark verkürzt gezeichnet. Kreuze: kontinentale Kruste, weiss: Sedimentbedeckung, schwarz: ozeanische Kruste, senkrechte Schraffur: lithosphärischer Mantel.

 

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Kapitel 2: Überblick über die paläogeographische Entwicklung der Alpen

 

2.1 Öffnung und Schließung des Meliata-Ozeans

Zur Zeit der Trias existierten die Penninischen Ozeane noch nicht. Europa, Iberia-Briançonnais und Adria bildeten einen zusammenhängenden kontinentalen Bereich (Fig. 2-1 bis 2-4). Der Meliata-Ozean öffnete sich als Randbecken der Tethys in der frühen Mitteltrias (Anis). Seitdem stellten das Ost- und Südalpin den nordwestlichen Kontinentalrand des Meliata-Ozeans dar; entsprechend  findet man in diesen Bereichen in der Mittel- und Obertrias den Übergang von durchgehend mariner („alpiner“) Fazies im Südosten zu stärker terrigen beeinflusster („germanischer“) Fazies im Nordwesten. Die Faziesgrenzen sind durch spätere Überschiebungen und Seitenverschiebungen zerstückelt und verschoben worden.  Der Trend von marin zu terrestrisch setzt sich nach Nordwesten im  Penninikum (genauer gesagt in dessen kontinentalen Einheiten, denn die ozeanischen existierten ja noch nicht) und im Helvetikum fort.

Die Schließung des triassischen Meliata-Ozeans begann am Ende der Trias, wahrscheinlich durch Subduktion in einer südostfallenden, intraozeanischen Subduktionszone südöstlich der heutigen Alpen (Abb. 2-1). Ozeanisches Spreading im Backarc-Bereich über der Subduktionszone ließ jurassische ozeanische Kruste des Vardar-Ozeans entstehen, der bis in die Oberkreide fortbestand. Die Kollision des adriatischen Kontinentalrands mit dem Inselbogen über der Subduktionszone führte ab dem späten Jura zur Obduktion (Überschiebung) von Ophiolithen auf den Rand von Adria. Solche Ophiolithe sind heute in den Dinariden erhalten; in den Ostalpen sind sie bereits in der Kreidezeit der Erosion zum Opfer gefallen, finden sich aber umgelagert als Detritus in ostalpinen Kreidesedimenten (Gosau-Gruppe).

 

2.2. Der Piemont-Ligurische Ozean und die Kreide-Orogenese in den Ostalpen

Nach einer Phase von Krustendehnung im Lias bis unteren Dogger öffnete sich ab dem mittleren Jura (Bathonian) der Piemont-Ligurische Ozean, wodurch Adria von Europa getrennt wurde. Die Ophiolithe des Piemont-Ligurischen Ozeans werden deshalb in der Regel von oberjurassischem Radiolarit überlagert (Fig. 2-5). Diese Ozeanbildung stand mit der Öffnung des mittleren Atlantiks in Verbindung: Der Atlantik öffnete sich im Jura von Süden nur bis auf die Höhe von Gibraltar, von wo eine sinistrale Transformstörung nach Osten zwischen Nordafrika und Spanien hindurch in den späteren Alpenraum führte; dort setzte sich die Ozeanbildung in Gestalt des Piemont-Ligurischen Ozeans nach Nordosten fort. Es ist noch nicht restlos geklärt, wie sich der Piemont-Ligurische Ozean nach Osten mit den verbliebenen Ozeanbecken des Tethysraumes verband. Der Mikrokontinent Cervinia im Piemont-Ligurischen Ozean war entweder selbständig oder stellte die Fortsetzung von Alcapeca dar, einem streifenförmigen Kontinent in gleicher Stellung, dessen Überreste im westlichen Mittelmeerraum verteilt sind (Alboran, Cabylie, Peloritani, Calabria).

In der Kreidezeit schritt nach der jurassischen Inselbogen-Kontinent-Kollision die Überschiebungstektonik ins Vorland (Ostalpin) voran und es entstand im Bereich des Ostalpins ein west- bis nordwestvergenter Falten- und Überschiebungsgürtel. Dabei bildete sich eine intrakontinentale, nach Südosten einfallende  Subduktionszone innerhalb des Ostalpins heraus, in der es bei 95 Ma zu eklogitfazieller Metamorphose kam. Etwa zu gleicher Zeit begann die Subduktion des Piemont-Ligurischen Ozeans nach Südosten unter den ostalpinen Kontinentalrand. Am Ende der Kreidezeit trat der Cervinia-Mikrokontinent in die Subduktionszone ein (erste eklogitfazielle Metamorphose der Sesia-Decke bei ca. 78 Ma).  Die Subduktionszone rollte in der Folge nach Nordwesten zurück (rollback), wodurch der ostalpine Deckenstapel in der höheren Oberkreide (80-67 Ma) gedehnt wurde (Fig. 2-6). Die Dehnung vollzog sich vorwiegend an nach Südosten einfallenden Abschiebungen, z.T. flachen detachment faults, und führte zur Absenkung eines Beckens im ostalpinen Raum, das gegen Ende der Kreidezeit tiefmarin wurde. In diesem Becken wurden die Sedimente der Gosau-Gruppe abgelagert.

Bei diesen tektonischen Vorgängen war das Ostalpin vom Südalpin durch eine sinistrale Seitenverschiebung entkoppelt, die ungefähr entlang der späteren, im Tertiär aktiven Periadriatischen Linie verlief (Paläo-Periadriatische oder Paläo-Insubrische Linie). Das Südalpin wurde nämlich weder von westgerichteten Deckenüberschiebungen noch von der Dehnungstektonik in der höheren Oberkreide betroffen.

 

2.3. Der Valais-Ozean

Während der Unterkreide schritt die Öffnung des Atlantiks westlich von Iberien nach Norden voran bis zum Golf von Biscaya. Iberia brach dadurch von Europa weg und bewegte sich relativ zu Europa nach Südosten. Dadurch öffnete sich ein System von ozeanischen Becken, das den Golf von Biscaya, ein Becken im Raum der heutigen Pyrenäen, sowie den Valais-Ozean im Alpenraum umfasste. Das Auseinanderbrechen in der Unterkreide kann besonders gut in der Tasna-Decke im Engadiner Fenster belegt werden, wo ein serpentinisierter Peridotit des Erdmantels, der beim Auseinanderbrechen der kontinentalen Erdkruste am Meeresboden freigelegt wurde, von marinen Sedimenten der Unterkreide bedeckt wurde (Fig. 2-7). Die Tasna-Decke gehört zum Übergangsbereich zwischen der kontinentalen Kruste des Briançonnais und dem Valais-Ozean.

Nach Osten verband sich diese kreidezeitliche Spreizungszone wahrscheinlich mit dem „alten“ ozeanischen Rücken des Piemont-Ligurischen Ozeans. Dazu war es nötig, dass die jurassische ozeanische Lithosphäre des Piemont-Ligurischen Ozeans vom europäischen Kontinentalrand bis zum „alten“ ozeanischen Rücken auseinanderbrach. Ein Teil der jurassischen Lithosphäre kam durch die sinistrale Öffnungsbewegung im Valais-Becken zu liegen (Abb. 2-1). An zwei Stellen (Chiavenna-Ophiolith am Westrand der Ostalpen und Balma-Einheit im Monte-Rosa-Gebiet) wurden ca. 93 Ma alte ozeanische Gabbros des Valais-Ozeans datiert; zu dieser Zeit (Cenoman) fand also noch ozeanisches spreading statt, gleichzeitig mit der intrakontinentalen Subduktion im Ostalpin (siehe oben). Ob die Subduktion des Valais-Ozeans bereits in der Oberkreide oder erst im Alttertiär begann, ist ungewiss.

 

2.4. Schließung der Ozeane und Kollision

Im Tertiär wurden die Penninischen Ozeane durch süd- bis südostfallende Subduktionzonen geschlossen.  Es existierten im Paläozän und frühen Eozän zwei getrennte Subduktionszonen: diejenige am Südostrand des Valais-Ozeans lässt sich durch die Pyrenäen bis an den Südrand des Golfs von Biscaya weiterverfolgen und diejenige am Südostrand des Piemont-Ligurischen Ozeans zog nach Süden nach Korsika weiter. Es wurden sowohl ozeanische als auch kontinentale Gesteinseinheiten subduziert und dabei eklogitfaziell metamorphosiert. Das Alter der eklogitfaziellen Metamorphose nimmt dabei von den südöstlichen zu den nordwestlichen paläogeographischen Bereichen ab (Abb. 2-8), worin das nordwestgerichtete Fortschreiten der Orogenese zum Ausdruck kommt. Die zeitliche Überlappung der Eklogitmetamorphose in den Einheiten des Piemont-Ligurischen und des Valais-Ozeans (Abb. 2-8) lässt den Schluss zu, dass die Piemont-Ligurische und die Valais-Subduktionszone teilweise gleichzeitig aktiv waren. Die letzten Teile der Ozeane wurden im Eozän (ca. 40 Ma) geschlossen, aber die Subduktion von kontinentaler Kruste des europäischen Kontinentalrandes ging weiter. Die jüngsten Eklogite des europäischen Kontinentalrandes, die im Tauernfenster exhumiert wurden, sind nur etwa 32 Ma alt. Nach der Kontinentkollision wurde die weitere tektonische Entwicklung durch Dehnungstektonik im Inneren des Gebirges, nach außen propagierende Überschiebungen an seinen Rändern, sowie bedeutende Seitenverschiebungen bestimmt.

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Alpen 2-1

Abb. 2-1: Paläogeographische Entwicklung des Alpenraums.

 

Alpen 2-2

Abb. 2-2: Die paläogeographische Situation am Beginn der Oberkreide. Gleiches Bild wie Abb. 2-1 c, aber eingefärbt wie Abb. 2-3 und 2-4.

 

Alpen 2-3

Abb. 2-3: Tektonische Karte der Alpen. Die Einheiten sind hier nicht entsprechend der traditionellen Einteilung in Helvetikum, Penninikum usw. zusammengefasst, wie in Abb. 1-3, sondern nach ihrer vermuteten paläogeographischen Herkunft (vgl. Abb. 2-2).

 

Alpen 2-4

 

Abb. 2-4: Profil entlang der Ostalpen-Zentralalpen-Grenze (östliche Profilspur in Abb. 2-3). Farben wie in Abb. 2-2 und 2-3; grau: lithosphärischer Mantel. Nach Schmid et al. (1996).

 

Alpen 2-5

Abb. 2-5: Blau-grünlicher, ozeanischer Basalt des Piemont-Ligurischen Ozeans, sedimentär überlagert von rotem, oberjurassischem Radiolarit.  Platta-Decke bei Bivio (Graubünden).

 

Alpen 2-6

Abb. 2-6: Paläogeographische Situation in der höheren Oberkreide (70 Ma): Die Subduktionszone, an der die Lithosphäre des Piemont-Ligurischen Ozeans nach Südosten unter das Ostalpin subduziert wird, rollt nach Nordwesten in den Ozean zurück. Dadurch kommt es zur Ost-West-Dehnung im Ostalpin und zur Bildung der Gosau-Becken. Das Ostalpin ist dabei vom Südalpin durch eine sinistrale Seitenverschiebung entkoppelt, einen Vorläufer der Periadriatischen Linie („paleo-insubric line“). Nach Froitzheim et al. (1997).

 

Alpen 2-7

Abb. 2-7: Piz Tasna (links) und Piz Nair (rechts) im Unterengadin, gesehen von Süden aus der Val Tasna. Der Piz Nair besteht aus serpentinisiertem Peridotit, der beim Aufbrechen des Valais-Ozeans am Meeresgrund freigelegt wurde. Auf dem Peridotit wurden marine Sedimenten der Unterkreide abgelagert, welche den Piz Tasna aufbauen.

 

Alpen 2-8

Abb. 2-8: Zeiträume der Bildung von ozeanischer Kruste (schwarze Balken) und von Hochdruckmetamorphose (graue Balken) in den paläogeographischen Einheiten der Alpen. Bei der Hochdruckmetamorphose handelt es sich im Fall des Meliata-Ozeans um Blauschiefer, sonst immer um Eklogit. Die Metamorphosealter stützen sich auf U/Pb und Lu/Hf-Datierungen, die Bildungsalter auf U/Pb-Zirkon-Datierungen und im Fall Meliata auf Mikropaläontologie. Das Fragezeichen in der spalte „Cervinia“ bedeutet, dass im Fall der Piemont-Ligurischen Ophiolithe nicht immer klar ist, von welchem der beiden Becken (Zermatt oder Tsaté) die datierten Gesteine stammen. Deutlich erkennbar ist das Fortschreiten der tektonischen Prozesse von Südosten nach Nordwesten. Nach Froitzheim et al. (2008), aktualisiert.

 

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Kapitel  3: Die Nördlichen Kalkalpen

Wie in Kapitel 2 schon erwähnt, besteht das Ostalpin aus Unter- und Oberostalpin. Das Unterostalpin kommt nur lokal vor. Das Oberostalpin macht bei weitem die Hauptmasse der Ostalpinen Decken aus. Es umfasst die Nördlichen Kalkalpen und das südlich davon gelegene Zentralostalpin.  Wir wenden uns zunächst den Nördlichen Kalkalpen zu. Sie ziehen mit 500 km Länge vom Rheintal bis zum Wienerwald. An ihrem Ostende versinken sie an einer Staffel von miozänen Abschiebungen unter das Wiener Becken; an ihrem Westende heben Sie nach Westen aus, d.h., ihre Fortsetzung westlich des Rheintals ist abgetragen bis auf winzige Erodionsrelikte, wovon das westlichste am Roggenstock in den Iberger Klippen (Zentralschweiz) zu finden ist.  Die Nördlichen Kalkalpen sind komplett allochthon und südlich des Tauernfensters beheimatet. Die Decken umfassen stratigraphisch Perm bis Eozän, wobei zu beachten ist, dass die Überschiebung der einzelnen Decken aufeinander hauptsächlich in der Kreidezeit bis zum Turon stattfand; die Sedimente der Gosau-Gruppe (Turon bis  Untereozän) liegen bereits diskordant über Deckenüberschiebungen.

 

3.1. Deckeneinteilung der Nördlichen Kalkalpen

Sie werden eingeteilt in eine Gruppe von strukturell tieferen Decken, die Bajuvarischen Decken (Bajuvarikum), und einen höheren Teil, die Tirolischen Decken (Tirolikum). Darüber liegt in der Osthälfte der Nördlichen Kalkalpen ein dritter, höchster Deckenkomplex, das Juvavikum (Abb. 3-1).

Das Bajuvarikum nimmt vor allem im Westteil der Nördlichen Kalkalpen eine große Fläche ein. Hier umfasst es an der Basis bzw. am Alpenrand die schmale Cenoman-Randschuppe, darüber die Allgäu-Decke und zuoberst die Lechtal-Decke. Weiter östlich, bei Kufstein, stösst das Tirolikum nach Norden bis an den Alpenrand vor, sodass im Mittelteil der Nördlichen Kalkalpen das Bajuvarikum verdeckt ist. Weiter östlich zieht sich das Tirolikum etwas zurück und das Bajuvarikum tritt wieder in Erscheinung; hier entspricht die tiefere Frankenfelser Decke der Allgäu-Decke des Westens und die höhere Lunzer Decke der Lechtal-Decke.

Das Tirolikum wird im Westen von der Inntal-Decke und der darauf liegenden Krabachjoch-Decke vertreten. Im Mittelteil der Kalkalpen ist die wichtigste Untereinheit des Tirolikums die Staufen-Höllengebirgsdecke.

Das Juvavikum besteht aus Tief- und Hochjuvavikum. Das Tiefjuvavikum ist ein „Schollenteppich“, der nicht aus zusammenhängenden Decken besteht, sondern aus einzelnen, ziemlich chaotisch angeordneten Schuppen oder Schollen, den Hallstätter Decken. Diese Schollen enthalten unter anderem Perm  mit mächtigen Evaporiten, u.a. Steinsalz („Haselgebirge“ mit Salzbergwerken z.B. in Hallstatt). Die obere Mittel- und Obertrias der tiefjuvavischen Schollen ist als pelagische Kalke ausgebildet (Hallstätter Kalke), im Gegensatz zu den entsprechenden Gesteinen des Tirolikums, die als Plattformkarbonate (Dachsteinkalk im Nor) vorliegen. Nach heute vorherrschender Ansicht wurden die Hallstätter Decken nicht überschoben, sondern sind im mittleren und oberen Jura von Südosten kommend als Rutschmassen (Olistholithe) in Becken des Tirolikums eingeglitten. Zwischen den eingeglittenen Schollen liegen als Matrix kieselige Schiefer des oberen Dogger und unteren Malm. Nach dem Eingleiten kehrte wieder relative Ruhe ein und Plattformkarbonate des oberen Malm (Plassenkalk) lagerten sich darüber ab. Nach dieser Interpretation ist das Tiefjuvavikum keine Deckeneinheit, sondern ein sehr grobklastisches „Sediment“, das zur Schichtfolge der Tirolischen Decken gehört. Darüber überschoben liegen Decken, in denen das Nor wieder als mächtiger Dachsteinkalk ausgebildet ist und die als Hochjuvavikum zusammengefasst werden (Berchtesgadener Decke, Dachstein-Decke, Mürzalpen-Hohe-Wand-Decke). In der Dachsteindecke wird die Trias wiederum stratigraphisch von einem mittel- bis oberjurassischen Komplex mit eingeglittenen Hallstätter Decken überlagert (am Salzberg bei Hallstatt). Dies belegt, das die Hallstätter Decken in einem ersten Bewegungsakt auf das Tirolikum und seine südliche Fortsetzung, die Dachsteindecke transportiert wurden, bevor die Dachsteindecke „out of sequence“ nach Norden überschoben wurde.

 

3.2. Stratigraphie der Nördlichen Kalkalpen

Die Schichtfolge kann horizontal in drei Faziesbereiche untergliedert werden. Von NW nach SE, also vom Kontinent in Richtung auf den Meliata-Ozean, folgten in der ursprünglichen Anordnung die Ablagerungsräume der Bayerisch-Nordtiroler Fazies, der Berchtesgadener Fazies und der Hallstätter Fazies aufeinander (Abb. 3-2).   Das Perm wird in der Bayerisch-Nordtiroler Fazies von terrestrischen Konglomeraten und Sandsteinen („Verrucano“) mit Einschaltung von Vulkaniten (v.a. Rhyolith) vertreten. In der Hallstätter Fazies enthält das Perm daneben mächtige Salzlager („Haselgebirge“), die durch die intensive Verformung mit Tonlagen durchmischt sind und in die sich auch permische Vulkanite einschalten. Das Skyth ist in der Bayerisch-Nordtiroler Fazies sandig („Alpiner Buntsandstein“), nach Osten machen sich in der Berchtesgadener Fazies und der Hallstätter Fazies zunehmend marine Einflüsse bemerkbar (gemischt sandig-tonig-karbonatische Werfener Schichten). Das untere bis mittlere Anis wird in allen Faziesbereichen durch randmarine Gutensteiner und Steinalm-Kalke vertreten. Im oberen Anis kommt es zu einer bedeutenden Absenkung, die mit dem Aufbrechen des Meliata-Ozeans in Zusammenhang steht: In der Bayerisch-Nordtiroler und Berchtesgadener Fazies werden nun Reiflinger Kalke in tieferem Wasser abgelagert, in der Hallstätter Fazies erste pelagische Hallstätter Kalke. Die Absenkung ist mit Dehnung verbunden, wie an mit Hallstätter Kalken verfüllten Spalten zu erkennen ist (Abb. 3-3).

Im Ladin tritt eine Faziesdifferenzierung ein. Ganz im Westen der Nördlichen Kalkalpen – in Abb. 3-2 nicht gezeigt – ist das Ladin durch mit Tonschiefern abwechselnde Kalke vertreten (Arlberg-Schichten) und enthält basische Vulkanite (Melaphyr von Lech). Im Bayerisch-Nordtiroler und Berchtesgadener Faziesraum entstehen atollartige Karbonatplattformen des Wettersteinkalks (außen ungeschichteter Wettersteinkalk als Riff-Fazies, innen geschichteter Wettersteinkalk oder Ramsau-Dolomit als Lagunen-Fazies, Abb. 3-4); zwischen den Karbonatplattformen werden in tieferem Wasser die mergeligen Partnachschichten abgelagert. Mit der Zeit progradieren die Karbonatplattformen über die kleiner werdenden Partnach-Becken. Im Hallstätter Faziesraum werden im Ladin weiter pelagische Hallstätter Kalke abgelagert.

Während des Karn endet die Riffentwicklung und es werden die Gesteine der Nordalpinen Raibler Schichten mit Evaporiten (Anhydrit/Gips, heute meist als löchrige Rauhwacke vorliegend), Tonstein, Sandstein, Kalkstein und Dolomit abgelagert. Im Hallstätter Faziesraum wird die Ablagerung von Hallstätter Kalken nur kurz durch Tonschiefer (Reingrabener Schiefer) unterbrochen.

Im Nor bildet sich eine große Karbonatplattform, die fast die ganzen Nördlichen Kalkalpen umfasst und noch weit darüber hinausreicht. In der Bayerisch-Nordtiroler Fazies wird der intra- bis supratidale Hauptdolomit abgelagert, gekennzeichnet durch Algenlaminite (Abb. 3-5). Er geht nach Südosten, in der Berchtesgadener Fazies, in den geschichteten Dachsteinkalk über (Abb. 3-6), der aus den sogenannten Lofer-Zyklothemen aufgebaut ist, rhythmischen Wechseln von (von unten nach oben) dolomitischer Brekzie, dolomitischem oder kalkigem Algenlaminit und Megalodontenkalk (Abb. 3-7). Darüber folgt nach einer Erosionsfläche das nächste Zyklothem. Die Zyklotheme sind auf eustatische Meeresspiegelschwankungen zurückzuführen, wobei die Megalodontenkalke jeweils den höchsten Stand des Meeresspiegels anzeigen. Nach Südosten wird der geschichtete Dachsteinkalk von einem Riffgürtel aus massigem Dachsteinkalk gegen das offene Meer abgegrenzt, wo sich weiter pelagische Hallstätter Kalke ablagerten. Der Dachsteinkalk kann auch, besonders im unteren Teil, dolomitisch ausgebildet sein (Dachsteindolomit).

Im Rhät wurde die Plattformentwicklung in weiten Bereichen beendet und es wurden Tonschiefer mit fossilreichen Kalkbänken abgelagert (Kössener Schichten, Abb. 3-8). Nur in Teilen des Berchtesgadener Faziesraums ging die Ablagerung von Dachsteinkalk weiter. Gegen Ende des Rhät breiteten sich vorübergehend wieder Riffe aus (Oberrhät-Kalke). Im Hallstätter Faziesraum wurde im Rhät Mergel abgelagert (Zlambach-Schichten).

Im Lias und frühen Dogger kam es zu Dehnungstektonik und großer Absenkung; der Ablagerungsraum der Nördlichen Kalkalpen wurde durch Abschiebungen in untermeerische Schwellen und Becken gegliedert (Abb. 3-9). In den Becken lagerten sich die kalkig-mergelig-kieseligen Allgäuschichten mit Turbiditen und Brekzien ab, auf den Schwellen dünne, häufig rote Kalke (Crinoidenkalk: Hierlatz-Kalk; knolliger Ammonitenkalk: Adneter Kalk, Abb. 3-10). Die Dehnung führte zum Aufreißen des Piemont-Ligurischen Ozeans nordwestlich des ostalpinen Ablagerungsraums. Auch das Ostalpin wurde in tiefmarine Bereiche abgesenkt: Das oberste Callov und das Oxford werden in weiten Teilen der Nördlichen Kalkalpen durch Radiolarit vertreten, ein kalkarmes bis kalkfreies Kieselsediment, das unterhalb der CCD (Calcit-Kompensationstiefe) sedimentiert wurde (Abb. 3-11). Im Bereich des Juvavikums glitten zur gleichen Zeit bis zu mehrere Kilometer große Schollen von Gesteinen des Hallstätter Faziesraums – die Hallstätter Decken – in das Radiolarit- Becken ein. Solche Gleitschollen werden auch als Olistolithe bezeichnet. Sie stammten in diesem Fall wahrscheinlich von einer Überschiebungsfront, die weiter südöstlich lag und durch die Inselbogen-Kontinent-Kollision im Meliata-Raum verursacht wurde (siehe Kapitel 2.1). Die Hallstätter Gleitschollen sind ein überzeugendes Beispiel für gravitativen Deckentransport. (Für andere alpine Decken, wie etwa die Helvetischen, wurde früher auch gravitativer Transport angenommen, was aber heute als widerlegt gelten kann.) Nach dem Eingleit-Ereignis kehrte wieder relative tektonische Ruhe ein und auf den Schollen-Komplexen wuchsen im Kimmeridge und Tithon die „neo-autochthonen“ Karbonatplattformen des Plassenkalks auf (Abb. 3-12). In nordwestlichen Teilen des Ablagerungsraums wurden in tiefem Meerwasser die pelagischen Aptychenkalke abgelagert.

Während der Kreidezeit schritt Überschiebungstektonik von Südosten nach Nordwesten voran; vor den Überschiebungsfronten wurden in Tiefseebecken turbiditreiche Sedimente wie die Roßfeldschichten (Valangin bis Barreme) abgelagert. Von Südosten nach Nordwesten setzte dieser Sedimenttyp später ein und die Sedimentation hielt länger an. Der Lechtaler Kreideschiefer (Lech-Formation), ganz im Nordwesten der Kalkalpen, reicht bis ins frühe Turon. Auf eine große Diskordanz, die auf die sogenannte vorgosauische Deformationsphase oder Trupchun-Phase zurückzuführen ist, folgt ab dem oberen Turon und bis ins Eozän die Ablagerung der Gosau-Gruppe, welche zunächst terrestrische Schuttfächer, dann flachmarine Kalke (typischerweise mit Rudisten, das sind sessile Muscheln, Abb. 3-13), und schliesslich tiefmarine mergelige Sedimente mit Turbiditen und Debris Flows umfasst (Abb. 3-14).

 

3.3. Tektonik der Nördlichen Kalkalpen

Die Nördlichen Kalkalpen sind ein typischer Falten- und Überschiebungsgürtel (Abb. 3-15). Die meisten Falten sind die Folge von Prozessen an Überschiebungen (fault bend folds, fault propagation folds). Umgekehrt führt die Faltung wieder zu Überschiebungen („out-of-syncline thrusts“). Der tektonische Stil wird durch die Fazies der Sedimente beeinflusst („Faziestektonik“): Im Westen, im Bereich der Bayerisch-Nordtiroler Fazies, ist die Trias häufig in große Falten gelegt, im Osten (Berchtesgadener Fazies) bilden die Trias-Riffkomplexe meist flachliegende, überschobene Platten. Inkompetente Schichtglieder, z.B. die tonreichen Partnach-Schichten und die evaporitführenden Raibler Schichten, bilden Abscherhorizonte, in denen Überschiebungen über längere Distanzen schichtparallel verlaufen. Diese werden wiederholt reaktiviert; deshalb ist die kinematische Rekonstruktion schwierig.

Die Decken der Nördlichen Kalkalpen wurden in der Kreidezeit hauptsächlich in nordwestlicher Richtung übereinander gestapelt. In den meisten Fällen sind höhere Überschiebungen älter als tiefere (übliche sequence of thrusting). Dann werden höhere Überschiebungen bei der Bildung tieferer Überschiebungen durch zu diesen gehörende fault-bend- und fault-propagation folds verfaltet (z.B. die Basis der Lechtal-Decke bei der Bildung der Allgäu-Decke, siehe Abb. 3-15). Die Basisüberschiebung der Inntal-Decke im Westteil der Nördlichen Kalkalpen ist jedoch jünger (Alb-Cenoman) als die strukturell tiefere Basisüberschiebung der Lechtal-Decke (Apt-Alb); die Inntal-Überschiebung ist also eine out-of-sequence thrust.

Die Gosau-Becken der Nördlichen Kalkalpen, die sich in der höheren Oberkreide ab dem oberen Turon bildeten und absenkten, werden von einigen Autoren als grabenartige Dehnungsbecken interpretiert, von anderen als an Überschiebungen gebundene Becken. In den westlichen Nördlichen Kalkalpen gibt es Anzeichen für eine Dehnungsphase mit Abschiebungen in der höheren Oberkreide, was für die erstere Interpretation spricht. Erst im Tertiär (Eozän) wurde der gesamte Deckenstapel der Nördlichen Kalkalpen zusammen mit dem übrigen Ostalpin auf die penninischen Einheiten überschoben und dabei verfaltet, wie man an der Faltung der Gosau-Sedimente sieht (Abb. 3-16).  Im Oligozän und Miozän wurden die Nördlichen Kalkalpen vor allem von Seitenverschiebungen betroffen. Auf diese wird weiter unter im Zusammenhang mit der tertiären Störungstektonik der Ostalpen eingegangen.

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Alpen 3-1-new

Abb. 3-1: Die Deckeneinteilung der Nördlichen Kalkalpen 

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Abb. 3-2: Perm und Trias der Nördlichen Kalkalpen. abs: „Alpiner Buntsandstein“, dkl: Dachsteinkalk-Lagunenfazies, dkr: Dachsteinkalk-Rifffazies, gk: Gutensteiner Kalk, hd: Hauptdolomit,  hk: Hallstätter Kalke, hs: Haselgebirge, kö: Kössener Schichten, kp: tonige Einschaltungen im Hauptdolomit („Keuper“), ork: Oberrhätkalk, ps: Partnach-Schichten, ra: Ramsau-Dolomit, rb: Nordalpine Raibler Schichten, rk: Reiflinger Kalk, rs: Reingrabener Schiefer, sk: Steinalm-Kalk, vc: „Verrucano“, vk: Vulkanite, wkl: Wettersteinkalk- Lagunenfazies, wkr: Wettersteinkalk- Rifffazies, ws: Werfener Schichten, zb: Zlambach-Schichten.


Alpen 3-3

Abb. 3-3: Rötlicher Schreieralm-Kalk des oberen Anis füllt eine Spalte in grauem Steinalmkalk des mittleren Anis. Der Steinalm-Kalk besteht aus Dasycladaceen (Kalkalgen) und wurde in sehr flachem Meerwasser abgelagert. Der Schreieralm-Kalk gehört zu den pelagischen Hallstätter Kalken, die im offenen Meer in wesentlich größerer Wassertiefe abgelagert wurden. Dieser Aufschluss am Hohen Schreierkogel bei Hallstatt dokumentiert also die starke Absenkungsphase im Anis, die mit Dehnung der Erdkruste und Spaltenbildung einherging.

 

Alpen 3-4

Abb. 3-4: Wettersteinkalk des Ladin im Kaisergebirge bei Kufstein. Ungeschichteter Wettersteinkalk in Rifffazies baut rechts im Bild den Bauernpredigtstuhl auf. Er geht nach links, zum Hangenden, in deutlich geschichteten Wettersteinkalk der Lagunenfazies über. Der Übergang von der Rifffazies unten zur Lagunenfazies oben reflektiert die Progradation der Karbonatplattform und damit einhergehende Ausdehnung der Lagune. Norden ist links.

 

Alpen 3-5

Abb. 3-5: Hauptdolomit des Nor zwischen Gruttenhütte und Ellmauer Tor im Kaisergebirge. Die regelmässige, zyklische Schichtung ist auf eustatische Meeresspiegelschwankungen zurückzuführen.

 

Alpen 3-6

Abb. 3-6: Geschichteter Dachsteinkalk des Nor in Lagunenfazies, an der Echernwand bei Hallstatt. In Bildmitte eine tektonische Flexur.

 

Alpen 3-7

Abb. 3-7: Megalodonten, sogenannte Kuhtritt-Muscheln, im Dachsteinkalk auf dem Toten Gebirge.

 
Alpen 3-8

Abb. 3-8: Die Grenze zwischen Hauptdolomit (linkes Bilddrittel) und Kössener Schichten an der Schesaplana im Rätikon. Die Kössener Schichten zeichnen sich durch einen Wechsel von Tonschiefer und Kalkstein aus. Norden ist rechts.

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Abb. 3-9: Jura und Kreide der Nördlichen Kalkalpen. A: Adneter Kalk, AP: Aptychenkalk, AS: Allgäu-Schichten, H: Hierlatzkalk, HS: Hallstätter Gleitschollen, LF: Lech-Formation (Lechtaler Kreideschiefer), PLK: Plassenkalk, RFS: Roßfeldschichten.
 
Alpen 3-10

Abb 3-10: Ein Ammonit im Adneter Kalk des Toten Gebirges. Die rote Färbung des Knollenkalks ist auf komplette Oxidation des im Sediment enthaltenen Eisens bei der sehr langsamen Ablagerung auf einer untermeerischen Schwelle zurückzuführen.


Alpen 3-11

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Abb. 3-11: Die Schichtfolge von Nor bis Unterkreide an der Südseite der Zimba im Rätikon (Lechtaldecke).


Alpen 3-12

Abb. 3-12: Der Plassenkalk aus dem Malm an der Typlokalität, dem Plassen bei Hallstatt. Die hellen Felswände bestehen aus Plassenkalk. Das Wald- und Wiesengelände unterhalb besteht aus dem Hallstätter Schollenkomplex mit Gleitschollen von Hallstätter Kalk in einer Matrix aus kalkig-kieseligem Radiolarit. Blick von Süden aus dem Dachsteinplateau.


Alpen 3-13

Abb. 3-13: Rudistenkalk der unteren Gosau-Gruppe im Randobach bei Rußbach, Salzkammergut. Rudisten sind sessile Muscheln mit zwei unterschiedlichen Klappen, „Becher“ und „Deckel“. Quer geschnitten, ergeben die „Becher“ runde Anschnitte, schräg oder längs geschnitten längliche Anschnitte.

 
Alpen 3-14

Abb. 3-14: Turbidite der oberen Gosau-Gruppe bei der Muttekopf-Hütte (Lechtaler Alpen bei Imst). Im oberen Bildteil ein massiger Debris Flow, der sich leicht rinnenförmig in die Turbiditschichten eingeschnitten hat.

 
Alpen 3-15_newAbb. 3-15: Profil durch den Westteil der Nördlichen Kalkalpen, etwa entlang der Linie Pfronten-Imst, nach Eisbacher et al. (1990). Im oberen Profil sind die Decken farblich unterschieden, im unteren die stratigraphischen Einheiten. Man beachte die Verfaltung der Lechtal-Basisüberschiebung durch fault-propagation folds in der Allgäudecke (Nordwestende des Profils) sowie das Vorkommen von Vorwärts- und Rücküberschiebungen aus Synklinalen heraus („out-of-syncline thrusts“, besonders im Mittelteil und Südostteil).

 

Alpen 3-16

Abb. 3-16: Zu einer Mulde verbogene Schichten der oberen Gosau-Gruppe (Santon oder jünger) am Rotkopf in der Inntal-Decke. Die Nördlichen Kalkalpen wurden also im Tertiär bei der Überschiebung aufs Penninikum noch einmal gefaltet. Rotkopf bei Imst (Muttekopfgruppe), Norden ist rechts.

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Kapitel 4: Das Zentralostalpin

Das Ostalpin südlich der Nördlichen Kalkalpen lässt sich in drei übereinander gestapelte Deckenkomplexe unterteilen, von unten nach oben: das Unterostalpin, das Untere Zentralostalpin (früher als Mittelostalpin bezeichnet) und das Obere Zentralostalpin (Abb. 4-1). Im Unterschied zu den Nördlichen Kalkalpen enthalten diese drei Komplexe neben flächenmässig zurücktretenden permo-mesozoischen Sedimenten vor allem variszisches Grundgebirge. Ein weiterer wichtiger Unterschied zu den im wesentlichen unmetamorphen Nördlichen Kalkalpen ist, dass das Unter- und Zentralostalpin zum Teil eine alpine, genauer gesagt kreidezeitliche Metamorphose aufweisen.  Wir wenden uns zunächst den zentralostalpinen Einheiten zu.

 
Das Obere Zentralostalpin
Das obere Deckenstockwerk im Zentralostalpin umfasst einerseits einen Streifen von Einheiten entlang der Periadriatischen Linie, andererseits drei Deckenkomplexe weiter nördlich: die Nördliche Grauwackenzone, das Grazer Paläozoikum und die Gurktaler Decke (Abb. 4-1). Schließlich gibt es noch die kleine Steinacher Decke westlich des Tauernfensters. Allen diesen Einheiten ist gemeinsam, dass der Grad ihrer alpinen (kreidezeitlichen) Metamorphose geringer ist als in den jeweils darunter liegenden Einheiten des Unteren Zentralostalpins.

Die Nördliche Grauwackenzone, das Grazer Paläozoikum und die Gurktaler Decke weisen untereinander große Ähnlichkeiten auf. Alle drei sind Deckenkomplexe, die jeweils aus mehreren Einzeldecken bestehen. Die Überschiebungen zwischen diesen sind teilweise variszisch, teilweise alpin. Die drei Komplexe werden von paläozoischen Sedimentserien (Ordovizium bis unteres Oberkarbon) mit niedriggradiger variszischer Metamorphose (Grünschieferfazies) und variszischer Deformation (Faltung, Deckenbau) aufgebaut. Das Ordovizium wird durch tonig-sandige Serien mit ozeanischen Basalten und subaerisch geförderten Rhyolithen (Blasseneck-Porphyroid) vertreten, das Silur tritt in einer tonigen und einer karbonatischen Fazies auf, das Devon ist vorwiegend karbonatisch. Häufig sind die Karbonate des Devon vererzt, wie etwa der devonische Kalkstein des Steirischen Erzbergs (Abb. 4-2; Eisenkarbonate) und der Schwazer Dolomit (Silberfahlerz). Das Unterkarbon und tiefere Oberkarbon sind  teils kalkig, teils tonig-sandig ausgebildet. Die Hauptphase der variszischen Deformation fand im mittleren Oberkarbon statt, in der Gurktaler Decke liegt das höchste Oberkarbon (Stephan), vertreten durch Konglomerate, Sandsteine und Tonschiefer, diskordant darüber. Darauf folgt am Nordrand der Nördlichen Grauwackenzone das Perm, das aber schon zum Tirolikum der Nördlichen Kalkalpen gezählt wird. Diskordantes, sedimentäres Auflagern von Perm auf verschiedenen paläozoischen Formationen zeigt, dass die Nördliche Grauwackenzone das variszische Grundgebirge darstellt, auf dem die Sedimente des Tirolikums abgelagert wurden (Abb. 4-3). Die Gurktaler Decke und das Grazer Paläozoikum weisen keine permomesozoische Bedeckung mehr auf, mit Ausnahme von Schichten der Gosau-Gruppe (Oberkreide-Allttertiär), die am Südwestrand des Grazer Paläozoikums (Gosau von Kainach) und im Ostteil der Gurktaler Decke  (Krappfeld-Gosau und Lavanttaler Gosau) diskordant aufliegen. Diese Gosau-Vorkommen wurden gleichzeitig mit Dehnungstektonik abgelagert und sind teilweise an ost- bis nordostfallende extensionale detachment faults gebunden, besonders deutlich im Fall der Kainacher Gosau. Die alpine Metamorphose von Nördlicher Grauwackenzone, Gurktaler Decke und Grazer Paläozoikum ist in der Regel noch niedriggradiger als die variszische (Diagenese bis Grünschieferfazies).

Der oben erwähnte Streifen von Oberem Zentralostalpin nördlich entlang der Periadriatischen Linie umfasst Einheiten, die sich ebenfalls durch niedrige alpine Metamorphose von den nördlich davon und strukturell darunter gelegenen Einheiten des Unteren Zentralostapins abheben. Zum Teil ist die Abgrenzung zwischen Unterem und Oberem Zentralostalpin hier jedoch schwierig. Die Einheiten umfassen zum einen variszisches Grundgebirge, teils variszisch niedrigmetamorph (z.B. der Diabaszug von Eisenkappel in den Nordkarawanken mit paläozoischen Pillow-Basalten und Tiefseesedimenten), teils aber auch höher metamorph, so etwa das Kristallin der Ulten-Zone in der Tonaledecke (Abb 4-1), das variszische Hochdruckgesteine (Granatperidotit) enthält. Zum anderen finden sich nördlich entlang der Periadriatischen Linie größere Areale von permo-mesozoischer Sedimentbedeckung, insbesondere der Drauzug (Abb. 4-4) und das Mesozoikum der Nordkarawanken.

Die basalen Kontakte des Oberen gegen das Untere Zentralostalpin sind häufig flach einfallende Abschiebungen der höheren Oberkreide (ca. 80 bis 67 Ma). Die Transportrichtung dieser Abschiebungen ist meistens Ost bis Südost.


Das Untere Zentralostalpin
Hierzu gehören Decken mit variszisch und/oder permisch metamorphem Grundgebirge, wie die Silvretta-, Campo- und Ötztal-Decke im Westen oder die Saualpe, Koralpe und das Pohorje-Massiv im Osten. Teilweise trägt dieses Grundgebirge Reste von permo-mesozoischer Sedimentbedeckung, wie die Trias des Ducan- und Landwassergebietes auf dem Südwestteil der Silvretta-Decke, die Engadiner Dolomiten zwischen Silvretta-, Campo- und Ötztal-Decke, das Brenner-Mesozoikum als Relikt der Sedimentbedeckung der Ötztal-Decke nahe am Ostrand dieser Decke, und schliesslich das Stangalm-Mesozoikum südöstlich des Tauernfensters. Teilweise ist die permo-mesozoische Bedeckung bei der kreidezeitlichen Subduktion abgeschert worden, namentlich im Fall der tief subduzierten Saualpe-, Koralpe- und Pohorje-Einheiten. Die Fazies der permo-mesozoischen Bedeckung des Unteren Zentralostalpins ähnelt derjenigen des Bajuwarikums im westlichsten Teil der Nördlichen Kalkalpen, besonders der Lechtaldecke.  Als Beispiel zeigt Abb. 4-5 die Trias der Ortler-Decke, einer Untereinheit der Engadiner Dolomiten. Im Unterschied zu den Nördlichen Kalkalpen ist das Anis im Unteren Zentralostalpin häufig sandig ausgebildet; so umfasst die sandig-karbonatische Fuorn-Formation in den Engadiner Dolomiten (Abb. 4-5) neben Skyth auch Teile des Anis.

Das variszische Grundgebirge des Unteren Zentralostalpins weist meist höhergradige variszische Metamorphose auf, häufig Amphibolitfazies mit Eklogitrelikten, deren Hochdruckmetamorphose ca. 350 Ma alt ist, z.B in der Ötztal- und Silvretta-Decke. Andere Einheiten, häufig solche mit relativ hochgradiger kreidezeitlicher Metamorphose, weisen kaum Relikte variszischer Metamorphose auf, z.B. der Schneeberger Zug in der südlichen Ötztaldecke. Diese Einheiten haben möglicherweise nur geringe oder keine variszische Metamorphose erfahren. In einigen Einheiten, so der Koralpe und der Saualpe, finden sich Relikte einer permischen Hochtemperatur-Tiefdruck-Metamorphose in der Amphibolitfazies (Abb. 4-6), verbunden mit der Intrusion von permischen Gabbros (die bei der Kreide-Metamorphose zum Teil in Eklogite umgewandelt wurden) und granitischen Pegmatiten. Diese permische Metamorphose, die auch aus den Südalpen und  Teilen des Penninikums bekannt ist, wird mit Dehnungstektonik sowie Wärme- und Magmenzufuhr aus der aufsteigenden Asthenosphäre erklärt.

Die kreidezeitliche Metamorphose des Unteren Zentralostalpins weist einen deutlichen Gradienten von Nord bis Nordwest nach Süd bis Südost auf. So sind die nordwestlichen Teile der Ötztal- und Silvretta-Decke nur anchizonal metamorph, während nach Süden und Südosten zunehmend höhere Metamorphose auftritt, bis die Amphibolitfazies mit kreidezeitlichen (95-90 Ma) Eklogitrelikten erreicht ist. Die letzteren treten in einem Gürtel beginnend von der südlichen Ötztaldecke (Texelgruppe) im Westen über die die Kreuzeckgruppe südlich des Tauernfensters bis zur Saualpe, Koralpe und dem Pohorje-Massiv im Südosten auf. Die höchsten Drücke der kreidezeitlichen Metamorphose werden in Eklogiten des Pohorje-Massivs mit 3.0 bis 3.1 GPa bei 760-825°C erreicht.

Das Untere Zentralostalpin wurde früher auch als Mittelostalpin bezeichnet und es wurde, insbesondere von dem österreichischen Geologen Alexander Tollmann, als strukturell tiefer angesehen als die Decken der Nördlichen Kalkalpen. Letztere wurden mit unserem Oberen Zentralostalpin zum „Oberostalpin“ zusammengefasst. Diese Korrelation wurde kontrovers diskutiert; insbesondere wurde mehrfach darauf hingewiesen, dass die mesozoischen Sedimente der Lechtaldecke (Bajuvarikum der Nördlichen Kalkalpen) durch  - lokal allerdings tektonisch gestörte - stratigraphische Kontakte mit dem variszischen Grundgebirge der Silvretta-Decke verbunden sind, dass also die „oberostalpine“ Lechtaldecke mit der „mittelostalpinen“ Silvrettadecke zusammenhängt und diese folglich nicht unterschiedliche tektonische Stockwerke darstellen können. Daraus ziehen wir die Konsequenz, dass die tieferen Decken der Nördlichen Kalkalpen(Bajuwarikum) mit dem Unteren Zentralostalpin ein gemeinsames tektonisches Stockwerk bilden, die höheren Decken (Tirolikum) mit dem Oberen Zentralostalpin (Abb. 4-7), wie die stratigraphischen Kontakte zwischen Tirolikum und Nördlicher Grauwackenzone zeigen (Abb. 4-3). Da die trennenden Überschiebungen von Süden nach Norden in der Stratigraphie aufsteigen, könnte der südliche Teil des Unteren Zentralostalpins (z.B. Pohorje) ursprüngliche das Grundgebirge gewesen sein, auf dem das Tirolische Mesozoikum abgelagert wurde. Bei dieser Korrelation werden jedoch ost-west-verlaufende Seitenverschiebungen, die in der Kreidezeit und möglicherweise schon im Jura eine wichtige Rolle spielten, vernachlässigt.

Die Tektonik der zentralostalpinen Einheiten wird weiter unten im Zusammenhang mit den übrigen ostalpinen Decken noch eingehender behandelt.

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Alpen 4-1 

Abb. 4-1: Einteilung der Ostalpinen Decken nach Janák et al. (2004). B: Bajuvarikum; BM: Brenner-Mesozoikum; C: Campo-Decke; D: Drauzug; EB: Err- und Berninadecke; ED: Engadiner Dolomiten;  EF: Engadiner Fenster; GN: Gurktaler Decke; GP: Grazer Paläozoikum; IQ: Innsbrucker Quarzphyllit; K: Koralpe; KA: Karawanken; NGZ: Nördliche Grauwackenzone; Ö: Ötztal-Decke; P: Pohorje-Massiv; R: Radstätter Decken; S: Saualpe; SA: Stangalm-Mesozoikum; SI: Silvretta-Decke; ST: Steinacher Decke; SW: Semmering- und Wechseldecken; T: Tirolikum; TO: Tonale-Decke.

 
Alpen 4-2

Abb. 4-2: Der Steirische Erzberg in der Nördlichen Grauwackenzone, von Süden gesehen. Der Berg besteht aus mit Eisen vererzten devonischen Kalksteinen, die im Tagebau abgebaut wurden. Die felsigen Berge im Hintergrund werden von Triaskarbonaten aufgebaut und gehören zu den Nördlichen Kalkalpen.

 
Alpen 4-3

Abb. 4-3: Das sedimentäre Auflager von Perm des Tirolikums (Nördliche Kalkalpen) auf Devon der Nördlichen Grauwackenzone im Steinbruch „Am Großen Stein“ bei Strass im Zillertal. Der Kontakt wurde durch die alpine Tektonik senkrecht gestellt. Die dunkel gefärbte Felswand besteht aus dem Schwazer Dolomit (Devon), daran „kleben“ hellbraune Konglomerate des Perm.

 

Alpen 4-4

Abb. 4-4: Der Spitzkofel in den Lienzer Dolomiten, von Osten gesehen (Drauzug, Oberes Zentralostalpin). Der Berg wird von mächtigem Hauptdolomit des Nor mit steil nach Norden (rechts) einfallender Schichtung aufgebaut.

 

Alpen 4-5 digital

Abb. 4-5: Perm-Trias-Profil am Piz Chaschauna (Ortlerdecke, Unteres Zentralostalpin bei S-chanf im Engadin). Über den rötlichen Konglomeraten der Chazforá-Formation (Perm bis Skyth) folgt mit gelblichen Farben die sandig-karbonatische Fuorn-Formation des Skyth bis Unteranis.

 
Alpen 4-6

Abb. 4-6: „Paramorphosenschiefer“ am Krakaberg in der Koralpe (Unteres Zentralostalpin). Die großen, leistenförmigen Kristalle waren ursprünglich Andalusit, der bei der permischen Hochtemperatur-Niedrigdruck-Metamorphose entstand. Sie wurden bei der kreidezeitlichen Eklogitfazies-Metamorphose durch feinkörnigen Disthen (Kyanit) ersetzt, wobei die ursprüngliche Kristallform jedoch erhalten blieb.

 

Alpen 4-7

Abb. 4-7: Korrelation der Decken zwischen den Nördlichen Kalkalpen (links) und dem Zentralostalpin (rechts), nach Janák et al. (2004).

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Kapitel 5: Das Unterostalpin

Das Unterostalpin ist im wesentlichen auf vier Komplexe beschränkt: (1) Die Err- und Berninadecken in Graubünden und dem angrenzenden Oberitalien, (2) den Innsbrucker Quarzphyllit und das Tarntaler Mesozoikum am Nordwestrand des Tauernfensters, (3) die Radstädter Decken am Nordostrand des Tauernfensters und (4) die Semmering- und Wechseldecken ganz im Osten der Alpen (Abb. 4-1). Die unterostalpinen Decken stammen vom ehemaligen nordwestlichen Kontinentalrand Adrias gegen den Piemont-Ligurischen Ozean. Diese Einheiten sind deshalb besonders stark von der Dehnungstektonik im Lias und unteren Dogger betroffen, die die Öffnung des Ozeans einleitete. Zeugnisse der Dehnungstektonik finden sich in Form sedimentärer Brekzien der Jurazeit, die von untermeerischen Bruchstufen geschüttet wurden, aber auch in Form von Abschiebungen, die, mehr oder weniger von der alpinen Tekonik überprägt, in einigen Gebieten erhalten geblieben sind, besonders im Unterostalpin von Graubünden. Die Grenze zwischen Unterostalpin und Penninikum fällt mit der ehemaligen Grenze zwischen der kontinentalen Kruste von Adria und der ozeanischen Kruste des Piemont-Ligurischen Ozeans zusammen. Sie ist nicht überall einfach festzulegen: Schollen von unterostalpinen Gesteinen finden sich vermischt mit ozeanischen Sedimenten und Fragmenten ozeanischer Kruste in der Grenzzone zwischen Penninikum und Ostalpin, etwa in der Matreier Zone des Tauernfensters oder in der Aroser Zone. Diese Mischzonen werden im Allgemeinen zum Penninikum gezählt. Die Herkunft der ostalpinen Schollen in diesen Zonen lässt sich entweder durch sedimentäres Eingleiten in eine Tiefseerinne erklären (Olistolithe),  durch tektonische Vermischung bei Subduktion und Akkretion, oder durch Platznahme als extensionale Allochthone, d.h. Klippen über flachliegenden Abschiebungen, bereits im Zuge der Dehnungstektonik, die im Jura zur Ozeanöffnung geführt hat.

Charakteristisch für das variszische Grundgebirge der unterostalpinen Einheiten sind einerseits grünschieferfazielle Metasedimente, vor allem Quarzphyllite aus altpaläozoischen Ausgangsgesteinen (z.B. der Innsbrucker Quarzphyllit und die Radstädter Quarzphyllit-Decke), andererseits spätvariszische Granitoide (z.B. der Err-Granit in Graubünden oder der „Grobgneis“ des Semmering-Deckensystems). Es kommen aber auch höhermetamorphe Gesteine vor, die von den Granitoiden intrudiert werden. Im Perm kommen an einigen Stellen bimodale Vulkanite in größerer Mächtigkeit vor. Die Unter- und Mitteltrias ist ähnlich ausgebildet wie in anderen ostalpinen Einheiten, oft aber relativ geringmächtig. In der Obertrias zeigt sich der Übergang von der alpinen Fazies (Hauptdolomit) in die germanische Fazies (Keuper) durch Einschaltung von roten Tonen im Hauptdolomit. Dies spiegelt die Tatsache wieder, dass das Unterostalpin am weitesten nordwestlich im ostalpinen Ablagerungsraum gelegen war, also am weitesten vom Meliata-Ozean entfernt.  Am stärksten „germanisch“ ausgebildet ist das Nor im Semmering-Gebiet, wo es weitgehend in Keuper-Fazies, d.h. terrigen-klastisch, ausgebildet ist. Im Lias und Dogger sind die bereits erwähnten sedimentären Brekzien weit verbreitet. Anders als im Oberostalpin (Nördliche Kalkalpen und Zentralostalpin), wo die Brekzien der Allgäuschichten nur aufgearbeitetes Mesozoikum enthalten, führen die Jurabrekzien im Unterostalpin häufig auch Klasten aus dem Grundgebirge. Die Sedimentation reicht bis in die frühe Oberkreide (Flysch). Gosau-Schichten kommen im Unterostalpin nicht vor.

 

Unterostalpin in Graubünden (Err- und Bernina-Decken)

Die unterostalpinen Decken Graubündens werden durch die Südwest-Nordost-verlaufende Engadiner Linie zerschnitten, eine oligo- bis miozäne Seitenverschiebung mit variablem Vertikalversatz. Das Unterostalpin bildet zwei Decken, die jeweils wieder in mehrere Teildecken, getrennt von kleineren Überschiebungen, zerfallen: die Err-Decke und die Bernina-Decke (Abb. 5-1). Die Err-Decke ist die tektonisch tiefere Einheit von beiden. Nordwestlich der Engadiner Linie baut sie die Berge um den Piz d’Err auf. Südöstlich der Engadiner Linie wird die Err-Decke durch die Corvatsch-Decke vertreten sowie durch die Einheiten im Halbfenster des Piz Murtiröl. Die Err-Decke umfasst variszisch metamorphes Grundgebirge mit spätvariszischen, typischerweise durch Alterierung der Plagioklase auffallend grüngefärbten Graniten (Err-Granit), klastische Sedimente und bimodale Vulkanite des Perm, eine relativ geringmächtige Trias-Abfolge sowie brekzienreichen Jura. Ein bekanntes Beispiel für letzteren ist die von Kristallin-Klasten dominierte Saluver-Brekzie am Piz Nair bei St. Moritz; ihr Alter ist oberster Lias (Toarcien) bis Dogger.  Sie wurde früher irrtümlich in die Kreide gestellt. Der Brekzienkörper wurde von einer Bruchstufe (Abschiebung) durch untermeerische Bergrutsche und Steinschläge des tektonisch zerrütteten Gesteins geschüttet. Die Serie wird abgeschlossen durch Radiolarit des oberen Dogger und unteren Malm, Aptychenkalk des oberen Malm, Tonsteine mit kalkigen Turbiditbänken der Unterkreide, Schwarzschiefer des Apt-Alb und Flysch der unteren Oberkreide.

Obwohl die Err-Decke teilweise sehr stark von der alpinen Tektonik verformt wurde und liegende Falten mit ausgedünntem Verkehrtschenkel bildet, blieben im strukturell höchsten Teil der Err-Decke, im Gebiet um Piz d’Err, Piz Jenatsch und Piz Laviner, die normalliegende Sedimentfolge und das darunterliegende Kristallin bei der alpinen tektonik nahezu unverformt. Hier ist eine flachliegende Abschiebungsfläche aus dem unteren bis mittleren Jura, das Err-Detachment, erhalten geblieben (Abb. 5-2 bis 5-4).  Bei der Dehnung der Kruste, die der Öffnung des Piemont-Ligurischen Ozeans vorausging, wurde die oberste Kruste in gekippte Blöcke zerlegt, die über diese (zumindest am Ende der Bewegung) flach einfallende Abschiebung nach Westen transportiert wurden. Das Err-Detachment wird teilweise von einem weiteren, höheren Detachment begleitet (Jenatsch-Detachment). Die Bruchflächen werden von charakteristischen Typen von Kataklasiten markiert, einer chloritischen Brekzie und einem kongomeratähnlichen Kataklasit mit gerundeten Klasten und dunkelgrauer Matrix, der früher irrtümlich als karbonisches Konglomerat interpretiert wurde („Pseudokarbon“). Funde von „Pseudokarbon“ als Klasten in jurassischen Brekzien belegen die präalpine Entstehung der Detachment faults.

Die unter der Err-Decke liegende und westlich von ihr aufgeschlossene, oberpenninische Platta-Decke, auf die im Kapitel Penninikum noch eingegangen wird, enthält neben dominierenden Ophiolithen auch kleinere Schollen von unterostalpinem Kristallin und Sedimenten, die zwischen Teilschuppen der Platta-Decke eingeklemmt sind. An der Basis dieser Schollen kommen ebenfalls die jurassischen Kataklasite vor. Deshalb kann angenommen werden, dass sich das Err-Detachment oder eine ähnliche Fläche vom Gebiet der Err-Decke in den Platta-Raum fortgesetzt hat. Unterhalb dieser Verwerfung lag Gestein des Erdmantels, das durch die Dehnung freigelegt und durch zirkulierendes Meerwasser serpentinisert wurde, oberhalb der Verwerfung wurden Schollen aus dem Kontinentalrand von Osten her als extensionale Allochthone platziert. Das bedeutet, dass die Öffnung des Piemont-Ligurischen Ozeans durch tektonische Ausdünnung der kontinentalen Kruste bis auf Null und die daraus resultierende Freilegung des Erdmantels vonstatten ging.

Die Bernina-Decke erreicht die größte Mächtigkeit südöstlich der Engadiner Linie. Ein Zug von Mesozoikum trennt die Bernina-Decke im engeren Sinne von der darüberliegenden Stretta-Teildecke. Nordwestlich der Engadiner Linie wird die Bernina-Decke durch die granitdominierte Julier-Decke und die abgescherte und gefaltete Sedimentfolge der Ela-Decke vertreten. Auch die Bernina-Decke enthält gut erhaltene jurassische Abschiebungen und die dazugehörenden, von untermeerischen Bruchstufen geschütteten Brekzien (Abb. 5-5). Die internen Abschiebungen der Bernina-Decke  und diejenige am Ostrand der späteren Decke fielen ursprünglich nach Osten ein, im Gegensatz zu den westfallenden Abschiebungen am Westrand des Bernina-Bereichs und in der Err-Decke (Abb. 5-1).

Die alpine Verformungsgeschichte des Graubündener Unterostalpins (Abb. 5-6) begann im Turon mit insgesamt nordwest- bis westgerichteter Deckenstapelung und isoklinaler Faltung (Trupchun-Phase), gefolgt von Dehnungstektonik mit der Bildung südostgerichteter Abschiebungen in der höheren Oberkreide (Ducan-Ela-Phase). Wo die Schichtung durch sinistrale Transpression am Ende der Trupchun-Phase steilgestellt worden war, etwa in der Albula-Steilzone am Nordrand der Err-Decke, führte die Extension in der Ducan-Ela-Phase durch die Verkürzung in vertikaler Richtung zur Bildung von liegenden „Kollaps-Falten“ (Abb. 5-7 und 5-8). Diese Deformationsphasen erfassten das Unterostalpin zusammen mit der darunterliegenden, oberpenninischen Platta-Decke.  Im Alttertiär wurden diese Einheiten dann in N-S-Richtung verkürzt und gefaltet (aufrechte, häufig südvergente Falten der Blaisun-Phase), bevor im oberen Eozän (vor der Intrusion des Bergell-Granodiorits bei 30 Ma) Ost-West-Extension zur Bildung der ostfallenden Turba-Mylonitzone führte, einer bedeutenden, flach einfallenden Abschiebung (Turba-Phase). Die unterostalpinen Einheiten befinden sich in der Oberplatte dieser Abschiebung und werden von dazugehörenden, steileren Abschiebungen durchschlagen. Nach 30 Ma bildeten sich noch SW-NE-streichende, nordwestvergente Falten (Domleschg-Phase), die aber nur die basalen Teilen des Unterostalpins lokal erfassten und vor allem im unterliegenden Penninikum und Helvetikum zu finden sind.


Innsbrucker Quarzphyllit und Tarntaler Mesozoikum

Dieser Komplex besteht aus vier Decken (Abb. 5-9). Die zuunterst direkt auf den penninischen Kalkglimmerschiefern („Bündnerschiefern“) des Tauernfensters liegende Hippold-Decke enthält an der Basis Quarzphyllit, darüber folgt nur wenig Permotrias und darüber wiederum große Mengen von sedimentären Brekzien (Tarntaler Brekzie; Lias und Dogger), überlagert von Radiolarit. Die darüber liegende Reckner-Decke umfasst eine vollständiger ausgebildete Trias- und Jura-Abfolge, die im Lias und Dogger wiederum Brekzien enthält, aber weniger mächtig als in der Hippold-Decke.  Darüber folgt der Reckner-Ophiolithkomplex, ehemaliger Ozeanboden mit Serpentinit und untergeordnet basischen Gesteinen, u.a. Blauschiefern. Zuoberst liegt die Innsbrucker Quarzphyllit-Decke, die aus mächtigen altpaläozoischen, grünschieferfaziell metamorphen (wahrscheinlich zweimal: variszisch und alpin) Peliten und untergeordnet Vulkaniten und Karbonaten besteht. An der Basis der Decke findet sich verkehrtliegendes Permomesozoikum in sedimentärem Kontakt mit dem Quarzphyllit.

Hippold-Decke, Reckner-Decke und der Reckner-Ophiolithkomplex weisen Hochdruck-Niedertemperatur-Metamorphose auf (0,8 bis 10,5 GPa, 350°C: Blauschieferfazies), während die Quarzphyllitdecke nur ca. 0,4 GPa Druck erlebt hat. Die Stellung des Reckner-Ophiolithkomplexes über der Reckner- und der Hippold-Decke, also innerhalb des Unterostalpins, ist möglicherweise dadurch zu erklären, dass Reckner- und Hippold-Decke eine losgelöste kontinentale Scholle (extensionales Allochthon) repräsentieren, die vom Kontinentalrand bei der jurassischen Dehnungstektonik abgerissen wurde, sodass zwischen ihr und dem Kontinentalrand ein Stück Erdmantel tektonisch exhumiert wurde. Aus diesem wäre der Ophiolithkomplex hervorgegangen, entsprechend den oben beschriebenen Verhältnissen in der Err- und Platta-Decke.

Nördlich über der Quarzphyllit-Decke folgt eine Lage von Gneislinsen, d.h. von variszisch höhermetamorphen Gesteinen (z.B. Patscherkofelgneis bei Innbruck, Kellerjochgneis bei Schwaz). Diese werden als Äquivalente der Ötztaldecke angesehen, d.h. als „Mittelostalpin“ bzw., in unserer Terminologie, Unteres Zentralostalpin. Darüber folgt die Nördliche Grauwackenzone (Oberes Zentralostalpin). 

 

Radstädter Decken

Diese stellen die östliche Fortsetzung des Innsbrucker Quarzphyllits und des Tarntaler Mesozoikums dar. Von diesen Einheiten sind sie getrennt, weil das Unterostalpin im mittleren Abschnitt des Tauernfenster-Nordrandes durch Vertikalbewegung entlang der oligo- bis miozänen Tauern-Nordrandstörung (=Salzach-Ennstal-Mariazell-Puchberg-Störung, SEMP) unterdrückt wird. An dieser Störung wird der Südblock (Penninikum des Tauernfensters) relativ zum Nordblock (Ostalpin) soweit angehoben, dass das Unterostalpin nördlich der Störung im Untergrund verborgen ist und südlich der Störung über dem Penninikum wegerodiert wurde. Weiter westlich zieht die SEMP als duktile Scherzone ins Penninikum hinein und verliert an Bedeutung, weiter östlich löst sie sich vom Penninikum-Ostalpin-Kontakt und zieht nach Nordosten ins Ostalpin, sodass hier wie dort das Unterostalpin aufgeschlossen ist.

Die Radstädter Decken sind intern und teilweise auch miteinander stark verfaltet, fallen aber insgesamt nach Norden ein (Abb. 5-10). Auch der Kontakt zum darüberliegenden Unteren Zentralostalpin ist verfaltet. Von unten nach oben unterscheidet man Speiereck-Decke, Hochfeind-Decke, Lantschfeld-Decke, Pleisling-Decke, Kesselspitz-Decke und Radstädter Quarzphyllit-Decke. Die Speiereck- und Hochfeind-Decke stecken als Schuppen in penninischen „Bündnerschiefern“ des Tauernfensters (Abb. 5-11). Dies kann, wie in solchen Fällen üblich, entweder durch tektonische Verschuppung oder durch gravitatives Eingleiten in eine Tiefseerinne erklärt werden. Die prämesozoischen Anteile  der Decken sind teilweise als Quarzphyllit ausgebildet (Radstädter Quarzphyllit-Decke), teilweise, vor allem in der Lantschfeld-Decke, als höher metamorphes Twenger Kristallin aus Orthogneis, Paragneis und Amphibolit. Ähnlich wie im Tarntaler Mesozoikum sind die unteren und ursprünglich näher am Kontinent-Ozean-Übergang gelegenen Decken durch eine sehr brekzienreiche Juraentwicklung charakterisiert (Hochfeind-Fazies, entspricht der Hippold-Decke), die oberen Decken durch eine vollständiger entwickelte Trias-Abfolge (Pleisling-Fazies, entspricht der Reckner-Decke). Für einen Teil der Brekzien in der Hochfeind-Fazies, und zwar die kristallinreiche Schwarzeck-Brekzie,  wird ein Alter von Malm bis Unterkreide angenommen, da sie auf den Radiolarit (Oberdogger bis Untermalm) folgt. Diese Lagerung könnte jedoch, wie im Fall der Saluver-Brekzie in Graubünden, durch isoklinale Faltung nur vorgetäuscht sein; dann wäre das Alter der Schwarzeck-Brekzie ebenfalls Lias bis Dogger. Die alpine Metamorphose der Radstädter Decken ist grünschieferfaziell.

 

Das Unterostalpin von Semmering und Wechsel

Das dritte große Unterostalpin-Vorkommen in Österreich liegt am Ostrand der Alpen. Es wird in zwei Deckensysteme unterteilt: Das Wechsel-System unten und das Semmering-System oben. Die Wechsel-Decken bestehen aus dem Grundgebirge der Wechselgneise und –schiefer und einer reliktischen Bedeckung von Alpinem Verrucano (Perm), Semmeringquarzit (Untertrias) und etwas Rauhwacke und Karbonaten der Mitteltrias. Die Wechsel-Decken kommen in einer domartigen Aufwölbung unter den Semmering-Decken zum Vorschein. Das Grundgebirge der Semmering-Decken besteht aus „Grobgneis“ (variszischer Granit) und „Hüllschiefern“ (variszisch metamorphe Rahmengesteine des Granits). Das Permomesozoikum der Semmering-Decken zeichnet sich durch Keuperfazies (rote und grüne schiefer, Evaporite) anstelle von Hauptdolomit in der Obertrias aus, das heisst, die Keuper-Hauptdolomit-Grenze, die weiter im Westen nördlich des im Jura entstandenen penninischen Ozeanbereichs liegt, ist hier im Osten auf die Südseite übergewechselt. Diese Verhältnisse setzen sich in den Westkarpaten fort, wo im Tatrikum (entspricht dem Unterostalpin) die Obertrias als „karpatischer Keuper“ vorliegt.

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Alpen 5-1

Abb. 5-1: Die unterostalpinen Decken in Graubünden (Err-Decke in gelb, Bernina-Decke in orange). Diagonal durchs Bild verläuft die Engadiner Linie. Dicke schwarze Linien: Erhalten gebliebene jurassische Abschiebungen, unterbrochene schwarze Linien: rekonstruierte jurassische Abschiebungen, Dreieckpfeile: Bewegungsrichtung der Abschiebungen. Abkürzungen: AL: Piz Alv, IM: Il Motto, LI: Piz Lischanna, MA: Mazzaspitz, MT: Monte Torraccia, MU: Murtiröl, PC: Piz Chaschauna, PJ: Piz Jenatsch, PM: Piz Mezzaun, PP: Piz Padella, SA: Sassalbo, SZ: Zone von Samedan, VM: Valle del Monte, (St): St. Moritz, (Ti): Tiefencastel, (Vi): Vicosoprano. Aus Froitzheim & Manatschal 1996.

 

Alpen 5-1

Abb. 5-2: Der Piz Laviner in der Err-Gruppe von Süden. Die Gipfel werden von gekippten Blöcken aus variszischem Kristallin mit auflagernden Trias-Sedimenten gebildet, die entlang einer horizontalen jurassischen Abschiebungsfläche (Err-Detachment) auf dem spätvariszischen Err-Granit auflagern (vgl. Abb. 5-3).

 

Alpen 5-1

Abb. 5-3: Profil durch den Piz Laviner, aus Froitzheim & Manatschal 1996.

 

Alpen 5-4

Abb. 5-4: Rekonstruktion der tektonischen Vorgänge im oberen Lias und unteren Dogger, die zu den in Abb. 5-2 und 5-3 gezeigten Verhältnissen in der Err-Decke geführt haben. Links: vor der Bildung des Err-Detachments; der Verlauf der zukünftigen Abschiebungen ist durch gestrichelte Linien markiert; rechts: nach der Bildung des Err-Detachments. Aus Froitzheim & Eberli 1990.

 

Alpen 5-5

Abb. 5-5: Brekzie am Piz Mezzaun in der Bernina-Decke. Die Brekzie besteht aus Bruchstücken von Trias, hauptsächlich Karbonaten, die im Lias durch untermeerischen Bergsturz und Steinschlag am Fuß einer Abschiebungs-Bruchstufe abgelagert wurden. Das Belemniten-Rostrum belegt untermeerische Ablagerung.

 

Alpen 5-6

Abb. 5-6: Abfolge der alpinen Deformationsphasen (Trupchun, Ducan-Ela, Blaisun, Turba, Domleschg) im Unter- und Zentralostalpin Graubündens. Aus Froitzheim et al. 1997.

 

Alpen 5-7

Abb. 5-7: Durch horizontale Dehnung und vertikale Verkürzung steilstehender Schichten entstandene, liegende Kollaps-Falten der Ducan-Ela-Phase in Kössener Schichten (Rhät) der unterostalpinen Ela-Decke an der Albula-Straße zwischen Bergün und Preda.

 

Alpen 5-8
 
Abb. 5-8: Prinzip der Bildung von Kollaps-Falten im Unterostalpin Graubündens. Bei der Trupchun-Phase steilgestellte Schichten (links) werden bei der Ducan-Ela-Phase gefaltet (rechts). Aus Froitzheim 1992.
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Abb. 5-9: Profil durch das Tarntaler Mesozoikum und den Südrand des Innsbrucker Quarzphyllits, nach Thiele, 1976.

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Abb. 5-10: Sammelprofil der Radstädter Decken, nach Tollmann, 1977

 

Alpen 5-11

Abb. 5-11: Die Riedingspitze im Zederhaustal, von Nordosten gesehen. Die Riedingspitze wird von Triasdolomit der Hochfeind-Decke aufgebaut, der als isolierte Scholle in penninischen „Bündnerschiefern“ (links und rechts im Bildhintergrund) steckt.

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Geologie der Alpen Teil 2: Das Penninikum

Geologie der Alpen Teil 3: Das Südalpin 

 

Quellen der Abbildungen:

 

Eisbacher, G.H., Linzer, H.G., Meier, L. & Polinski, R. (1990): A depth-extrapolated transect across the Northern Calcareous Alps of western Tirol. Eclogae geologicae Helvetiae, 83, 711-725 (Abb. 3-15).

 

Froitzheim, N. & Eberli. G. (1990): Extensional detachment faulting in the evolution of a Tethys passive continental margin, Eastern Alps, Switzerland.- Bull. Geol. Soc. Amer. 102, 1297-1308 (Abb. 5-4).

 

Froitzheim, N. (1992): Formation of recumbent folds during synorogenic crustal extension (Austroalpine nappes, Switzerland).- Geology 20, 923-926 (Abb. 5-8).

 

Froitzheim, N., Conti, P. & van Daalen, M. (1997): Late Cretaceous, synorogenic, low-angle normal faulting along the Schlinig fault (Switzerland, Italy, Austria) and its significance for the tectonics of the Eastern Alps. Tectonophysics 280, 267-293 (Abb. 2-6, 5-6).

 

Froitzheim, N. & Manatschal, G. (1996): Kinematics of Jurassic rifting, mantle exhumation, and passive-margin formation in the Austroalpine and Penninic nappes (Eastern Switzerland). Geol. Soc. Amer. Bull. 108, 1120-1133 (Abb. 5-1, 5-3).

 

Froitzheim, N., Plasienka, D. & Schuster, R. (2008): Alpine tectonics of the Alps and Western Carpathians. In: McCann, T. (ed.): The geology of Central Europe. Geological Society (London), 1141-1232 (Abb. 2-8).

 

Janák, M., Froitzheim, N., Lupták, B. , Vrabec, M. & Krogh Ravna, E. J.  (2004): First evidence for ultrahigh-pressure metamorphism of eclogites in Pohorje, Slovenia: Tracing deep continental subduction in the Eastern Alps. Tectonics, 23, TC5014, 10 pp (Abb. 4-1, 4-7).

 

Schmid, S. M., Pfiffner, A. O., Froitzheim, N., Schönborn, G. & Kissling, E. (1996): Geophysical-geological transect and tectonic evolution of the Swiss-Italian Alps. Tectonics 15, 1036-1064 (Abb. 2-4).

 

Thiele, O. (1976): Der Nordrand des Tauernfensters zwischen Mayrhofen und Inner Schmirn (Tirol). Geologische Rundschau, 65, 410-421 (Abb. 5-9).

 

Tollmann, A. 1977. Geologie von Österreich. Band 1: Die Zentralalpen. Deuticke, Wien (Abb. 5-10).

 

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