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Die Alpen

Zugspitze - Mesozoisches Sedimentmassiv
Zugspitze - Mesozoisches Sedimentmassiv

Zugspitze (2962 m), höchster Berg Deutschlands;
Alle gebirgsbildenden Schichten des Zugspitzmassivs bestehen aus Sedimenten des Mesozoikums, die sich ursprünglich auf dem Meeresboden abgelagert...

Africaspotter


Kalk, Dolomit, Flysch und Molasse - Sedimentationsgeschichte




Sedimentationsgeschichte

Im Paläozoikum entstand durch die Bildung von Pangaea ein gefalteter Sockel aus Graniten, Gneisen und anderen Gesteinsarten; zum Teil wurden diese in den Alpenfaltungen später wieder mit in die gebirgsbildenden Prozesse einbezogen. Seit der Trias brach der Superkontinent auseinander, und an den Kontinentalrändern der Adriatischen Platte im Süden und der europäischen Platte im Norden begann eine marine Sedimentation. In der Untertrias entstanden im Ablagerungsraum der Ostalpen am Nord- und Ostrand der Adriatischen Platte salzführende Schichten (Werfener Schichten) (1), die auf arides Klima schließen lassen. Während des Jura und der unteren Kreidezeit im penninischen Walliser Trog, einem Meeresbecken mittlerer Tiefe, und im ozeanischen Bereich der alpinen Tethys wurden Bündnerschiefer (kalkig-tonige Sedimente der Alpen) abgelagert; aufgrund späterer alpiner Metamorphose handelt es sich dabei heute um Kalk-, Ton-, Glimmer- oder Kalkglimmerschiefer.



Kalkalpen

Im weiteren Verlauf der Trias lagerten sich hier die Kalksteine der ostalpinen Decken ab (Alpine Trias), die im Wesentlichen die heutigen Kalkalpen ausmachen. Im Gebiet der späteren helvetischen Decken wurden am Südrand der europäischen Platte in dieser Zeit vor allem Sand- und Tonsteine abgelagert (Germanische Trias). Die Kalkalpen sind zwei etwa 600 Kilometer lange Gebirgszüge, welche die zentralen Gebirgszüge der Zentralalpen im Norden und Süden begleiten:

  • Nördliche Kalkalpen: Rätikon, Wettersteingebirge, Karwendel, Wilder Kaiser, Steinberge, Dachsteinmassiv, Totes Gebirge, Gesäuse, und die Wiener Hausberge
  • Südliche Kalkalpen: Dolomiten, Karnische Alpen und Karawanken.

Die Berg- und Landformen der Kalkalpen sind sehr vielfältig und reichen von schroffen Gipfeln und Wänden bis zu Hochplateaus und weitgedehnten Karstflächen. Von wirtschaftlicher Bedeutung sind sie u.a. wegen der Trinkwasser-Quellgebiete und vieler begehbarer Tropfstein- und Eishöhlen. Diese Gebirgszüge werden auch unter dem Begriff Kalkhochalpen zusammengefasst.

Kalkvoralpen
Als Kalkvoralpen bezeichnet man jene Teile der Kalkalpen, die einen weniger gebirgigen Charakter aufweisen, sich also geomorphologisch und landschaftsökologisch von den Kalkhochalpen unterscheiden, nicht aber geologisch. Sie bilden den Übergang vom Alpenvorland und sind Teil der Voralpen. In der Jura- und Kreidezeit kamen im Raum der Tethys an den Rändern des europäischen Kontinents und der Adriatischen Platte vielfach Kalke und Dolomite zur Ablagerung. In den sich dazwischen bildenden Meeresräumen kam es zur Bildung von tonigen Tiefseesedimenten, die mit untermeerischem Vulkanismus vergesellschaftet waren. Die Sedimentmächtigkeiten aus dieser Zeit sind sehr unterschiedlich und wechselten oft abrupt über kurze Entfernungen.

Französische Kalkalpen
Die Savoyer Voralpen oder französische Kalkalpen sind eine Gebirgsgruppe der Westalpen. Sie erstrecken sich vom Schweizer Wallis über die beiden Départments Savoie und Haute-Savoie bis ins Département Isère. Sie grenzen im Osten an die Grajischen Alpen, im Süden an die Dauphiné-Alpen und im Südwesten an die Dauphiné-Voralpen (Vercors).

Die Savoyer Voralpen bilden einen Teil der Kalkzone, die sich nach Südwesten in die Dauphiné-Voralpen und Provenzalischen Voralpen, nach Nordosten in die Schweizer Voralpen und weiter in die nördlichen Ostalpen fortsetzt. Diese Zone ist durch Täler (z. B. der Isère) recht scharf von den kristallinen Zentralmassiven (Mercantour, Pelvoux, Belledonne, Grandes Rousses, Mont Blanc, Aar- und Gotthardmassiv) getrennt.

Kalkalpen-Totes Gebirge
Kalkalpen-Totes Gebirge

Gebankte Kalksteinformation Ramesch in der Warscheneckgruppe, Totes Gebirge in den Nördlichen Kalkalpen

HylgeriaK
Kalkalpen-Totes Gebirge
Kalkalpen-Totes Gebirge

Trisselwand mit Altausseer See;
Die Trisselwand (auch Trisselberg und Trisselkogel) ist ein 1754 m hoher Berg im Toten Gebirge in Österreich.

Dromedar61



Alpin-mediterrane Trias

Das System der Trias wurde 1834 durch Friedrich von Alberti begründet. Es ist das einzige erdgeschichtliche System, das in Deutschland aufgestellt wurde Die Germanische Trias ist eine aus den lithostratigraphischen Einheiten Buntsandstein, Muschelkalk und Keuper bestehende geologische Supergruppe des Mesozoikums. Die Aufeinanderfolge ihrer Schichten wurde – nicht zuletzt wegen ihrer oft charakteristischen Färbung – schon relativ früh erforscht. Früher wurden die einzelnen Unterteilungen der Germanischen Trias auch als Zeitbegriffe behandelt, teils sogar mit der Unter-, Mittel- und Obertrias gleichgesetzt. Dies ist jedoch aufgrund neuerer Forschungen nicht haltbar, da der Beginn bzw. das Ende der einzelnen lithostratigraphischen Einheiten regional zum Teil recht unterschiedlich sind und nicht mit den Grenzen der Serien der Trias übereinstimmen. Die lithostratigraphische Gruppe der Germanischen Trias ist auf den mitteleuropäischen Raum nördlich der Alpen beschränkt. In den Alpen (und südlich davon) ist die Trias als alpin-mediterrane Trias ausgebildet.

Der Germanischen Trias gegenüber steht die alpine Trias bzw. allgemeiner die alpin-mediterrane Trias. Sie wird auch "pelagische Trias" genannt und wurde in den Randbereichen des Tethys-Ozeans abgelagert. Sie ist in der Regel wesentlich mächtiger und überwiegend marin. Es gibt flachmeerische Riffkomplexe (von Kalkalgen, Korallen) und meist vergleichsweise schmalen Tiefwasserbecken neben geschichteten pelagischen und allodapischen (1) Ablagerungen von Tonen, Kalken und Mergeln, die in tieferem Wasser entstanden sind. Sandsteine und Schiefertone spielen nur in der Unteren Trias (Alpiner Buntsandstein, Werfener Schichten) und im Karnium (Cardita-Schichten in den Raibler Schichten) eine Rolle beim Schichtaufbau der Alpinen Trias Die Namen der chronostratigraphischen Stufen der Trias wurden überwiegend in den Alpen geprägt, lediglich die Namen der Stufen der Untertrias wurden in anderen Gebieten aufgestellt: Indus, Olenek, Anis, Ladin, Karn, Nor und Rät.

Posidonomya claraie (= Claraia clarai)
Posidonomya claraie (= Claraia clarai)

Claraia Clarai aus der Werfen Formation;
Museum Gröden

Wolfgang Moderer
Daonella lommeli aus den Wengener Schichten
Daonella lommeli aus den Wengener Schichten

Daonella lommeli aus den Wengener Schichten - Museum Gröden; Daonella ist eine austernähnliche Salzwassermuschel (marine Bivalvia) welche in der mittleren bis späten Trias lebte und mit den Gattung...

Wolfgang Moroder

Cardita crenata
Cardita crenata

Cardita crenata, aus: Fraas E., 1910; Der Petrefaktensammler

Archiv: Peter Seroka
Daonella
Daonella

Dolomiten

Wikipedia-User: Ghedoghedo



Eine Parallelisierung der alpinen Fazies der Trias ist schwierig, da nicht diese, sondern die germanische Trias sich als die rein lokal entwickelte und wenig verbreitete darstellt, indem die Untersuchungen der Trias schon in den übrigen europäischen, besonders aber in den übrigen Kontinenten die größte Übereinstimmung mit der alpinen Fazies ergeben haben, so für die Apenninen und Karpaten in Europa, den Himalaja und den Salt Range in Südasien, auf Neuseeland, in Japan, in Sibirien, in Südamerika und dem westlichen Nordamerika. Soweit einzelne beiden, der germanischen und der alpinen, Fazies gemeinschaftliche Versteinerungen einen Schluss erlauben, sind die meist rot gefärbten Sandsteinschiefer der Werfener Schichten mit Posidonomya Clarae und die Guttensteiner Kalke als Äquivalente des Buntsandsteins, der Virgloriakalk (Recoarokalk, reich an Brachiopoden, und Reiflinger Kalk oder Cephalopodenkalk mit Ammoniten, namentlich aus der Abteilung der Globosen), einschließlich des lokal entwickelten Mendoladolomits, als solche des Muschelkalks aufzufassen. Ihnen sind als obere Trias, neuerdings in zwei (norische u. karnische) Stufen eingeteilt, aufgelagert: die Wengener Schiefer mit Halobia (Daonella Lommeli), die Cassian-Formation mit einer überaus reichen Fauna, der Lunzer Sandstein, der Schlerndolomit, der Esinokalk, der Wettersteinkalk, die unter dem Namen der Hallstädter bekannten Marmorarten von Berchtesgaden, Hallein etc., die Raibler Schichten und die Carditaschichten mit Cardita crenata, wobei eine Mehrzahl der genannten Glieder nur lokal entwickelte Fazies darstellen. Der rätischen Formation (rätischen Stufe) entsprechen der in den Alpen in Form zerklüfteter Bergmassen weitverbreitete Hauptdolomit, der Dachsteinkalk mit seinen berüchtigten Karrenfeldern (s. d.), die sogen. Dachsteinbivalve, Megalodon triqueter, führend, und die Kössener Schichten mit zahlreichen Versteinerungen, darunter die auch im deutschen Röt verbreitete Avicula contorta.

(1) Bezeichnung für detritische (zerriebene) Kalkgesteine, welche in verfestigten Tonsteinen eingelagert sind. Diese allodapischen Kalke finden sich i.d.R. in pelagischen Stillwasser-Regionen (Meeresbereich von über 800 Tiefe)

Cephalopodenkalk
Cephalopodenkalk

Cephadopodenkalk von Digne-les-Bains, Alpes de Haute-Provence, Frankreich

Leag
Ammonit aus den Raibler Schichten
Ammonit aus den Raibler Schichten

Trachyceras (Brotheotrachyceras) brotheus, Raibler Schichten, Val Badia, Dolomiten

woudloper



Werfener Schichten

Werfener Schichten sind eine lithostratigraphische Formation der unteren Trias, dem Skythium, der ostalpinen Decken und im Südalpin. Sie sind das Produkt wiederholter Überflutungen durch das Tethysmeer. Die Werfener Schichten setzen sich aus einer bunten und feingeschichteten Abfolge von Kalken, Mergeln, Sand- und Tonsteinen zusammen. Unterschiedlich aufgebaut, weisen sie auf das Wechselspiel zwischen vorrückendem und sich wieder zurückziehendem Meer hin. Die Werfener Schichten sind zum Teil sehr fossilreich

Die Werfen-Formation setzt im ostalpinen Bereich im Tiroler Unterland, etwa im Raum Schwaz bis Wörgl gegen Osten hin über dem Alpinen Buntsandstein ein. Die Formation erreicht eine Mächtigkeit bis zu 300 Metern, nach einigen Autoren soll sie bis über 500 Meter mächtig werden. Die Werfen-Formation wird von der Alpinen Haselgebirge-Formation unterlagert oder liegt diskordant über dem Paläozoikum der Grauwackenzone. Überlagert wird sie von der Reichenhall-Formation. Gegen Westen hin ist sie mit der Alpinen Buntsandstein-Formation verzahnt, der sie auch teilweise auflagert. Besonders ausgebildet kann man sie im Gainfeld (oberhalb von Bischofshofen im Pongau zum Hochkönig) sehen. Aber auch beispielsweise am Torrener Joch (ein Sattel in den Salzburger Kalkhochalpen, der das Göllmassiv vom Hagengebirge trennt) treten sie zu Tage.

Werfener Schichten
Werfener Schichten

Werfener Schichten-Blick vom Gipfel des Schneibsteins hinab auf das Torrener Joch

Alupus

Im südalpinen Bereich erreicht die Werfen-Formation bis zu 400 Meter Mächtigkeit, wird von der Bellerophon-Formation unterlagert und vom Richthofen-Konglomerat beziehungsweise vom Unteren Sarl-Dolomit überlagert. Die Werfen Formation erscheint häufig an den Flanken der größeren Täler und an der Basis vieler Berggruppen.

Eine der bestaufgeschlossenen Fenster zu den Werfener Schichten liegt bei bei Aldein in Südtirol. Der Bletterbach bildet am Fuß des Weißhorns die Bletterbachschlucht, die auch als Grand Canyon Südtirols bezeichnet wird.

Die untersten Gesteinsschichten, die im Bletterbach aufgeschlossen sind, gehören der Etschtaler Vulkanit-Gruppe an, die auch Bozener Quarzporphyr genannt wird. Es handelt sich hierbei um vor etwa 280 Millionen Jahren entstandene Vulkanite. Auf den Gesteinen der Etschtaler Vulkanitgruppe lagern mit 250 Meter Mächtigkeit die Sedimentgesteine der ebenfalls noch permischen Gröden-Formation. Auffallend ist die hauptsächlich rötliche Färbung der Sandsteine. Im unteren Teil handelt es sich meist um Flussablagerungen in denen verschiedene Sedimentstrukturen wie Rippelmarken, Kreuzschichtung, Schrägschichtung oder Trockenrisse zu sehen sind. Im oberen Teil weisen die Gesteine einen zunehmend marinen Einfluss auf. Bekannt ist hier die fossilreiche, karbonatische Cephalopodenbank an der Oberkante des Butterloch-Wasserfalls. Die Gröden-Formation wird von einigen Vulkanitgängen durchschlagen und im Bereich des Butterlochs findet sich eine markante Schlotbrekzie. Die Vulkanite haben triassisches Alter, ihre Entstehung wird in das Ladinium beziehungsweise Karnium datiert.

Im Talschluss ist über der Gröden-Formation die hier etwa 60 Meter mächtige oberpermische Bellerophon-Formation aufgeschlossen. Die Gesteine sind evaporitisch beeinflusst, teilweise auch bituminös. Auch in der Bellerophon-Formation ist nach oben hin eine transgressive Tendenz zu erkennen, das heißt, dass die unten noch stärker terrigen beeinflussten Sedimente nach oben hin zunehmend im Meer entstandene Bildungen sind.

Mit einer einige Meter dicken Oolithbank setzt über der Bellerophon-Formation die Werfen-Formation ein, die in der unteren Trias entstanden ist. Die in sich stark differenzierte Formation geht zum Teil auf Bildungen der Tethys zurück. Über der Werfen-Formation folgt das Richthofen-Konglomerat und über dem der Sarldolomit. Beide werden in die mittlere Trias, in das Anisium datiert. Der Sarldolomit baut auch den Gipfel des Weißhorns auf.

Werfener Schichten
Werfener Schichten

Bletterbach bei Aldein, Südtirol;
Bellerophon-Werfen Formation; Bletterbach mit verschied. Formationen (Bellerophon, Werfen, Grödner etc.)

ManfredK
Werfener Schichten
Werfener Schichten

Bletterbach mit verschied. Formationen (Bellerophon, Werfen, Grödner etc.)

Luca Lorenzi



Cassian-Formation

Die Cassian-Formation bildete sich im oberen Ladinium und unterem Karnium. An der Basis geht die Cassian-Formation aus der terrigen-vulkanoklastischen Wengen-Formation hervor. Die Grenze ist unscharf, beziehungsweise sind die Formationen miteinander verzahnt. Grund für diese Verzahnung sind etwa im Schlerngebiet wiederholte Schüttungen vulkanoklastischenMaterials von einer Vulkaninsel während der Zeit der Sedimentation der Sankt Cassian-Formation, die aus Mergeln, Kalkmergeln, Kalken und Riffbrekzien gebildet wird. Die Cassian-Formation wird maximal 400 bis 500 m mächtig. Benannt ist sie nach dem Ort Sankt Kassian im Gadertal. Das Verbreitungsgebiet der Formation erstreckt sich von den westlichen Dolomiten bis zu den Karnischen Alpen und im Süden bis zum Valsugana. Die Formation besteht aus einer Wechselfolge von Mergeln, Kalkmergeln und Kalkbänken sowie aus arenitischen Kalken und Brekzien. Die Farbe der Gesteine reicht von grau über ocker bis braun. In der Nähe der Karbonatplattformen finden sich Cipit-Blöcke, das sind Blöcke, die von den Plattformen in das Becken hineingeglitten sind.

Dolomiten - Cassian-Formation
Dolomiten - Cassian-Formation

Cassian-Formation, Sella Massiv, Dolomiten

Srdjan Marincic



Raibler Schichten

Die Raibler Schichten sind eine lithostratigraphische Formation der oberen Trias im alpinen Raum. Sie sind eine Folge verschiedener Sedimente aus der Zeit des Karnium, ältesten chronostratigraphischen Stufe der Oberen Trias. Kennzeichnend für die Raibler Schichten ist ein großes Spektrum verschiedener Sedimente und ein mehrfacher Wechsel zwischen Kalk, Dolomit, Mergel und klastischen Sedimenten wie Schieferton oder Sandstein. Daneben kommen Evaporite und Rauwacken vor. Die Typuslokalität liegt bei Raibl in der italienischen Region Friaul-Julisch Venetien. Aufgrund ihrer Verschiedenheit wird die Südalpine Raibl-Gruppe von den Nordalpinen Raibler Schichten unterschieden. Der Wechsel in den Raibler Schichten ist durch eine mehrfache Abfolge aus Meeresrückzug und wieder einsetzender Überflutung verursacht. In flachen Meeresbereichen lagerten sich Sedimente ab, diese Meeresbereiche wurden immer seichter und zum Schluss salzhaltiger, es bildeten sich Kalke und Dolomite mit Salz- und Gipseinschlüssen. Dann folgte wieder eine rasche Hebung des Meeresspiegels. Unterhalb grenzen an die Raibler Schichten die Formationen des Wettersteinkalks und der Arlbergschichten im südalpinen Bereich der Schlerndolomit, oberhalb findet sich die Formation des Hauptdolomits oder Dachsteindolomits, in den Südalpen auch die Carnitza-Formation.

Dolomiten - Raibler Schichten
Dolomiten - Raibler Schichten

Raibler Schichten (hier die Pordoi-Formation) teilen die Sella in den Dolomiten in zwei Stockwerke

Supervht

Raibler Schichten finden sich sowohl in den Südlichen Kalkalpen, als auch in mesozoischen Sedimenten der Zentralalpen und in den Nördlichen Kalkalpen. In den Südalpen sind die Raibler Schichten nicht durchgehend entwickelt und zeigen sehr verschiedene Mächtigkeiten. Im Drauzug, der geologisch zu den Ostalpen gehört, bestehen die Raibler Schichten durchgehend aus einer wechselnden Folge von drei karbonatischen und drei klastischen Horizonten. In den Gailtaler Alpen weisen die Raibler Schichten bedeutende Blei-Zink-Vererzungen auf. Im zentralalpinen Mesozoikum sind die Raibler Schichten sehr unterschiedlich ausgeprägt, so erreichen sie im Landwasser-Ducan-Gebiet in der Schweiz eine Mächtigkeit von 300 oder 400m. In den nördlichen Kalkalpen sind die Raibler Schichten sehr weit verbreitet und ebenfalls unterschiedlich entwickelt. Im östlichen Bereich der Nördlichen Kalkalpen finden sich Äquivalente zu den marinen Raibler Schichten vor allem in den höheren Decken, etwa im Gebiet der Rax und des Schneebergs. Gegen die Voralpen zu finden sich hingegen die Lunzer Schichten, die vor allem terrigene Ablagerungen darstellen, wie Schiefertone an der Basis, die Reingrabener Schiefer, benannt nach dem Reingraben zwischen Rohr im Gebirge und Gutenstein. Desweiteren enthalten die Lunzer Schichten Lunzer Sandstein und Arkose, sowie Kohlenflöze, die früher an vielen Orten abgebaut wurden. Eine genauere Unterteilung der Raibler Schichten gibt es im Gebiet der Dolomiten. Im Gebiet zwischen der Sella und der Fanesgruppe im Osten werden sie von Karbonaten der Schlern-Gruppe, der Cassianischen Formation und von Cassianer Dolomit unterlagert. Im Sellagebiet weiter westlich besteht die Gruppe nur aus der Pordoi-Formation.



Bündnerschiefer

Die Bündnerschiefer sind kalkig-tonige Sedimente der Alpen, die während des Jura und der unteren Kreidezeit im penninischen Walliser Trog, einem Meeresbecken mittlerer Tiefe, und im ozeanischen Bereich der alpinen Tethys abgelagert worden sind. Aufgrund späterer alpiner Metamorphose handelt es sich dabei heute um Kalk-, Ton-, Glimmer- oder Kalkglimmerschiefer. Der Name leitet sich vom Schweizer Kanton Graubünden ab, in dem sie besonders häufig sind. In Frankreich werden sie als Schistes lustrés (Glanzschiefer) bezeichnet, in Italien sind sie ein Teil der begrifflich weiter gefassten "calcescisti", wie sie auch im Apennin vorkommen. Abgelagert wurden die Bündnerschiefer im Penninischen Ozean, der sich zwischen dem Südrand der Eurasischen und Apulischen Platte befand und bei der alpinen Gebirgsbildung geschlossen wurde.

Die Hauptmasse der Bündnerschiefer besteht aus dunklen, feinkörnigen Tonsteinen mit wechselndem Sand- und Kalkgehalt, die durch tektonische Deformation und die bei der Metamorphose entstandenen Glimmer oft seidig glänzen. Zusammen mit den Bündnerschiefern kommen vor allem im südlichen Penninikum häufig Radiolarite und Ophiolithe vor. Diese Vergesellschaftung legt es nahe, dass die Bündnerschiefer zum größten Teil auf ozeanischer Kruste abgelagert wurden.

Bündnerschiefer
Bündnerschiefer

Stark verfaltete Bündnerschiefer am Lukmanierpass

Woudloper

Der Ablagerungsraum der Schiefer war zweigeteilt: im Süden wurden die Bündnerschiefer im Piedmont-Ligurischen Ozean abgelagert, der auch als alpine Tethys bezeichnet wird. Hier fand die Ablagerung fast gänzlich auf ozeanischer Kruste statt, und Ophiolithe sind häufig. Im Norden spielte sich die Sedimentation im Valais-Ozean ab, der zumindest in seinem südlichen Bereich ebenfalls ozeanische Kruste aufwies. Zwischen diesen ozeanischen Bereichen lag ein Hochgebiet mit kontinentaler Kruste, das Briançonnais, von dem immer wieder Sedimentmaterial in die ozeanischen Bereiche geliefert wurde. Tektonik

Da die Bündnerschiefer aus relativ leicht verformbaren Gesteinen bestehen, wurden sie von der Überschiebung der alpinen Decken stark betroffen. Sie haben dabei teilweise eine intensive tektonische Deformation erfahren, sind meist stark geschiefert, gestört und verfaltet. In der Nähe der Deckenbahnen liegen sie als Mylonite vor, in die Boudins anderer Gesteine eingeregelt sind, meist Ophiolithe und Marmore.

Innerhalb der penninischen Einheiten sind die Bündnerschiefer entsprechend ihres ursprünglichen Ablagerungsraumes im Wesentlichen auf die Decken des Nordpenninkums und Südpenninikums beschränkt. Häufig treten sie als trennende Einheit zwischen den Kristallin-Decken auf (so genannte Deckenscheider).

Die Metamorphose der Bündnerschiefer ist immer deutlich. Weit verbreitet sind Zeugnisse einer Hochdruckmetamorphose, die das Ergebnis der Subduktion der ozeanischen Bereiche unter die Apulische Platte und den ihr vorauseilenden Akkretionskeil ist. Vorkommen

Als typische Gesteine des Penninikums treten Bündnerschiefer in größeren Vorkommen westlich der schweiz-österreichischen Grenze im gesamten Westalpenbogen auf. In Österreich sind sie nur aus dem Rechnitzer Fenster, dem Tauernfenster und dem Engadiner Fenster bekannt, überall sonst werden sie dort durch die ostalpinen Decken überlagert. Die Schiefer des Rhenodanubischen Flyschs, der die Alpenfront fast die ganze Strecke zwischen Bodensee und Wien begleitet, werden von einigen Autoren ebenfalls als Bündnerschiefer bezeichnet. In der Schweiz bilden die weichen Kalk- und Tonschiefer der Bündnerschiefer zum Beispiel die Berge zwischen Brig und Nufenenpass. Sie bilden den Rahmen des Bedrettotals, des Safientals und des Hinterrheintals, und auch die Täler Domleschg, Schanfigg und das des Prättigaus sind in sie eingetieft. Außerdem kommen sie in der südlichen und östlichen Umgebung des Gotthardmassivs vor, so zum Beispiel bei Zermatt und Saas Fee. Hier treten sie auch jenseits der Grenze in Italien auf. In Frankreich setzen sie sich als Schistes lustrés fort, die sich über Savoyen nach Süden ziehen.



Flysch

Als Flysch-Zone bezeichnet man eine geologische Großbaueinheit am Nordrand der Alpen, die sich als waldreiche Bergregion vor den steil aufragenden Nördlichen Kalkalpen vom Rheintal bis zur Donau bei Wien erstreckt. Die schiefrig-tonigen Gesteine dieses "Rhenodanubischen Flysch" neigen zum "Fließen", also zu Instabilität; daher hat man sie mit dem Schweizer Lokalausdruck "Flysch" belegt. Sie entstand in der jüngeren Kreidezeit vor 130 bis 65 Millionen Jahren aus Trübeströmen in einem Meeresbecken von mehreren 1000 m Tiefe. Da sich der Boden dieses Beckens ständig absenkte, blieb der Tiefseecharakter in den gesamten Flyschsedimenten erhalten (Quelle: Bayrisches Landesamt für Umwelt). Die Gesteine der Flyschzone sind ganz überwiegend in tiefem Meer unterhalb der Calcit- und Aragonit-Kompensationstiefe (3000–5000 m) abgelagerte Turbiditsequenzen von Sandsteinen, Siltsteinen, Mergeln und Tonsteinen, teilweise kalkhaltig und manchmal kieselig, die an ihrer Basis auch Gerölllagen enthalten können. Nur im unteren Teil der Schichtfolge sind mit den Turbiditen eingeschwemmte Fossilien häufiger zu finden.

Nach dem Beginn der Subduktion des Mittelpenninikums unter das Ostalpin begann vor dem Akkretionskeil die Bildung von Flysch. Sie besteht überwiegend aus Ton und Sandstein, weshalb sie früher auch als Sandsteinzone bezeichnet wurde.

Mit dem Einsetzen der Kollision mit dem europäischen Kontinent und der darauf folgenden vollständigen Heraushebung des Gebirgskörpers über den Meeresspiegel unterlagen Teile davon verstärkt der Abtragung. Eine Sedimentation fand nur noch in den vorgelagerten Randzonen statt. Hier entstanden weiterhin Flyschablagerungen (Kreide – Alttertiär), die im weiteren Verlauf in zunehmendem Maße vom Gebirgskörper überfahren wurden. Nach der Ausbildung eines nur noch schmalen Randmeeres ging die Flyschsedimentation in die Ablagerung der Molasse über, tonig-sandige Sedimente aus dem Alpenkörper, die später vom Flysch randlich überschoben und zum Teil in Faltung mit einbezogen werden.

Geologisch hat sich der rhenodanubische Flysch bei der Auffaltung der Alpen aus den Ablagerungen in der Nordhälfte des penninischen Bereichs des südlich von Europa liegenden Ur-Mittelmeeres, der Tethys, gebildet. Sie steht sowohl zeitlich wie auch in der geographischen Abfolge der Deckensysteme zwischen dem vom ursprünglichen europäischen Kontinentschelf stammenden helvetischen Decken (Helvetikum) und den nördlichen Kalkalpen, die vom Nordrand der zu Afrika gehörenden Adriatischen Platte stammen. Im Alpenraum werden die Gesteine der Flyschzone mit den anderen Flyschgesteinen des Penninikums wie den Bündnerschiefern in Verbindung gebracht, die ebenfalls als Flyschgesteine im penninischen Ozean entstanden sind.

Als vor allem in den Ostalpen verbreitete Einheit bilden die Flyschgesteine der Flyschzone am Nordrand der Alpen sanfte Hügelformen. Im Schweizer und französischen Raum lassen sich ihre Gesteine nur in einzelnen isolierten Vorkommen am Alpennordrand nachweisen. Östlich von Salzburg ist die Flyschzone wieder mehrere Kilometer breit (Salzburger Voralpen, Hügel der Salzburger Seenplatte), desweiteren bildet sie die Nordzone der oberösterreichischen Voralpen und der Eisenwurzen und den Flysch-Wienerwald.

Flyschzone in den Ammergauer Alpen
Flyschzone in den Ammergauer Alpen

Flyschzone am Röthenbach am Hohen Beick (1638m), östl. von Halblech, Ostallgäu, Ammergauer Alpen; Der Röthenbach schneidet tief in eindrucksvolle, steilstehende Gesteinsschichten der Flysch-Zone ei...

Stefan Weigand
Flysch
Flysch

Gebänderte Tonschiefer einer distalen Flyschfazies ; Die hellen Bänder im grauen Tonschiefer repräsentieren distale Turbidite

Gretarsson



Molasse

Molasse ist die Bezeichnung für Sedimente und Sedimentgesteine, die bei der Abtragung eines Faltengebirges zwischen der letzten Phase seiner Bildung (Hebungsphase) und seiner weitgehenden Einebnung zu einem Gebirgsrumpf entstehen. Molasse wird unterschieden von Flysch, der faktisch ausschließlich während der Gebirgsbildung zur Ablagerung kommt. Molassesedimente werden, im Gegensatz zum überwiegend tiefmarinen Flysch, vorwiegend in terrestrischen oder flachmarinen Ablagerungsumgebungen sedimentiert, im Vorland eines Gebirges (Außenmolasse) oder in seinem Innern (Innenmolasse). Geröll, Sand, Schluff und Tone werden von den Flüssen aus dem Gebirge ins Vor- und Rückland transportiert und dort abgelagert. Nahe dem Gebirgsrand herrschen Sandsteine und Konglomerate vor (letztgenannte in den Alpen als Nagelfluh bezeichnet), in größerer Entfernung vom Gebirge dagegen feinere Ablagerungen wie Feinsand oder Schluff. Falls die Ausgangsgesteine Kalk enthalten, bilden sich Ablagerungen von Mergelgesteinen.

Das Molassebecken liegt vor der gesamten nördlichen Alpenfront. Es erstreckt sich mit einer Länge von etwa 1.000 km über Teile Frankreichs, der Schweiz, Deutschlands und Österreichs. An seinem Westende am Genfersee ist es etwa 20 km breit, greift in östliche Richtung weit nach Norden aus und erreicht im bayerischen Alpenvorland seine größte Breite von fast 130 km. Weiter östlich nimmt die Breite in der Höhe von Amstetten auf etwa 10 km ab; von dort zieht es sich als schmaler Streifen bis etwa St. Pölten, weitet sich anschließend – in nordöstliche Richtung schwenkend – bis auf etwa 40 km Breite, und geht nördlich der Donau in die karpatische Vortiefe über. Geologisch steht es hier über das Wiener Becken mit der Pannonischen Tiefebene in Verbindung. Bekannt ist das tertiäre Molassebecken im Vorland der Alpen, eine Außenmolasse. Die Molassesedimente der Alpen sind verbreitet in den französischen Voralpen, im Schweizer Mittelland sowie im deutschen und österreichischen Alpenvorland. Sie setzen sich in der karpatischen Vortiefe nach Osten fort und folgen dem Karpatenbogen. In den Alpen sind aber auch zahlreiche Innenmolasse-Vorkommen erhalten, so etwa im Plateau de Valensole, im Plateau de Chambaran oder im Klagenfurter Becken

Alpen-Molasse
Alpen-Molasse

Les Pénitents bei Les Mées, Alpes-de-Haute-Provence, Frankreich,;
Die Pénitents sind keine einzelnen Felsen, sondern ein einziger großer Sedimentkörper, der aus zahlreichenen übereinander liege...

Hans Stieglitz




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