Geologie der Alpen - O. Adrian Pfiffner

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Vorlandsenke mit lokaler Emersion und Verkarstung (Kalkbrekzien in der Grauwackenzone) und flyschartigen Ablagerungen (Hochwipfel-Formation in den Karnischen Alpen). Die Quarzphyllite wurden vielerorts im frühen Karbon (im Zeitintervall zwischen 350 und 320 Millionen Jahren) metamorph überprägt. Das Becken war offensichtlich geschlossen, die Beckenfüllung in den Deckenstapel des variszischen Gebirges einverleibt.

      In der paläogeografischen Karte sind auch die granitoiden Körper innerhalb der Kristallinschollen ausgeschieden, gemäß ihrem karbonen oder permischen Alter getrennt. Die granitoiden Intrusiva im kristallinen Kern des variszischen Orogens sind im Nordwesten tendenziell älter. Es ist ein Granitgürtel mit spätkarbonen Intrusionsaltern im Vorland (Schwarzwald) und den Externmassiven auszumachen. Die meisten dieser Intrusionen sind postvariszisch, da sie eindeutig variszische Strukturen schneiden. Ausnahmen gibt es etwa im Schwarzwald (vgl. Abb. 2-2). Eine jüngere, permische Gruppe von Intrusiva konzentriert sich hauptsächlich in einem südlichen Gürtel (südwestliches und südöstliches Ostalpin sowie Südalpin). Im zentralen Bereich, aber auch im Aar- und Gotthard-Massiv, treten gemischte Intrusionen von spätkarbonem und permischem Alter auf. Wie am Beispiel des östlichen Aar-Massivs ausgeführt (vgl. Abb. 2-6), sind die post-variszischen Intrusionen häufig an die Vorkommen von karbonen Grabenstrukturen gebunden. Das Zusammenspiel von Intrusion und Einsenkung von Gräben mit klastischer und vulkanoklastischer Füllung deutet auf eine tief greifende Reorganisation der tektonischen Vorgänge mit einem Wechsel von Kollision zu Dehnungstektonik. Die Dehnung war mit großräumigen Seitenverschiebungen gekoppelt, hervorgerufen durch die Ostdrift von Eurasien relativ zu Gondwana. In Segmenten mit Transtension war dadurch möglicherweise der Magmaaufstieg erleichtert.

      Die Bildung von Grabenstrukturen setzte sich im Perm fort und wird im nächsten Abschnitt näher behandelt. Die bekannten permischen Tröge sind in Abb. 2-17 aber ebenfalls eingezeichnet.

      Eine Übersicht über die Bauteile des variszischen Gebirges im gesamten zentraleuropäischen Rahmen gibt die Arbeit von von Raumer et al. (2012). Abb. 2-18 zeigt die Situation im Perm (vor 290 Mio. Jahren). Der alpine Teil befand sich im Kern eines großen Gebirges zwischen Gondwana (Afrika) und Baltica und nördlich der Paläotethys.

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      2-17 Paläogeografische Karte des künftigen alpinen Raumes zur Zeit Ende Paläozoikum. Als geografische Orientierung sind die Umrisse der Kristallinschollen mit einer Form, wie sie auf einer heutigen Karte erscheinen, dargestellt. Sie sind aber zurückverschoben in ihre frühere Lage durch Rückgängigmachung der alpinen Überschiebungen und der mesozoischen Bewegungen bei der Öffnung der Meeresbecken. Ebenso angegeben sind die künftigen Grenzen zwischen Vorland, Dauphinois-Helvetikum, Penninikum und Südalpin-Ostalpin.

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      2-18 Das variszische Gebirge im Perm (vor 290 Mio Jahren). Die Grenze zur Paläotethys entspricht einer Subduktionszone. Der künftige alpine Teil liegt südlich der zentralböhmischen Scherzone, im Bereich, wo die Überschiebungen südvergent waren. Vereinfacht und ergänzt nach von Raumer et al. (2012).

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      Permische Sedimente und damit assoziierte Vulkanite sind aus vielen Stellen in den Alpen und ihrem Vorland bekannt. Flächenmäßig dominieren drei Trogsysteme (Abb. 2-17): eines im nordalpinen Vorland gerade südlich von Schwarzwald und Vogesen, eines im künftigen Penninikum (Zone Houillère) und eines im Südalpin bei Bozen. Daneben ist eine ganze Reihe von kleineren Trögen bekannt.

      Einige dieser permischen Tröge bauen auf einem bereits im Karbon angelegten Trog auf. Andere sind erst im Perm entstanden, und umgekehrt haben nicht alle karbonen Tröge ihre Aktivität im Perm fortgesetzt. Während der alpinen Gebirgsbildung wurden manche dieser Tröge partiell oder ganz invertiert, d. h., die Grabenfüllung wurde durch Zusammenschieben der Grabenränder herausgestülpt. Die nachfolgenden Beispiele sollen das Spektrum der Prozesse von der Grabenanlage bis zur Invertierung abdecken.

      Im Untergrund des östlichen Juras und des nördlichen Molassebeckens der Nordschweiz entdeckte man bei der Suche für Standorte radioaktiver Abfälle einen größeren, EW-streichenden Permokarbon-Trog. Abb. 2-19 zeigt einen Profilschnitt, der auf der Interpretation von reflexionsseismischen Linien und Tiefbohrungen beruht (Diebold et al. 1991, Naef 2007 und Naef & Madritsch 2014). Die Trogfüllung ist durch synsedimentäre Abschiebungen begrenzt. Der ältere Teil des Grabens (Karbon) war im Norden durch eine sehr tief reichende Abschiebung begrenzt. Im Perm verlagerte sich der Trog nach Norden.

      Die Grabenfüllung selbst besteht aus fluviatilen, lakustrischen und Playa-Sedimenten (Matter 1987). Der ältere Teil konnte in einer anderen Tiefbohrung (Weiach) als spätes Karbon (Stephanian) datiert werden. Kleinzyklische Sandstein-Ton-Serien darin sind als Schwemmebenen zu interpretieren, feinkonglomeratisch-grobsandige Serien als Flussrinnen. Eingeschaltet darin finden sich dünne Kohle-Serien, die als Sumpfablagerungen in den Schwemmebenen zu deuten sind. Das Ganze stellt ein anastomosierendes fluviatiles System dar. Im Perm setzte sich dieses fluviatile System zunächst fort. Es wurde von Seeablagerungen überdeckt. Durch die Ausbreitung eines alluvialen Fächers verlandete der See. Der Abschluss dieses Fächers in der Tiefbohrung Weiach ist durch polymikte Kristallinbrekzien charakterisiert, die rasch überleiten in feinkörnige Rotschichten, die in einer Playa abgelagert wurden. Die Grenze Karbon-Perm in Abb. 2-19 ist nicht gesichert, da der tiefere Teil des Trogs nur von den seismischen Daten her bekannt ist. In der weiter östlich liegenden Bohrung Weiach, welche die ganze permokarbone Abfolge durchörterte, sind keine Diskordanzen erkennbar (Matter 1987).

      Die mesozoischen Sedimente über dem Permokarbon-Trog sind anlässlich der Bildung des Juragebirges in der Anhydrit-Gruppe der Trias abgeschert und nordwärts schuppenartig aufgestapelt worden. Offenbar wurde der Permokarbon-Trog von dieser Deformation im Hangenden nicht wesentlich beeinflusst, das Grundgebirge verhielt sich starr.

      Im Helvetikum sind permokarbone Abfolgen in kleineren Trögen |Seite 73| in den Externmassiven bekannt, und ein größerer Trog ist in den Deckenbau der helvetischen Decken involviert. Im Aiguilles Rouges-Massiv existiert eine Anzahl von älteren Trögen, die mit Sedimenten des Devons und Karbons gefüllt sind. Diese Tröge im südwestlichen Teil des Massivs verlaufen Nord-Süd, also schief zum alpinen Streichen. Der Trog von Dorénaz im nordöstlichen Aiguilles Rouges-Massiv ist mit karbonen Sedimenten gefüllt, verläuft parallel zum alpinen Streichen und wurde, wie Abb. 2-20 zeigt, bei der alpinen Gebirgsbildung partiell invertiert. Letzteres zeigt sich an der Aufwölbung des stratigrafischen Kontakts zwischen den karbonen und mesozoischen Sedimenten sowie der Aufwölbung der basalen Überschiebung der Morcles-Decke darüber. Am Südostrand des Trogs wurden die fluviatilen Sandsteine und Grauwacken des Karbons bei der Ausstülpung vertikal gestellt (Abb. 2-21A).

      2-19 Geologischer Profilschnitt durch den Nordschweizerischen Permokarbon-Trog im Untergrund des Molassebeckens und des östlichsten Juragebirges. Umgezeichnet nach der Interpretation seismischer Daten von Diebold et al. (1991) und Naef (2007).

      Die Trogfüllung selbst besteht aus alluvialen und fluvio-lakustrinen Sedimenten. Niklaus & Wetzel (1996) konnten zeigen, dass der älteste Teil der Trogfüllung Ablagerungen eines sanddominierten verzweigten Flusssystems sind, das quer über den Graben nach Südosten entwässerte. Mit zunehmender Subsidenz entwickelte sich dann ein beckenaxiales Entwässerungssystem, das vorwiegend pelitische Sedimente hinterließ. Von den Grabenrändern her wurden

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