Geologie der Alpen - O. Adrian Pfiffner

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mittleren Ordovizium, vor 480 bis 460 Millionen Jahren (vgl. Eisbacher et al. 1989). An vielen Stellen im Schwarzwald können auch Aufschmelzungen beobachtet werden, aber die Datierung dieser anatektischen Vorgänge ist unsicher. Nach Huber & Huber (1984) kann eine erste Anatexis im frühen Kambrium (vor 550 bis 520 Millionen Jahren) und eine zweite, die „Hauptanatexis“, im frühesten Ordovizium (vor 490 bis 480 Millionen Jahren) vermutet werden. Nach Eisbacher et al. (1989) deuten petrologische Daten in Ultramafika, eklogitischen Amphiboliten und granulitischen Paragneisen auf eine eklogitisch-granulitische Hochdruck-Metamorphose, die vor einer regionalen Metamorphose unter mittleren Drücken stattfand. Eine noch jüngere, druckbetonte metamorphe Überprägung fand anschließend während der variszischen Orogenese statt. All diese Vorgänge belegen, dass der „Zentrale Gneiskomplex“ im Paläozoikum mehrere Orogenesen erlebte. Die hohen Grade der metamorphen Umwandlungen lassen nur wenige und ungenaue Aussagen zur älteren Entwicklungsgeschichte dieser Gesteine zu. Die Grenze zum „Südlichen Komplex“ bildet eine nordfallende Überschiebung, die Todtnau-Überschiebung, längs welcher der „Zentrale Gneis-Komplex“ in südöstlicher Richtung auf paläozoische Sedimente aufgeschoben ist (Eisbacher et al. 1989). Die Todtnau-Überschiebung ist von parallel verlaufenden retrograden Scherzonen im „Zentralen Gneis-Komplex“ begleitet. Die Aufschiebung des Letzteren fand gemäß K/Ar-Abkühlaltern im frühen Karbon (vor 340 bis 330 Millionen Jahren) statt (op. cit.).

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      2-1 Tektonische Karte der Alpen. Für alle tektonischen Einheiten sind das prä-triadische kristalline Grundgebirge sowie paläozoische Sedimente gesondert ausgeschieden. A-R: Aiguilles Rouges-Massiv, M-B: Mont Blanc-Massiv.

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      Der Gürtel von paläozoischen Sedimenten südlich der Todtnau-Überschiebung wird als „Badenweiler-Lenzkirch-Zone“ bezeichnet. Die Sedimente enthalten unten marine Kalke, Tonsteine, Siltsteine und sporadisch kalkige Olistostrome des späten Devons. Den Hauptteil der Sedimente machen aber Turbiditablagerungen mit Feldspat- und vulkanischen Komponenten aus. Sie sind altersmäßig in das frühe Karbon zu stellen und als synorogene Sedimente zu deuten. Als jüngstes wurden im Visean (vor zirka 330 Millionen Jahren) Konglomerate als „channel deposits“ unter paralischen, nicht marinen Bedingungen sowie mannigfaltige vulkanische Brekzien abgelagert. Generell gesehen, liegen die älteren Sedimente eher im nördlichen Teil des Gürtels und die jüngsten Konglomerate eher im Süden und ohne Tiefgang. Im Querprofil ergibt sich somit eine nach SSE überkippte Serie.

      Wie in Abb. 2-2 ersichtlich, bildet eine Abschiebung die Grenze zwischen der „Badenweiler-Lenzkirch-Zone“ und dem „Südlichen Gneis-Komplex“. Diese Abschiebung bringt die Gneise im Süden (Hotzenwald-Gruppe) in direkten Kontakt zu den unmetamorphen paläozoischen Sedimenten. Die wichtigsten Gesteine im „Südlichen Gneis-Komplex“ sind polymetamorphe und monometamorphe Schiefer, vergneiste Metavulkanite, Ultramafika, selten Gabbros sowie Linsen von mylonitischen Leukograniten (Eisbacher et al. 1989). Viele dieser Gesteine sind lediglich als größere Schollen innerhalb der jüngeren Granite erhalten. In den mylonitischen Leukograniten zeigen Schersinnindikatoren auf Überschiebung in Richtung Südosten. Daneben sind aber mehrere dextrale Seitenverschiebungen (teilweise mit Abschiebungskomponenten) zu verzeichnen.

      Im späten Karbon drangen eine Reihe von Graniten in die alten Gneise und die paläozoischen Sedimente ein. Die Alter dieser Granite variieren von 330 bis 310 Millionen Jahren, mit einer Häufung um 330 Millionen Jahre. Sie durchschlagen die variszischen Strukturen wie etwa die „Badenweiler-Lenzkirch-Zone“ oder die Todtnau-Überschiebung, sind also als post-variszisch zu bezeichnen. Einzelne ältere Granite sind im frühen Karbon eingedrungen („Randgranit“ 358 Millionen Jahre, Mambach„granit“ 352 Millionen Jahre; Huber & Huber 1984) und sind von der variszischen Gebirgsbildung deformiert.

      Eine Serie von klastischen Sedimenten und Vulkaniten des späten Karbons und Perms überlagern die oben besprochenen Einheiten diskordant. Der Einbruch dieser permokarbonen Becken begann im Westphalian (zirka 310 Millionen Jahre) und kulminierte im Rotliegenden vor 307 bis 286 Millionen Jahren. Die vulkanische Tätigkeit förderte in der Zeit zwischen etwa 307 und 286 Millionen Jahren (vgl. Eisbacher et al. 1989) saure Magmen (Rhyolite). Die Becken bildeten sich als lokale Gräben, in denen eine zwei bis drei Kilometer mächtige Sequenz von fluviatilen und limnischen Sandsteinen, Tonen und Mergeln sowie Kristallinbrekzien in Schuttfächern abgelagert wurden |Seite 41| (Matter 1987). Ähnliche Becken sind in allen alpinen Bereichen ebenfalls zu finden, wie später diskutiert wird.

      2-2 Geologische Karte des südlichen Schwarzwaldes, basierend auf Eisbacher et al. (1989) und Huber & Huber (1984). Die Verbandsverhältnisse veranschaulichen die spätpaläozoische Entwicklungsgeschichte. An: Andalusit, Bi: Biotit, Chlor: Chlorit, Cor: Cordierit, Gra: Granat, Mu: Muskovit, Sill: Sillimanit.

      In den Externmassiven der Alpen ist das prä-triadische Grundgebirge in mehreren Kristallinaufbrüchen der direkten Beobachtung zugänglich. Infolge der zusätzlichen alpinen Überprägung, die im Schwarzwald fehlt, ist eine Deutung der Gesteinsverbände in den isolierten Aufschlüssen für einzelne Fälle noch schwieriger. Trotzdem lassen sich einige Gemeinsamkeiten feststellen. An mehreren Orten kommen beispielsweise proterozoische Metasedimente, ordovizische |Seite 42| Orthogneise, variszische Migmatite und spät- oder post-variszische Granite des frühen Karbons, sowie permische Granite, Vulkanite und kontinentale Klastika vor, um die wichtigsten Elemente vorwegzunehmen. Andere Serien, wie etwa unmetamorphe paläozoische Sedimente des Ordoviziums, Silurs und Devons, sind bezüglich ihres Vorkommens auf einzelne Regionen, das Ostalpin im Speziellen, beschränkt. Um den regionalen Unterschieden gerecht zu werden, erfolgt die Diskussion des prä-triadischen Grundgebirges regional gegliedert und beschränkt sich auf einige besonders gut dokumentierte Beispiele.

      Wie aus Abb. 2-1 ersichtlich, reihen sich die Kristallinaufbrüche von Argentera, Pelvoux, Belledonne und Aiguilles Rouges/Mont Blanc im externen Teil der Alpen aneinander. All diesen Externmassiven gemeinsam ist nach von Raumer et al. (1993c) eine Serie von polymetamorphen Metasedimenten, die im Silur oder frühen Devon von einer Hochdruck-Metamorphose mit Eklogitbildung und später, im späten Devon oder frühen Karbon, von einer regionalen Metamorphose, die in Zusammenhang mit der variszischen Gebirgsbildung steht, überprägt wurde. Schließlich erfolgten jüngste Überprägungen anlässlich der alpinen Orogenese. Die Metasedimente werden auch unter dem Begriff „Altkristallin“ zusammengefasst. Sie dürften altersmäßig ins späte Proterozoikum und frühe Paläozoikum zu stellen sein (von Raumer et al. 1993c). Eine Serie von Metagrauwacken, wechsellagernd mit Quarziten und Metapeliten, seltenen Karbonaten, ist möglicherweise als Plattformsedimente assoziiert mit einem Rift zu deuten. Eine andere Serie, bestehend aus Glimmerschiefern mit Amphibolitlagen und Diopsid-Marmoren, begleitet von gebänderten Metagrauwacken und sauren Gneisen und Amphiboliten, ist eher in einem ozeanischen Umfeld zu sehen.

      Für die im Argentera-Massiv verbreitet vorkommenden granitischen Bändergneise werden als Protolith saure Vulkanite vermutet, während die Augengneise und feinkörnigen granitischen Gneise im Aiguilles Rouges-Massiv als Metavulkanite eines ehemaligen Inselbogens gedeutet werden. Schließlich sind die Augengneise im Mont Blanc-Massiv, deren Alter mit 460 Millionen Jahre angegeben werden kann, als ordovizische Granite zu interpretieren. Unklar ist das Alter der Metapelite (sogenannte Série satinée) im Belledonne-Massiv.

      Neben diesen polymetamorphen Metasedimenten sind hauptsächlich im Belledonne-Massiv monometamorphe Serien auszumachen (von Raumer et al. 1993c). Eine dieser Serien, der Chamrousse-Ophiolith, besteht aus ultramafischen Gesteinen und Gabbros mit einem Kristallisationsalter von 497 bis 496 Millionen

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