Die Entwicklung der Alpen

Mesozoische Entwicklung im westalpinen Raum



Trias    Jura    Kreide



Trias

Die Trias war geprägt durch alpine thermische Subsidenz. Dadurch kam es zur Ablagerung mehrerer kilometermächtiger Sedimentschichten. Im Skyth wurden überwiegend Siliziklastika wie die Werfener Schichten abgelagert. Der Rest der Trias wurde von Plattform- und Beckenkarbonaten dominiert. Bedeutende Ablagerungen sind der Wettersteinkalk und der Hauptdolomit in den Nördlichen Kalkalpen oder der Schlerndolomit in Südtirol. Eine Ausnahme bilden die siliziklastischen und evaporitischen Raibler Schichten aus dem Karn. Durch die kräftige Sedimentation und tektonisch inaktive Zeit kam es bis zur Obertrias zu einem Ausgleich der paläogeographischen Strukturen (Trümpy 1998).

Der nördliche alpine Raum läßt sich deutlich vom südlichen unterscheiden. Das Helvetikum ist siliziklastischer ausgebildet und ähnelt der Germanischen Trias. Dagegen ist das Ostalpin und Südalpin, bedingt durch geringeren klastischen Eintrag vom afrikanischen Hinterland, stärker karbonatisch ausgeprägt. Man findet Riffkörper, Lagunensedimente und Beckenablagerungen aus den Bereichen zwischen den Plattformen. Im westlichen mittelpenninischen Bereich entstand ein großes Becken, das „géosynclinal“ briançonnais archaïque. In diesem wurden einige hundert Meter untertriassische Quarzarenite und mitteltriassische Karbonate akkumuliert.

Ab der Obertrias wird auch der westliche alpine Raum tektonisch aktiv. Dies äußert sich in einsetzendem prä-ozeanischen Rifting der alpinen Tethys (Abb. 1 aus Kapitel: Entwicklung in Südosteuropa). Außerdem wurde das ehemalige „géosynclinal“ briançonnais archaïque-Becken zum Briançonnais-Hoch umgeformt.



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Jura

Ab dem Mitteljura kann der alpine Raum duch die Öffnung der alpinen Tethys in die schon erwähnten paläogeographischen Haupteinheiten (Helvetikum, Penninikum, Ostalpin und Südalpin) unterteilt werden. Der Unterjura und untere Mitteljura umfassen die Riftphase der alpinen Tethys beziehungsweise des Piemont-Ligurischen Ozeans oder penninischen Ozeans. Letzte Riftphasen im Sinemur wurden durch thermische Hebungsphasen im Toarc abgelöst (Favre & Stampfli 1992, Mosar et al. 1996). Diese frühjurassische Bruchtektonik ließ Nord-Süd verlaufende Becken und Schwellen entstehen. Thermische Subsidenz der alpinen Tethys begann im Bajoc (Stampfli et al. 1998). Ab dem oberen Mitteljura öffnete sich dieser Ozean und es wurde ozeanische Kruste gebildet. Gleichzeitig öffnete sich der Zentralatlantik zwischen Afrika und Nordamerkia (Ziegler 1988). Die älteste bisher gefundene ozeanische Kruste aus dem Piemont-Ligurischen Ozean wird mit Hilfe von comagmatischen Zirkonen aus Hochdruck- Metagabbros (Mellichen Gabbro, Täschtal, nordöstlich von Zermatt) auf 163,5 ± 1,8 Millionen Jahre und aus Ultrahochdruck-Allalin-Metagabbros (Zone von Zermatt-Saas Fee) auf 164,0 ± 2,7 Millionen Jahre datiert (Gebauer 1999). Das mit der 39Ar/40Ar-Methode ermittelte Alter von Phlogopiten aus den Totalp-Peridotiten (Ostschweiz) ergibt ähnliche Daten von 160,0 ± 8,0 Millionen Jahren (Peters & Stettler 1987). Diese Peridotite sind subkontinentalen Ursprungs und wurden durch Rifting des Piemont-Ligurischen Ozeans im Mitteljura freigelegt (Peters & Stettler 1987). Die comagmatischen Zirkone aus den Ophiolithen von Zermatt zeigen eine Kontaminierung durch kontinentale Kruste. Dies spricht gegen einen typischen mittelozeanischen Rückenbasalt (MORB). Das Fehlen von Gang-in-Gang-Stockwerken in den Ophiolithen unterstützt diese These. Die Ophiolithe wurden vielmehr in einem schmalen ozeanischen Becken gebildet. Das Becken besaß entweder einen Boden aus ausgedünnter kontinentaler Kruste oder die kontinentale Kruste befand sich randlich in unmittelbarer Nähe (Gebauer 1999).

Im Helvetikum beziehungsweise in der Externzone ist die jurassische Riftphase durch Brüche mit Süd- oder Ost-Abschiebungen, Becken und Horsten sichtbar. Die Becken wurden rasch mit mehreren Kilometer mächtigen Peliten aufgefüllt. Erst im Oberjura änderte sich die Sedimentation. Es kam zur Ablagerung von hemipelagischen Kalken. Als tiefere Schelfablagerung ist zum Beispiel der dunkle ammonitenreiche Quintnerkalk bekannt. Die Becken und Schwellen, insbesondere die Briançonnais-Schwelle im Süden verhinderten, daß Schlamm von Westeuropa weiter nach Süden gelangen konnte.

Das im Süden angrenzende Penninikum kann ab dem Mitteljura in die Briançonnais-Schwelle und den Piemont-Ligurischen Ozean gegliedert werden. Der Walliser Trog, Nordpenninikum oder Valais-Ozean öffnete sich jedoch erst in der Unterkreide. Das zeigen älteste magnetische Anomalien des Valais-Ozeans, die Apt-Alter (112 Millionen Jahre) besitzen (Sibuet & Colette 1991, Srivastava et al. 1990). Diese Daten sind zeitgleich mit den ersten Spreizungs-Ereignissen im Nordatlantik zwischen Iberia und Neufundland (Favre & Stampfli 1992). Die vorangegangene Riftphase im Nordpenninikum begann im Oberjura vor 160 Millionen Jahren.

Die Tambo-, Suretta-, Schams- und Siviez-Mischabel-Decke sind aus der ehemaligen Briançonnais-Schwelle, auch Mittelpenninikum genannt, aufgebaut. Sie reicht im Osten bis in den Bereich der Hohen Tauern. Bei den Internmassiven (Monte Rosa, Dora Maira, Gran Paradiso) liegen widersprüchliche Meinungen vor. Allerdings vertreten heute viele Autoren (Stampfli et al. 1998, Gebauer 1999, Froitzheim 1997) nicht mehr die klassische Meinung, daß es sich bei den Intermassiven um Mittelpenninikum handelt (Escher et al. 1988, 1997). Auf diese Problematik wird in Kapitel Kreide näher eingegangen. Zur Jura-Zeit war die Briançonnais-Schwelle mit der Iberischen Platte verbunden (Frisch 1979, Stampfli 1993, Stampfli & Marchant 1997). Beide wurden durch die Öffnung des Nordatlantiks und des süd- und nordpenninischen Ozeans in der mittleren Kreide zu einer eigenständigen Platte. Die jurassische Tektonik ist auch im Mittelpenninikum sichtbar und äußert sich in Brüchen und Brekzien. Auf der Süd- und Ostseite der Briançonnais-Schwelle entstanden Brekzien durch die Öffnung des Piemont-Ligurischen Ozeans im Unter- bis Oberjura. Auf der Nordseite der Briançonnais-Schwelle wurden sie erst im Oberjura und in der Unterkreide durch die Öffnung des Walliser Beckens abgelagert (Gwinner 1978). Am Ende des Unterjuras und am Anfang des Mitteljuras fiel die Briançonnais-Schwelle trocken, was die Ausbildung von Paläokarst, Bauxit und Laterit zur Folge hatte (Gwinner 1978). Ansonsten wurde das Mittelpenninikum im Jura aus Karbonaten und Mergeln aufgebaut.

Das Südpenninikum besteht überwiegend aus Ophiolithen, Radiolariten und Bündnerschiefern (schistes lustrés) (Gwinner 1978). Nach Meinung von Manatschal & Nievergelt (1997) und Froitzheim & Manatschal (1996) handelt es sich bei den jurassischen Ophiolithen um tektonisch denudierten, ozeanischen oder subkontinentalen Mantel. Während der Riftphase kam es durch detachment faults zur Freilegung von peridotitischem Mantel. Dieser ist im Bereich der Malenco-Einheit und Platta-Decke sehr gut aufgeschlossen und untersucht. Die Exhumierung von Mantel äußert sich dadurch, daß ozeanische Sedimente in direktem Kontakt mit Mantelperidotiten liegen. Der typische Aufbau eines Ozeanbodens aus Gang-in-Gang-Stockwerke und Kissenbasalten fehlt (Froitzheim & Manatschal 1996). Der nordwestliche Rand des Südpenninikums ist dagegen durch steile Abschiebungen charakterisiert. Dort kam es nicht zur Freilegung von Mantel. Ein Überblick über die Entwicklung und Stratigraphie im Piemont-Ligurischen Ozean im Bereich der Westschweiz gibt die Abbildung 2.

Die thermische Subsidenz und Öffnung der alpinen Tethys verursachte die Bildung von Randbecken wie dem Helvetisch-Dauphinois-Becken, dem Subbriançonnais-Randbecken und dem lombardischen Randbecken. Diese Beckenbildungen verhinderten die Progradation der Karbonatplattformen im Norden wie im Süden der alpinen Tethys. Das Ertrinken von Karbonatplattformen (Rhätolias-Riffkalke) und die Bildung von kondensierten Lagen ist im Ostalpin gut sichtbar. Das sind die Allgäuschichten und Fleckenmergel (Beckenablagerungen), die sich mit dem Hierlatzkalk und Adneterkalk (Nektonkalk auf ertrunkenen Karbonatplattformen) verzahnen (Gwinner 1978). Im Oberjura folgen die pelagischen Kieselkalken der Aptychenschichten, die unterhalb der Aragonitkompensationstiefe (ACD) abgelagert wurden. Durch zeitweiliges Absinken des Ablagerungsraumes unter die Kalkkompensationstiefe (CCD) kam es im Oberjura auch zur Ablagerung von Radiolariten. Bedeutende ostalpine Jura-Serien findet man in den Nördlichen Kalkalpen, Lienzer-, Gailtaler- und Engadiner Dolomiten. Olistostrome mit Hallstätter Gesteinen in Oberjura- und Unterkreide-Ablagerungen zeigen als Fernwirkung die Schließung des Hallstatt-Meliata- Ozeans in den östlichen Nördlichen Kalkalpen (Trümpy 1998).

Im Südalpin wie zum Beispiel den Dolomiten lagerten sich auf dem Hauptdolomit oder Dolomia principale im Lias die Calcari grigi und auf diesem im Mittel- und Oberjura ein pelagisch kondensierter Nektonkalk, der Ammonitico rosso ab (Gwinner 1978). Schwellen und Becken aus der Zeit der Öffnung des Piemont- Ligurischen Ozeans wurden im Oberjura und in der Kreide durch die Planktonkalke Maiolica und Scaglia ausgeglichen. Die Maiolica wurde unter der ACD abgelagert und ist zum Teil kieselig ausgebildet. Weiter im Süden hatten die Karbonatplattformen weiterhin Bestand, wie zum Beispiel die Friaul-Plattform oder die Dinariden.





Abb. 1: Paläogeographische Rekonstruktionen im Jura und in der Kreide (nach Stampfli 1996).





Abb. 2: Stratigraphie und Entstehung der ozeanischen Serien im Piemont-Ligurischen Ozean im Bereich der Westschweiz (nach Stampfli et al. 1998).



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Kreide

In der Unterkreide öffnete sich das Walliser Becken und es kam zur Ablagerung von Bündnerschiefer in den Becken, Foraminiferenmergeln und -kalken im Ost- und Südalpin und hemipelagischen Kalken und Mergeln oder Karbonatplattformkalken im Helvetikum. Ab der Oberkreide kam es durch beginnende Subduktion des Piemont-Ligurischen Ozeans zur ersten Deformation und Metamorphose, speziell im Ostalpin. Des weiteren begann die Flysch-Ablagerung. Die Nordbewegung von Afrika und der apulischen Platte und die Rotation von Iberien wird auf die Öffnung des Nordatlantiks in der mittleren Kreide zurückgeführt. Eine paläogeographische Übersicht aus der Kreide zeigen die Abbildungen 1 und 3.




Abb. 3: Paläogeographie in der Unterkreide (verändert nach Channell & Kozur 1997). Altersangaben in den Becken geben den Beginn der Öffnung und das Ende der Schließung an.


Während im germanischen Raum keine Kreide-Ablagerungen zu finden sind, progradierten im helvetischen Raum in der Unterkreide dreimal Karbonatplattformen nach Süden. Dabei entstanden als bedeutendsten Karbonatplattform-Ablagerungen der Schrattenkalk im schweizer Raum und die Urgon-Kalke im provençalischen Bereich. Überlagert wurden diese vom Gault, einer glaukonitreichen Transgressionslage aus dem Alb/Cenoman. Die folgenden foraminiferenreichen Seewerkalke und -mergel aus dem Turon tauchten ab der mittleren Oberkreide bis ins untere Eozän über den Meeresspiegel auf. Dies erkennt man an Paläokarst und Siderolithikum (Gwinner 1978) . Verantwortlich für dieses Auftauchen waren back-bulge-Prozesse (Aufwölbung der Kruste vor der Subduktionszone nach dem Balkenwaagen-Prinzip) während der Subduktion des Penninikums (Stampfli et al. 1998) (Abb. 4). Im südlichsten helvetischen Gebiet befand sich in der Unterkreide ein Becken, der West-Ost verlaufende Vocontische Trog, in dem hemipelagische ammonitenreiche Mergel und Kalke sedimentiert wurden.




Abb. 4: Entwicklung des bulge während der Subduktion (verändert nach Stampfli et al. 1998). He, Helvetikum; SH, Südhelvetikum; Va, Walliser Trog; Br, Briançonnais-Schwelle; Pi, Piemont-Ligurischer Ozean; Z-S, Zone von Zermatt-Saas Fee; I-M, Internmassive; Ar, Arosa (Dent Blanche); Vl-Se, Valpelline-Serie (Dent Blanche) und Sesia-Zone; SA-Iv, Südalpen und Ivrea-Zone. dc, Krustendichte; et, elastische Dicke; wo, maximale Depression; xo, Nullpunkt des bulge; xb, maximale Entfernung des bulge von der Subduktion; wb, bulge-Höhe.


Wie schon erwähnt, öffnete sich der Walliser Trog vollständig in der Unterkreide. Allerdings sind Ophiolithe weniger verbreitet als im Südpenninikum. Überwiegend wurden Bünderschiefer eingetragen, die nach Trümpy (1998) eventuell distale Turbidite darstellen. Besonders in Graubünden findet man diese zum Teil feinsandigen schiefrigen Mergel. Richtung Westen verengte und verjüngte sich der Valais-Ozean. Erste magnetische Anomalien besitzen gleiches Alter wie die frühesten Ophiolithe aus dem Nordatlantik. Sie haben ein Alter von 112 Millionen Jahren (Apt) (Sibuet & Colette 1991, Srivastava et al. 1990, Favre & Stampfli 1992). Während der Riftphase im Oberjura öffnete sich der Nordpenninische Bereich um zirka 200 Kilometer (Malod & Mauffret 1990) bis 350 Kilometer (Sibuet & Colette 1991). Um nochmal zirka 200 Kilometer öffnete sich der Valais-Ozean während der spreading-Phase (Stampfli et al. 1998). Durch die Öffnung des Nordatlantiks drehte sich Iberien und der Golf von Biscaya öffnete sich. Dadurch war über das Gebiet der Pyrenäen als pull-apart-Becken eine Verbindung zum Walliser Trog gegeben. Konturite als Zeugnis von starken Strömungen sprechen ebenfalls für die ehemalige Verbindung der alpinen Tethys mit dem Nordatlanik (Stampfli et al. 1998). Die Bildung von ozeanischer Kruste ist im Golf von Biscaya jünger als im Nordatlantik und endet im Campan mit der magnetischen Anomalie A33 (83 bis 71 Millionen Jahre) (Stampfli et al. 1998). Nach Montigny et al. (1986) hat der basische Magmatismus im Bereich der Pyrenäen ähnliches Alter von 115 bis 80 Millionen Jahren wie in der Biscaya. Im Walliser Becken endete nach Stampfli et al. (1998) die seafloor-spreading-Phase ebenfalls im Alb/Cenoman. Die fortlaufende sinistrale Rotation von Iberien und die Biscaya-Öffnung verursachten die beginnende Schließung des Walliser Troges ab dem Cenoman/Turon. Diese Schließung hat die Flyschbildung (sandige Turbidite, Brekzien und Konglomerate) ab der Oberkreide bis ins Eozän zur Folge (Gwinner 1978). Anfänglicher klastischer Eintrag, wie zum Beispiel die Niesen-Konglomerate, hatte seine Ursache allerdings eher in einem durch die Subduktion ausgelöstem flexure bulge des helvetischen Kontinentalrandes (Stampfli et al. 1998, Ackermann 1986). Die eigentlichen Flysche stammen aus dem Paläozän bis Mitteleozän (Arblatsch Flysch, Eiermann 1988, Sardona Flysch, Lihou 1996, Meilleret Flysch, Homewood 1974).

Durch die Öffnung des Nordatlantik und des Walliser Troges wurde Iberien, Korsika, Sardinien und die Briançonnais-Schwelle zusammen als ein Terrane abgespalten (Stampfli et al. 1998, Stampfli 1993, Frisch 1979). Trümpy (1998) widerspricht dieser Hypothese. Er ist gegen eine durchgängige Verbindung von der Biscaya zum Walliser Trog und begründet dies mit lückenlosen Schichtfolgen im Bereich der Provençe. Er sieht im Walliser Trog eher einen „failed arm“ der alpinen Tethys. Auf der Briançonnais-Schwelle kam es in der Unterkreide zur Ablagerung von pelagischen Kalken und Mergeln mit eingelagerten Cherts. In der Oberkreide änderte sich die Sedimentation. Es erscheinen zuerst hemipelagische anoxische Sedimente und später die globutruncanenführenden Couches rouges aus der Oberkreide bis Untereozän. Dies sind kondensierte Lagen aus dem Bereich der CCD mit eingelagerten Hartgründen. Im Untereozän wurden sie von sandig schiefrigen Flyschen abgelöst (Gwinner 1978).

Der Piemont-Ligurische Ozean macht eine relativ ähnliche Entwicklung durch wie der Walliser Trog. Ebenfalls wurden im südpenninischen Becken Bündnerschiefer (Schistes lustrés) abgelagert. Häufig sind auch Schwarzschiefer und kieselige Kalke aus Bereichen unterhalb der CCD eingeschaltet. Ophiolithe kommen nicht mehr vor. Ab der Oberkreide herrschen sandige Flysche vor. Die Abbildung 2 gibt eine gute Übersicht über die stratigraphische Entwicklung im Südpenninikum im Bereich der Westschweiz.

Nach Hunziker et al. (1992), Stampfli et al. (1998), Stampfli & Marthaler (1990) und anderen begann die Subduktion des Piemont-Ligurischen Ozeans in der mittleren Kreide vor zirka 100 Millionen Jahren. Sie bauen diese Behauptung auf Hochdruck-Niedrigtemperatur-Metamorphose-Daten aus eklogitfaziellen Gesteinen auf, die in Tabelle 1 zusammengefaßt sind.



  • Sesia-Massiv:       85-130 Millionen Jahre (Ma), 16 kbar, 600°C
    Hunziker et al. 1989, Ballèvre & Merle 1993, Venturi 1995, Oberhänsli et al. 1985 (129 ± 15 Ma aus Rb-Sr-Messungen)

  • Dora Maira:      80-110 Ma, 36 kbar, 750°C
    Hunziker et al. 1989, Michard et al. 1993, Sharp et al. 1993, Monié & Chopin 1991

  • Zermatt-Saas Fee:      56-100 Ma, 26 kbar, 600°C
    Hunziker et al. 1989, Ballèvre & Merle 1993, Reinecke 1991

  • Monte Rosa und Gran Paradiso:      80-110 Ma, 14 kbar, 550°C
    Hunziker et al. 1989, Ballèvre & Merle 1993, Monié 1985 (110 Ma und 65 Ma aus Ar/Ar-Messungen, 2. Generation durch Blauschieferüberprägung), Hunziker 1970 (125 ± 20 Ma aus Rb-Sr-Messungen) Chopin & Monié 1984 (110 ± 3 Ma aus Ar/Ar-Messungen) Paquette et al. 1989 (102 ± 2 Ma und 91 ± 2 Ma aus Rb-Sr- Messungen)


Tab. 1: Daten zur Subduktion der Internmassive aus dem Peak der Hochdruck-Metamorphose.



Die beginnende Subduktion im Valangin/Hauteriv untermauern Stampfli et al. (1998) zusätzlich mit mächtigen Flyschablagerungen ab dem Cenoman/Turon im Piemont-Ligurischen Ozean (Caron et al. 1989, Gasinski et al. 1997) und im Lombardischen Becken (Bichsel & Häring 1981, Bernoulli & Winkler 1990). Dieser Flysch ist die Folge von einsetzender Subduktion beziehungsweise Einengung des penninischen Ozeans. Durch den Beginn von underplating während der Subduktion wurden nach Stampfli et al. (1998) ozeanische und kontinentale Elemente im Bereich des apulischen Kontinentalrandes verschuppt. Eine solche Verschuppung/Mélange sieht er in der Deckenfolge Antrona-Ophiolithe, Monte Rosa-Basement, Zermatt-Saas Fee-Ophiolithe und Sesia Lanzo-Basement (Abb. 5). Damit gehören nach Meinung der oben angeführten Autoren die Internmassive zum Ostalpin beziehungsweise zum Nordrand von Apulia. Zudem bekräftigen sie diese These damit, daß mittelpenninische und helvetische Einheiten deutlich jüngere Hochdruck-Metamorphose-Alter (Eozän/Oligozän) als die der Internmassive aufweisen.

Der Meinung, daß die Subduktion in der mittleren Kreide begann, widersprechen Gebauer 1999, Rubatto & Gebauer 1999, Desmons et al. 1999a,b und Froitzheim 1997. Sie setzen den Beginn in die Kreide/ Tertiär-Grenze vor zirka 65 Millionen Jahren und beweisen dies mit nachstehenden, meist neueren und genaueren Daten (Tab. 2). Mit der neuen SHRIMP-Methode können mit Hilfe der Kathodenluminisenz einzelne Zirkon-Wachstumsphasen innerhalb eines Korns unterschieden und gemessen werden. Dadurch werden die Fehler durch Vermischung der Alter vermieden, denn speziell in den Alpen ergeben vermischte Altersdaten aus der variskischen und alpidischen Phase zu alte Werte. Außerdem kommt es bei den Ar/Ar-, K/Ar- und Rb/Sr-Meßmethoden bei der späteren grünschieferfaziellen Überprägung zu einer Neuöffnung des Ar-Systems, die so weit gehen kann, daß die relative Abreicherung des Mutterisotopes von vorne beginnt. Dies führt zu Fehlern oder Mißinterpretationen. Altersangaben in Tab. 2 der Hochdruck-Metamorphose- Maxima (tiefste Versenkung) sprechen für einen Subduktionsbeginn nicht vor der Kreide/Tertiär-Grenze.




  • Sesia-Lanzo Zone:
    zirka 65 Ma (Rubatto et al. 1995, 1997, Rubatto & Gebauer 1997 aus SHRIMP-Messungen) (Inger et al. 1996 aus U-Pb-Messungen und Ruffet et al. 1997 aus Ar-Ar-Messungen)
    Duchêne et al. (74,6 ± 4,1 Ma und 69,2 ± 2,7 Ma aus Lu-Hf-Messungen)
    76,1 ± 1,1 Ma (Gebauer 1999 aus SHRIMP-Messungen von hydrothermalen Zirkonen aus der Dehydrationsphase bei 300°C, dem Beginn der Subduktion, also zirka 11 Ma vor Metamorphose-Peak)
    18 kbar, 600°C (Koons 1982)

  • Dora Maira:
    Zirkonkern mit 275 Ma und -rand mit 35 Ma, 37 kbar, 800°C (Schertl et al. 1991, Gebauer et al. 1992 aus SHRIMP-Messungen, Zirkon-Anwachssaum bei partieller Ultrahochdruck-Schmelzbildung entstanden)
    30-38 Ma (Tilton et al. 1991 aus Sm-Nd, U-Pb und Th-Pb-Messungen)

  • Zone von Zermatt-Saas Fee:
    zirka 44 Ma, 28-30 kbar, 580-630°C (Reinecke 1991, 1995, Rubatto et al. 1998, Amato et al. 1997 aus SHRIMP-Messungen)
    52 ± 18 Ma (Bowtell et al. 1994 aus Sm-Nd-Messungen)
    44,6 ± 1 Ma und 42,3 ± 1,4 Ma (Barnicoat et al. 1995 aus Rb-Sr-bzw. 39Ar/40Ar-Messungen)
    20 kbar, 600°C (Meyer 1983)

  • Monte Rosa/Gornergrat:
    34,9 ± 1,4 Ma, 14-15 kbar, 500-550°C (Rubatto 1998, Rubatto & Gebauer 1999 aus SHRIMP-Messungen)
    22-26 Ma (Hunziker & Bearth 1969, Monié 1985 aus Rb-Sr- bzw. Ar-Ar-Messungen, sind aber „reheating“-Alter aus Grünschiefer-Metamorphose durch Asthenosphären-Rückfluß im Oligozän/Miozän Blanckenburg & Davis 1995)
    891 ± 70 Ma und 192 ± 5 Ma (Chopin & Monié 1984, zonierte Zirkone mit verschiedenen Populationen)


Tab. 2: Daten zur Subduktion der Internmassive aus dem Peak der Hochdruck-Metamorphose.


Nach Tab. 2 ergibt sich eine Subduktionsabfolge (Metamorphose-Peaks) von Sesia-Lanzo- Zone vor 65 Ma, Zone von Zermatt-Saas Fee vor 44 Ma, Monte Rosa-Decke und Dora Maira vor 35 Ma. Da helvetische und mittelpenninische Einheiten ähnliche Alter von Eozän/Oligozän haben, setzen obige Autoren (Tab. 2) die ehemalige paläogeographische Lage der Internmassive in den europäischen Kontinentalrand-Bereich.

In den Ostalpen begann die Subduktion schon vor 100 Millionen Jahren und ging in eine West -und Nordwest-gerichtete Bewegung der ostalpinen Decken über. Vulkanismus aus dem Alb in den Nördlichen Kalkalpen deutet auf eine bereits bestehende Subduktion des Penninikums im österreichischen Raum zu dieser Zeit hin. Der unterostalpine Bereich wurde ab der Oberkreide zum Akkretionskeil umgewandelt. Die beginnende Deckenstapelung war begleitet durch Kollapsbrekzien, die das Randcenoman aufbauen. Weitere Anzeichen für die Deckenstapelung im Ostalpin sind Rucksackbecken, die oft als pull-apart-Becken ausgebildet waren. Bekanntes Beispiel ist die Muttekopfgosau in den Nördlichen Kalkalpen (Ortner 1994). Der Gosaukomplex ist aus amalgamierten Turbiditen, Trümmerströmen und Megabrekzien aufgebaut. Erste Sedimente in diesem Gosau-Becken stammen aus dem Santon. Folglich muß zu dieser Zeit die Subduktion schon in Gang gewesen sein.

Das Südalpin lag ab der Oberkreide im Rückbereich der ostalpinen Deckenstapel. Es kam dadurch zu „flyschartigen“ Ablagerungen auf den Unterkreide-Ablagerungen, bestehend aus Maiolica (pelagischer kieseliger Planktonkalk) und der darüber folgenden Scaliga (hemipelagischer Foraminiferenkalk) (Gwinner 1978).





Abb. 5: Strukturgeologischer Querschnitt durch die Westalpen (nach Stampfli et al. 1998)


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