Die Entwicklung der Alpen

Tertiäre Entwicklung



Paläozän und Eozän        Oligozän bis rezent



Paläozän und Eozän


Das Paläozän war eine relativ ruhige tektonische Zeit und trennte die eo-alpine Deformation in der Kreide von der meso-alpinen subduktionsdominierten Tektonik. Die neo-alpine Tektonik folgte der meso-alpinen Phase im Oligozän mit der Kollisions-Phase, die bis ins Pliozän andauerte.

Die Flyschsedimentation hatte im unteren Alttertiär weiterhin Bestand. In der Externzone lagerten sich auf flachmarinen Kalken und Sanden mit Nummuliten pelagische foraminiferenreiche Mergel ab. Die Flyschablagerungen gingen im mittleren Oligozän in die Untere Meeresmolasse über (Geyer 1991). Die jüngsten Flysche aus den penninischen Bereichen stammen im Walliser Becken aus dem Untereozän, auf der Briançonnais-Schwelle aus dem Mitteleozän und im Piemont-Ligurischen Ozean ebenfalls aus dem Mitteleozän (Trümpy 1998). Sie bestehen aus sandigen, mergeligen und zum Teil brekzienreichen Lagen. Allerdings enden die Schichtfolgen im Südpenninikum meist schon an der Kreide/Tertiär-Grenze. Im ostalpinen und südalpinen Bereich kann man nicht von Flyschablagerungen sprechen. Wie schon erwähnt, kam es zur Ablagerung der Gosau-Serien mit grobklastischen Lagen im Deckenstirnbereich und flysch- bis molasseartigen Sedimenten im Rückbereich der Deckenstapelung (Südalpin).

Die sich nach Nordwesten verschiebende Subduktion und Deckenstapelung ließ auch die Aufwölbung vor der Subduktion nach dem Balkenwaagenprinzip (flexural bulge) wandern (Stampfli et al. 1998) (Abb. 4 im Kapitel: Entwicklung im westalpinen Raum und Abb. 1). Diese Aufwölbung verursachte einen Hiatus. Mit beginnendem Abriß der subduzierten Platte wurde der "bulge" ab dem Oligozän kleiner. Die Oberrheingraben-Öffnung engte den "bulge"-Bereich zusätzlich ein (Sinclair 1996, Stampfli et al. 1998).




Abb. 1: Subduktion und bulge vom Eozän bis heute (nach Stampfli et al. 1989).


Im Eozän folgte die Zeit der stärksten Krustenverkürzung (Trümpy 1998). Dies äußerte sich darin, daß Decken während der Subduktion und Nordwestbewegung angelegt wurden. Davon betroffen waren im frühen Tertiär besonders der penninische Bereich (Schmid et al. 1996). Die ostalpine Deckenstruktur hatte sich dagegen schon in der Oberkreide gebildet (Froitzheim et al. 1994). Der helvetische Bereich wurde erst im Obereozän/Unteroligozän subduziert und in Decken zerlegt. Während der Subduktion kam es meist zu einer Abscherung des Deckgebirges (thin-skinned Tektonik) und zu einem underplating des Basements.

Dies führte zu unterschiedlichen Metamorphose-Überprägungen und Deformationen. Während die Grundgebirgseinheiten, im Besonderen die Internmassive und Teile des Südpenninikums, wie zum Beispiel die Zone von Zermatt-Saas Fee, eine Hochdruck-Niedrigtemperatur-Metamorphose und duktilen Stress erfuhren, wurden die Deckgebirgseinheiten, beispielsweise die Nördlichen Kalkalpen kaum metamorph überprägt und reagierten spröde (Escher et al. 1993). Die Hochdruckmetamorphose, die je nach Datenerhebung in die Kreide oder ins Alttertiär fiel, wurde bisher häufig beschrieben (siehe Zitate in Tab. 1 und 2 im Kapitel: Entwicklung im westalpinen Raum und Tab. 1). Dabei entstanden eklogitfazielle Gesteine mit einem Mineralgehalt von Omphazit, almandinreichem Granat, Paragonit, Zoisit, Epidot, Lawsonit, Talk, Magnesiumchloritoid, Kyanit, Magnesiumchlorit, Rutil und Quartz. Solche Eklogite kommen verbreitet in der Zone von Zermatt-Saas Fee vor (Bearth 1967, 1963b, Oberhänsli 1980, 1982, Meyer 1983, Barnicoat 1988, Hunziker et al. 1989, Desmons et al. 1999b, Reinecke 1991, 1998). Es wurden Drücke und Temperaturen von 20 kbar und 600°C (Meyer 1983, Allalin Gabbro, Zermatt) beziehungsweise 28-30 kbar und 580-630°C (Reinecke 1991, 1998, Coesit-Relikte, Valtournache) erreicht. Aus den Internmassiven (Monte Rosa, Dora Maira, Gran Paradiso) und der Sesia-Lanzo-Zone sind ebenfalls eklogitfazielle Gesteine beschrieben worden (Desmons et al. 1999b, Gebauer 1999). Nachträglich wurden diese Eklogite retrograd in Glaukophanschiefer umgewandelt, bestehend aus Glaukophan, Aktinolith, Chloritoid, Paragonit und Phengit (Desmons et al. 1999b). Barnicoat & Fry (1986) nehmen dagegen an, daß die Eklogite prograd aus den Glaukophanschiefern entstanden sind und letztere somit Reste aus der prä-Eklogit-Phase sind. Lawsonit-Chlorit-Albit- und Glaukophan-Schiefer findet man in den Briançonnais-Decken, in der Valais-Zone und in der Combin-Zone. Ihr Bildungsbereich lag bei 3-12 kbar und 300-525°C (Desmons & Fabre 1988, Desmons et al. 1999b). Im oberen Eozän und im Oligozän kam es zu einer weiteren Umwandlung des Mineralbestandes durch eine grünschieferfazielle Überprägung (Desmons et al. 1999a). Diese war im Gegensatz zu der Hochdruck-Metamorphose zonen- beziehungsweise deckenübergreifend.

Die Subduktionsabfolge der einzelnen Massive in den Westalpen ist in Tabelle 1 zusammengefaßt, wobei die Altersangaben je nach Autor variieren. Die Zeitangaben entsprechen der maximalen Versenkung beziehungsweise der maximalen Hochdruck-Niedrigtemperatur-Metamorphose oder den jüngsten Flyschablagerungen.

  • Internmassive (Dora Maira, Monte Rosa Gran Paradiso), Sesia-Lanzo-Zone und Zone von Zermatt-Saas Fee: 80-130 Ma (Oberkreide) (siehe Tabelle 1 im Kapitel: Entwicklung im westalpinen Raum)
  • Sesia-Lanzo Zone: 65 Ma (Kreide/Tertiär- Grenze) (siehe Tabelle 2 im Kapitel: Entwicklung im westalpinen Raum)
  • Zone von Zermatt-Saas Fee: 44 Ma (Mitteleozän). (siehe Tabelle 2 im Kapitel: Entwicklung im westalpinen Raum)
  • Südpenninikum: Mitteleozän (Caron et al. 1980a, b aus jüngsten Flyschdaten aus Gurnigel Flysch)
  • Briançonnais (Tambo-, Suretta-, Schams- und Große St.-Bernhard-Decke): 35-40 Ma (Obereozän)
    35-40 Ma (Steinitz & Jäger 1981, 1985 aus K-Ar-Messungen, Hurford et al. 1989 aus Rb-Sr-Messungen, Barnicoat et al. 1995 aus Rb-Sr und 40Ar/39Ar-Messungen, Freeman et al. 1997 aus Rb-Sr-Messungen, Becker 1993 aus Sm-Nd-Messungen, Gebauer 1999, Desmons et al. 1999b)
    35 Ma (Gebauer 1996 aus SHRIMP-Messungen)
    38 Ma (Markley et al. 1998 aus 40Ar/39Ar-Messungen)
    37 Ma. (Stampfli et al. 1998 aus jüngsten Flyschdaten im Médianes Flysch)
    jüngere Daten (34/35 Ma) spiegeln Rücküberschiebungen und -faltungen wider (Gebauer 1999)
  • Internmassive (Dora Maira, Monte Rosa, Gran Paradiso): 35 Ma (Obereozän) (Autoren siehe Tabelle 2 im Kapitel: Entwicklung im westalpinen Raum)
  • europäisches Basement (Adula-Decke) beziehungsweise Helvetikum: 33-43 Ma (Eozän/Oligozän-Grenze)
    33-43 Ma (Gebauer 1999, 1996 aus SHRIMP-Messungen, Becker 1993 aus Sm-Nd-Messungen)
    34-37 Ma (Kindler 1988, Charollais et al. 1993 aus jüngsten Flyschdaten im ultrahelvetischen Flysch)
    Obereozän (Gély 1989 aus Niélard Flysch)

Tab. 1: Daten zur Subduktion der einzelnen Einheiten im Bereich der Schweiz.


Wie im Kapitel Kreide erwähnt, gibt es widersprüchliche Ansichten gegenüber der paläogeographischen Stellung der Internmassive und deren Subduktionsalter. Stampfli et al. (1998), Hunziker et al. (1992) und Stampfli & Marthaler (1990) setzen die Subduktion der Internmassive in die Oberkreide und somit die paläogeographische Lage an den Südrand des Piemont-Ligurischen Ozeans. Dagegen wurden die Internmassive nach Gebauer (1999), Froitzheim (1997) und Rubatto & Gebauer (1999) im Obereozän subduziert und lagen folglich im europäischen Kontinentalrandbereich. Bei der Subduktion des Mittel- und Nordpenninikums und des Helvetikums stimmen die Meinungen der verschiedenen Autoren gut überein.




Abb. 2: Schnitte durch die Briançonnais-Schwelle im Bereich der Westschweiz im Mitteleozän (oben) und in der Unterkreide (unten) (verändert nach Stampfli et al. 1998).





Abb. 3: Schnitt durch die Briançonnais-Schwelle im Bereich der Ostschweiz im Mitteleozän (verändert nach Stampfli et al. 1998).



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Oligozän bis rezent

Mit der Schließung der penninischen Ozeane begann die neo-alpine Phase mit der Kollision des apulischen Indenters mit Europa. Dadurch entstand ein Decken-Faltengebirge. Zudem kam es zu einer Regionalmetamorphose und zu Magmatismus.

Durch die Nordwestbewegung des apulischen Indenters kam es zur Deckenstapelung, wobei zum Beispiel die Nördlichen Kalkalpen 100 Kilometer nach Norden transportiert wurden. Bei der Deckenstapelung kann man Basement- und Deckgebirgsdecken unterscheiden. Die Basementdecken zeigen duktile Scherung und die Deckgebirgsdecken spröde thin-skinned Tektonik (Escher et al. 1993). Der back-stop der Böhmischen Masse und roll-back bewirkten eine Ost-West-Flucht der alpinen Bereiche und ließen den typischen Alpenbogen entstehen. Diese Ost-West-Flucht spiegelt sich in vielen Seitenverschiebungen wider (Abb. 4), wie zum Beispiel der Judicarien-Linie und der Tonale-Linie. Letztere ist eine bedeutende dextrale Seitenverschiebung mit einem Versatz von 80 Kilometer (Trümpy 1998). Sie erstreckt sich ungefähr entlang der schweizerisch-italienischen und österreichisch-italienischen Grenze. Die Tonale-Linie wird auch Insubrische Linie oder Periadriatische Naht und in Österreich Pustertal-Gailtal-Linie genannt. Durch die Unterschiebung der Südalpen kam es zum „Auspressen/Hochdrücken“ von apulischer Unterkruste (Ivrea Zone). Außerdem bildeten sich im Bereich der Südalpen Rücküberschiebungen (Abb. 4). In den Ostalpen entstanden dagegen transtensive intramontane Becken. Diese sind das Wiener und das Steirische Becken (pull-apart-Becken) und das Pannonische Becken. Im Nordwesten der Schweiz kam es zu einer Fernwirkung der alpinen Kompression im Alpenvorland, der sich in der Abscherung von Deckgebirgsschollen auf den Trias-Evaporiten und in Faltung widerspiegelt. Das Ergebnis ist der Faltenjura.




Abb. 4: Seitenverschiebungen im österreichischen Ostalpin, Rücküberschiebungen im Südalpin und die Insubrische Linie beziehungsweise Tonale Linie (verändert nach Ratschbacher et al. 1991).



Mit beginnender Kollision begann im mittlerem Oligozän die Molassesedimentation, die bis ins Obermiozän anhielt. In Süddeutschland entstand das Molassebecken durch die Unterschiebung von Europa unter die Alpen, tektonischer und sedimentärer Auflast. Dabei wurde Raum für einen 5-6 Kilometer mächtigen Sedimentkeil geschaffen. Anfangs wurde die Molasse miteingefaltet und verschuppt. Dieser Bereich wird subalpine Molasse oder Faltenmolasse genannt. Das Ende der Molasse im nördlichen Alpenvorland entspricht dem Ende der Kollision. Dagegen ist die Po-Ebene weiterhin aktiv. Die andauernde Deckenstapelung im Apennin durch die Öffnung des Algerisch-Provençalischen Ozeans bewirkt weiterhin die Ablagerung von Molasse in der Po-Ebene (Süßwassermolasse) und in der Adria (Meeresmolasse).

Im Oligozän kam es auch zu Magmatismus. Bedeutende Vorkommen sind der Adamello- und Bergell-Pluton im Bereich der Insubrischen Linie. Der Beginn der Bergell-Tonalite wird nach von Blanckenburg (1992) auf 31,5 ± 0,35 Millionen Jahre (Th-Pb-Messungen) und 31,88 ± 0,09 Millionen Jahre (U-Pb-Messungen) und nach Giger (1991) auf 31,8 Millionen Jahre (K-Ar-Messungen) datiert. Die letzten Intrusionen (Novate-Granit im Bergell-Gebiet) haben ein Alter von 25 Millionen Jahren (Giger 1991). In der Zeit von 25 bis 29 Millionen Jahre intrudierten Granite, Aplite und Pegmatite im Bereich des Bergells (Gebauer 1996, Romer et al. 1996).

Neben Magmatismus kam es auch zu niedriggradiger grünschieferfazieller Metamorphose. Im Gegensatz zur Hochdruck-Metamorphose ist die Grünschiefer-Metamorphose deckenübergreifend und erreicht in der Internzone ihr Maximum. Folglich muß sie post-Mitteleozän sein, also aus der Zeit nach der Deckenstrukturierung. Die Regional-Metamorphose, auch Lepontine-Metamorphose genannt, hatte ihr Temperaturmaximum zwischen 33,0 und 32,4 Millionen Jahre (Gebauer 1996, Romer et al. 1996). Sie liegt damit zirka eine Million Jahre vor der Intrusion der Bergell-Tonalite. Nach Guntli & Liniger (1989) wurden 450°C und 6 kbar erreicht. Diese Bedingungen fielen in eine Zeit mit starker und rascher Exhumierung und Abkühlung. Giger (1991) und Gebauer (1996) nehmen Abkühlraten von 50°C/Ma und Exhumierungsraten von 5-7 mm/a in diesem Gebiet an. Das Eindringen von Graniten und Pegmatiten vor 30 bis 25 Millionen Jahren beeinflußte die Abkühlung. Es kam zu einer Rücksetzung der radiometrischen Alter und zu einer Alteration der Zirkonränder und anderer Systeme wie zum Beispiel dem K-Ar-Hornblende-Glimmer-System oder dem Rb-Sr-Glimmer-System. Altersangaben (von Blanckenburg 1990, Deutsch & Steiger 1985, Vance & O’Nions 1992) aus dieser Zeit sind Reset-Alter aus der regionalen Erwärmung, bedingt durch das Eindringen von Graniten, Pegmatiten und hydrothermalen Fluiden. Sie stammen also nicht aus der Zeit der Regionalmetamorphose. Angrenzende 30 Millionen Jahre alte Bergell-Granodiorite zeigen nämlich keine solch jüngere Überprägung (Gebauer 1999). Dagegen zeigen südlich an den Bergell-Pluton angrenzende Bereiche bis zum Monte Rosa Massiv eine 25 Millionen Jahre alte Überprägung mit einem Alters-Reset einiger Minerale. Von Blanckenburg & Davis (1995) begründen diese "reheating"-Phase mit dem Abreißen der subduzierten Platte und folgendem Rückfluß von Asthenosphäre. Rasche Exhumierung und uplift bedingen zudem das Erreichen von niedrigeren Drücken bei relativ gleichbleibenden hohen Temperaturen. Auch Desmons et al. (1999a) unterscheiden zwei grünschieferfazielle Überprägungen. Die erste vor zirka 38 Millionen Jahren erreichte in den Intern-Massiven Temperaturen von 450-500°C und mittlere Drücke von unter 5-6 kbar. Phengit, Pumpellyit-Aktinolith und Foliation sind Zeugnis des mäßig hohen Druckes. Dagegen war die zweite Grünschiefer-Metamorphose vor 30-25 Millionen Jahren 60-80°C wärmer. Oligoklasränder um Albitporphyroblasten und Biotit sind Anzeichen für die etwas höheren Temperaturen. Der Gradient betrug >40°C/km. Die Drücke waren dagegen niedriger. Das Ansteigen der Temperatur während der jüngeren Grünschiefer-Metamorphose erklären Desmons et al. (1999a) mit einem extensiven Regime und dem damit verbundenem Anstieg der Geothermen. In den Zentralalpen erreicht diese zweite Phase teils den Übergang von der Grünschiefer- zur Amphibolitfazies. Eine zweite Foliation aus der höher temperierten Mineralumwandlung ist nicht beschrieben. Nach Borghi et al. (1996) war diese niedriggradige Metamorphose prograd. Er gibt ähnliche Werte von zirka 5 kbar und 450°C im Monte Rosa Massiv wie Desmons et al. (1999a) an. Während bei der ersten Grünschiefer-Metamorphose Phengit und Chlorit entstanden, bildeten sich bei der zweiten Biotit, Chlorit, Aktinolith, Epidot, Muskovit, poikiloblastischer Albit und Oligoklasränder um porphyroblastischen Albit. Im Monte Rosa-Massiv wurde sogar Albit komplett durch Oligoklas ersetzt (Desmons et al. 1999a). Außerdem findet man in diesem Massiv auch Almandin, Klinopyroxen und den Übergang von Aktinolith in Hornblende. Auch in der Combin-Zone (zum Beispiel im Aosta Tal) kann man Granate finden. Sie haben einen Spessartin-Kern und einen Almandin-Rand. Der Spessartin kommt in Quarz-Schiefern vor und entstand retrograd durch Abbau von Chloritoid bei der Dekompression (Desmons 1993). Häufig vorkommender Titanit stammt aus etwas späteren Phasen. Typische Grünschiefer oder Prasinite findet man im Arbeitsgebiet. Diese Metaophiolithe bestehen zu überwiegend gleichen Anteilen aus Albit, Aktinolith, Chlorit und Epidot. Die poikiloblastischen Albite spiegeln das thermische Maximum wider und entstanden nach der Hauptdeckenstrukturierung. Fehlende Schieferung aus dieser Phase deutet ebenfalls auf eine Entstehung nach der Deckenstapelung hin. Druck-Temperatur-Zeit-Pfade einzelner Einheiten in den Westalpen zeigt die Abbildung 5.




Abb. 5: P-T-t-Pfade einzelner Westalpen-Massive (verändert nach Desmons et al. 1999b).
a) M nach Meyer (1983), P nach Pognante (1991), R nach Reinecke (1998)
b) Br-I.: Brossasco-Isasca Einheit der Dora Maira nach Compagnoni et al. (1995)
    DM: Dora Maira und GP Gran Paradiso nach Borghi et al. (1996)
    Sesia Eklogit und Gneiss Minuti (GM) Komplexe nach Pognante (1991)
    Alter in Klammern nach Hurford (1991)
c) Briançonnais Basement nach Debelmas & Desmons (1997)
    Briançonnais Deckgebirge nach Goffé & Velde (1984)
    DtBl.: Dent Blanche nach Höpfer & Vogler (1994)
    Queyras nach Pognante (1991)
    Mont Blanc (MtBl.) und Pelvoux nach Poty et al. (1974)
d) Quadrate: Piemont-Ligurische Einheiten
    Kreise: Briançonnais-Einheit
    Dreieck: Piemont-Ligurische Einheit aus Akkretionskeil


Im Pleistozän wurden die Alpen glazial überformt. Das Ergebnis sind U-Täler, Kare, Moränenablagerungen, Zungenbeckenseen wie zum Beispiel der Bodensee und der Genfersee und Felsstürze wie zum Beispiel bei Flims und bei Arco am Gardasee. Heute heben sich die Alpen um 0,5-2 mm/a isostatisch weiter, aber die jährliche Erosion macht dies wieder zunichte. Strukturgeologische Querprofile durch die Westalpen zeigen die Abbildung 5 im Kapitel: Entwicklung im westalpinen Raum und Abbildung 6.




Abb. 6: Strukturgeologischer Querschnitt durch die Westalpen (verändert nach Escher et al. 1993).


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