Kitabı oku: «Geologie der Alpen», sayfa 6

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3-0: Jura- und Kreidekalke in den Churfirsten

3 Bausteine der Alpen: Die mesozoischen Sedimente

3.1 Die mesozoischen Schichtreihen

Der europäische Kontinentalrand

Die Meeresarme zwischen Baltica und Afrika

Der adriatische Kontinentalrand

3.2 Die plattentektonische Entwicklung

Trias: Epikontinentale Plattformen

Jura: Öffnung von Meeresarmen

Kreide: Öffnung und Schließung von Meeresarmen

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Die mesozoischen Sedimente in den Alpen spiegeln die Ablagerungsbedingungen in den plattentektonisch gesehen relativ kleinen Becken und Schwellen, die beim Zerbrechen von Pangäa zwischen dem afrikanischen und dem eurasischen Kontinent entstanden, wider. Entsprechend vielgestaltig sind die vorhandenen Gesteinstypen und Schichtreihen. Eine einfache Gliederung kann aus den Faziesgürteln (bzw. den Ablagerungsbedingungen) der plattentektonischen Konfiguration abgeleitet werden:

– Der südliche Rand von Baltica (vgl. Abb. 1-5) bzw. Europa entwickelte sich beim Zerbrechen von Pangäa zu einem passiven Kontinentalrand. Auf diesem europäischen Kontinentalrand unterscheidet man zwischen den Faziesgürteln des Juragebirges, dem südöstlich angrenzenden Dauphinois der Westalpen bzw. Helvetikum der Zentralalpen sowie dem noch weiter südöstlich gelegenen Ultradauphinois bzw. Ultrahelvetikum.

– Zwischen dem europäischen und dem adriatischen Kontinentalrand erstreckte sich der intern gegliederte Faziesgürtel des Penninikums. Er entspricht den Meeresarmen, die sich beim Zerbrechen von Pangäa zwischen Baltica und Afrika öffneten.

– Der Südkontinent Afrika wurde im nordöstlichen Teil in Schollen zerlegt. Eine dieser Schollen wird als adriatischer Mikrokontinent (oder als Apulien) bezeichnet. Auf dem nördlichen Rand dieses Mikrokontinents, dem adriatischen passiven Kontinentalrand, können die Faziesgürtel des Ostalpins und des Südalpins unterschieden werden.

Im Folgenden werden zuerst die Abfolgen der Sedimente dieser verschiedenen Faziesgürtel anhand vereinfachter, synthetischer Schemata vorgestellt. Anschließend werden die plattentektonische Entwicklung der Sedimentationsräume und die lateralen Variationen der Schichtreihen innerhalb der Faziesgürtel diskutiert.

3.1 Die mesozoischen Schichtreihen

Die mesozoische Sedimentation baut auf einem recht heterogenen Untergrund auf: dem abgetragenen variszischen Gebirge. Mancherorts wurde das Mesozoikum direkt auf metamorphes Altkristallin oder Granite abgelagert, andernorts auf gefaltete paläozoische Sedimente, und in einigen Fällen kamen die mesozoischen Sedimente scheinbar konkordant direkt auf die permischen Sedimente und Vulkanite der Permokarbon-Tröge zu liegen. In den meisten Fällen besteht an der Untergrenze des Mesozoikums eine beträchtliche Schichtlücke, d. h., die Gesteine unmittelbar unter dem Mesozoikum sind wesentlich älter als die Basis des Mesozoikums.

Aber auch an der Obergrenze des Mesozoikums folgen die känozoischen Sedimente zum Teil diskordant und mit einer Schichtlücke. Diese Grenze wird im nächsten Kapitel im Zusammenhang mit den känozoischen Schichtreihen diskutiert.

Der europäische Kontinentalrand

Eine zusammenfassende Darstellung der Schichtreihen des europäischen Kontinentalrands und deren Entwicklung findet sich in Funk et al. (1987). Im Mesozoikum war der europäische |Seite 85| Kontinent im Vorland der Alpen die meiste Zeit von einem sehr seichten Meer überflutet, in dem sich unter anderem Kalke ablagerten. Diese Kontinentalplattform leitete gegen Süden in ein Schelfmeer mit etwas größerer Wassertiefe über, in dem sich ebenfalls vorwiegend Kalke ablagerten. Die mesozoischen Gesteine der Kontinentalplattform können heute im Juragebirge und dessen nördlichem und westlichem Vorland studiert werden. Die Schelfablagerungen demgegenüber sind heute im Helvetikum der Zentralalpen und in dessen Äquivalent in den Westalpen, dem Dauphinois, aufgeschlossen.

Abbildung 3-1 zeigt – stellvertretend für die europäische Kontinentalplattform – die mesozoische Sedimentabfolge des Juragebirges. Die Schichtreihe ist stark vereinfacht dargestellt und soll lediglich die groben Züge illustrieren. Die Sedimente der Trias zeigen den Übergang von kontinentalen zu sehr seichtmarinen Bedingungen. Die Sandsteine, Konglomerate, Silt- und Tonsteine des Buntsandsteins sind kontinentale Bildungen. Die darüber folgenden Dolomite und Kalke lagerten sich im Intertidalbereich ab, während die Evaporite (Anhydrit und Steinsalz) durch Eindampfung von Meerwasser in seichten Becken entstanden. In der späten Trias, dem Keuper, wurden neben Evaporiten auch Kohle und Sandsteine abgelagert. Die Sandsteine sind als Ablagerung mäandrierender Flüsse zu interpretieren. Dieser kontinentale Einfluss ist auch in Deutschland und Frankreich in ähnlicher Art zu sehen. Man fasst diese seichtmarinen bis kontinentalen Bildungen auch unter dem Begriff des „germanischen Keupers“ zusammen.

Während des Juras wurden hauptsächlich Kalke abgelagert. Die massigen Kalke des späten Juras (Malms) treten morphologisch als Härtlinge und Stufenbildner deutlich in Erscheinung. Sie machen flächenmäßig große Anteile im Juragebirge aus. Es ist deshalb nicht verwunderlich, dass man das erdgeschichtliche Zeitintervall ihrer Ablagerung weltweit gemeinhin als Jura bezeichnet. Bei näherer Betrachtung zeigen die jurassischen Kalke zwei unterschiedliche Entstehungsbedingungen. Kalkoolithe (wie etwa der Hauptrogenstein) und Korallenkalke im Nordwesten deuten auf extrem seichte Bedingungen hin, gleichaltrige Mergel, Eisenoolithe und Kalke im Südosten wurden in Wassertiefen unter der Sturmwellenbasis abgelagert. Die nordwestliche Fazies wird auch als keltisch oder raurazisch bezeichnet, die südwestliche als schwäbisch. Die Grenze zwischen diesen Faziesbereichen wanderte mit der Zeit bald nach Nordwesten, bald nach Südosten, was auf eine gewisse Dynamik in der Subsidenzgeschichte der Kontinentalplattform hindeutet.

Kreidesedimente sind nur im Westjura vorhanden (westlich einer Linie Biel–Besançon) und beschränken sich im Wesentlichen auf die Zeit der frühen Kreide. Es handelt sich hauptsächlich um Flachwasserbildungen mit Kreuzschichtungen. Einschwemmung von kontinentalen Verwitterungsprodukten färbte die Kalke gelb oder ocker. Die jüngsten Kalke am Übergang zum Känozoikum sind von Verkarstung geprägt. In tiefen Karsttaschen findet man kontinentale Verwitterungsprodukte des Känozoikums. Hierzu zählen Huppererden, Boluston und Bohnerz. Offenbar wurde das Gebiet in der späten Kreide oder im Paläogen zum Festland. Im Ostjura fehlt die Kreide, und man findet känozoische Verwitterungsprodukte in Karsttaschen in den Kalken des Malms. Es ist ungeklärt, ob die Kreide im Ostjura nie abgelagert oder aber ob sie während der Festlandphase wieder abgetragen wurde.

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3-1 Die mesozoische Sedimentabfolge des Juragebirges – ein vereinfachtes Sammelprofil.

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Die Gesamtmächtigkeit der mesozoischen Sedimente im Juragebirge beträgt zwischen 1000 und 2000 Metern. Allein für die triadischen Sedimente schwankt die Mächtigkeit zwischen 200 und 1000 Metern. Die maximale Mächtigkeit der Trias ist im Neuenburger Jura zu verzeichnen.

Die mesozoische Schichtreihe im Helvetikum zeigt den Übergang von einer Kontinentalplattform in der Trias zu einer Schelfplattform im Jura und in der Kreide. Das Sammelprofil in Abb. 3-2 ist wiederum eine vereinfachte, synoptische Darstellung. Die Trias setzt mit quarzitischen Sandsteinen, dem Mels-Sandstein, ein. Lokal ist ein Basiskonglomerat vorhanden. Das kristalline Grundgebirge darunter weist einen markanten Verwitterungshorizont auf. Wo aber der Mels-Sandstein auf Verrucano liegt, ist ein konkordanter Übergang von kontinentalen Rotsedimenten zum Mels-Sandstein zu erkennen. Der Mels-Sandstein ist das Produkt einer marinen Transgression in der mittleren Trias. Die mittlere Trias umfasst dann eine dolomitische Abfolge (Röti-Dolomit), die im paläogeografisch südlichen Teil an der Basis Evaporite enthält. Von der Zusammensetzung und den Bildungsbedingungen her ist diese Abfolge durchaus vergleichbar mit jener des Juragebirges. Aber wie Abb. 3-3A zeigt, ist die Mächtigkeit viel geringer. Die intertidalen Ablagerungsbildungen des Röti-Dolomits zeigen sich beispielsweise im Vorhandensein von Algenmatten und monomikten Primärbrekzien (vgl. Abb. 3-3B). Zur jüngeren Trias gehört die Quarten-Formation, eine Abfolge von kontinentalen Rotsedimenten und Sandsteinen, die typisch ist für die Zentralalpen. Gegen die Westalpen hin treten die klastischen Sedimente zurück und werden ersetzt durch Evaporite. Insgesamt liegt also wie im Juragebirge die Fazies des „germanischen Keupers“ vor.

Marine Sedimente sind dann die Regel im jurassischen Anteil. Die Sedimente des frühen Juras (Lias) enthalten im unteren Teil Mergel, Kalke und Sandsteine. Wie die Kreuzschichtungen und Wellenrippel in Abb. 3-3C zeigen, herrschten flachmarine Bedingungen. Im oberen Teil des Lias liegen Kalke und Brekzien vor. Letztere enthalten Komponenten von Röti-Dolomit (Trümpy 1949), was auf ein beträchtliches submarines Relief deutet. Im nördlichen Teil des Helvetikums fehlt der Lias aber vollständig und der Dogger folgt direkt auf die Trias, was Trümpy (1949) durch die Präsenz einer momentanen Hochzone, des „Alemannischen Landes“, erklärte, das durch synsedimentäre Brüche begrenzt war. Im mittleren Jura (Dogger) wurden zwar einheitlich Tonsteine gefolgt von eisenschüssigen Sandsteinen, abgelagert, aber die regionalen Mächtigkeitsunterschiede deuten auf eine heterogene Subsidenzgeschichte hin. Viel einheitlicher sind die mächtigen Kalke des späten Juras (Malm), der Quinten- Kalk. Diese mikritischen Kalke wurden in einem subeuxinischen Becken abgelagert. Im unteren Teil ist die spärlich vorhandene Fauna eher pelagischer Natur, im oberen Teil kommen gelegentlich Korallen vor, was wiederum auf eine relativ geringe Wassertiefe hindeutet. Die Mächtigkeit des Quinten- Kalks kann bis 500 Meter betragen (vgl. Abb. 3-3D).

In der Kreide herrschen Kalke vor, die mit einem variablen Anteil von Mergeln wechsellagern. Die Kalke der frühen Kreide sind als küstennahe neritische Ablagerungen zu deuten. Die geringe Wassertiefe zeigt sich im beträchtlichen Anteil von oolithischen Kalken im Öhrli-Kalk und Schrattenkalk. Die Mächtigkeitsschwankungen deuten auf einen subsidierenden Schelf hin. Der mehrfache Wechsel von Flachwasserkalken und Tonen und Mergeln mit Tiefwasserfauna sprechen für eine rhythmische Subsidenz. Mangelsedimentation ist ein Charakteristikum für die Garschella-Formation der mittleren Kreide. In der späten Kreide gelangten zuerst pelagische Kalke (Seewen-Kalk), später pelagische Mergel und Tone zum Absatz. Die Tone und Mergel der spätesten Kreide (Wang-Schichten) sind auf den paläogeografisch südlichsten Teil beschränkt und liegen diskordant auf ihrer Unterlage.

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3-2 Die mesozoische Sedimentabfolge des Helvetikums der Zentralalpen – ein vereinfachtes synoptisches Sammelprofil.

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3-3A Mesozoische Sedimente des Helvetikums im Aufschluss. A) Trias und Jura im Wendental (Nordrand Aar-Massiv, Kt. Bern, Schweiz). Über dem Kristallin (unten rechts im Bild) folgt ein dünnes gelbliches Band (Röti-Dolomit), darüber ein dünnes dunkles Band (mittlerer Jura/Dogger) und dann, eine Felswand bildend, der Quinten-Kalk (später Jura/ Malm).

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B) Monomikte Primärbrekzie im Röti-Dolomit (östliches Aar-Massiv, Punteglias-Gletscher, Kt. GR, Schweiz).

C) Kreuzschichtung und Wellenrippel im Lias der Flumserberge (Prodchamm, Kt. St. Gallen, Schweiz).

An der Grenze zum Känozoikum liegt eine große Schichtlücke vor, denn über den Kreidesedimenten folgen marine Sedimente eozänen Alters. Die lokale Verkarstung der Kreideschichten weist auf eine Heraushebung der marinen Sedimente zum Festland. Im paläogeografisch nördlichen Teil, der autochthonen Bedeckung des Aar- Massivs, liegt das Eozän auf der frühen Kreide (Berner Oberland) oder gar auf dem Malm (hinteres Glarnerland).

In den Westalpen wird der Faziesgürtel des Schelfbereichs als Dauphinois bezeichnet. Dieses Dauphinois ist eigentlich ein direktes seitliches Äquivalent des Helvetikums. Wie das stratigrafische Sammelprofil in Abb. 3-4 zeigt, liegen in der Trias sehr ähnliche Sedimentabfolgen vor, nur die Bezeichnungen der Schichtglieder sind anders. Die Sandsteine der „Werfen-Formation“ entsprechen entweder dem Buntsandstein des Juragebirges oder dem Mels-Sandstein des Helvetikums. Lediglich der Name ist vielleicht etwas irreführend dem Faziesbereich des Südalpins (Dolomiten) entlehnt. Die Dolomite des „Muschelkalks“ lassen sich zwanglos mit dem Röti-Dolomit des Helvetikums parallelisieren, und in der späten Trias deuten die Evaporite und Mergel auf eine Zugehörigkeit zum Faziesbereich des „germanischen Keupers“. Als neues Element treten in der spätesten Trias, im Rhät, neritische Kalke auf.

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D) Jura und Kreide im Tamina- und Calfeisental bei Vättis (östlichstes Aar-Massiv, Kt. St. Gallen, Schweiz). Der größte Teil der Steilwände wird vom Quinten-Kalk gebildet. Die Kreide darüber ist rein kalkig ausgebildet und hebt sich durch eine leicht bräunliche Färbung vom Quinten-Kalk ab. Die flachen Partien oben sind durch känozoische Sedimente aufgebaut. Rechts am Bildrand ist zuoberst der überschobene permische Verrucano sichtbar. Am linken Bildrand der Stausee von Gigerwald.

Die Sedimente der Jurazeit zeigen einen mannigfachen Wechsel von Kalken, Mergeln und mergeligen Kalken. Im frühen Jura dominieren mächtige Kalke, an der Wende vom mittleren zu späten Jura mächtige Mergel. Die einzelnen Schichtglieder sind beträchtlichen lateralen Wechseln unterworfen (vgl. Debelmas 1974). Die Gesamtmächtigkeit der Jurasedimente kann bis über 2000 Meter betragen und erklärt sich durch einen subsidierenden Schelf, der in kleinräumige Becken gegliedert ist. Eine durchziehende und morphologisch prägnante Schicht sind die massigen, grob gebankten Kalke des Tithons. Zusammen mit den darunterliegenden Kalken des Kimmeridgians sind sie mit dem Quinten-Kalk des Helvetikums zu korrelieren. In den südlichen Subalpinen Ketten der Provence war die Subsidenz weitaus geringer: Der Lias fehlt, die Kalke des Tithons sind korallogen (also in seichtem Wasser abgelagert) und gleich anschließend, in der frühesten Kreide, wurde dieser Teil des Schelfs gehoben und trockengelegt.

Auch die Kreidesedimente liegen hauptsächlich als Mergel und Kalke vor. In der frühen Kreide dominieren die Mergel, während die Kalke immerhin eine fast durchziehende Lage von neritischen Flachwasserkalken, dem sogenannten Urgonien, aufweisen, die mehr oder weniger mit dem Schrattenkalk des Helvetikums korreliert werden können. In der späten Kreide herrschen dann pelagische mergelige Kalke und oben mächtige Kalke vor. Interessanterweise liegt aber im mittleren Teil der Subalpinen Ketten, der Gegend von Devoluy-Diois, der jüngere Teil der späten Kreide („Senon“) diskordant auf der cenomanen Unterlage. Offensichtlich haben hier im Turon-Coniacian (vor rund 90 Millionen Jahren) bereits erste Faltungen stattgefunden.

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3-4 Die mesozoische Sedimentabfolge des Dauphinois der Westalpen, zusammengestellt nach Debelmas (1974).

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Das Känozoikum folgt mit einer großen Schichtlücke über den Kreidesedimenten. Offenbar wurde analog zum benachbarten Helvetikum der gesamte Schelfbereich des Dauphinois zum Festland.

Im südlichsten Teil des Schelfbereichs des Helvetikums und Dauphinois wurde die Wassertiefe gegen den Kontinentalhang hin größer. Entsprechend wurden dort anstelle von Karbonaten Mergel und Tiefwassertone abgelagert. Dieser Faziesgürtel wird als Ultrahelvetikum und Ultradauphinois bezeichnet. Die Grenze zum Schelf, d. h. Helvetikum und Dauphinois, war aber nicht scharf, sondern durch eine Übergangszone charakterisiert. Entsprechend wird in den östlichen Zentralalpen zwischen Helvetikum und Ultrahelvetikum zusätzlich ein Südhelvetikum ausgeschieden. In vielen Fällen sind im Süd- und Ultrahelvetikum lediglich Teile der mesozoischen Abfolge vorhanden. In der Blattengrat- und Sardona-Decke der Ostschweiz sind es die mergelige Kreide und das Känozoikum, und in der Sex-Mort-Decke der Westschweiz folgt über Trias und Jura direkt das Känozoikum. Eine komplette, aber zergliederte Serie kann in den Decken von Bex (Trias), Arveyes (Jura), Anzeinde (Jura-Kreide) und Plaine Morte (Kreide und Känozoikum) festgestellt werden (Masson et al. 1980). In all diesen Decken deuten die Sedimente – mit Ausnahme der Trias – auf Ablagerung in tieferem Wasser hin. Im Falle des Ultradauphinois liegen ebenfalls Tiefwassersedimente vor, die Schichtreihe reicht aber nicht über die frühe Kreide hinaus.

Ganz im Osten, im Tauern-Fenster der Ostalpen, zählt die mesozoische Schichtreihe der autochthonen Bedeckung des Tauern-Kristallins zum Helvetikum. Sowohl die Triassedimente wie der spätjurassische Hochstegen-Kalk können zwangslos mit den Triassedimenten und dem Quinten-Kalk des Helvetikums korreliert werden (Lammerer 1986, Vesela et al. 2008). Der Hochstegen-Kalk fehlt jedoch an vielen Stellen infolge Erosion, sodass die kretazischen Sedimente (Kaserer-Formation im Westen, Brennkogel-Quarzit im Osten) direkt auf die triadischen Sedimente oder gar auf das kristalline Grundgebirge zu liegen kommen (Schmid et al. 2013). Nach diesen Autoren weisen die Kreidesedimente Ähnlichkeiten zu jenen des nordpenninischen Faziesbereiches (Wallis-Trog) der Zentral- und Westalpen auf. Die Sedimente der ultrahelvetischen Decken am Nordrand der Ostalpen lassen sich trotz ihrer Verschuppung mit dem Rhenodanubischen Flysch fast lückenlos von den Zentralalpen nach Osten verfolgen.

Die Meeresarme zwischen Baltica und Afrika

Der Faziesbereich in den Meeresbecken südlich des europäischen und nördlich des adriatischen Kontinentalrands ist durch große Unterschiede in den Wassertiefen gegliedert. Die damit assoziierten mesozoischen Sedimentabfolgen werden dem Penninikum zugeordnet. Drei recht unterschiedliche Sedimentabfolgen sind dabei zu unterscheiden. Sie entsprechen den nordpenninischen Sedimenten des Wallis-Trogs, den mittelpenninischen |Seite 94| Sedimenten der Briançon- Schwelle und den südpenninischen Sedimenten des Piemont-Ozeans. In Abb. 3-5 sind die entsprechenden Schichtreihen in vereinfachter Form ein- ander gegenübergestellt.

Die Sedimente des Wallis-Trogs sind generell von ihrer prä-triadischen Unterlage abgeschert. An ihrer Basis findet man aber stellenweise ein Mélange bestehend aus Gneisen, permischen Klastika, triadischen Dolomiten und Evaporiten, Lias-Kalken sowie Lagen von Grüngesteinen (basaltischen Vulkaniten mit Kissenlaven; Steinmann 1994). Die eigentliche Unterlage des Wallis-Trogs war kontinentale Kruste des ausgedünnten Kontinentalrands und echte ozeanische Kruste im zentralen Teil des Beckens. Die Grüngesteine in den Mélanges sind effusiver Natur (vgl. Abb. 3-6) und geochemisch mit den Basalten der mittelozeanischen Rücken zu vergleichen. Steinmann & Stille (1999) konnten nachweisen, dass die Grüngesteine nicht von einem subkontinentalen Mantel stammen, sondern echte ozeanische Kruste darstellen. Die Mélanges selbst sind das Resultat sowohl der mesozoischen Extensionsgeschichte, welche die kontinentale Kruste in Blöcke zerlegte und lokal ozeanische Kruste entstehen ließ, als auch der alpinen Überschiebungstektonik, die dieses Nebeneinander zerscherte.

Die eigentliche Füllung des Wallis- Trogs besteht aus einer jurassisch-kretazischen tonig-sandig-kalkigen Abfolge eines hemipelagisch-turbiditischen Milieus, in der Literatur als Bündnerschiefer (bzw. schistes lustrés oder calcescisti) bezeichnet. Heute liegen sie hauptsächlich als metamorphe, tonigsandige Kalkphyllite vor.

Die Bündnerschiefer sind über 1000 Meter mächtig, kaum gliederbar und stratigrafisch schlecht datiert. Steinmann (1994) konnte zeigen, dass der Hauptteil der Abfolge kretazischen Alters ist.

Stellvertretend sei die von Steinmann (1994) bearbeitete Schichtreihe der Tomül-Decke in Mittelbünden kurz beschrieben. Die Bärenhorn-Formation, die auf das basale Tomül-Mélange folgt, besteht zumeist aus einer Wechsellagerung von 10 bis 20 Zentimeter mächtigen sandig-kalkigen Bänken und 5 bis 10 Zentimeter dicken Schieferlagen. Verschiedenenorts sind turbiditische Sandsteinbänke zu beobachten. Der folgende Nolla-Tonstein ist bedeutend toniger. Mächtige Tonschieferintervalle sind im unteren Teil typisch, während der obere Teil auch turbiditische Einschaltungen enthält. Steinmann (1994) vermutet aufgrund des hohen Anteils von organischem Kohlenstoff und dessen Variabilität innerhalb der Formation, dass der Nolla- Tonstein altersmäßig in die mittlere Kreide zu stellen ist. Der folgende Nolla-Kalk besteht hauptsächlich aus sandigen Kalken und ist altersmäßig ins Cenomanian zu stellen. Die oberste Formation der Bündnerschiefer, die Carnusa-Formation, enthält im unteren Teil turbiditische Kalke („Safierkalk“), im oberen Teil eine Wechsellagerung von turbiditischen Kalken und Sandsteinen mit Tonschiefern.

Über diesen Bündnerschiefern folgt dann der Tomül-Flysch. Dessen Untergrenze ist vom „Hauptkonglomerat“ markiert, einer 40 Meter mächtigen Abfolge von matrixgestützen Konglomeraten, deren Alter möglicherweise ins Coniacian fällt. Die Komponenten können bis 50 Zentimeter groß sein und stammen größtenteils aus den unterlagernden Formationen. Vereinzelt sind aber auch Dolomitgerölle und wieder aufgearbeitete Brekzien mit Dolomitgeröllen |Seite 95| zu beobachten. Der eigentliche Tomül-Flysch besteht dann aus tonarmen Kalkschiefern, die feinkörnige Brekzien enthalten und oben in quarzreiche Sandsteine überleiten. Das Alter des Tomül-Flyschs ist fragliches Coniacian und jünger (Steinmann 1994).

Die Detritus-Zufuhr in der Bärenhorn-Formation erfolgte aus südlicher Richtung (Steinmann 1994). Im Liefergebiet müssen kristalline Gesteine vermutet werden, um den hohen Quarzgehalt zu erklären. Die nach oben abnehmende Turbidithäufigkeit spricht für eine abnehmende tektonische Aktivität und fortschreitende Subsidenz des Wallis-Trogs. Die jüngere Abfolge, Nollakalk- und Carnusa-Formation sowie Tomül-Flysch, können als allmählich progradierendes Schüttungssystem gedeutet werden. Steinmann (1994) vermutet, dass zu dieser Zeit im Süden ein Festland als Liefergebiet zur Verfügung stand.

Eine ganz andere Geschichte lässt sich aus der Schichtreihe der Briançon-Schwelle ableiten. Eine detaillierte Analyse der einzelnen Schichtglieder ist in den Arbeiten von Baud & Septfontaine (1980) für die Zentralalpen und Lemoine (1988) für die Westalpen zu finden. Sartori et al. (2006) etablierten eine systematische Gliederung der Formationen im internen Teil der Zentralalpen und verglichen diese mit den extern gelegenen präalpinen Decken.

Zwar beginnt die Sedimentation in der Trias auch mit basalen Quarziten, gefolgt von Dolomiten und lokal Evaporiten. In der mittleren Trias wurde dann eine mächtige Lage von Anhydrit abgelagert, über der – im Unterschied zum oben beschriebenen germanischen Keuper – blonde Dolomite der späten Trias folgen. Die allmähliche Absenkung und die damit Schritt haltende Sedimentation dieser Plattformsedimente dürfte auf thermische Subsidenz im Zusammenhang mit der Öffnung des Meliata-Ozeans im Osten zurückzuführen sein.

Auch die Abfolge der jurassischen und kretazischen Sedimente zeigt ein anderes Muster der Subsidenz im Vergleich zum europäischen Kontinentalrand. Zweimal wurde die Subsidenz unterbrochen. Eine detaillierte Diskussion dieser Vorgänge ist in Mosar et al. (1996) nachzulesen. Im frühen Jura wurden Teile der Briançon-Schwelle gehoben, trockengelegt und verkarstet. Brekzien (vgl. Abb. 3-7) deuten auf lokale Erosion (Mettraux & Mosar 1989). Diese Vorgänge wurden durch die Öffnung des Piemont-Ozeans verursacht, eines Meeresarms, der im frühen Jura durch schiefes, von Transformbrüchen geprägtes Rifting unmittelbar im Südosten der Briançon-Schwelle aufging. An transpressiven Segmenten wurden einzelne Blöcke an steilen Aufschiebungen emporgestemmt. Durch die anschließende thermische Subsidenz akkumulierten sich im nordwestlichen Teil der Briançon-Schwelle, dem sogenannten Sub-Briançonnais, mehr als 1500 Meter Sedimente (meist Kalkoolithe), während im südöstlichen Teil, der eigentlichen Briançon-Schwelle, festländische Bedingungen herrschten, die sich beispielsweise durch das Vorhandensein von Konglomeraten und Kohleflözen andeuten. In Abb. 3-5 ist die Situation auf der eigentlichen Schwellenzone angegeben. Ein zweiter Stillstand der Subsidenz erfolgte an der Wende zwischen mittlerem und spätem Jura, was durch die Öffnung des Wallis-Trogs unmittelbar nordwestlich der Briançon-Schwelle erklärt wird. Sie führte zu einer bedeutenden Emersion und Erosion in den Westalpen, was in der Umgebung des Städtchens Briantransgressive çon beobachtet werden kann (Tricart et al. 1988). Diese Hebung erklärt sich durch die schiefe Öffnung des Wallis- Trogs unmittelbar nordwestlich der Briançon-Schwelle, die ebenfalls Tansformbrüche mit transpressiven Segmenten involvierte. Die mit der Öffnung des Wallis-Trogs verknüpfte thermische Subsidenz zeigt sich in der Ablagerung von 30 bis 300 Metern von massigen, zum Teil oolithischen Kalken. In der frühen Kreide stellten sich pelagische Bedingungen ein, die gegen Ende der Kreide Mangelsedimentation Platz machten und sogar zu Sedimentationsunterbrechungen führten. Während der frühkretazischen pelagischen Verhältnisse wurde der sogenannte Calcaire plaqueté abgelagert. Die Couches Rouges darüber wurden in der von Sedimentationsunterbrechungen geprägten Periode der Mangelsedimentation in der späten Kreide und im Paläozän abgelagert. In Abb. 3-7D sieht man die Auflage der kretazischen Couches Rouges auf die verkarsteten spätjurassischen Kalke.

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3-5 Schematische Übersicht der mesozoischen Sedimentabfolgen im Penninikum. Die Sedimentabfolge des Wallis-Troges entspricht der Tomül-Decke, die Ophiolithabfolge dem Piemont-Ozean der Platta-Decke in der Ostschweiz.

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3-6 Basalte in den Bündnerschiefern des Wallis-Troges. A) Zerbrochene Basalte. Die durch Zerbrechen entstandenen Spalten wurden mit sekundärem Kalzit gefüllt. Aufnahme aus der Tomül-Decke (Vals, Kt. Graubünden, Schweiz).

B) Pillowlaven in Basalten aus den Bündnerschiefern des Wallis-Troges. Aufnahme aus der Tomül-Decke (Vals, Kt. Graubünden, Schweiz).

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3-7 Brekzien vom Rand der Briançon-Schwelle. A) Polymikte Brekzie des mittleren Juras aus der Brekzien-Decke (Seeberg, Simmental, Kt. Bern, Schweiz). Die Komponenten sind meist gerundet und bestehen aus triadischen (hell) und frühjurassischen (dunkel) Karbonatgesteinen.

B) Polymikte Brekzie des Juras aus der Suretta-Decke (Cröt, Kt. Graubünden, Schweiz). Die Gerölle sind alpin deformiert und dürften vorwiegend aus triadischen Karbonaten stammen.

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C) Polymikte Brekzie des Juras aus der Suretta-Decke (Val Ferrera, Kt. Graubünden, Schweiz). Die Gerölle sind alpin stark deformiert und stammen aus permischen Intrusiva (hellgrün) und aus triadischen Karbonaten.

Während des Paläozäns blieb die Sedimentation weitgehend unterbrochen. Aber im Eozän erfolgte eine rasche Zunahme der Subsidenzgeschwindigkeit und führte zu Flyschsedimentation. Das Becken wurde nun in ein Akkretionsprisma einbezogen, das auch die jüngsten Sedimente des sich schließenden Piemont-Ozeans umfasste. Diese rasche Subsidenz erklärt sich durch Biegung (down flexing) der Platte unter der Auflast der sich bildenden penninischen Decken im Südosten.

Die südpenninische Schichtreihe des Piemont-Ozeans widerspiegelt die Öffnung und Schließung dieses Meeresarms. Die ältesten Gesteine sind Grüngesteine wie Serpentinite, die als hydratisierte Mantelperidotite angesehen werden müssen, daneben Gabbros und Basalte, welche lokal am Ozeanboden extrudierten. An vielen Stellen sind an der Basis der Schichtreihe Schollen von triadischen Quarziten und Dolomiten über prä-triadischem kristallinem Grundgebirge vorhanden. Diese Gesteine sind als Fragmente des gedehnten Kontinentalrands beidseits des Piemont-Ozeans zu deuten. In den Westalpen besitzen die Dolomite der späten Trias eine auffallende Ähnlichkeit mit jenen des adriatischen Kontinentalrands (Debelmas 1974). Dasselbe gilt für die Trias-Jura-Abfolge in der Arosa-Zone der Zentralalpen (Eberli 1988).

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D) Paläokarstfüllung aus der Klippen-Decke (Bultschnere, Simmental, Kt. Bern, Schweiz). Verkarstet sind die spätjurassischen Kalke (hell). Die Karstfüllung besteht aus roten Tonen der paläozänen Couches Rouges und aus eckigen Bruchstücken von spätjurassischen Kalken.

In der Platta-Decke der Zentralalpen beschreibt Dietrich (1970) Ophiolithe mit Gabbros, Serpentiniten, Gängen von ehemaligen Peridotit-Pyroxenit-Gabbros sowie basische Vulkanite mit massiver Lava, Kissenlavas, Meta-Hyaloklastiten und Brekzien davon. Die Vulkanite stecken schichtparallel in den Sedimenten und sind chemisch mit jenen der mittelozeanischen Rücken zu vergleichen (MORB-Typ). Während in den Sedimenten über den Ophiolithen des frühen bis mittleren Juras Phyllite, Kalkschiefer und Brekzienlagen zu beobachten sind, dominieren Radiolarite mit Lagen von Grüngesteinen im späten Jura. Die Radiolarite wurden metamorph überprägt und liegen heute als Serizit-Chlorit-Quarzite vor. Sie wurden jedenfalls unter echt ozeanischen Bedingungen unterhalb der Kalzit-Kompensationstiefe (der sogenannten CCD) abgelagert. In der Kreide werden die Radiolarite durch Kalkphyllite und Phyllite abgelöst, die aber immer noch Lagen von Grüngesteinen enthalten (vgl. Dietrich 1970). Das Alter der jüngsten Vulkanite konnte er auf 113 Millionen Jahre bestimmen.