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2-0: Mer de Glace
2 Bausteine der Alpen: Das prä-triadische Grundgebirge
2.1 Das prä-triadische Grundgebirge von Schwarzwald-Vogesen
2.2 Das prä-triadische Grundgebirge der Externmassive
Externmassive der Westalpen
Externmassive der Zentralalpen
Externmassive der Ostalpen
2.3 Das prä-triadische Grundgebirge der Decken des Penninikums
2.4 Das prä-triadische Grundgebirge des Ostalpins
2.5 Das prä-triadische Grundgebirge des Südalpins
2.6 Paläozoische Sedimente in den Ost- und Südalpen
Paläozoikum der Karnischen Alpen
Paläozoikum der Grauwacken-Zone
Paläozoikum der Innsbruck-Quarzphyllite
2.7 Das variszische Gebirge im ausklingenden Paläozoikum
2.8 Post-variszische Sedimente und Vulkanite des Perms
Der Nordschweizer Permokarbon-Trog
Das Permokarbon im Helvetikum
Das Permokarbon im Penninikum
Das Permokarbon im Ostalpin
Das Permokarbon im Südalpin
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In diesem Kapitel werden die prätriadischen Gesteinsserien behandelt, die vielerorts in den Alpen die direkte Unterlage der mesozoischen Sedimentabfolgen bilden. In diesem Grundgebirge können eine Vielzahl unterschiedlicher Gesteinsserien unterschieden werden. Einige sind in ähnlicher Ausbildung an verschiedenen Orten auszumachen. Dies betrifft namentlich folgende drei Gesteinsgruppen:
– Kristalline polymetamorphe Gesteine, die auch als Altkristallin bezeichnet werden. Das Alter dieser Gesteine reicht bis weit ins Präkambrium zurück. Ursprünglich handelte es sich zumeist um klastische Sedimente und Basalte.
– Magmatische Gesteine, namentlich Granite und Vulkanite. Besonders verbreitet sind granitische Intrusiva aus dem Ordovizium, die heute als Orthogneise vorliegen, Granite aus dem späten Karbon sowie eine Gruppe von Magmatiten permischen Alters.
– Paläozoische Sedimente, altersmäßig vom Ordovizium bis ins Karbon reichend, sowie spätpaläozoische Sedimente permokarbonen Alters.
Von der Entstehungsgeschichte her betrachtet, erlebten die Gesteine des prä-triadischen Grundgebirges mehrere Phasen von Gebirgsbildung und Beckenbildung. Drei größere Ereignisse im Paläozoikum prägten das Bild nachhaltig: Gebirgsbildung auf dem Gondwana-Kontinent des pan-afrikanischen Zyklus (vor 870 bis 550 Millionen Jahren), die kaledonische Gebirgsbildung im nordwestlichen Europa und die variszische Gebirgsbildung in Zentraleuropa. Zeugen dieser Gebirgsbildungen sind metamorphe Überprägungen, die sowohl druckbetonte Paragenesen und sogar Eklogite produzierten wie auch zu Aufschmelzungen (Anatexis) bei höheren Temperaturen und zur Bildung von Migmatiten führten. Schließlich zeugen auch magmatische Aktivitäten, bei denen verbreitet granitische Gesteine und Vulkanite entstanden, von diesen Orogenesen. Vor, während und nach diesen Gebirgsbildungen lagerten sich diverse Sedimentgesteine in größeren und kleineren Becken ab. Obschon diese Sedimente nur spärlich erhalten sind, passen sie in das Bild. Durch die jüngste, die alpine Gebirgsbildung und die vorangehende Beckenbildung beim Zerbrechen von Pangäa wurde das prä-triadische Grundgebirge in kleine Blöcke zerlegt. Um die großen Zusammenhänge zu erkennen, müssen wir versuchen, uns aus diesen geografisch isolierten Blöcken ein Bild zu machen. Dieses Unterfangen ist recht schwierig. Da wir aber an den unterschiedlichsten Orten in den Alpen immer wieder eine ähnliche lokale Entwicklungsgeschichte feststellen können, darf der Synthese trotzdem viel Glaubwürdigkeit beigemessen werden. Die vormesozoische Geologie der gesamten Alpen ist in jüngerer Zeit in einer Übersichtsdarstellung eingehend diskutiert worden (von Raumer & Neubauer 1993a); hierin finden sich zahlreiche lokale, regionale und überregionale Zusammenstellungen, auf die in diesem Kapitel mehrfach zurückgegriffen wird. Eine jüngere Publikation (von Raumer et al. 2013) diskutiert das prä-mesozoische Grundgebirge in einem größeren, europäischen Zusammenhang.
Die eingangs erwähnte Dreiteilung der Gesteinsserien des prä-triadischen Grundgebirges kann vom nordalpinen Vorland (Schwarzwald-Vogesen, Böhmisches Massiv) bis in die eigentlichen Alpen verfolgt werden. Abb. 2-1 zeigt, wie das Grundgebirge in den Alpen in |Seite 37| isolierten Schollen oder Blöcken an der Erdoberfläche anzutreffen ist. Beispiele solcher Schollen sind die Externmassive im Helvetikum, die Kristallindecken im Penninikum, die ostalpinen Decken und das Südalpin, alles Einheiten, die anlässlich der alpinen Gebirgsbildung über größere Distanzen relativ zueinander bewegt wurden. Die isolierten und lückenhaften Aufschlüsse machen es denn auch schwierig, die Zusammenhänge zwischen den einzelnen Vorkommen im Detail zu verstehen. Im Folgenden werden einzelne dieser Grundgebirgsblöcke näher diskutiert. Die ausgewählten Beispiele sind einmalig, was das Spektrum der Gesteine und deren Entstehung angeht, und sind durch neuere Untersuchungen besonders gut dokumentiert.
2.1 Das prä-triadische Grundgebirge von Schwarzwald-Vogesen
Beiderseits des Rhein-Grabens nördlich von Basel ist auf den Grabenschultern das prä-triadische Grundgebirge in zwei geologischen Fenstern entblößt. Im nördlichen Teil dieser Fenster sind mäßig metamorph überprägte Gesteine des variszischen Gebirges an der Oberfläche aufgeschlossen. Im mittleren Teil sind es polymetamorphe Gneise des sogenannten Zentralen Gneis-Komplexes. Südlich davon quert ein schmaler Gürtel aus paläozoischen Sedimenten den Schwarzwald. Die südlich angrenzenden polymetamorphen Gneise bilden den „Südlichen Gneis-Komplex“. Abb. 2-2 basiert auf Eisbacher et al. (1989), ergänzt nach Huber & Huber (1984), und zeigt die Verbandsverhältnisse im südlichen Schwarzwald.
Der „Zentrale Gneis-Komplex“ besteht aus gebänderten polymetamorphen Paragneisen, Orthogneisen, Metabasika und Meta-Ultrabasika, die allesamt nach Norden einfallen.
Die Zusammensetzung der Paragneise lässt darauf schließen, dass der Protolith aus Grauwacken und Tonschiefern bestand, die aus einem Liefergebiet aus proterozoischen Gesteinen stammen. Geochemische Daten deuten darauf hin, dass die Gesteine des „Zentralen Gneis-Komplexes“ mindestens eine metamorphe Überprägung im frühen Paläozoikum erlitten, mit einem Temperaturhöhepunkt im 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.
2.2 Das prä-triadische Grundgebirge der Externmassive
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.
Externmassive der Westalpen
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 Jahren. Die Entstehung wird am Übergang von ausgedünnter, ozeanisierter kontinentaler Kruste zu ozeanischer Kruste angenommen. Deutlich jünger ist der plutonisch-vulkanische Komplex von Rioupéroux-Livet mit Amphiboliten und Trondhjemiten (Alter 365 bis 350 Millionen Jahre). Die Taillefer-Serie schließlich enthält Metapelite, -arenite, -konglomerate sowie Metaspilite und -keratophyre, die altersmäßig ins ältere Karbon zu stellen sind. Bei dieser letzten Serie könnte es sich um Sedimente und Vulkanite handeln, die in Zusammenhang mit der Bildung eines intrakontinentalen Pullapart-Beckens zu sehen sind.
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Verbreitet sind auch variszische Migmatite, die teilweise Cordierit enthalten. Exhumation durch Deckenstapelung und Erosion im späten Devon und frühen Karbon führten zu einer Dekompression und einer Erhöhung des geothermischen Gradienten im entstehenden variszischen Gebirge. Als Folge davon kam es zur Aufschmelzung (Anatexis) von Krustengesteinen.
Die Deformation während der variszischen Gebirgsbildung begann im späten Devon. Eine Hauptschieferung überprägte frühe, prä-existente Falten, und auf dieser Hauptschieferung ist eine Streckungslineation zu sehen, die auf eine Nord-Süd-Scherung deutet (von Raumer et al. 1993c). Später, im frühen Karbon, entstanden Großfalten, die alle früheren Strukturen überprägten.
Schließlich enthalten die Externmassive eine Reihe von spät- und post-variszischen Graniten. Die granitoiden Schmelzen intrudierten das polymetamorphe Altkristallin, die monometamorphen Serien und die Migmatite. Nach Bonin et al. (1993) sind die älteren Intrusionen im frühen Karbon (vor 350 bis 330 Millionen Jahren) eingedrungen, K-reich, der kalk-alkalischen Reihe zuzuordnen, und ihr porphyritisches Gefüge deutet auf ein seichtes Intrusionsniveau. Diese Granitoide sind nach der Kollision von Gondwana mit Baltica in einen fertigen Krustenstapel eingedrungen, sind also spät-variszisch.
Im späten Karbon (vor 320 bis 290 Millionen Jahren) sind vulkanischplutonische Komplexe der Alkali- bis Kalkalkali-Reihe entstanden. Ihre Platznahme ist im Umfeld einer post-variszischen Dehnungstektonik zu sehen.
Schließlich sind im Perm noch jüngere vulkanische und plutonische Aktivitäten zu verzeichnen. Diese sind im Zusammenhang mit einer westmediterranen Provinz und dem Aufbrechen von Pangäa bzw. der Öffnung eines Arms der Tethys Richtung Westen zu sehen (vgl. S. 22, Abb. 1-5).
Im Argentera-Massiv (Abb. 2-3) sieht man, wie ein post-variszischer Granit, dessen Alter nach Bonin et al. (1993) in die Wende spätestes Karbon/frühestes Perm (293 bis 285 Millionen Jahre) fällt, einen Orthogneiskörper und die Grenze der variszischen Migmatite zum Altkristallin schneidet.
Am Beispiel des südwestlichen Belledonne-Massivs (Abb. 2-4) sind variszische Hauptüberschiebungen auszumachen, die den Chamrousse-Ophiolith und das Altkristallin in entgegengesetztem Sinn auf den Rioupéroux-Livet-Intrusivkomplex aufschieben. Der variszische Granit (Sept-Laux-Granit), der sich als relativ schmales Band über 100 Kilometer nach Nordosten fortsetzt, ist mit seinem Alter von 330 Millionen Jahren, d. h. frühes Karbon, als spät-variszisch einzustufen. Nach Bonin et al. (1993) sind die Schmelzen durch fortlaufende Anatexis in der Unterkruste entstanden.
Im Aiguilles Rouges-Massiv (Abb. 2-5) fällt auf, dass die im Altkristallin eingefalteten Sedimente des Devons und Karbons im Südwesten Nord-Süd verlaufen, also schief zum alpinen Streichen, das durch die längliche Form der beiden Massive angedeutet ist. Demgegenüber verlaufen die jungpaläozoischen Sedimente im Nordwesten des Massivs parallel zum alpinen Streichen und parallel zum schmalen Band des Vallorcine-Granits. Dieser Granit ist nach Bonin et al. (1993) als tafelartiger Pluton vor 320 Millionen Jahren eingedrungen, und zwar in einem transtensiven Regime. Die Schmelzen deuten auf Anatexis im krustalen Bereich (Aufschmelzung von Metapeliten), aber gewisse mafische Komponenten schließen einen Beitrag von Mantelschmelzen nicht aus.
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2-3 Geologische Karte des Argentera-Massivs, ein Externmassiv der Westalpen. Umgezeichnet nach von Raumer et al. (1993). Spätvariszische Migmatite sind an einer Überschiebung auf Glimmerschiefer der Valetta-Formation aufgeschoben.
2-4 Geologische Karte des südwestlichen Belledonne-Massivs, ein Externmassiv der Westalpen. Umgezeichnet nach von Raumer et al. (1993). An variszischen Überschiebungen sind alte Gesteine (Altkristallin und ordovizischer Chamrousse-Ophiolith) auf jüngere (Devon) aufgeschoben.
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2-5 Geologische Karte des Aiguilles Rouges- und des Mont Blanc-Massivs, zwei Externmassive am Übergang Westalpen-Zentralalpen. Umgezeichnet nach von Raumer et al. (1993). Eingefaltetes Devon und frühes Karbon streichen NNW-SSE, eingefaltetes Permokarbon NNE-SSW. Der postvariszische Mont Blanc-Granit schneidet variszische Migmatite, Metagranite und Altkristallin. Das Foto zeigt die Sicht auf die Aiguilles de Chamonix (Haute Savoie, Frankreich) mit Blickrichtung SSE. Die Gipfelpyramiden von Blaitière und Grand Charmoz sind aus Mont Blanc-Granit aufgebaut, Petit Charmoz (dunkel) aus polymetamorphen Gneisen.
Der Mont Blanc-Granit im benachbarten gleichnamigen Massiv ist mit einem Alter von 316 bis 304 Millionen Jahren etwas jünger (spätes Karbon). Auch die Platznahme dieses Granits erfolgte offenbar in einer transtensiven Scherzone. Aber infolge anschließender rascher Exhumation wurde auf dem Granit ein größerer Rhyolitkörper abgelagert. Dessen Alter beträgt nach neueren Datierungen (Capuzzo & Bussy, in von Raumer 1998) 295 Millionen Jahre (frühestes Perm).
Externmassive der Zentralalpen
Die prä-triadischen Gesteinsabfolgen im Aar- und Gotthard-Massiv sind insgesamt jenen der oben besprochenen Externmassive sehr ähnlich. Aus diesem Grunde werden lediglich zwei besonders instruktive Beispiele näher beschrieben.
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Am Ostende des Aar-Massivs sind die Verbandsverhältnisse im Limmerngebiet von Franks (1968) studiert worden, Schaltegger & Corfu (1995) geben eine Gesamtschau der magmatischen Ereignisse. In Abb. 2-6 sind schematisch die Verbandsverhältnisse im Grundgebirge und im Mesozoikum darüber (nach eigenen Untersuchungen) dargestellt, ergänzt mit den Intrusionsaltern. Folgende Abfolge geologischer Ereignisse kann in diesem Gebiet ausgeschieden werden: Im frühen Karbon, wahrscheinlich im Zeitraum zwischen 350 und 340 Millionen Jahren, bildete sich im Altkristallin des östlichen Aar-Massivs ein Graben, der mit klastischen Sedimenten und Vulkanoklastika gefüllt wurde, die heute als Metakonglomerate und Hornfelse vorliegen (Bifertenfirn-Metasedimente von Franks 1968). Bei der Intrusion des Tödi-Granits, dessen Alter 333 Millionen Jahre beträgt (frühes Karbon), wurden die Metasedimente kontaktmetamorph überprägt. Die Metasedimente wurden aber auch von einer regionalen Metamorphose überprägt und gefaltet, wobei das Alter dieser Vorgänge nicht präzise festgelegt werden kann. Gänge durchschlugen die Metasedimente und den Tödi-Granit vor 310 Millionen Jahren. Etwas später, vor knapp 300 Millionen Jahren, intrudierte der Zentrale Aare-Granit, ein größerer Pluton, der über eine Stecke von weit über 100 Kilometern gegen das Westende des Aar-Massivs verfolgt werden kann. Im Dach der Intrusion intrudierten Mikrogranite (Alter 299 Millionen Jahre) in die Metasedimente, und im Falle des Sandalp-Ryoliths (Alter 300 Millionen Jahre) erreichten die Schmelzen sogar die Erdoberfläche. Um diese Zeit (300 Millionen Jahre) wurde der Tödi-Granit samt Nebengesteinen exhumiert und gleich anschließend von Vulkanoklastika des späten Karbons (Bifertengrätli-Formation von Franks 1968) bedeckt. Pflanzenfunde erlaubten eine Datierung dieser Gesteine als Westphalian D-Stephanian, d. h. spätes Karbon (310 bis 300 Millionen Jahre). Die Bifertengrätli-Formation ist somit fast gleich alt wie der Sandalp-Rhyolit. Abgelagert wurde die Bifertengrätli-Formation in einem tektonischen Graben, dessen Nordrand in etwa die Fortsetzung des älteren Grabens darunter ist. Die Formation setzt mit einem Basalkonglomerat ein, gefolgt von einem vulkanischen Member. Das nächste, ästuarine Member enthält kreuzgeschichtete Sandsteine, Arkosen sowie Kohlelagen mit datierbaren Pflanzenresten und deutet auf eine Flutung des Grabens. Diese ist mit dem jüngsten, lakustrinen Member vollständig abgeschlossen. Eine Faltung erfasste die jüngere Grabenfüllung, sodass die triadischen Sedimente nach Erosion und Peneplanisierung diskordant auf die Sedimente und Vulkanite abgelagert wurden. Offenbar fand in diesem Teil des Aar-Massivs Kompression, allenfalls Transpression, noch im spätesten Karbon (oder Perm?) statt.
Die oben diskutierten Gesteinsserien können zwanglos weiter nach Westen ins Maderanertal verfolgt werden (Franks 1968, Schaltegger & Corfu 1995). Allerdings dominieren dort die vulkanischen Gesteine über die klastischen Sedimente. Der Zentrale Aare-Granit zieht sich über eine Distanz von 100 km nach WSW. Sein Kontakt zu den polymetamorphen Gneisen, den Rahmengesteinen, ist auf der NNWFlanke des Bietschhornes aufgeschlossen (Abb. 2-6).
Im Falle des Gotthard-Massivs fokussiert sich die Diskussion auf das Gebiet zwischen Gotthard- und Lukmanierpass. Die geologische Karte in Abb. 2-7 basiert auf der Arbeit von Mercolli |Seite 47| et al. (1994). Sie zeigt, wie im Osten der Karte die Medels- und Cristallina-Intrusiva die Kontakte von ordovizischen Orthogneisen zu präkambrischen Migmatiten, Metagabbros und Amphiboliten scharf und diskordant schneiden. Dasselbe zeigt sich im Weststeil für den Fibbia-Granit. Des Weiteren erkennt man die großräumigen Schlingenstrukturen der ordovizischen Orthogneise, deren Intrusionsalter 439 bis 436 Millionen Jahre, d. h. spätestes Ordovizium, beträgt. Diese Schlingentektonik ist nach Mercolli et al. (1994) der variszischen Gebirgsbildung zuzuschreiben.
2-6 Synoptischer Profilschnitt im östlichen Aar-Massiv, einem Externmassiv der Zentralalpen, basierend auf Franks (1968), Schaltegger & Corfu (1995) und eigenen Untersuchungen. Die Verbandsverhältnisse zeigen die mehrphasige Entwicklungsgeschichte der Gesteinsserien. Die Sedimente und Vulkanite des frühen Karbons sind am Kontakt zum Tödi-Granit bei dessen Intrusion kontaktmetamorph überprägt worden. Das Foto zeigt das Bietschhorn (Wallis, Schweiz) mit Blickrichtung nach SSE über das Lötschental. Der Kontakt zwischen dem post-variszischen Zentralen Aare-Granit (helle Gipfelpartie des Bietschhorns) und den polymetamorphen Gneisen des Altkristallin (dunkle Partie unterhalb der Gipfelpyramide) ist durch die Farbunterschiede klar markiert.
In der Legende zu Abb. 2-7 sind auch Alter und Gesteinstypen der verschiedenen Einheiten des Altkristallins charakterisiert. Insgesamt ergeben sich gewisse Ähnlichkeiten zu den Abfolgen in den Externmassiven der Westalpen und im Schwarzwald. Prä-kambrische Gabbros, Ophiolithe und klastische Sedimente liegen heute als polymetamorphe Metagabbros, Amphibolite, Serpentinite, Migmatite und gebänderte Gneise vor. Sie sind von ordovizischen Graniten intrudiert, die variszisch metamorph überprägt und gefaltet wurden. Klastische Sedimente des Silurs und Devons (?) wurden durch die variszische Gebirgsbildung zu Quarziten und unterschiedlichen Schiefern und Phylliten umgewandelt. Die granitischen Intrusiva des späten Karbons sind deutlich weniger deformiert als die älteren Gesteine, und die vorhandene Deformation ist auf die alpine Gebirgsbildung zurückzuführen. Das Alter der Intrusiva beträgt zwischen 303 und 300 Millionen Jahren (Schaltegger 1994), d. h., die Intrusiva sind gleich alt wie der Zentrale Aare-Granit im Aar-Massiv.
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2-7 Geologische Karte des östlichen Gotthard-Massivs, eines Externmassivs der Zentralalpen. Umgezeichnet nach Mercolli et al. (1994). Deutlich erkennbar sind die großräumigen Schlingenstrukturen, welche von den variszischen Intrusiva durchschlagen werden. Gli: Glimmer, Gra: Ganat, Hbl: Hornblende, Ser: Serizit.
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Externmassive der Ostalpen
Im Kern des Tauern-Fensters in den Ostalpen ist ein prä-triadisches Grundgebirge aufgeschlossen, das große Ähnlichkeit mit jenem der oben diskutierten Externmassive hat. In der Literatur werden diese Gesteine meistens dem „Penninikum“ zugeordnet. Tatsächlich besteht die Hülle der äußere Teile des Tauern-Fensters aus Sedimenten und Ophiolithen, die den penninischen Decken zuzuordnen sind. Der Rahmen des Fensters wird aus ostalpinen Einheiten gebildet. Eine genauere Analyse der Sedimenthülle des Grundgebirges im Tauern-Fenster (Lammerer 1986) offenbart aber eine autochthone Bedeckung durch mesozoische Sedimente ohne jegliche Affinität zum Penninikum. Die mächtigen Hochstegenkalke des Malms etwa sind direkt vergleichbar mit dem gleichaltrigen Quinten-Kalk im Helvetikum von Vorarlberg und der Schweiz. Aus diesen Gründen wird der Kern des Tauern-Fensters dem Helvetikum zugeordnet, wohl wissend, dass die äußere Hülle aus penninischen Decken besteht.
Im Grundgebirge selbst sind drei wichtigere Gesteinsverbände zu unterscheiden: Altkristallin, Habach-Storz-Gruppe und Zentralgneis. Die Nomenklatur und Zuordnung einzelner Gesteinspakete ist in Einzelfällen nicht ganz klar (Höck 1993).
Das Altkristallin zeichnet sich durch eine amphibolitfazielle metamorphe Überprägung aus, die wohl der variszischen Gebirgsbildung zuzuordnen ist. Das Altkristallin enthält Orthogneise, Paragneise, Glimmerschiefer, Migmatite und Amphibolitlinsen (Höck 1993).
Die jüngere Habach-Storz-Gruppe ist metamorph weniger überprägt, die Protolithe werden als Sedimente und Magmatite des frühen Paläozoikums gedeutet. Sie kann in drei Einheiten gegliedert werden: Ophiolithe mit einem Basisamphibolit, eine Inselbogen-Sequenz, bestehend aus metamorphen basischen, intermediären und sauren Laven und Tuffen, sowie zuoberst die Eiser-Serie mit Biotitschiefern, Grauwacken, Quarziten, Granat-Glimmerschiefern und sauren und basischen Vulkaniten. Die Alter der Gesteine sind nur teilweise bekannt. Die Ophiolite sind 540 bis 500 Millionen Jahre alt (Kambrium), Teile der Inselbogen-Sequenz könnten aus dem späten Proterozoikum stammen, andere sind nur 600 und 330 Millionen Jahre alt, also deutlich jünger. Die Eiser-Serie enthält Pflanzenreste aus dem Permokarbon, wobei die Zuordnung der Lokalität zur Inselbogen- oder Eiser-Serie nicht klar ist. Jedenfalls muss die Eiser-Serie älter als der sie intrudierende Zentralgneis sein. Dessen Alter ist maximal 320 Millionen Jahre (Höck 1993), d. h., die Eiser-Serie kann nicht jünger als frühes Karbon sein.
