Textskript Geologie der Schweiz - geo-life

Geologie der Schweiz
Textskript
Mark Feldmann
Dr.sc.nat. ETH

Definitionen, Methoden und Probleme
Stratigraphie
Lehre von den Gesteinsschichten (strata) der äusseren Erdrinde. Diese Gesteinsschichten bilden
meistens nur eine dünne Haut von 0-20 km aus Sedimentgesteinen, die den grössten Teil
der Erdoberfläche bedecken.
Lithostratigraphie: Stratigraphisches Grundgesetz: Überlagerungen älterer Schichten durch
jüngere (Nikolaus Steno, 1669 – de solido intra solidum naturaliter contento prodromus dissertationis).
Die unmittelbare Verfolgung von Schichten ist nur in Ausnahmefällen möglich (Grand Canyon,
Minen). Die Korrelation erfolgt meistens auf Grund von einzelnen Profilen in natürlichen
oder künstlichen Aufschlüssen. Einzelne Schichten werden z.B. mittels Leitmineralien, Struktur,
Chemismus, Tonmineralogie, Fossilinhalt oder anderer nützlicher Kriterien charakterisiert.
In Bohrungen werden die Schichten auf Grund der elektrischen Leitfähigkeit, der Gamma-Strahlung
oder anderer seismischer Parameter festgelegt. Einzelne Schichten können sehr
grosse seitliche Ausdehnungen besitzen, andere sind linsenförmig und keilen auf kurze Distanz
aus.
Ausbildung einer bestimmten Schicht: Fazies (Amanz Gressly, 1938).
Problematik der rein lithostratigraphischen Korrelation: Fazieswechsel, Faziesrekurrenz (in
einem Profil erscheint die gleiche Fazies in verschiedenen Höhen).
Biostratigraphie: Fossilien dienen als Zeitmarken; charakteristische Fossilien treten in bestimmten
Schichten auf (William Smith, erste geologische Karte von England, 1799). Fossilien
dienten zunächst einfach als „Denkmünzen“ (Cuvier in Frankreich unterschied zu Beginn
des 19. Jahrhunderts klar zwischen lebenden und ausgestorbenen Tieren, die einer „anderen
Welt“ angehörten und die durch eine Katastrophe umgekommen sein mussten, da sie in der
geologischen Überlieferung plötzlich verschwanden. Weil mehrere solche „Welten“ aufgefunden
wurden, mussten verschiedene Katastrophen und daraufolgende Neubesiedlungen angenommen
werden); seit Darwin gilt die genetische Abfolge der Evolutionstheorie.
Die biostratigraphische Korrelation von Schichten bezieht sich auf der darin enthaltenen Fauna
und Flora. Ähnliche Fossilien zeigen ein ähnliches (nicht unbedingt gleiches) Alter an, wie
die Schichten, in denen sie enthalten sind. Die Biostratigraphie bietet einen von der Lithostratigraphie
weitgehend unabhängigen Massstab, dank der irreversiblen Entwicklung von Tier-
und Pflanzenwelt.
Bemerkung zum Artbegriff: Die Kriterien für die Definition einer Art wie sie in der biologischen
Systematik verwendet werden, können in der Paläontologie nicht angewendet werden.
Der Artbegriff stützt sic hier auf rein morphologische Merkmale. Übergänge von einer Art zur
darauf folgenden können scharf sein, sind aber meistens graduell. Eine „Art“ wird häufig
biometrisch charakterisiert. Nicht alle Fossilien sind gleichermassen für die Datierung von
Schichten geeignet. Die Erfordernisse für ein „gutes Leitfossil“ sind:
- Häufigkeit
- gute Erhaltungsfähigkeit (Hartteile aus CaCO 3, SiO 2 od. Apatit)
- relative Unabhängigkeit von Faziesbedingungen
- kurze spezifische Lebensdauer
- rasche spezifische und grosse geographische Ausbreitung
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Die biostratigraphische Grundeinheit ist die Zone, eine Schicht oder ein Schichtstapel mit
einer bestimmten Organismengesellschaft. Die Benennung erfolgt gewöhnlich nach einem
charakteristischen Vertreter. Seltener werden Zonen durch das Vorkommen einer einzigen Art
definiert. An Stelle der Zonen kann man auch Datumsflächen benutzen, die durch biologische
Ereignisse, wie das erste Auftreten oder das Aussterben einer Art gekennzeichnet sind.
Chronostratigraphie: Feststellen der relativen Gleichaltrigkeit von Schichten auf Grund von
Gesteinscharakter, Lagerung und Fossilinhalt und des absoluten Alters mit Hilfe von physikalischen
Methoden.
Messung des Alters von Gesteinen der Erde in (heutigen) Jahren.
Entstehung der Erde nach der Bibel: 26. 10. 4004 v.Chr 9. 00 Uhr
Vishnu Purana: 1'972'947'103 v.Chr
Heutige Annahme: 4'650'000'000 v.Chr.
Ältere Versuche das Alter der Erde zu bestimmen durch Sedimentationsgeschwindigkeit,
Salzgehalt der Ozeane oder Abkühlung der Ozeane haben nur historisches Interesse. Dagegen
ist die kernphysikalische, nukleare Chronologie heute von grosser Bedeutung. Bestimmt wird
dabei das Alter der Kristallisation eines Gesteins oder eines Minerals, sowie die Zeit der
Schliessung seines Zerfallsystems (z.B. auf Grund mineralparagenetischer Überlegungen für
Rb/Sr: Muskowit ca. 500°C, Biotit ca. 300°C).
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C-Methode: Geeignet für die letzten 60'000 – 80'000 Jahre. Das als Sekundärprodukt der
kosmischen Strahlung und der Atmosphäre gebildete Neutron trifft auf ein 14 N Atom der Atmosphäre
und stösst ein Proton aus: 14 C.
14 14
C -> N H = 5730 Jahre
Voraussetzung: konstante Intensität der kosmischen Strahlung.
Paläogeographie
Rekonstruktion fossiler Landschaften in ihrer zeitlichen Verknüpfung. Die Grundlage dazu
bildet das Prinzip des Aktualismus (Hutton 1784; Lyell 1830: The present is the key to the
past). Physikalische Gesetze haben sich im Verlauf der Erdgeschichte nicht geändert. Heutige
Prozesse als Analoga zu vergangenen; aber Einschränkungen des physiographischen Aktualismus
durch zyklische und irreversible Veränderungen der planetaren Umweltbedingungen –
Paläoklimatologie, Paläotektonik, Paläobiogeographie, etc...
Interpretation der Fossilien: Aktualistische Methode wird unsicher, wo Fossilgruppen keine
lebende Verwandten hinterlassen haben oder wo sich die Lebensgewohnheiten einer Gruppe
wesentlich verändert haben.
Die geologische Geschichte wird unverständlich, wenn die gegenseitige Lage der Kontinente
und ihre Lage zur Erdachse als fest betrachtet werden. Die Theorie der Kontinentalverschiebungen
(Alfred Wegener, 1920) war lange verrufen – seit 1960 wird der Mechanismus der
Plattentektonik vollauf bestätigt.
Paläomagnetik: Hinweise auf Kontinentalverschiebungen durch paläomagnetische Untersuchungen.
Die heutige Sedimentation widerspiegelt das heutige Magnetfeld der Erde. Frühere
Sedimentationsprozesse widerspiegeln das frühere Magnetfeld der Erde.
Umpolungen des Magnetfeldes traten wahrscheinlich auf der ganzen Erde gleichzeitig und
kurzfristig auf. Dadurch hat sich die magnetische Stratigraphie bis ins Paläozoikum gut etabliert.
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Zusammenfassung der Geologischen Geschichte der Schweiz
Das gesamte zukünftige Gebiet der Schweiz war während der variskischen (herzynischen)
Orogenese (Gebirgsbildung) in der Mitte der Karbonzeit stark deformiert und metamorphosiert
worden. Ältere Gesteine – Gneise, Granite, Amphibolite, etwas Marmor und einige
ultramafische Gesteine – bestimmen das metamorphe Grundgebirge, dessen Geschichte sehr
ungewiss ist.
Nach der kontinentalen Phase des Perm transgredierten während der Trias seichte Meere,
teilweise aus dem Germanischen Becken des Nordens, aber hauptsächlich aus der Paläotethys
im Südosten. In ihnen bildeten sich Karbonatplattformen.
Diese Karbonatplattformen begannen in der frühen und mittleren Jurazeit aufzubrechen, zeitgleich
mit der Öffnung des Afro-Nordamerikanischen Atlantik und Teilen der westlichen
Tethys. Die zukünftigen Alpen zeichneten sich durch einen nördlichen Kontinentalrand (Helvetikum),
ein zentrales Becken mit eingelagerten Plattformen (Penninikum) und einer südlichen
Plattform oder einem Kontinentalrand aus. Epikontinentale (epeirische) Meere bedeckten
den zukünftigen Jura und Teile des Molassebeckens.
Die Produktion von neuer ozeanischer Kruste im kleinen penninischen Ozean begann scheinbar
zur Zeit des Mittel-Jura (ca. Bathonian). Im oberen Jura verlangsamte sich die Sedimentation
im penninischen und ostalpinen Gürtel, während Karbonatsedimentation auf dem helvetischen
Rand und im Jura vorherrschte. Sedimentation wurde wieder schneller in der unteren
Kreide in beiden Ablagerungsbereichen, im Penninikum, wo ein Hauptteil der mächtigen
Bündnerschiefer abgelagert wurde und auf der helvetischen Randzone. Der nördlichste Teil
des Landes hob sich irgendwann in der unteren Kreide.
In der mittleren Kreide (ca. Albian, 100 ma) oder vielleicht etwas früher begannen Kompressionsbewegungen,
zuerst im Ostalpin und später im südlichen Teil des penninischen Gürtels.
Die Ophiolitproduktion hörte auf und die Flyschsedimentation begann. Die kretazischen Deformationen
sind verbunden mit einer Hochdruckmetamorphose. Der helvetische Rand sank
immer mehr ein und erhielt pelagische Sedimente. Nur wenig ist aus dem Jura bekannt aus
dieser Zeit. Man weiss lediglich, dass er durch kurze Transgressionen überflutet wurde.
Am Ende der Kreidezeit hoben sich der Jura und das Molassebecken und wurden Teil einer
ausgedehnten tief liegenden Landmasse. Die alpinen Deformationen hatten offensichtlich eine
Ruhepause zu gewissen Zeiten des Paläozäns. Paläozäne und Eozäne Flysche wurden in verschiedenen
Trögen des Penninikums und des südlichsten Helvetikums (Ultrahelvetikum) abgelagert.
Im Helvetikum werden Sequenzen von Flachwasserkalken und Sandsteinen / pelagischen
Schiefern / Flysch zunehmend jünger gegen Nordwesten.
Der Höhepunkt der Hauptgebirgsbildung passierte am Ende des Eozäns (ca. 40 ma). Er wurde
begleitet von basaltischem und andesitischem Vulkanismus, gefolgt von Metamorphose. Zur
selben Zeit begann ein Auseinanderreissen des Vorlandes im Rheingraben. Im Oligozän wurden
die Alpen gehoben und die einzigen alpinen Granite, die Bergeller Granite, wurden intrudiert.
Mächtige Mittel-Oligozäne bis Mittel-Miozäne detritische Formationen, hauptsächlich
aus kontinentalem und teilweise aus marinem Ursprung sammelten sich im Molassebecken
und auch am südlichen Fuss der Alpen an.
Im Oligozän und im Miozän kamen die helvetischen Decken zum alpinen Gebilde. Der bislang
letzte Akt der Deformation an der Grenze Miozän-Pliozän führte zur Faltung der Juraberge.
Im Pliozän wurden die Alpen wahrscheinlich zu niedrigen Hügeln abgetragen. Das Pleistozän
kennzeichnet sich durch neuerliche Hebung und durch starke Vergletscherungen, welche das
ganze Land einbezogen.
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Geschichte der geologischen Forschung
Horace-Bénédict de Saussure, ein Genfer Aristokrat, war die dominante Figur der Schweizer
Geologie während des späten 18. Jahrhunderts. Er behauptete bereits, dass die Berge den
Schlüssel zu vielen geologischen Problemen enthielten; aber es würde noch eine lange Zeit
dauern bis die Verwicklungen der alpinen Strukturen sich in ein vernünftiges Muster füllen
liessen. Erwähnenswerte Figuren im ersten Viertel des 19. Jahrhunderts waren Louis Agassiz,
berühmt geworden durch seine Arbeiten mit Fischen, Echinodermen und Eiszeiten, sowie
Hans-Conrad Escher, ein Ingenieur der eine der ersten wichtigen Landkorrekturen der
Schweiz, das Linthwerk, durchführte.
Zwei grosse Geologen markierten die Jahre von 1830 bis 1870: Arnold Escher in Zürich und
Bernhard Studer in Bern. Beide häuften eine enorme Menge und wertvolle geologische Beobachtungen
an. Eine berühmte Kontroverse entstand über die Verbindung zwischen Grundgebirge
und Sedimentbedeckung. Studer verteidigte die Theorie der intrusiven Kontakte während
Escher zurecht darauf hinwies, dass Grundgebirge und Sedimentbedeckung gleichzeitig
deformiert wurden. Wichtige Arbeiten wurden auch in den Jurabergen ausgetragen; Jules
Thurmann entdeckte die Geometrie der Jura Falten und Amanz Gressly entwickelte als einer
der ersten das Konzept der Fazies.
Albert Heim wurde 1872, im Alter von 23 Jahren, Escher’s Nachfolger als Geologieprofessor
am Polytechnikum in Zürich und war während seines langen Lebens der respektierte Führer
der Schweizer Geologie. Seine Feldstudien in der Ostschweiz, seine gründlichen Analysen
der Falten und seine klare Präsentationen des Schreibens und Zeichnens dienten als Modelle.
Sein grösster Fehltritt war die Theorie der Glarner Doppelfalte, die er von seinem Vorgänger
Escher übernommen hatte und die zu seinem Dogma wurde. 1884 präsentierte jedoch der
französische Geologe Marcel Bertrand eine neue Interpretation dieser glarnerischen Struktur,
welche auf Heim’s Beobachtungen beruhte, und verkündete die Deckentheorie der Alpen.
Ungefähr zur gleichen Zeit wurden in Schottland und in Skandinavien Überschiebungen erkannt.
Diese neuen Ideen wurden zuerst in der deutschsprachigen Schweiz nicht akzeptiert.
1893 erklärte Hans Schardt die Strukturen der Präalpen und kurz danach wurde Maurice Lugeon
ein gewichtiger Vertreter der Deckentheorie. Der Durchbruch der Deckentheorie geschah
1903 als die Meister ihres Fachs, Eduard Süess und Albert Heim die neue Theorie akzeptierten.
Danach begann die Blütezeit der Alpengeologie, da man plötzlich ein scheinbares Chaos entwirren
konnte. Maurice Lugeon entwirrte die Struktur der helvetischen Decken, gefolgt von
Arnold Heim, der die Methode der palinspatischen Analyse entwickelte, und von Paul Arbenz;
Rudolf Staub analysierte die eindrückliche und komplexe Geologie von Graubünden;
August Buxtorf verstand die Geometrie und die Kinematik des Juragebirges. Ein Name sticht
jedoch aus all diesen Pionieren hervor: Emile Argand, möglicherweise das einzige Genie unter
allen Schweizer Geologen, der seine Methode der strikten geometrischen Beurteilung auf
die Walliser Alpen anwendete und der klar die mobilistischen Auswirkungen der Alpengeologie
erkannte und sie in grandioser Weise auf den gesamten Eurasischen Kontinent anwendete.
Diese klassische Periode der alpinen Geologie dauerte bis ungefähr 1925. Der Geologische
Führer der Schweiz, der 1934 publiziert wurde, ist ein Monument dieser grossartigen Generation
von Alpengeologen.
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Jungpaläozoikum
Karbon (354 – 290 ma): Omalius d’Halloy, 1808; Steinkohlenformation, Carboniferous
terrain houiller (in Westeuropa deutliche Trennung zwischen dem marinen Unterkarbon und
dem vorwiegend kontinentalen Oberkarbon)
und
Perm (290 – 248 ma): Murchison, Keyserling & de Verneuil, 1841.
Der Superkontinent Pangäa bildet sich im Jungpaläozoikum nach der Verschweissung der
nördlichen Kontinentalblöcke durch die Auffaltung von Appalachen und Ural. Die Tethys
entsteht als westlicher Ausläufer eines Super-Pazifik und endet als Sackgasse an der Stelle
des heutigen mittleren Mittelmeeres.
Bedeutende Faltungen ereignen sich im Karbon und Unterperm, besonders zwischen Unter-
und Oberkarbon, u.a. entstehen das variskische Gebirge Europas, welches u.a. die künftigen
Alpen beinhaltet, der Ural und die Appalachen. Die variskischen (herzynischen) Faltungen
beginnen im Unterkarbon und enden im Perm.
Das ganze Gebiet der Alpen wird durch die variskische Faltung umgeprägt, deren Intensität
gegen Nordwesten hin zunimmt. Es entsteht ein altes europäisches Grundgebirge aus Graniten,
Gneisen und Glimmernschiefern, wie es im Schwarzwald, den Vogesen, unter dem Mittelland,
dem Jura und in den Südalpen vorkommt und das die späteren Massive oder Zentralmassive
der Alpen bildet. In der Schweiz gibt es vier solcher anstehender Komplexe: In der
Zentralschweiz das Aarmassiv im Norden und das Gotthardmassiv im Süden, in der Westschweiz
das Aiguilles Rouges/Arpille-Massiv im Norden und das Mont Blanc Massiv im Süden.
Ausserhalb des Alpenraumes ist dieses Geundgebirge längst zu Gebirgsrümpfen abgetragen
worden.
Gleich nach der Entstehung dieses Gebirges im Karbon und Perm setzt kräftige Erosion ein,
und Gesteinsschutt sammelt sich in Senken an. In den Westalpen herrschen im Oberkarbon
kontinentale Bedingungen; zwei auffälligen SSW-NNE verlaufende Zonen sind zu beachten:
die Zone Houillère externe (Belledonne, Aiguilles Rouges), die hauptsächlich aus einer grobdetritischen
Fazies besteht und die Zone Houillère interne (Briançonnais archaique), die aus
bis zu 4000 m mächtigen Sedimenten mit Einschaltungen von basaltischen bis andesitischen
Vulkangesteinen besteht.
Das Klima war zu dieser Zeit warm und feucht, so dass eine reiche Flora von Schachtelhalmen,
Farnen und Bärlapp-Bäumen gedeihen und sich Kohlenlager bilden konnten. Solche
Ablagerungen sind heute am Bifertengrätli sichtbar. In dieser Zeit brachen zahlreiche Vulkane
aus.
Etwas später, in der Permzeit (280-250), bildete sich eine etwa 50 km breite, von Südwesten
gegen Nordosten ziehende Binnensenke, vielleicht die Fortsetzung des Briançonnais-Grabens,
in der sich bis zu 1600 m kontinentale Sedimente und Laven des Verrucano anhäuften. Der
Name „Verrucano“ stammt von Castello della Verruca bei Pisa und ist eigentlich irreführend,
da jene Gesteine andersartig und jünger (Trias) sind; schon vor über 100 Jahren hatte dies
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Oswald Heer, der Pfarrerssohn aus Matt, der zum führenden Kenner der fossilen Pflanzen und
Insekten wurde, klar erkannt und statt dessen den Namen Sernifit (nach dem Fluss Sernf im
Glarnerland) vorgeschlagen. Diese Bezeichnung hatte sich aber in der Folge nicht durchgesetzt.
Der Verrucano des Glarnerlandes besteht hauptsächlich aus einer Grundmasse von Ton und
Feinsand sowie aus schlecht gerundeten Geröllen, meist von einigen Millimetern bis einigen
Zentimetern Grösse. Unter den Geröllen herrschen vulkanische Gesteine vor; Granite sind
selten und Gneise nur ausnahmsweise vertreten. Auffallend ist das Vorkommen von Trümmern
ganz unterschiedlicher Grösse im selben Stück. Solche Gesteine bilden sich heute in
ziemlich trockenem, warmem Klima, wo plötzliche Regengüsse den angesammelten Schutt in
einer breiartigen Masse mitschwemmen und in Schuttfächern ablagern können.
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Mesozoikum
Trias (248 – 206 ma): In Deutschland wurden die drei lithostratigraphischen Gruppen
Buntsandstein, Muschelkalk und Keuper bereits seit dem 18. Jahrhundert unterschieden und
später als Trias zusammengefasst durch Friedrich von Alberti, 1834.
Diese Unterteilung wird heute als „Germanische Trias“ bezeichnet und unterscheidet sich
lithostratigraphisch von der „alpinen“ oder „mediterranen“ Trias.
In Europa ist das Relief ausserordentlich flach; es herrscht eine Zeit tektonischer Ruhe und
das variskische Gebirge wird weiter abgetragen. Der eingeebnete Gebirgsrumpf des variskischen
Gebirges wird durch Flachmeere von Südosten her überflutet. Sie gehören zur Tethys,
einem westlichen Arm des damals zwei Drittel der Erde bedeckenden Pazifiks, der sich keilförmig
zwischen Afrika und Eurasien einschiebt. Es herrscht ein warmes semiarides Klima in
weiten Gebieten der Erde und Rotschichten sowie Evaporite sind weit verbreitet.
Germanische Trias
Die germanische Trias besteht an der Basis (Buntsandstein) und im Dach (Keuper) aus fossilarmen,
detritischen Rotschichten, die zu beträchtlichen Anteilen durch fluviatile und lakustrine
Systeme gekennzeichnet sind. Zwischen diesen beiden Einheiten liegen die Ablagerungen
des seichten, intrakontinentalen Muschelkalkmeeres.
Zur Trias des germanischen Beckens gehört das Juragebirge. Rote Sandsteine und Konglomerate
des Buntsandsteins sind nördlich im Tafeljura aufgeschlossen und unterlagern wahrscheinlich
den grössten Teil des Juras. Bei Schaffhausen keilen sie gegen Südosten aus und
bilden die Grenze zwischen dem germanischen Becken und dem vindelizischen Land.
Die marinen Kalke und Dolomite des unteren Muschelkalkes finden sich ebenfalls nur im
Tafeljura. Während der Zeit des mittleren Muschelkalkes war die Verbindung zwischen germanischem
Becken und Tethys teilweise unterbrochen. Dabei bildeten sich Evaporite (Anhydrit
und Steinsalz) in einer SW-NE verlaufenden Vertiefung im nördlichen und östlichen
Teil des Juras. Die Mächtigkeit dieser Anhydrit-„Gruppe“ erreicht bei Basel bis zu 90 m.
Der obere Muschelkalk zeichnet sich wiederum durch marine Kalke aus, deren Mächtigkeit
von Nordwesten gegen Südosten von 80 m auf 50 m abnimmt; in der gleichen Richtung wird
Dolomit häufiger und die Fauna ärmer, was auf einen Übergang zur Randzone des Muschelkalkmeeres
hinweist.
Die Mächtigkeiten der Sedimente des Keupers betragen im nördlichen und östlichen Jura bis
zu 150 m und nehmen gegen Westen hin zu (500 m in einer Bohrung bei Lausanne). Diese
Sedimente bestehen hauptsächlich aus einer Abfolge von bunten Schiefern und Anhydrit
(Gipskeuper). Im westlichen und nördlichen Tafeljura findet man im Gipskeuper Steinsalz
(Rheinsalinen).
Die Habsburger
Ein Muschelkalk-Steinbruch mit fossilen Seelilien als Zeugen des Triasmeeres am Westhang des Habsburger
Burghügels ist eine Schlüsselstelle der Schweizer-, als auch der Weltgeschichte. Dass die Habsburger vom lokalen
Adelsgeschlecht zur mächtigen Kaiserdynastie aufsteigen konnten, verdanken sie nicht zuletzt dieser geologischen
Gegebenheit.
Auf exponiertem Grat einer steil gestellten Scholle harten Muschelkalks entstand im 11. Jahrhundert die erste –
damals noch hölzerne – Habichtsburg als Vorläuferin des späteren habsburgischen Stammschlosses. Neben der
strategisch günstigen Lage lieferte die Geologie auch zum natürlichen Reichtum der Region: Die Schotterebene
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gegen Süden Richtung Scherz, gedüngt mit Gips, entwickelte sich zur Kornkammer und dürfte – zusammen mit
anderen Faktoren und einer Portion Glück - den Aufstieg des Hauses Habsburg zum weltumspannenden Herrschergeschlecht
begünstigt haben. Als die Burg selber 1415 bei der Eroberung des Aargaus an Bern fiel, hatten
die Habsburger ihren Einflussbereich bereits nach Osten verlegt und erwarben in der Folge durch Kriege und
Heiratspolitik weite Gebiete in ganz Europa (Oesterreich, Ungarn, Balkan, Spanien) sowie Lateinamerika. Erst
mit dem Untergang der Donaumonarchie 1918 am Ende des Ersten Weltkrieges endete jenes Stück Weltgeschichte,
das gut 900 Jahre zuvor so bescheiden auf dem Muschelkalkfelsen über Schinznach Bad begonnen
hatte.
Die Trias in den Alpen
Die seichten triassischen Meere sind geprägt durch das nördliche germanische Muschelkalkbecken,
das sich bis zum zukünftigen helvetischen Ablagerungsraum hinzieht und der
Transgression der Paläotethys aus dem Südosten, welche das zukünftige Ostalpin und grosse
Teile des Penninikums bedeckte.
Untertrias Formationen sind generell detritisch und fossilarm. Mitteltriassische Karbonate
erreichen ihre maximale Mächtigkeit im Briançonnais Gürtel und vor allem im Ostalpin-
Südalpin Bereich. In der oberen Trias können drei breite Fazies-Gürtel unterschieden werden:
Der germanische Keuper im Norden, der karpathische Keuper in einem zwischengelagerten
Gürtel und die intertidale–supratidale Karbonatplattform des Hauptdolomit im Südosten. In
der mittleren und oberen Trias ereigneten sich immer wieder Vulkanausbrüche mit aussergewöhnlichen
Lavaflüssen.
In der autochthonen Bedeckung und im zukünftigen helvetischen Raum der östlichen Schweiz
beginnen die triassischen Ablagerungen mit einer dünnen Lage von Quarzsandsteinen, dem
Melser Sandstein, der ein Äquivalent des unteren Muschelkalkes sein dürfte, eine marine Basisbildung
des Muschelkalk-Meeres.
Darüber folgt der Röti-Dolomit, eine staubig-gelb anwitternde Dolomitabfolge von 30 – 50 m
Mächtigkeit. Im nördlichsten Autochthon, am Rand des germanischen Muschelkalkmeeres
(heutiges Tödigebiet) findet man spärliche Muschelfaunen und Spuren von Thecodonten (Archosauriern),
den gemeinsamen Vorfahren der Dino-Saurier und der Krokodile. Gegen Süden
gehen die Dolomite in Rauhwacken über (ursprünglich Anhydritdolomite). Sie bilden die
Grenze der südlichen Lagunen des Muschelkalkmeeres. Dolomite treten auch in der Dauphiné-Zone
der Westalpen auf (Dolomies capucin).
Ueber den Röti-Dolomiten folgt die Quarten-Formation. Im Osten besteht diese aus roten
Siltschiefern und quarzitischen Sandsteinen und ist fast rein vindelizisch beeinflusst. In der
Westschweiz kommen in der Quartenformation keine grobdetritischen Ablagerungen vor, da
keine Verbindung zur Vindelizischen Landmasse vorhanden war; sie zeigen mehr marine Einflüsse.
In den zukünftigen Ultrahelvetischen Decken der Westalpen bestehen sie hauptsächlich
aus Gips, bei Bex im Rhonetal aus Steinsalz.
Im zukünftigen nördlichen Penninikum ist die Trias nur sehr schwach, wenn überhaupt ausgebildet.
Eine wichtige Subsidenzzone der Unter- bis Mitteltrias umfasst den südlichen Wallisser
Gürtel und Teile des angrenzenden Piemonts, die bis 500 m fossilarme Quarzite umfassen.
Darüber lagerten sich 700 m mächtige Kalke der Mitteltrias ab , welche Grünalgen (Dasycladaceen)
und eine Fauna aus kleinen Gastropoden (Schnecken), Pelecypoden (Muscheln)
und Brachiopoden (Armfüssern) enthalten.
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Die „alpine Trias“ der Ost- und Südalpen besteht trotz stellenweise grosser Mächtigkeiten (bis
3 km) durchwegs aus Seichtwasserfazies, oft aus intertidaler. Die Sedimentation hält mit der
Subsidenz schritt.
Die Untertrias zeigt in den östlichen Südalpen eine marine Entwicklung mit den Muscheln
Claraia und Tirolites. Gegen Westen ist die obere Untertrias transgressiv und küstennah entwickelt.
In der Mitteltrias beginnt die Karbonatsedimentation, welche im Unterostalpin sehr geringmächtig
ist (Schwelle zwischen Briançonnais- und Ostalpensenke). In der unteren Mitteltrias
(Anisian) finden sich meist dunkle, gebankte Kalke mit Kiesellagen; im Zentralostalpin auch
Dolomite. An der Grenze Anisian-Ladinian treten Tuffe auf und in den Südalpen haben sich
bereits Algenriffe entwickelt.
Im Ladinian bilden sich im Osten und im Zentralostalpin Dolomite. In den Südalpen unterscheiden
sich drei Faziestypen:
a) Kalke und Dolomite mit „Riffen“ aus Algen und dickschaligen Mollusken.
b) Dunkle bituminöse Kalke und Dolomite, die sich in einem euxinischen Becken mit
Tuffen entwickelten; sie enthalten eine reiche Saurier- und Fischfauna (Monte San
Giorgio).
c) Vulkanisch beeinflusste Fazies.
Die Obertrias präsentiert sich im Westen der nördlichen Kalkalpen und im Zentralostalpin
folgendermassen:
a) Carnian – Raiblerschichten: Dolomite, Gips, Rauhwacken, Tonschiefer und Sandsteine.
b) Norian – Hauptdolomit bis 1500 m Mächtigkeit. Intertidale bis supratidale Ablagerungen
mit Saurierfährten und Trockenrissen.. Asphaltschiefer in euxinischen Senken.
Algenlaminierte Kalke – Stromatolithe.
c) Rhätian – Kössener Schichten (Tone und Lumachellen – Schillkalk aus Molluskengehäusen),
darüber Korallenkalke.
In den Südalpen ist das Norian als Hauptdolomit und im Osten als Riffkalk ausgebildet.
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Jura (206 – 144 ma): Gut erkenntliche, fossilreiche Ausbildung des Systems in Westeuropa.
Erste biostratigraphische Gliederung durch William Smith in England (1799). Der Begriff
Jurakalk wird das erste Mal von Alexander von Humboldt, 1795 verwendet. Leopold von
Buch schafft 1837 das System Jura.
Allgemeine paläogeographische Situation
Während der Jura-Zeit war praktisch die ganze Schweiz von Meer bedeckt. Die Tethys wird
breiter und tiefer und vereinigt sich gegen Westen mit dem neu entstehenden mittleren (afrikanisch-nordamerikanischen)
Atlantik. Die nördlichen Randmeere sind ausgedehnter und die
Verbindungen zur Tethys viel breiter. Im allgemeinen herrschen normalmarine Bedingungen
mit Becken und flachen Hochzonen vor.
Schweizer Jura
Im Lias, zu Beginn der Jurazeit existierte südlich des heutigen Mittellandes eine grössere Insel
(früher Alemannisches Land), die später versank. Von ihr stammen Schüttungen während
des Lias. Unterjurassische Gesteine findet man nur im Tafeljura, entlang des nördlichen Randes
des Faltenjuras und einem Fenster am Weissenstein nördlich von Solothurn. Sie sind
hauptsächlich tonige oder mergelige Schiefer mit gut gelagerten tonigen oder sandigen Kalken,
die bei Schaffhausen eine Mächtigkeit von ca. 50 m haben. Auffällige Vertreter sind die
Gryphitenkalke des unteren Lias, dunkle Kalke und Sandkalke mit massenhaft auftretenden
Versteinerungen von Ammoniten und der Auster Gryphaea, sowie die bituminösen Posidonienschiefer,
mit einer reichen Fauna an Ammoniten, Reptilien und Fischen. Gegen Südwesten
nimmt die Mächtigkeit auf ca. 25 m ab, was ein Indiz für eine erste „Schwarzwald-Aar
Massiv“-Hebung ist, welche sich jedoch erst viel später im Paläogen wieder erneuert. Westlich
der Hebung nimmt die Mächtigkeit der Lias-Formationen wieder zu und erreicht 100 m
in der westlichen Ecke des Landes und 150 m entlang des Jura Westfusses.
Das untere Aalenian des mittleren Jura (Dogger), ist im ganzen aufgeschlossenen Gebiet
durch ca. 100 m mächtige schwarze Schiefer, den Opalinuston, vertreten. Darüber finden sich
Schiefer, Sandsteine, sandige Kalke und Eisenoolithe im Osten, sowie mächtige Crinoidenkalke
im Westen. Dieser Fazieswechsel zeigt an, dass die Juraplattform in zwei Reiche unterteilt
ist, welche bis in den oberen Jura bestehen. Die „keltische“ Fazies im Nordwesten ist
eine Seichtwasser Plattform, während die „schwäbische“ Fazies im Südosten mehr tonigmergelige
Sedimentation unter Tiefenergie-Bedingungen anzeigt. Im mittleren Dogger ist die
Grenze zwischen diesen beiden Faziesgürteln besonders gut erkenntlich: Im Osten findet man
mergelige Schiefer mit einzelnen Lagen von Crinoidenkalken und Eisenoolithen, im Westen
bildet der helle, 60-80 m mächtige oolitische Kalk des Hauptrogenstein, die herausstechendste
Formation des Aargaus und des Basler Juras. Diese Oolith-Plattform wurde durch N-S verlaufende
Strömungen überflutet und Korallenriffe entwickelten sich lokal entlang ihrem Rand.
Ein klare Aenderung der Fazies tritt im untersten Abschnitt des obersten Doggers (Callovian)
auf, wo im Osten tonige Schiefer und im Westen Crinoiden- und Bryozoenkalke abgelagert
werden. Der oberste Abschnitt des Doggers zeigt ganzen Schweizer Jura eine kondensierte
Fazies, mit Zentimeter bis Meter mächtigen Eisenoolithablagerungen. Die Eisenerze von
Herznach im Tafeljura, die vor allem während des 2. Weltkrieges abgebaut wurden und eine
reiche Ammonitenfauna aufweisen, gehören zu diesen Ablagerungen.
Die hell erscheinenden Kalke des oberen Juras (Malm) bilden den grössten Teil der Juraplateaus.
Der Unterschied zwischen der keltischen Plattform und dem schwäbischen Becken ist
immer noch vorhanden, aber die Grenze zwischen diesen beiden Faziesgürteln verschiebt sich
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allmählich gegen Südosten. Im unteren Malm tritt einer der auffälligsten Fazieswechsel zutage,
der vor über 100 Jahren von Amanz Gressly erkannt wurde. Im östlichen Jura in der
schwäbischen oder jetzt auch argovischen Fazies, werden die Birmensdorferschichten, die aus
Schwammkalken mit reichlich Ammoniten bestehen, von den Effingerschichten (tonigen
Kalken und kalkige Schiefer mit wenigen Sandsteinlagen) und den Geissbergkalken (mikritische
Kalke) überlagert. Die aargauische Zementindustrie macht intensiven Gebrauch von den
Effingerschichten. Die „argovische“ Fazies kann besonders gut entlang dem südlichen Rand
der Jurakette verfolgt werden. Im Nordwesten, besonders im Kanton Jura, taucht an ihrer Stelle
die „raurazische“ (keltische) Fazies auf. Diese enthält die Liesbergschichten mit silizifizierten
Korallen, Muscheln, Seelilien und Ammoniten, gefolgt von weissen, massiven Kalken mit
gut erhaltenen Korallen, Seeigeln, dickschaligen Muscheln und Schnecken. Im weiteren Verlauf
des Malm bilden sich im Nordwesten mikritische Seichtwasserkalke (Hinterriff). Im
Südosten entsteht eine gebankte Ammonitenkalk-Fazies des schwäbischen Bereichs. Im Verlauf
des Malm verschiebt sich der Riffgürtel von Nordwesten gegen Südosten (Salève). Verbunden
mit der frühen Hebung des Schwarzwald-Aaremassivs fehlen Ablagerungen im grössten
Teil des argovischen Jura.
Am Ende des Juras wurde ganz Westeuropa von einer Regression betroffen und es bildete
sich eine Landmasse zwischen der Tethys, Norddeutschland und Nordostengland.
Alpen
Während der Jurazeit fand im Alpenraum die Verbindung zwischen Atlantik und Tethys, das
Aufbrechen der Karbonatplattform und der Beginn ozeanischer Krustenproduktion statt. Die
alpinen Meere wurden zunehmend tiefer. In vielen Teilen der Alpen erscheinen die ersten
pelagischen Kalke. Die ersten echten ozeanischen Sedimente, Radiolarite und Aptychenkalke
erscheinen zur Mitte des Jura. Ungefähr zur selben Zeit begann sich neue ozeanische Kruste,
welche in Form von Ophioliten erhalten geblieben ist, zu bilden, zuerst im Piemont- und später
auch im Wallisertrog. Die Verbindung zwischen den alpinen Meeren und den ausseralpinen
epikontinentalen Meeren war einfacher als während der Triaszeit, obwohl im unteren Jura
eine Barriere in Form des „Alemannischen Landes“ den nördlichen Teil des helvetischen Bereichs
besetzte.
1) Helvetische Zone
Unterjurassische Formationen fehlen in der Bedeckung des Aarmassivs und in den untersten
helvetischen Decken der Ostschweiz, da sie zu jener Zeit Teil des „Alemannischen Landes“
waren. Liassische (Unter Jura) Formationen sind seichtwasser Schiefer, Kalke und feinkörnige
Sandsteine, überlagert von groben sandigen Kalken mit Crinoiden und Sandsteinen. In der
Westschweiz ist die Situation komplexer. Mächtige, hauptsächlich tonige Formationen der
Dauphiné Fazies der Westalpen herrschen auch in den ultrahelvetischen Decken und in den
Bedeckungen des Gotthardmassivs vor. Die östliche Flanke des Mont Blanc-Massivs war eine
Insel oder Halbinsel des „Alemannischen Landes“.
Bis auf einige Inseln wurde der grösste Teil des „Alemannischen Landes“ zu Beginn des
Doggers überflutet, diente aber weiterhin als topographische Erhöhung, so dass nur dünne
Schiefer, Sandsteine und zuletzt Crinoidenkalke auf dem Aarmassiv und den unteren helvetischen
Decken abgelagert wurden. In der östlichen Schweiz ist der obere Teil des mittleren
Jura durch kondensierte Eisenoolithe vertreten, die oft reich an Ammoniten sind, während
sich in der westlichen Schweiz weiterhin Schiefer ablagerten.
Diese Zeit der Kondensation kündigt eine vollständige Aenderung der Paläogeographie an. Im
Malm verschwindet das „Alemannische Land“ vollständig und wird zu einer Depression. Die
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Massive werden überflutet und es bildet sich der bis zu 500 m mächtige hauptsächlich mikritische
„Hochgebirgskalk“ oder Quintnerkalk, der reich an organischen Substanzen ist. Er
wurde in einem sauerstoffarmen, SW-NE verlaufenden Becken abgelagert. Im nördlichsten
Teil des Helvetikums gehen die Quintnerkalke gegen oben in Seichtwasserkalke (Troskalk),
die reich an Korallen sind, über. An andern Orten sind sie überlagert von den Zementsteinschichten,
alternierenden Abfolgen von Kalken und Schiefern, welche die Grenze zur Kreide
bilden und an verschiedenen Orten als Rohmaterial für Zement abgebaut wurden. Im südlichen
Ultrahelvetikum lagern sich ammonitenführende Kalke ab.
2) Penninikum
Wenig ist bekannt über den Jura des Wallisertrogs. An einigen Stellen erscheinen unterjurassische
Seichtwasserkalke und der Mitteljura ist vertreten durch Bündnerschiefer. Der grösste
Teil der nordpenninischen Bündnerschiefer wurde jedoch in der Kreide abgelagert.
In den Präalpen des Sub-Briançonnais ist der Jura gut entwickelt und misst über 1000 m. Der
Unterjura umfasst Kiesel- und Crinoidenkalke, der mittlere Jura eine Schiefer-Kalksequenz
mit Kalkturbiditen im Süden und der ober Jura Cephalopodenkalke, die von dickgebankten
Kalken überlagert werden (Sulzfluh, kleiner Mythen).
Im westlichen Briançonnais fehlt der untere Jura. Der obere Mitteljura ist vertreten durch die
kohleführenden Kalke und Schiefer der Mytilusschichten. Die Oberjura-Kalke sind sehr massiv
und enthalten eine Seichtwasserfauna.
Im östlichen Briançonnais finden sich oberjurassische Breckzien und Turbidite im Norden
(Falknis-Decke), sowie unter- bis oberjurassische Breckzien im Süden (Breckziendecke der
Präalpen).
Aus Vergleichen mit den Westalpen ist anzunehmen, dass die Bündnerschiefer des Piemonttroges
auch den Zeitbereich vom unteren bis zum oberen Jura umfassen, aber dennoch hauptsächlich
aus kretazischen Sedimenten bestehen. Die Jura-Kreide Grenze konnte jedoch in
diesen Gesteinen nicht festgelegt werden. Im südlichsten Teil des Piemonttroges (Arosa-
Zone) überlagern mitteljurassische Radiolarite ozeanische Kruste (Ophiolite) und werden ihrerseits
durch dünngeschichtete Kalke überlagert. Ab dem Malm finden sich auch Aptychenkalke.
3) Ostalpin und Südalpin
Der untere Jura (Lias) erscheint in unterschiedlicher Fazies und Mächtigkeit. In den Becken
treten Kieselkalke und mergelige Schiefer (Fleckenmergel oder Allgäuformation) mit Mächtigkeiten
bis zu 1000 m auf, auf seichteren Schwellengebieten Echinodermenkalke und auf
den tieferen Plattformen rote Cephalopodenkalke (Ammonitico Rosso).
Ab dem Mitteljura erscheinen ozeanische Sedimente, zuerst kieselige Schiefer, dann grüne
und rote Radiolarite. Die Radiolarite gehen über in Aptychenkalke (Maiolica), weiss anwitternde,
crèmefarbene mikritische Nannoplankton-Kalke. Aragonitische Fossilien wie die
Ammonitenschalen sind nicht erhalten, aber die kalzitischen Aptychen (Ammonitenkiefer?).
Das Unterostalpin erscheint besonders im Dogger als Bruchschollengürtel. Ab oberem Dogger
erscheinen nur noch geringmächtige Tiefsee-Sedimente.
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Kreide (144 – 65 ma): Omalius d’Halloy, 1822; terrain crétacé, Schreibkreide von Nordwesteuropa.
Die Unterkreide wurde erst später zum Kreide-System geschlagen.
Allgemeine paläogeographische Situation
Die Nordkontinente (Laurasia) sind immer noch zusammenhängend, aber von den Südkontinenten
durch die Tethys getrennt. Die Schweiz befindet sich auf ca. 30° nördlicher Breite.
Die Regression Ende Jura hat weite Teile des ausseralpinen Europa trocken gelegt. Das Meer
bleibt nur in der Tethys und deren Randmeeren, sowie im Nordseebecken. Von diesen beiden
Meeren, sowie ab der Oberkreide vom Atlantik aus erfolgen verschiedene Transgressionen. In
der Oberkreide wird nochmals ein grosser Teil Europas überflutet. Am Ende der Kreide erfolgt
eine rasche Regression und es beginnen die alpinen Faltungen mit Flyschsedimentation.
Schweizer Jura
Unterkreide Formationen sind allgemein geringmächtig und nur im zentralen und südlichen
Teil des Schweizer Jura, südlich einer Linie Biel – Besançon erhalten. Die Gesteine sind vorwiegend
kalkig, Verwitterungsprodukte vom Kontinent geben den Kreidegesteinen aber eine
warme gelbliche Farbe, im Gegensatz zum hellen Grau der meisten Oberjurakalke. Die allgemeine
Mächtigkeit der Unterkreide Formationen nimmt gegen Süden hin zu und liegt bei
etwa 300 m im Südjura. Sie sind im seichten Wasser abgelagert worden; Ammoniten finden
sich nur im unteren Hauterivien und im Albian.
Um die Mitte der Kreidezeit findet ein Umschlag der Paläogeographie statt. Während der unteren
Kreide gehört der Schweizer Jura noch zu einem randlichen Schelf der alpinen Meere.
In der Oberkreide gibt es eine Transgression aus Nordwesten, die eine Verbindung zwischen
der Nordsee und den alpinen Meeren schafft. Ab diesem Zeitpunkt ist der Jura eher dem Rand
des Pariser Beckens zuzuschlagen.
Die Alpen
Unterkreide
Das paläogeographische Muster der Alpenregion ist während der Unterkreide ähnlich wie
dasjenige im Jura. Generell kann man sagen, dass die Sedimentationsrate zunahm. Ein klassischer
subsidierender (absinkender) Schelf bildete sich im Helvetikum. Die penninischen Becken
erhielten mächtige Ablagerungen von Bündnerschiefern und pelagische Kalke bildeten
sich auf den penninischen Plattformen, sowie im Ost- und Südalpin.
1) Helvetikum
Die Unterkreideformationen sind im Helvetikum gut entwickelt. Die Berge, welche sie aufbauen,
zeigen eine charakteristische Bänderung, die durch die Wechsellagerung von weniger
oder mehr tonhaltigen Kalkablagerungen zu tun hat. Von Norden nach Süden zeigen die unterkretazischen
Formationen systematische Fazieswechsel wie eine Zunahme der allgemeinen
Mächtigkeit von 200 bis 2500 m, ein Ersatz der Kalke durch Tone, ein Ersatz der Seichtwasser-Tone
(mit Austernlagen) durch fossillose Tiefseetone und das Auftreten von mikritischen
Kalken mit einer pelagischen Fauna. Als Ganzes zeigen die Bedingungen einen subsidierenden
randlichen Schelf, der an einen schlammigen Schelf grenzt.
1) Penninikum
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Ein beträchtlicher Teil der Bündnerschiefer des Wallisertroges hat wahrscheinlich unterkretazisches
bis frühes oberkretazisches Alter und gehen gegen oben in Flysch über. Im nördlichen
Graubünden erreicht die Mächtigkeit der Bündnerschiefer mehrere Kilometer.
Richtige Ophiolite erscheinen im östlichsten Teil der Schweizer Alpen (in der Ramoschzone
des Unterengadiner Fensters), wo der Walliser Trog breiter wird und sich gegen Osten vertieft.
In Teilen des Subbriançonnais wird die Unterkreide durch pelagische Kalke mit eingeschalteten
Kalksandsteinen vertreten, welche hauptsächlich vom eigentlichen Briançonnais stammen,
wo unterkretazische Formationen fehlen. Pelagische Kalke treten auch südlich der Briançonnais-Schwelle,
in der Breccia-Decke, auf.
Im Piemontgürtel besteht ebenfalls ein beträchtlicher Teil aus kretazischen Bündnerschiefern.
Die Ophiolitproduktion ist zu jener Zeit immer noch aktiv. Die letzten basaltischen Gesteine
aus dem Piemonttrog sind in Tonschiefern aus dem Aptian oder Albian eingelagert.
3) Ost- und Südalpin
Die Unterkreide des nördlichsten Ostalpins ist sehr ähnlich demjenigen des Penninikums,
ausser dass die basischen Vulkanite fehlen. Im restlichen Ostalpin und im Südalpin ist die
Unterkreide hauptsächlich durch Aptychenkalke vertreten.
Oberkreide
Die Krustenverkürzung im Tethysbereich begann im Albian. Die Bildung von neuer ozeanischer
Kruste versiegte; der jüngste Basaltfluss in Zusammenhang mit einer Ophiolitsequenz
datiert aus dem Aptian oder frühen Albian. Zur gleichen Zeit begannen sich neue Bergzüge
und Inseln zu heben, welche Detritus in die Flyschbecken lieferten. Der Name „Flysch“
stammt aus dem Simmental und bedeutet „schiefrige Gesteine“. Flysch beschreibt im wesentlichen
eine Wechsellagerung von Tonschiefern und Sandsteinen mit Turbiditmerkmalen, welche
unterhalb des Wellenbereiches und in vielen Fällen auch unterhalb der Kalkproduktionsgrenze
abgelagert wurden. Schnelle Sedimentation und das Fehlen einer autochthonen schaligen
Bodenfauna sind ebenfalls charakteristische Merkmale des Flysch. Die eigentliche
Flyschproduktion beginnt zur mittleren Kreidezeit. Sie ist typisch für die letzte Sedimentationsphase
alpiner Becken, die gleichzeitig mit der beginnenden alpinen Gebirgsbildung stattfindet.
Die Herkunft des Flyschdetritus stammt möglicherweise von grossen Inseln innerhalb des
alpinen Gürtels, die des jüngsten Flysches von den Alpen selber. In vielen Fällen ist es sehr
schwierig die Herkunft des Detritus zu bestimmen, da der „Lieferant“ nicht mehr besteht.
Ebenfalls im Albian sank der bis zu diesem Zeitpunkt seichte helvetische Schelf tiefer ein und
erhielt pelagische Kalke und Tone. Aehnliche Ablagerungen finden sich auf der Briançonnais-Plattform
und im grössten Teil des Ost-Südalpinen Bereiches.
Es ist eigentlich ein kurioses Faktum, dass keine oberkretazische Seichtwasserablagerungen
aus den Schweizeralpen bekannt sind. Die Gesteine sind entweder Flysch oder pelagische
Kalke und Tonschiefer.
1) Helvetikum
Die Gesteine des oberen Aptian und unteren Cenomanian werden der „Garschella“-Formation
zugesprochen (früher „Gault“). Sie bestehen aus glaukonitischen Sandsteinen, glaukonitischen
sandigen Schiefern und phosphoritischen Fossillagen mit geringer Mächtigkeit. Die
Garschella-Formation bildet ein enges, dunkles Band über den hellen Klippen des Schratten-
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kalkes und ist meistens von einer alpinen Vegetation bedeckt wegen des erhöhten K- und Fe-
Gehaltes des Glaukonites und des höheren P-Gehaltes, der aus den Phosphoriten stammt.
Ueber der Garschella-Formation folgen dünn-gebankte Kalke der Seewen-Formation mit einer
reichen Mikrofauna und anderen pelagischen Elementen. Die darüberliegenden Amdenerschichten
enthalten ebenfalls eine pelagische Mikrofauna. Dieser Detritus stammt aber
scheinbar aus einer ausseralpinen Quelle im Norden. Die Seewen- und Amdenformationen
waren einst weit ausgedehnter, wurden aber vor dem Eozän erodiert und mit der Wang
Transgression aus Süden her wieder überflutet.
2) Penninikum
Die Sedimente im Penninikum sind im wesentlichen Flysch im Wallisertrog, pelagische Kalke
(Couches Rouges) auf der Briançonnais Schwelle und wiederum Flysch im Piemonttrog.
3) Ost- und Südalpen
In den Unterostalpinen Decken bestehen die jüngsten Formationen (Cenomanian) entweder
aus Flysch oder aus pelagischen Tonen. Das Oberostalpin ist in der Schweiz nur schwach
ausgebildet.
In den Südalpen des Tessin wurden vom Alb bis ins Paläozän die pelagischen Kalke der
Scaglia abgelagert. An einigen Orten wurde diese Pelagische Sedimentation durch Flysch-
Sedimentation ersetzt.
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Känozoikum
Tertiär (65 – 1.8 ma): Die Gliederung des Tertiärs in zwei Systeme, das Paläogen und
das Neogen, wird heute von den meisten Geologen befürwortet. Die Serien bzw. Epochen
Eozän, Miozän und Pliozän wurden von Ch. Lyell (1833) aufgrund des Anteil noch lebender
Arten aufgestellt. Die Stufeneinteilung ist im Tertiär viel kontroverser als in den mesozoischen
Systemen. Die Gründe dafür liegen darin, dass Faunen oft lokale Besonderheiten besitzen,
dass vorwiegend Seichtwasserablagerungen vorkommen und dass die besten Leitfossilien
der sichtbaren Fauna (Ammoniten) ausgestorben sind. Viele Geologen verzichten deshalb auf
die Verwendung von Stufenbezeichnungen und brauchen statt dessen die auf Mikroplankton
und Nannoplankton basierende Zonengliederung.
Allgemeine paläogeographische Situation
Paläogen (65 – 23.8 ma)
Regression an der Kreide-Tertiär-Wende. Die paläozänen und eozänen Meere gehören hauptsächlich
drei Provinzen an, der Nordsee, dem Aquitaine als Dependenz des Atlantik und der
Tethys, die durch Faltungen bereits stark eingeengt wurde. Ausserhalb dieser Bereiche ist
Europa im Paläozän-Eozän kontinental.
Zu Beginn des Oligozän findet die Hauptfaltung der West- und Zentralalpen statt. In anderen
Teilen findet ebenfalls eine starke Regression statt. Gleichzeitig zerbricht der europäische
Kontinent.
Neogen (23.8 – 1.8 ma)
Im Miozän existieren in Europa vier marine Bereiche, die Nordsee, der Atlantik, das Mittelmeer,
durch Faltungen stark eingeengt und die Paratethys (u.a. Kaspisches Meer), welche eine
Verbindung zum Mittelmeer über die Molassetiefe hat.
Schweizer Jura
Paläogen
Gegen Ende des Eozän reissen die „rheinisch“ (SSW-NNE) orientierten Bruchgräben auf.
Zunächst durch langsame Eindellungen, dann durch beschleunigte Bruchbildung und Sedimentation.
Zu Beginn des Tertiärs war der gesamte Jura Teil eines mitteleuropäischen Kontinentes, welcher
starker Karsterosion ausgesetzt war. In der Gegend von Basel waren gewisse Störungen
bereits mit der Oeffnung des Rheingrabens verknüpft.
Kontinentale Eozänformationen zeigen sich unter anderem in Form von Bohnerzen, welche in
Taschen und Höhlen im Karst auftreten. Das Klima wechselte von tropisch-feucht zu halbtrocken
oder trocken.
Das Oligozän war eine wichtige Epoche in der Geschichte des Jura. Das Aufbrechen Europas
und der Höhepunkt der alpinen Gebirgsbildung, welche beide am Wendepunkt Eozän-
Oligozän stattfanden, führten zur Bildung von drei Vertiefungen, dem Bresse Graben, dem
Rheintalgraben und dem Molassebecken. Der Bresse Graben liegt vollständig auf französi-
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schem Territorium, aber der Rheingraben beinflusste Teile des nördlichen Schweizer Jura
stark. Einer seiner Arme, die „Rauracische Depression“, verläuft südwärts in den Faltenjura.
Im nordöstlichen Teil des Jura stimmt der innere Rand der gefalteten Ketten genau mit dem
nordwestlichen Rand des oligozän-miozänen Molassebecken überein, deren Sedimente hauptsächlich
aus feinkörnigen Sandsteinen, siltigen Tonen und lakustrinen Kalken bestehen.
Neogen
Zu Beginn des Miozäns hörte der Rheingraben auf als Sedimentfalle zu dienen und die Gegend
des zukünftigen Jura entwässerte sich Richtung Südosten in das Molassebecken.
Im Miozän begannen die ersten Bewegungen zur Bildung des Juragebirges. Die Hauptfaltungen
fanden aber erst im unteren Pliozän oder teilweise noch im oberen Miozän statt, wahrscheinlich
innerhalb einer kurzen Zeitspanne.
Das Molassebecken
Allgemein
Der Untergrund des schweizerischen Mittellandes besteht aus der sogenannten Molasse, jungen
Sedimenten, die während der Alpenfaltung als Abtragungsschutt des sich hebenden Gebirges
in mariner und terrestrischer Umgebung abgelagert wurden. Die Mächtigkeit des ganzen
Schichtpaketes beträgt am Alpenrand sechs Kilometer und nimmt gegen Norden bis auf
wenige hundert Meter ab. Das Molassebecken ist gegenwärtig etwa 70 km breit in der Ostschweiz,
55 km bei Bern und 40 km am Genfersee. Der Name „Molasse“ stammt ursprünglich
von Steinbrucharbeitern, die damit die härteren Sandsteinvarietäten bezeichneten, welche
als Mühlsteine verwendet wurden. Heute wird Molasse als lithostratigraphischer Begriff verwendet.
Die Entstehungsgeschichte der mittelländischen Molasse kann wie folgt skizziert
werden: Im Oligozän (vor ca. 37 Mio Jahren) bildete sich eine Vorlandsenke im Gefolge der
alpinen Gebirgsbildung, in die sich in den folgenden 30 Millionen Jahren der Schutt aus den
sich hebenden Alpen ablagerte. Ein durch variierende Sedimentationsraten im sich absenkenden
Molassebecken bedingtes, zweimaliges Vordringen und Zurückweichen des Meeres verursachte
unterschiedliche Sedimentationsbedingungen, was zu einer Unterteilung der Molasse
in Untere Meeresmolasse (UMM), Untere Süsswassermolasse (USM), Obere Meeresmolasse
(OMM) und Obere Süsswassermolasse (OSM) führte. Die Molasseformationen liegen mehr
oder weniger konform auf kretazischen oder oberjurassischen Karbonaten. Strukturell kann
man zwischen der gewöhnlich flachliegenden autochthonen Molasse und der mitgefalteten
subalpinen Molasse unterscheiden, welche einen ca. 25 km breiten Saum am nördlichen Alpenrand
bildet. Das gegenwärtige Relief des Molassebecken wurde weitgehend durch die
post-molassischen Hebungen und die pleistozänen Gletscher geprägt.
Untere Meeresmolasse (UMM): Sie stellt den letzten Rest der alpinen Meere dar und bildet
einen schmalen Schlauch am Alpenrand. Im unteren Bereich finden sich vor allem Sandsteine
und Konglomerate, dann Schiefermergel mit gradierten Sandsteinbänken. Dann wird das
Meer zunehmend seichter und brackischer.
Untere Süsswassermolasse (USM): Das Restmeer wird zugeschüttet und es bauen sich am
Alpenrand Konglomerat (Nagelfluh-)flächen aus, z.B. das Entlebuch, Rigi-Rossberg und
Hirzli-Speer aus. In diesen Fächern finden sich zunächst hauptsächlich Sedimentgerölle aus
der Simmendecke (Westen) und den Ostalpinen Decken (Osten). Kristallingerölle werden erst
im oberen Teil der USM häufiger. In der subalpinen Molasse wird die USM bis zu 5 km
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mächtig. Gegen Norden wird die Mächtigkeit geringer und die Konglomerate treten zurück.
Es finden sich Sandsteine (oft in Flussrinnen) und siltige Mergel.
Obere Meeresmolasse (OMM): Im unteren Miozän dringt das Meer aus Südwesten in einen
ca. 60 km breiten Trog ein. Zuerst werden vorwiegend Sandsteine, z.T. mit Glaukonit abgelagert,
später Sandsteine, Schiefermergel, Küstenkonglomerate und Muschelschillbänke. Die
Nordküste bildet der Faltenjura und der Südrand der Schwäbischen Alb. Die Südküste ist ausgebuchtet
durch wenige, aber grosse terres-trische Schuttfächer (Napf, Hörnli, Bodensee). Die
alpinen Talsysteme werden modifiziert und es entstehen Längstäler (vielleicht im Gefolge der
Faltung der helvetischen Decken, welche erstmals, aber immer noch selten, Gerölle liefern).
Obere Süsswassermolasse (OSM): Das Meer zieht sich zurück und es lagern sich fluviatile
Sedimente ab wie Ueberschwemmungsablagerungen (siltige Mergel), Rinnensedimente
(Sandsteine, Konglomerate) und dünne Moor- und Seeablagerungen (Süsswasserkalke und
Kohlen). Der Napf- und der Hörnlischuttfächer sind noch stärker ausgeprägt als in der OMM.
Neben der alpinen Geröllzufuhr aus Süden gibt es auch Schüttungen von geringmächtigen
Kalknagelfluhen aus Norden, dem Jura. Es entwickelt sich eine Ost-West verlaufende Stromrinne
im Bereich Untersee – Jurafuss.In der Mitte des Miozän setzt Vulkanismus ein, der sich
allmählich gegen Norden verlagert (Pliozäne Vulkane des Hegau). Gegen Ende des Miozän
wird das Becken gehoben und die Sedimentation hört auf.
Alpen
In den Alpen ist die charakteristische Sedimentgruppe der Oberkreide und des Paläozäns-
Untereozäns der Flysch. Es handelt sich dabei um mächtige Wechsellagerungen von Sandsteinen
und Peliten (Tiefseesedimenten), welche meist dünn gebankt sind. Flysch ist in der
Regel das jüngste Sediment und verkörpert die Schuttlieferung von Inseln und zuletzt vom
aufsteigenden Alpenkörper.
Penninikum
Das Paläozän ist im Briançonnais noch pelagisch (Couches Rouges), darüber folgt bis ins
Mitteleozän Flysch. Im Wallissertrog Flysch.
Helvetikum und Ultrahelvetikum
Im Helvetikum und Ultrahelvetikum finden sich vier Faziestypen, deren Formationen sich
jeweils überlagern. Es sind dies kontinentale Bildungen (Bohnerz), kalkige und sandige
Seichtwasserablagerungen mit Nummuliten, pelagische Mergel und Flysch.
Im unteren Paläozän erfolgt eine allgemeine Heraushebung. Nur im südöstlichen Ultrahelvetikum
geht die Flysch-Sedimentation kontinuierlich weiter. Im oberen Paläozän-Untereozän
bilden sich im südöstlichen Helvetikum Nummulitenkalke und im Ultrahelvetikum Flysch.
Ende Eozän – Anfang Oligozän findet die Hauptfaltung der Alpen statt, wobei das Helvetikum
noch nicht einbezogen ist. Das Meer ist nun auf das Nordhelvetikum beschränkt, das die
Schuttlieferung des ca. 2 km mächtigen nordhelevetischen Flysches aus Süden erfährt (Taveyannaz-Sandsteine
mit vulkanischen Komponenten). Der jüngste Flysch, der keine vulkanischen
Bestandteile mehr aufweist (Matter Sandsteine, Dachschiefer von Engi), zeigt bereits
Anklänge an die Molasse-Fazies.
In grossen Teilen der alpinen Bereiches und vor allem entlang seines nördlichen Randes findet
ein Sedimentationsunterbruch während der oberen Kreide und dem Paläozän statt, welcher
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scheinbar in Verbindung mit einer allgemeinen Verlangsamung der Krustenverkürzung steht.
Im Helvetikum transgredieren seichte Meere aus Südosten, welche sich zunehmend vertieften
und die letzten (Ober Eozäne und Unter Oligozäne) Flysche erhalten. Weiter im Süden erreichen
die mittelalpinen Deformationen ihren Höhepunkt während der Ablagerung dieser nördlichen
Flysche, wo massive Einflüsse von basaltischem und andesitischem Detritus auf einen
subduktionskontrollierten Vulkanismus hindeuten.
Im Penninikum hörte die Sedimentation im Paläozän und Eozän verschiedentlich auf, während
der grösste Teil des Ostalpins mehrheitlich über Wasser stand.
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Quartär (1.8 – 0 ma): Es handelt sich dabei um den jüngsten Abschnitt des Känozoikums
(Desnoyers, 1829), der in das Pleistozän und das Holozän (letzte 10'000 Jahre) eingeteilt wird.
Im Quartär treten zwei Besonderheiten auf, die Eiszeiten und der Mensch („Anthropozoikum“,
„Psychozoikum“). Zu Beginn des Pleistozäns treten erste Kaltwasserfaunen im Mittelmeer
auf und es gibt eine deutliche Abkühlung auf den Nordkontinenten.
In den Alpen treten verschiedene Vergletscherungsphasen auf (Günz, Mindel, Riss und
Würm), die Moränen und Schotterfluren auf sukzessive tieferen Niveaus schufen. Erosion(?)
und Transport fand wahrscheinlich besonders während der Eiszeiten statt, insbesondere beim
Vorstoss der Gletscher und weniger während der Zwischeneiszeiten.
Zur Zeit der Gebirgsvergletscherungen existierten am Nordrand der Alpen grosse Eiskuchen.
Am Südrand der Alpen stiessen die Gletscher bis in die Po-Ebene vor.
Aus dem Mittelpleistozän stammen die älteren Deckenschotter der Günzvereisung, resp. Die
jüngeren Deckenschotter der Mindelvereisung. Die Mindelvereisung war ausgedehnter als die
Günz. Die Erosion der Alpen dürfte im Pleistozän etwa 1 km betragen haben.
Während des Mindel-Riss Interglazials fand eine bedeutende Ausräumung der Täler statt,
möglicherweise beim Vorstoss der Riss-Gletscher; dabei entstanden die meisten See-Wannen.
Die Riss-Eiszeit war die grösste Vergletscherung der Schweiz. Der Rheingletscher dringt bis
Möhlin, der Rhonegletscher bis Lyon vor.
Während der Würmzeit war das vergletscherte Gebiet wesentlich kleiner als zur Riss-
Vergletscherung (Linth-Rheingletscher bis Killwangen). Während des Würms gab es verschiedene
Phasen mit einem Maximum wahrscheinlich um 20'000 a. Der Rückzug folgte zunächst
in Etappen, anschliessend rasch bis in die Alpen hinein. Nach dem Rückzug der Gletscher
folgten die grossen alpinen Bergstürze (Sierre, Glarus, Flims), gefolgt von einem scharfen,
kurzen Gletschervorstoss (jüngere Dryas).
Im Holozän ziehen sich die Gletscher weiter zurück. Im Klimaoptimum waren die alpinen
Gletscher bis auf kleine Reste verschwunden. Eine „kleine Eiszeit“ fand zwischen 1550 und
1850 statt, mit einem maximalen Vorstoss zwischen 1600 – 1630. Seither ziehen sich die
Gletscher zurück.
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