7

„Die sprachliche Darstellung der Weltist kein Selbstzweck, sondern dientmaßgeblich der Kommunikation.“

Andreas Gardt

2. Kurzer Überblick über die Varisciden in Europa und die Alpidische Gebirgsbildung

Durch intensive Erforschung konnte für das außeralpine Variscikum die geotektonische Ent-wicklung weitestgehend plausibel rekonstruiert werden (FRANKE et al. 1995, FRANKE 2000).Obwohl das Kernthema der vorliegenden Arbeit auf die Untersuchung und Herkunft detriti-scher Hellglimmer in klastischen paläozoischen Metasedimenten im alpinen Raum fokussiertist, sollen vergleichende Betrachtungen mit besser verstandenen variscischen Gebieten außer-halb der Alpen herangezogen werden. Aus diesem Grund wird im Folgenden ein kurzerÜberblick zur Variscischen Gebirgsbildung für den europäischen Raum gegeben.Der variscisch geprägte Sockel der Alpen wurde während der alpidischen Gebirgsbildung inder Kreide und im Tertiär zusammen mit seinen Deckschichten nochmals verfaltet, ver-schuppt, gestapelt und transportiert. Zum besseren Verständnis der vorliegenden Arbeit mussdeshalb auch der Deckenbau der Alpen in groben Zügen erläutert werden.

2.1. Varisciden in Europa

Die Varisciden bilden das Grundgebirge Europas. Sie entstanden nach mehreren Subduktion-sereignissen ozeanischer Becken, Kollisionen verschiedener Terranes oder Mikrokontinenten(z.B. Avalonia und Armorica) und der finalen Kollision des Nordkontinents Laurentia-Balticamit dem Südkontinent Gondwana im Oberkarbon (Abb. 2-1). Während der Variscischen Oro-genese kam es, wie bei jedem orogenen Zyklus, zu Deformationen und Überschiebungen, De-ckenstapelungen, Metamorphose, zur Intrusion gewaltiger Mengen granitischer Schmelzen,zur Heraushebung und Abtragung.Die Gesteinseinheiten der Varisciden sind heute meist von mächtigen permo-mesozoischenund tertiären Sedimentgesteinen und/oder quartären Sedimenten bedeckt. Teilweise durch-schlagen permische, tertiäre und quartäre Vulkanite diese Gesteinsabfolgen. In einigen TeilenEuropas und Nordafrikas findet man jedoch größere Aufbrüche mit Resten des variscischenGebirges, z.B. Massif Central, Vogesen, Schwarzwald, Nordostbayern und Böhmen, Harzund Rheinisches Schiefergebirge, Ardennen, die britischen Inseln, die südwestliche IberischeHalbinsel, in Marokko, aber auch in vielen Teilen der alpidisch geprägten Bereiche Europas(Abb. 2-2). Die größeren zusammenhängenden variscischen Gesteinseinheiten und Strukturenaußerhalb der alpidischen Gebirgsketten lassen sich relativ gut untersuchen. Dies gilt insbe-sondere für die mitteleuropäischen Varisciden nördlich des moldanubischen Vergenzscheitels.Diese werden von N nach S in vier große, etwa ENE-WSW verlaufende Struktureinheitenuntergliedert, das Rhenoherzynikum, das Saxothuringikum mit der Mitteldeutschen Kristallin-schwelle, das Moldanubikum und Moravikum (Abb. 2-2 und Abb. 2-3).

8

Abb. 2-1: Paläogeographische Lage der Großkontinente Laurentia, Baltica und Gondwana im Ober-karbon (aus MCKERROW et al. 2000). Das Rechteck markiert die europäischen Varisciden.

Abb. 2-2: Tektonische Gliederung der europäischen Varisciden (aus WALTER 2003).1 = Sutur des Rhenoherzynischen Ozeans, 2 = Sutur des Saxothuringischen Ozeans, 3 = Sutur desMassif Central Ozeans, L = Lizard.

9

Die tektonische Entwicklung fand sukzessive in der Zeit zwischen Kambrium und Karbonstatt (FRANKE et al. 1995). An der Wende Ordovizum/Silur kollidierten Laurentia-Baltica mitdem Terrane Ost-Avalonia und bildeten seit dieser Zeit den Old Red Kontinent. Dieser bildetden nördliche Kontinentalrand des sich im Unterdevon entwickelnden RhenoherzynischenOzeans. Aufschlüsse in SW England, den Ardennen, dem Rheinischen Schiefergebirge unddem Harz repräsentieren Ablagerungen dieses Ozeanbeckens. Reste von ozeanischer Krustesind im Rhenoherzynikum Südenglands (Cornwall) in Form kleinen Vorkommen serpentini-sierter Ozeankruste (Lizardit, eine Lokalbezeichnung) erhalten. Einen weiteren Hinweis ge-ben die MOR-Basalte der „Gießener Decke“ (FRANKE et al. 1995) im Rheinischen Schiefer-gebirge.Südlich schließt sich die Struktureinheit des Saxothuringikums an, welche die MitteldeutscheKristallinschwelle (z.B. Odenwald, Spessart, Ruhlaer Kristallin) und Ablagerungen des Saxo-thuringischen Beckens mit paläozoischen klastischen Sedimenten und Vulkaniten (Franken-wald, Fichtelgebirge) darstellen.Daran schließt der Nordteil des Moldanubikums an, das frühvariscisch (ca. 380-400 Ma) ge-prägte Tepla-Barrandium. Zum Moldanubikum im engeren Sinne gehören die BöhmischeMasse, der Schwarzwald und die Vogesen. Sie bestehen einerseits aus schwach metamorphenGesteinen, andererseits aus hoch metamorphen Gesteinen wie Eklogiten, Granuliten und Peri-dotiten (Moldanubisches Kristallin, Teile des Tepla-Barrandiums). Saxothuringikum undMoldanubikum repräsentieren Teile des ATA. Sie lagen demzufolge südlich des Rhenoher-zynischen Ozeans.Das Moldanubikum ist im SE auf Para- und Orthogneise des Moravikums überschoben (Abb.2-3). Diese Gesteinseinheiten repräsentieren wahrscheinlich höher metamorphe Einheiten dessich östlich Richtung Karpaten anschließenden schwach metamorphen Silesiums. Es bestehtaus einem cadomisch geprägten Grundgebirgssockel über dem paläozoische klastische Sedi-mente, Karbonate, Flyschablagerungen und mafische Vulkanite des Unterkarbons folgen.Diese Gesteinfolgen sind teilweise unter dem alpinen Deckenbau der Karpaten nachweisbarund werden mit denen des Rhenoherzynikums parallelisiert.

Abb. 2-3: Schematisiertes Profil durch die europäischen Varisciden mit ihrer heutigen tektonischenGliederung (aus FRANKE 1995).

In den Varisciden sind heute vor allem die tiefen Bereiche dieses ehemaligen Deckengebirgeserhalten, so dass auch hier wesentliche Informationen fehlen. Es gibt so gut wie keine Reste

10

ozeanischer Kruste, obwohl zwischen den verschiedenen Terranes Meeresbecken postuliertwerden. Damit können die Bildung und Subduktion dieser Meeresbecken nicht zweifelsfreifestgelegt werden.Die einzelnen Terranes werden als „Perigondwana Fragmente“ bezeichnet, da sie Teil desgroßen Südkontinents Gondwana waren und sich während des älteren Paläozoikums vondessen Nordrand lösten und nach Norden drifteten. Gondwana selber entstand am Ende desProterozoikums im Verlauf der Panafrikanischen Orogenese, die Australien, Antarktis,Vorderindien, Afrika und Südamerika vereinte. Durch die Kollision verschiedener Mikro-platten mit dem Nordrand Gondwanas fand im jüngsten Proterozoikum eine weitereDeformationsphase statt, die als Cadomische Orogenese (700 – 600 Ma) bezeichnet wird(WALTER 2003). Sie kann als Teil der Panafrikanischen Orogenese angesehen werden. Darauswird deutlich, dass die europäischen Varisciden einen hohen Anteil ehemaliger cadomisch/panafrikanisch geprägter Krustenteile enthalten müssen. In den erhaltenen Resten despräalpinen Stockwerkes der alpinen Gebirge (Pyrenäen, Alpen, Karpaten) ist deshalb auchvon cadomisch/panafrikanischen Krustenanteilen auszugehen.

2.2. Alpidische Gebirgsbildung

Am Ende der variscischen Orogenese im Oberkarbon/Perm, vor 299 Ma, waren alle Land-massen im Großkontinent PANGÄA vereint. Der Molasseschutt des Oberkarbons und Permssedimentierte diskordant auf variscischem oder noch älterem Grundgebirge. Darüber lagertensich in der Zeit zwischen 250 Ma und 160 Ma, der Trias bis zum Oberjura, Sedimente in einerwestlichen Meeresbucht des von SE nach NW in den zukünftigen Alpenraum vordringendenTethys-Ozeans ab (Abb. 2-4). Der damit verbundene Übergang von terrestrischen Ablagerun-gen zu marinen Schelfablagerungen kann als Einleitung der alpidischen Ära angesehenwerden.

Abb. 2-4: Paläogeographiedes alpinen Raumes undseines weiteren Umfeldesin der Obertrias (verändertnach KRENMAYER 2002).

11

An der Wende Dogger/Malm, zwischen 160 Ma und 145 Ma, setzte die Bildung des Südpen-ninischen Ozeans, auch Piemontais Trog genannt, ein. Dabei wurde die Adriatische Platte, einnördlicher Vorsprung Afrikas, an einer sinistralen Transformstörung von Europa getrennt(SCHWERD 1996). Der „Motor“ dafür war der sich öffnende mittlere Teil des Atlantiks (Abb.2-5).

In der obersten Unterkreide (um 100 Ma) änderte sich das plattentektonische Geschehen imAlpenraum. Ein Nordpenninischer Ozean, auch Valais Trog genannt, hatte sich bereits geöff-net und trennte die Briançonais-Schwelle (Mittelpenninikum) von Europa (Abb. 2-5). Südlichdavon setzte die Subduktion des Südpenninischen Ozeans unter die Adriatische Platte ein.Damit verbunden waren erste, frühalpine, Verschuppungen, Überschiebungen und Stapelun-gen auf der Adriaplatte. Diese ausgebildeten Deckenstapel wurden in der Folgezeit nach Nor-den auf verschuppte penninische Sedimente und Späne ozeanischer Kruste aufgeschoben.

Abb. 2-5: Schematisierte Skizzen zur plattentektonischen Situation des Alpenraumes am Beginn derKreide (aus SCHWERD 1996).

Ab der Mittlerer Oberkreide bis in das Oberoligozän (ca. 85 Ma bis 23 Ma) fand die ebenfallssüdgerichtete Subduktion des Nordpenninischen Ozeans statt. Nach der Kollision und „Ver-keilung“ der Adriatischen Platte (Oberplatte) mit der Europäischen Platte (Unterplatte) fandengroßräumige Abscherungen, Überschiebungen und die endgültige Stapelung der Alpinen De-cken statt (Abb. 2-6). Die Heraushebung der Alpen zum echten Hochgebirge begann jedocherst ab dem Miozän (vor 23 Ma) und hält bis heute an (siehe Kapitel 1).

12

Abb. 2-6: Verkeilung der Adriatischen Platte (Afrika) mit Europa nach ihrer endgültigen Kollision imTertiär (aus LABHART 1993); ein Frontalzusammenstoß zweier ungleich großer Autos (MATTAUER1999) schematisiert diese Situation.

2.2.1. Deckenbau der Alpen

Am Ende des 19. Jahrhunderts wurde in den Schweizer Alpen die Theorie des Deckenbausgeboren. Dies kann man u. a. ausgezeichnet an der„Glarner Überschiebung“ an den Tschin-gelhörnern am Segnespass (Graubünden, Schweiz) beobachten, wo junge Sedimente desTertiärs von älteren karbonen Sedimenten überdeckt werden. Seit diesem Zeitpunkt wurde derBau der Alpen immer intensiver geologisch untersucht und erklärt. Damit entstand eineVielzahl an Bezeichnungen für gleiche oder ähnliche Gesteinsabfolgen in unterschiedlichenGegenden der Alpen.Erst mit der Plattentektonik wurde letztlich die Voraussetzung für eine großtektonische Ein-teilung der Alpen geschaffen. Die scheinbar unübersichtliche Fülle an Bezeichnungen konntenun in ein überschaubares Bild eingefügt werden.

In Abb. 2-5 sind die Bildungs- und Ablagerungsräume mit ihren jeweiligen Namen vor deralpidischen Gebirgsbildung dargestellt. Der Schelfbereich der Europäischen Platte mit demdarunter anstehenden Grundgebirge wird als Helvetikum bezeichnet. Die Ablagerungen desim SE befindlichen Schelfs und Grundgebirges der Adriatischen Platte kennzeichnen dasOstalpin und das Südalpin. Zwischen beiden Schelfbereichen befand sich der Ablagerungs-raum des Penninikums, bestehend aus Ophiolithen und Sedimenten (Nord- und Südpen-

13

ninikum) ehemaliger ozeanischer Kruste sowie aus Fragmenten der europäischen Platte(Mittelpenninikum).Diese ehemaligen Ablagerungsräume mit ihren entsprechenden Gesteinsabfolgen wurdenaufgrund ihrer heutigen geographischen Verbreitung innerhalb des Alpenorogens in dreigroße geologische Einheiten gegliedert (Abb. 2-7). Die Bezeichnung Ostalpin und Südalpinwird beibehalten. Im westlichen Teil der Alpen überwiegen helvetische und penninische Ge-steinsfolgen. Deshalb wurden Helvetikum und Penninikum zum Westalpin zusammengefasst.

Abb. 2-7: Übersicht zur großtektonischen Gliederung der Alpen (BÖGEL & SCHMIDT 1976).

Ost- und Westalpin werden vom Südalpin durch die Periadriatische Linie, auch als Tonale-oder Insubrische Linie bezeichnet, getrennt. Dieses Lineament stellt eine dextrale Blattver-schiebung dar, an der gleichzeitig auch Vertikalversätze bis zu 30 km ermittelt werdenkonnten. Während der Kollision der Adriaplatte mit Europa wurden in einem komplexenÜberschiebungsgürtel penninische und ostalpine Decken gestapelt und nach Norden über-schoben. Das Ostalpin wurde dabei zusammen mit den aufgeschuppten alpinen Flyschsedi-menten an seiner Basis über das Penninikum und mit diesem zusammen bis auf das ebenfallsin Decken gestapelte Helvetikum geschoben (Abb. 2-6). Die Sutur zwischen Adriaplatte undEuropa bildet somit die ozeanische Kruste des Penninischen Ozeans. In den Ostalpen ist dieseSutur z.B. in der Matreier Schuppenzone, südlich und westlich an das Tauernfenster anschlie-ßend, dokumentiert. Penninikum (z.B. Serpentinite), Wildflysch, Ostalpines Kristallin unddessen postvariscischen Sedimentgesteine (z.B. Dolomite aus der Trias) sind in dieser Zonemiteinander verschuppt.In den Ostalpen glitten die ostalpinen Decken über das Penninikum weiter nach N auf dasHelvetikum auf. Sie stellen damit die am weitesten nach Norden transportierte Deckeneinheitder Alpen dar und werden als Fernschubmasse bezeichnet.Im Gegensatz zum Ost- und Westalpin, wo die Helvetischen- Penninischen- und OstalpinenDecken nordvergente Falten und Überschiebungen bilden, findet man im Südalpin einen süd-vergenten Falten- und Überschiebungsbau.

14

Die alpinen Deckenstapel wurden unterschiedlich stark metamorph überprägt. Man kann einekretazische Metamorphose (ca. 100 Ma) und eine tertiäre Metamorphose (ca. 40 – 20 Ma)unterscheiden.

Die Untersuchungs- und Probennahmegebiete der vorliegenden Arbeit befinden sich im Ost-und Südalpin. Eine genauere Beschreibung dieser Einheiten wird deshalb im folgenden Ka-pitel gegeben.