Geologie der Ostalpen und Exkursionsschwerpunkte

• 1. Einführung
• 2. Allgemeiner Überblick
  • 2.1. Deckenaufbau
• 2.1.1. Ostalpin
• 2.1.2. Südalpin
• 2.1.3. Westalpin
• 2.1.4. Periadriatische Naht
• 2.2. Geologische Übersicht der Ost- und Südalpen
• 3. Schwerpunktgebiete
  • 3.1. Gailtal
  • 3.2. Dolomiten
    • 3.2.1. Überblick
    • 3.2.2. Geologischer Aufbau
  • 3.3. Engadin
  • 3.4. Ötztal
• 4. Literaturverzeichnis

1. Einführung

Die "Geologie" hat nicht nur Auswirkung auf die Gestaltung der Erdoberfläche, sie beeinflusst auch unser kulturelles und wirtschaftliches Leben. Gerade die Alpen mit einer kompliziert aufgebauten Tektonik zeigen uns die Auswirkungen auf kleinstem Raum. In dieser Arbeit sollen ein grober Überblick über die geologischen Verhältnisse der Ostalpen gegeben und die vier Schwerpunktgebiete der Exkursion genauer beleuchtet werden.

2. Allgemeiner Überblick

Die eigentliche Bildung der Alpen begann vor rund 110 Millionen Jahren mit der Subduktion des penninischen Ozeanbodens und der damit zusammenhängenden Deckenüberschiebung. Durch die Faltung der Alpen wurden Sedimentpakete von großem Ausmaß ("Decken") über viele Kilometer aufeinander geschoben. Die Deckenüberschiebungen fanden unter großem seitlichen Druck statt, das tiefer liegende Gesteinsmaterial wurde außerdem hohen Temperaturen ausgesetzt und metamorph. Die Faltungen und Überschiebungen sind nach Norden gerichtet

Die zahlreichen Decken der Alpen lassen sich zu mehreren großen Deckensystemen zusammenfassen. In den Ostalpen sind diese das Penninikum sowie das Unter-, Mittel- und Oberostalpin. In den Westalpen kommt das Helvetikum hinzu, das im Bereich der Ostalpen auf eine schmale Zone am Nordrand der Alpen beschränkt ist (Bögel, Schmidt 1976).

2.1. Deckenaufbau

2.1.1. Ostalpin

Die Ostalpen werden im Westen durch eine Linie Bodensee - Splügenpaß - Comosee abgegrenzt. Im Süden bildet die Periadriatische Naht die Grenze zu den Südalpen. Im Osten senken sie sich kontinuierlich ab. Sie liegen tektonisch über den Westalpen (unter den ostalpinen Decken tauchen die penninischen in Form von mehreren Fenstern auf), wurden nicht so stark gehoben wie diese und weisen eine klare symmetrische Gliederung durch W-E-streichende Gesteinszonen, und zwar Flyschzone - Nördl. '>Kalkalpen (Sedimentite) - Nördl. Grauwackenzone (Sedimentite) - Zentralalpen (Metamorphite) - Südl. Grauwackenzone - Südl. Kalkalpen auf.

Die Ostalpen sind im allgemeinen breiter entwickelt (Virgation). Dieses Auseinandertreten der Ostalpen (E der Hohen Tauern) hat die Ausbildung von 3 Längstalfurchen ermöglicht: Nördliche Längstalfurche, Norische Senke und Südliche Längstalfurche.

2.1.2. Südalpin

Die Südalpen wurden nur stark gefaltet, größere Deckenüberschiebungen entstanden nicht. Die Basis der Südalpen bilden paläozoische Sedimente oder magmatische Gesteine. Beim letzten Zusammenschub im Alpenbereich gelangten die Südalpen als ganzer Block weit nach Norden. Die Südalpen versinken nach Süden hin an großen Flexuren und Brüchen unter der Molasse der Poebene. (Bögel, Schmidt 1976)

2.1.3. Westalpin

Die Westalpen gliedern sich in 4 Gesteinszonen (Sedimentite des Helvetikums, Gneise und Plutonite der autochthonen Zentralmassive, Sedimentite des westlichen und Metamorphite des östlichen Penninikums). Sie liegen tektonisch unter den Ostalpinen Decken, sind jedoch höher gehoben und daher stärker zerschnitten. In den Ostalpen wurde das Westalpin von den Ostalpinen Decken überschoben und tritt nur in Form von geologischen Fenstern an die Oberfläche.

2.1.4. Periadriatische Naht

Der österreichische Anteil des Südalpins liegt südlich einer tektonischen Grenzlinie die auf der Landkarte deutlich zu erkennen ist: die Periadriatische Naht. Sie ist mit einer Länge von 700 km die bedeutendste Störungszone der Alpen (Abb. 3). Sie ist durch große Längstäler morphologisch deutlich gekennzeichnet und trennt die Südalpen von den Ostalpen, westlich vom Bergell die Südalpen von den Westalpen. Dieses Lineament beginnt im Osten in den Karawanken, südlich des Bacher-Gebirges, verläuft nach Westen zwischen nördlichen und südlichen Karawanken, weiter durch das Gailtal und Pustertal. Sie biegt nördlich der Sarntaler Alpen nach Süden Richtung Meran um und behält diese Richtung - parallel zum Etschtal - über eine größere Streck bei. Südlich der Adamellogruppe verläuft sie Richtung Westen ins Veltlin.

Ein Kennzeichen der Periadriatischen Naht ist die Konzentration granitischer Plutone, die in den Alpen sonst fehlten. Diese Gesteine (Granite, Granodiorite und Tonalite) sind entweder in der Nähe oder direkt an und in der Störungszone aufgedrungen. In Abb. 3 sind die Tiefengesteinsvorkommen verzeichnet. (Bögel, Schmidt 1976)

2.2. Geologische Übersicht der Ost- und Südalpen

3. Schwerpunktgebiete

3.1. Gailtal

Das Gailtal folgt der Periadriatischen Naht (siehe oben). Im Norden bilden die Lienzer Dolomiten und die Gailtaler Alpen den ca. 15 km breiten „Drauzug", der von Sillian im Drautal bis an die Möll-Drautal-Linie bei Villach im Osten reicht. Im Süden dieses permo- mesozoischen Gebirgszuges erscheint ein schmaler Streifen aus altkristallinen Gesteinen und Quarzphylliten.

Im Süden folgen paläozoische Gesteine des Südalpins, die von den ostalpinen Einheiten durch die Periadriatische Naht getrennt werden.

3.2. Dolomiten

3.2.1. Überblick

Die Dolomiten werden im Norden durch das Pustertal bis Innichen, im Süden durch die Valsugana begrenzt. Von der Valsugana aus bildet die Linie Pieve di Cadore-Santa Stefano di Cadore den Südost- und Ostrand der Dolomiten. Im Westen trennen Etsch- und Eisacktal die Dolomiten von den Nonsbergen und Sarntaler Alpen. Die Dolomiten sind ein Gebirge, dessen Name sich von jenem Gestein herleitet, das einen großen Teil seiner Berge aufbaut. In den Jahren 1789 und 1790 unternahm der französische Naturforscher Déodat de Dolomieu mehrere Reisen durch Südtirol. Er "entdeckte" dabei ein Gestein, das dem Kalk sehr ähnlich ist, aber mit verdünnter Salzsäure nur eine sehr geringe chemische Reaktion aufweist. Während Kalk aus dem Mineral Calcit, besteht setzt sich der Dolomit aus einer Mischung von Calcium- und Magnesiumkarbonat zusammen.

3.2.2. Geologischer Aufbau

Der Brixner Quarzphyllit bildet das variskisch entstandene Grundgebirge und ist etwa 450 - 500 Millionen Jahre alt (Ordovizium). Tone, Sandsteine und Vulkanite wurden in die variskische Gebirgsbildung miteinbezogen und dabei zu feinblättrigen Schiefern (Phylliten) umgeformt. An der Oberfläche ist der Brixner Quarzphyllit nur im Norden entlang dem Pustertal und im Süden entlang der Valsugana sichtbar aufgeschlossen, während er im zentralen Teil durch die jüngeren Sedimente verdeckt ist. Durch die variszische Gebirgsbildung wurde das Grundgebirge gehoben, es begann die Abtragung des Bozner Quarzphyllites - der abgetragene Verwitterungsschutt tritt heute als Waidbrucker Konglomerat in Erscheinung. Der Bozner Quarzporphyr liegt auf diesem Waidbrucker Konglomerat bzw. direkt auf dem südalpinen metamorphen Grundgebirge auf. Der Quarzporphyr ist ein feinkörniges rötliches Ergussgestein aus dem Unterperm (275 - 255 Millionen Jahre vor heute). Die feinkörnige Grundmasse entstand durch rasches Abkühlen der Gesteinsschmelze beim Austritt entlang von Längsspalten an der Erdoberfläche. Die Mächtigkeit des Bozner Quarzporphyrs wird auf 2.000 m und die Verbreitung auf 4.000 km² geschätzt.

Der Grödener Sandstein ist ein Abtragungsprodukt des Bozener Quarzporphyrs. Der Porphyr wurde bis zu Sandkorngröße zersetzt und von Flüssen abtransportiert und im Süden sedimentiert. Diese Sedimentationsdecke erreicht eine Mächtigkeit von bis zu 700 m. Durch ein langsames Absinken der Kruste gegen Osten im obersten Perm kam es zu einer Transgression (Überflutung). Der Grödener Sandstein wurde durch das vorgreifende Meer gegen Westen zurückgedrängt. Es entstehen Wechsellagerungen von hellem Gips und dunklem Dolomit, gesteuert durch kurzfristige Schwankungen des Meeresniveaus und durch heißes, trockenes Klima: Die Bellerophon-Schichten. Maximale Mächtigkeit: 100 m im Cadore

Den Übergang von den Bellerphonschichten zu den Werfener Schichten markiert eine markante Klimaänderung im Skyth, der untersten Stufe des Trias, die ein Massensterben der Tierwelt hervorgerufen hat. Die Werfener Schichten entstanden in extremen Flachwasser, das zu dieser Zeit das große Schelf des Tethysmeeres bedeckte. Sie bestehen aus einer Abfolge von Sandsteinen, Mergeln, Tonsteinen, Kalken, Dolomiten und erreichen vielfach eine Mächtigkeit von mehreren hundert Metern. Das Anis ist teilweise noch klastisch entwickelt (Richthofen-Konglomerate u. a.). Danach bildeten sich die ersten Karbonat-Plattformen (Sarldolomit).

Vor 234 Millionen Jahren beginnt ein massives Absinken der Dolomiten um nahezu 1.000 m. Durch dieses rasche Absinken wuchsen Riffe in die Höhe (Aggradation), weniger zur Seite. Sie bildeten den Schlerndolomit (ca. 800 m Mächtigkeit) und den Marmoladakalk. Daneben entstanden geringmächtige (bis zu 200 m) Beckensedimente - die Buchensteiner Schichten. Anschließend (vor ca. 230 - 228 Millionen Jahre) erfolgten mächtige Ausbrüche vulkanischer Tuffe und basischer Laven. Sie füllten die tiefen Meersbecken allmählich auf und erreichen ebenfalls bis zu 1.000 m Mächtigkeit. Marmolada-Konglomerat (grob) und Wengener Schichten (fein) sind Abtragungsprodukte des Mitteltrias-Vulkanismus. Nach dem Vulkanismus setzte wieder Riffwachstum an den Riffplattformen (Schlern, Rosengarten, Civetta ...) ein. Die Cipit-Kalke und der Cassianer Dolomit (Oberer Schlerndolomit) breiteten sich auf Grund der geringeren Subsisdenz(Absink-)bewegung zur Seite hin aus (Progradation) und können daher sowohl das Marmolada-Konglomerat überlagern, aber sich auch mit den vulkanischen Abtragungsprodukten verzahnen. Vor ca. 220 Millionen Jahren war das seit dem Ladin sehr stark differenzierte Relief zur Gänze ausgeglichen. Eine bunte Folge von verschiedensten Gesteinen mit generell geringer Mächtigkeit bis ca. 100 m bedeckt diese eingeebnete Morphologie – die Raibl-Formation. Sie bezog ihre Sedimente durch Flusssysteme, die von Süden her entwässerten. Abbildung 8: Schlern (Schlerndolomit - Raibl-Formation - Hauptdolomit) (Stingl, Wachtler 1998)

Es folgte eine Flachwassersedimentation während des ganzen Nor: Das gleichmäßige langsame Absinken des Untergrundes führte dazu, dass bis zu 1.000 m gleichartiger Sedimente in dieser Zeit abgelagert wurden. Der Dachsteindolomit (Hauptdolomit) ist daher einer der markantesten Felsbildner in den Dolomiten. Auf dem Hauptdolomit liegen Tiefseesedimente, die allerdings kaum noch erhalten sind. Der beschriebene Gesteinsaufbau leistet einen wesentlichen Beitrag zum Landschaftsbild der Dolomiten. Die Klastika (Grödener-, Werfener-, Wengener-, Raibler Schichten) sind am anfälligsten für Verwitterung daher bilden sie im Normalfall eher sanfte Geländeformen aus.

Am landschaftsprägendsten sind biogene Sedimentgesteine (Kalk, Dolomit), die der Verwitterung großen Widerstand entgegensetzen und daher die markantesten und charakteristischen Gebirgsstöcke der Dolomiten bilden. Die Magmatite sind ebenfalls weit verbreitet, bilden aber oft nur den Untergrund für die Sedimentgesteine.

3.3. Engadin

Penninikum (Majolapaß)

Neben den Helvetikum und dem Flysch bildet das Penninikum die Fortsetzung der Westalpen in die Ostalpen. Die penninische Zone ist in den Westalpen in breiter Front erschlossen (vgl. Kap. 2.1.3). In den Ostalpen hingegen liegt sie weithin unter den ostalpinen Decken verborgen und wurde lediglich in tektonischen Fenstern der zentralen Ostalpen durch die Erosion freigelegt (siehe Engadiner Fenster). (Bögel, Schmidt 1976) Am Westrand der Ostalpen hebt sich das Ostalpin tektonisch über die penninischen Baueinheiten heraus und bricht oft mit steilen Erosionsrändern gegen die Schieferlandschaft der Westalpen ab. Unter den ostalpinen Decken liegt die Gruppe der mittel- und südpenninischen Einheiten. Zu unterst erscheint das Nordpenninikum mit den Prätigau- Schiefern (Unterkreide bis Alttertiär). Der ganze Komplex ist nach Norden auf die helvetischen Decken überschoben. Diese tektonische Abfolge wird überhaupt nur deshalb sichtbar, weil die dachziegelartig übereinandergeschichteten Strukturen von Westen nach Osten abtauchen

Engadiner Fenster

Im Unterengadin und im obern Inntal zwischen der Silvretta/Samnaungruppe und den Ötztaler Alpen treten Gesteine auf, die den Bündner Schiefern entsprechen. Die tektonische Überlagerung jüngerer Gesteine durch ältere tritt hier sehr klar in Erscheinung. Die Fensterumrahmung wird im Nordwesten und Nordosten von Silvretta-Gneisen, zwischen Nauders und Prutz durch Gneise und Glimmerschiefer der Ötztal-Decke gebildet. Die Ötztaler-Gesteine liegen teilweise auf der Silvrettadecke, so dass beide Kristallinschollen übereinander glitten. (Bögel, Schmidt 1976) Weitere westalpine Fenster im Ostalpin sind das Tauernfenster und das Rechnitzerfenster am Ostrand der Alpen

3.4. Ötztal

Die Ötztal-Masse bildet die größte ortsfremde Kristallinscholle der Ostalpen. Im Osten durch die Brennerlinie begrenzt, reicht sie im Norden bis an das Inntal und ist offenbar den Nördlichen Kalkalpen aufgeschoben. Im Westen bildet sie den Rahmen des Engadiner Fensters. Da penninische Gesteine im Osten wie im Westen unter der Kristallinmasse hervortreten, muss diese in ihrer ganzen Breite als Decke das Penninikum überfahren haben (Bögel, Schmidt 1976). Graue Biotit-Plagioklasgneise, die aus mächtigen Grauwacken- und Tonschiefer-Serien hervorgingen, bilden die Hauptmasse der Gesteine. Sie gehen in Granat-, Staurolith-Disthen- führenden Glimmerschiefer über und sind mit Amphiboliten, Eklogiten und Granitgneisen durchsetzt. Die Abkömmlinge magmatischer Gesteine bilden meist steilwandige schroffe Felsgrate, die die Bergkämme aus Glimmerschiefer und Sedimentgneis deutlich überragen. Im Süden erscheinen die bunteren Gesteinsfolgen des Schneeberger Zuges. Es sind granatführende Glimmerschiefer, Amphibolite, Marmore, Schiefer und Quarzite

4. Literaturverzeichnis

BAYRHUBER, H., KULL, U., 1989: Linder Biologie mit Geologie – Teil 1. Wien, S. 146 - 154.
BÖGEL, H., SCHMIDT, K., 1976: Kleine Geologie der Ostalpen. Thun, 231
S. KUHN, C.: Geologische Homepage von Christoph Kuhn. http://homepage.boku.ac.at/h9440283/index.htm , 1998
PRESS, F., SIEVER, R., 1995: Allgemeine Geologie: eine Einführung. Heidelberg, 601S.
STINGL, V., WACHTLER, M., 1998: Dolomiten - Das Werden einer Landschaft. Bozen, 147 S.