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Vom Helvetikum unterscheidet sich das Penninikum deutlich, weil in ihm Sockel und Deckschichten sich gleichen. Beide erlitten gemeinsam Deformationen und Metamorphosen während den alpinen Faltungen. Wenn in Sockel und Deckschichten Mineralbestand und Tektonik übereinstimmen, ist es schwierig sie zu unterscheiden.
Die Karte (Fig. 48) zeigt, dass die Sockel mehr als 80% der penninischen Zone einnehmen. Doch ist zu bedenken, dass, ähnlich wie es mit helvetischen Decken geschah, ein Teil der penninischen Deckschichten abgeschoben und in den Préalpes deponiert wurden.
Das Blockdiagramm (Fig. 46) zeigt, mit Blickrichtung nach Südwesten, die grossen penninischen Einheiten. Die axiale Depression, die Aar-Massiv und Mont-Blanc-Massiv trennt, beeinflusst auch den gesamten Bau des Penninikums links der Rhone, der folgendermassen aussieht:
Jener Teil der penninischen Deckschichten, der wie die ultrahelvetischen abgeschert wurde, liegt heute nördlich der Rhone in den Préalpes und berührt das Wallis nur knapp zwischen Monthey und Genfersee.
Vor dem Durchstich des Simplontunnels war die Komplexität des Gebirgsbaues in dieser Gegend fast unverständlich. Erst die für den Tunnelbau notwendigen geologischen Untersuchungen, lieferten den Schlüssel zur Geologie des Penninikums im Wallis. Wohl hat das klassische Simplon-Profil (Fig. 47) viel zum Verständnis des Gebirgsbaues beigetragen, aber immer noch gibt es Geheimnisse im Untergrund der Berge.
Die Karte (Fig. 48) der Bernhard-Decke erscheint auf den ersten Blick recht einfach, aber das zugehörige geologische Profil deckt eine verwirrende Tektonik auf. Die «Superdecke» des Grossen Sankt Bernhard ist in eine Folge von Einzeldecken gegliedert, die alle ihre eigenen Sockel und die zugehörigen Sedimenthüllen aufweisen. Letztere sind oft stark ausgedünnt; doch darf niemals vergessen werden, was schon gesagt wurde, dass ein Teil davon in den Préalpes liegt. Der Stapel penninischer Decken zeigt, dass sie von Süden nach Norden disloziert wurden. Die heute tiefstgelegenen und im Süden zurückgebliebenen Decken (Simplon-Tessin) waren einst die nördlichsten, während die höchste Decke (Dent-Blanche) aus einem weit südlicheren Raum stammt.
Im Profd (Fig. 48) ist rechts eine grosse Falte gezeichnet, welche die Monte-Rosa-Decke und die tieferen Decken deformiert. Weil alle Decken miteinander deformiert wurden ist anzunehmen, dass sie ihre Lage vor dieser erneuten Bewegung bereits eingenommen hatten. Also hat eine späte Faltungsphase den primär vorhandenen Deckenbau erfasst. Da die Falte südwärts überkippt ist, verlief die Bewegung wohl von Norden nach Süden, also entgegengesetzt zur ersten Überschiebung. Allerdings ist der südgerichtete Schubbetrag wesentlich geringer, als die Nordüberschiebung.
Stellt man sich die Decken ausgeglättet und in ihre Ausgangspositionen zurückverschoben vor, ergibt sich das Bild eines Kontinentes von mindestens 200 km Breite, bestehend aus Sockel und Deckschichten.
Im Mont-à-Cavouère werden die Falten der Morcles-Decke von der Topographie schief durchschnitten; sie sinken talwärts, wodurch eine der Falten senkrecht geschnitten wird. Dadurch entsteht das in den beiden Fällen so unterschiedliche Aussehen. Die in die Falten einbezogenen Schichten reichen bis zum Flysch, dessen weiche Mergel die Terrasse von Montbas bilden. Auf dieser Höhe taucht die Morcles-Decke unter die Diablerets- und die Wildhorn-Decke. Zwei mächtige Felswände beherrschen die Landschaft über der Alpweide; sie bestehen aus massigen Kalken des oberen Jura. Die untere Wand ist die Juraformation der Diablerets-Decke. Die obere, gleichen Alters, gehört zur Wildhorn-Decke und baut die Gipfel Fava und Mont-Gond auf. Die gipsführende Trias, die ganz links aufgeschlossen ist, stellt das Ultrahelvetikum dar, welches die parautochthone Morcles-Decke von den helvetischen Decken trennt. Die Trias ist verantwortlich für den im Vordergrund sichtbaren Bergsturz, der den ganzen Boden des Talkessels bedeckt. Sie war zu schwach, um die darüber liegende Felspartie zu tragen.
Der untere Teil der Flanke wird von der Sedimenthülle gebildet, die dem Sockel mehr oder weniger verhaftet blieb (parautochthon). Die Schichtreihe reicht von der Trias bis zum Flysch. Die zahlreichen Falten und Verdoppelungen der Serien zeigen, dass die Verbindung zwischen Sockel und Deckschichten eine sehr lockere war. Die obersten, über dem Flysch liegenden Felswände bilden den Verkehrtschenkel der Morcles-Decke: das Tertiär liegt unter der Kreide (normalerweise liegt Tertiär über Kreide). In der Grande-Dent-de-Morcles zeichnen die Kreideschichten eine schöne Falte, die schon von der Rhoneebene aus sehr deutlich zu sehen ist.
Der Sockel ist durchaus vergleichbar dem Kristallin des Aar-Massives und des Mont-Blanc-Massives.
Die ältesten Gneise sind aus der Metamorphose noch älterer Sedimente, Laven und Granite hervorgegangen. Solche Gneise haben den grössten Anteil an den Sockeln der Pontis- und Siviez-Mischabel-Decke. Eingelagert in den Gneisen, finden sich grosse granitische Massen, ähnlich den zentralen Aargraniten, mit denen sie etwa altersgleich sind. Wo diese Granite metamorphisiert anstehen, mithin zuGneis verwandelt wurden,nennt man sie «Randa-Gneis». In den untern Regionen der Täler von Visp und Saas ist der Randa-Gneis besonders schön zu sehen.
Das Karbon bildet eine schmale Zone aus schwarzen Tonschiefern, Sandsteinen und Konglomeraten. Die zugehörige Kohle, von der alpinen Metamorphose in Anthrazit umgewandelt, wurde im zweiten Weltkrieg abgebaut. Obwohl der Erhaltungszustand der fossilen Karbonpflanzen schlecht ist, erkennt man doch, dass sie denjenigen von Dorénaz entsprechen. Die relativ weichen Karbongesteine bilden eine Reihe von Sätteln (Croix-de-Coeur), Mulden (Combe-de-l’A) und Terrassen (Zeneggen).
Wesentlich ausgedehnter als das Karbon, ist das Perm. Die schmalen Karbonbecken wurden von weiten Ebenen abgelöst, auf denen Sand (heute Sandstein) und Kies (Konglomerate) sedimentiert wurden. Die stark variierenden Schichtdicken dieser Ablagerungen beweisen, dass ein altes Relief rasch erodiert wurde. Basaltische und rhyolitische Magmen drangen in die Sedimente ein.
Nachdem die Sockel bekannt sind, gilt es, ihnen die Deckschichten zuzuordnen und deren Inhalt zu studieren, um die ganze geologisch Geschichte zu verstehen. Es ist die Geschichte der Trennung Afrikas von Europa (Fig. 50).
Einst gehörten beide Kontinente einem einzigen Block an. Zu Beginn des Erdmittelalters machte sich die kommende Trennung bemerkbar, als sich lange, schmale Sedimentationsbecken, wahrscheinlich durch Ausdünnung der unter Zugspannung stehenden Erdkruste, öffneten.
In der Trias herrschten im Penninikum ähnliche Verhältnisse wie im helvetischen Raum: in einem untiefen Meer wurden Sande angeschwemmt und gewaschen, aus denen später bei der alpinen Metamorphose sehr reine, helle Quarzite hervorgingen (u. a. auf Bella Tola, bei Kalpetran). Doch der Meeresgrund sank weiter ab, sodass Kalke an Stelle der Sande traten. Gleichzeitig begann eine Aufteilung in einzelne Meeresbecken, die sich langsam aber stetig vertieften, sodass unter geringer Wasserüberdeckung gewaltige Sedimentmengen aufgenommen wurden. Das hat zu den mehrere hundert Meter mächtigen Pontis-Kalken geführt. Auf erhöhten Schwellen zwischen den Senkungsbecken wurden nur dünne Schichten abgelagert. Gelegentlich unter solchen klimatischen Bedingungen, dass Evaporite, wie die Gipsvorkommen von Nax und Gebiedem, entstanden.
In der Jurazeit setzte sich die Verschiebung der Kontinente fort und kräftige Sedimentation fand in zwei eigenständigen Becken statt. Das waren die Tröge der Klippen-Decke und der Breccien-Decke (Fig. 50A). Beide beinhalten die für tiefe Meere typischen kalkigen und mergeligen Sedimente. Die Breccien-Decke erhielt ihren Namen von den darin anstehenden mächtigen Breccien-Schichten, also von Konglomeraten mit eckigen Komponenten, die wahrscheinlich von untermeerischen Felswänden abstürzten. In beiden Becken setzte sich die Sedimentation bis ins Tertiär fort.
Die Streckung der Erdkruste ging auch am Ende der Jurazeit und am Anfang der Kreidezeit derart weiter, dass sich nördlich und südlich der vorhin erwähnten Becken zwei neue Meere bildeten (Fig. 50 B und C). Im Norden war es der Walliser-Trog, der sich durch ganz besondere Konglomerate auszeichnet: Riesige Quarzitblöcke, Teile von Steilküsten stürzten ins Meer. Der Hügel von Valère ist ein solcher und es ist nicht einmal der Grösste von allen. Auch einige Basalte durchdrangen die ausgedünnte Erdkruste. Im Süden, im PiemontTrog zerriss schliesslich die Erdkruste zwischen Europa und Afrika. Das bedeutete dort das Ende der kontinentalen Kruste. Sie wurde ersetzt durch Basalte einer neuen ozeanischen Kruste.
Die typischen Gesteine der Penninischen Tröge sind die Bündnerschiefer (schistes lustrés). Sie verdanken ihr glänzendes Aussehen feinsten, weissen Glimmerplättchen, die aus der alpinen Metamorphose der ursprünglichen Schiefertone, Schiefermergel und tonig-sandigen Kalken hervorgingen.
Durch die Metamorphose in der Penninischen Zone wurden Kalke zu Marmoren und Basalte zu Grüngesteinen. Nur Klippendecke und Brecciendecke blieben von der alpinen Metamorphose verschont. Die Klippendecke ist es wert besonders genau betrachtet zu werden (Tafel XVII). Woher weiss man denn, dass sie, zwischen Monthey und Genfersee liegend, zum Penninikum gehört? Natürlich ist es eine Hypothese, doch stützt sie sich auf folgende Erwägungen:
Auf Walliserboden formt die Klippendecke eine Serie enger, tiefer Falten, die von zahlreichen Brüchen durchzogen sind. In der Stirnregion findet sich eine tiefmeerische Fazies, in der Mergelschichten in reichem Mass vorkommen. Dank deren Plastizität sind weiche, relativ einfache Falten gebildet worden. Darum nennt man diesen Teil die plastische Klippendecke (Préalpes médianes plastiques). Weiter südlich folgt eine kalkige, mergelfreie Fazies, wie sie für tiefes Meer typisch ist. Die massigen Kalkschichten sind starr und wenig beweglich und zerbrechen darum in grosse Platten, wie etwa in der Gegend von Dréveneuse. Sie bilden die starre Klippendecke (Préalpes médianes rigides). Man findet also im Becken der Klippendecke alle FaziesVarietäten, die auf unstabilen Meeresboden zurückzuführen sind und auf einen solchen wurde im Zusammenhang mit den penninischen Deckschichten schon mehrfach hingewiesen.
Das Profil durch die Préalpes (Tafel XVII) zeigt auch die Breccien Decke. Sie stammt aus einem südlicheren Becken als die Klippendecke (Fig. 50A) und führt, wie schon erwähnt, zahlreiche Breccienhorizonte, die von der Trias bis ins Tertiär abgelagert wurden. Im Wallis findet man nur ein engbegrenztes Vorkommen am Pas-de-Morgins.
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