Unterengadiner Fenster

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Geologische Skizze des Engadiner Fensters

Das Unterengadiner Fenster oder auch Engadiner Fenster ist die geologische Bezeichnung für ein in Südwest-Nordost verlaufendes, länglich-ovales tektonisches Fenster im Unterengadin zwischen Zernez (Graubünden) und Landeck (Tirol) in den österreichischen und Schweizer Alpen. Die Ausmaße des Fensters betragen 17 mal 55 km, es liegt etwa zu gleichen Teilen in der Schweiz und in Österreich.

Geologische Bedeutung[Bearbeiten]

Das Unterengadiner Fenster spielt ebenso wie das Rechnitzer Fenster, Tauernfenster und das etwa 20 km nordwestlich liegende Gargellenfenster für die Erforschung des Baustils der Alpen eine große Rolle. Hier tritt der tiefere Untergrund zu Tage, der fast überall sonst in Österreich von den tektonischen Decken des Ostalpins überdeckt wird. Durch tektonische Hebung und anschließende Abtragung sind die ursprünglich auflagernden Decken verschwunden, so dass heute inmitten der Umrahmung von Gneisen und Amphiboliten der ostalpinen Kristallindecken fensterartig tiefere penninische Decken aufgeschlossen sind. Diese penninischen Decken entstammen dem Außenbereich der europäischen Kontinentalplatte, sehr wahrscheinlich dem nordpenninischen Valais-Ozean (Walliser Trog). Sie wurden während der alpidischen Gebirgsbildung von der aus südlicher Richtung stammenden Adriatischen Platte überfahren, deren Gesteine das heutige Ostalpin aufbauen.

Geologischer Bau[Bearbeiten]

Das Nordost-Südwest-streichende Unterengadiner Fenster [1] zeigt innerhalb seiner ostalpinen Umrahmung einen zwiebelschalenförmigen Aufbau folgender tektono-metamorphen Zonen (von tektonisch höher nach tektonisch tiefer):

  • Fimber Zone (inklusive Arosa-Zone)
  • Tasna-Zone
  • Schuppenzone von Champatsch
  • Pfundser Zone

Pfundser Zone[Bearbeiten]

Die tiefsten Bestandteile des Fensters sind Bündnerschiefer der Pfundser Zone, die in höheren Lagen reich an Ophiolithen sind. Ihre Abfolge läßt sich dreiteilen, in die basalen Grauen Bünderschiefer, in die Saderer-Joch-Serie und in die Bunten Bündnerschiefer. Altersmäßig lassen sich die Schiefer mangels Fossilien schlecht datieren, für die Ablagerung der Grauen Bündnerschiefer wird jedoch vom Zeitraum Lias bis Campanium ausgegangen. Für die eingeschlossenen Ophiolite wird generell der Zeitraum Callovium bis Cenomanium angesetzt. Die Saderer-Joch-Serie stammt aus dem Maastrichtium, datiert anhand von Orbitoiden. Die Bunten Bündnerschiefer reichen dann bis ins Eozän. Die Bündnerschiefer bilden eine Nordost-Südwest-streichende antiklinale Aufwölbung mit recht steilem Einfallen an den Flanken. In der Mitte ihrer axialen Kulmination erreichten sie epizonale Metamorphosegrade (Hochdruck-Niedrigtemperatur-Metamorphose, HP/LT - Untere Grünschieferfazies mit Neubildung von Aktinolith, Karpholith und Pumpellyit). Die Metabasalte der Ophiolite zeigen neben Crossit und Lawsonit sogar blauschieferfazielle Überprägung anhand von Glaukophan. Die Metamorphose erreichte Drucke zwischen 1,1 und 1,3 GPa im unteren Abschnitt der Pfundser Zone (Mundin-Einheit), entsprechend einer Tiefe von zirka 30 bis 35 Kilometern, bei einer Temperatur von 350 bis 375 °C[2]. In höheren Bereichen (Arina-Einheit) schwächten sich die Metamorphosebedingungen auf 0,6 GPa und 300 °C ab. Es ist nicht bekannt, ob unter den Bündnerschiefern noch die im Tauernfenster bekannten Zentralgneise mit auflagerndem Hochstegenkalk vorhanden sind. Anmerkung: Neuerdings wird die klassische Dreiteilung der Bündnerschiefer in Frage gestellt (siehe Bertle 2004). Sie wird ersetzt durch folgende Abfolge (vom Hangenden zum Liegenden):

  • Malmurainza-Formation. Vormals Bunte Bündnerschiefer; mehr als 100 Meter mächtige Turbidite aus der Oberkreide.
  • Fuorcla-d'Alp-Formation. Aus dem Albium, 10 Meter Mächtigkeit. Resultiert aus einem Ozeanisch Anoxischen Ereignis.
  • Gault-Formation. Flyschoide, sandig-tonige Abfolge aus dem Aptium/Albium, zirka 40 Meter mächtig.
  • Tristel-Formation. Turbiditische Tristelschichten aus dem Barremium/Aptium, rund 30 Meter.
  • Kalkschiefer aus dem Neokom. Führen Tuffite an der Basis, rund 20 Meter mächtig.
  • Ophiolite. Tholeiitische Kissenlava, Basalte, Basaltgänge, Brekzien von Kissenlaven, Hyaloklastite und vereinzelte Radiolarite. Die Mächtigkeit kann nicht genau angegeben werden, beträgt aber weit mehr als 100 Meter. Die Ophiolite werden aufgrund geochemischer Kriterien als Ozeanische Kruste des Walliser Troges angesehen[3].

Aufgrund des gefundenen Isoklinalfaltenbaus am Piz Mundin mit überkippter Lagerung und Reduplikationen werden auch die früher mit 1500 bis 2000 Meter angesetzten Mächtigkeiten nur noch auf rund 500 Meter eingeschätzt.

Schuppenzone von Champatsch[Bearbeiten]

Die Bündnerschiefer der Pfundser Zone werden von der Schuppenzone von Champatsch (auch Zone von Roz-Champatsch-Pezid) überfahren, eine tektonisch sehr komplexe Abfolge. Sie beginnt mit einer Schürflingszone aus dem nordpenninischen Bereich. Schuppenartig sind hier Altkristallin, Quarzite und Karbonate aus der Trias (kristalliner Kalk, tonig-mergeliger Schiefer und Dolomit), Marmore aus Jura und Kreide, Ophiolite (mit Tristelschichten und Gault) und kreidezeitlicher Flysch miteinander vermischt. Die Schürflingszone zeigt Affinitäten zum Wildflysch der Feuerstätter Decke.

Auf gleichem Niveau ist die unterostalpine Stammerspitze-Einheit eingeschuppt. Als Härtling bildet sie die markanten Gipfel der Stammerspitze und des Burgschrofens. Ihre Abfolge beginnt mit triasssischem Hauptdolomit und Kössener Schichten, es folgen im Jura bunter Lias und Liasbrekzien, sodann Fleckenmergel, Quarzite, Radiolarite und schließlich Aptychenschichten. Aufgrund fazieller Verwandtschaft wird sie als Ausleger der Err-Bernina-Decke gedeutet.

Über der Schürflingszone schließt sich die eigentliche Zone von Roz-Champatsch-Pezid an, die ebenfalls sehr gestört ist. Sie bildet eine schiefrig-sandig-kalkige Abfolge von 200 bis 1000 Metern Mächtigkeit. Die Zone enthält Graue Bündnerschiefer mit inliegenden Bunten Bündnerschiefern und tonigen Äquivalenten der Tristelschichten und des Gaults und wird als niedrig metamorpher Flysch gedeutet.

Die Schuppenzone von Champatsch wird von der Tasna-Zone überfahren.

Tasna-Zone[Bearbeiten]

Die mittelpenninische Tasna-Zone beginnt mit der ophiolitreichen Ramoscher Zone im Südwesten, die nach Nordosten in die Prutzer Zone übergeht. Die Ramoscher Zone führt phyllonitisiertes Altkristallin, das möglicherweise aus Paläozoikum hervorgegangen ist, gefolgt von rudimentärem Permomesozoikum, bestehend aus Ladiser Quarzit (Untere Trias), Dolomitlinsen und Bunten Keuper mit Gips. Sie entstammt wahrscheinlich einem intrapenninischen Schwellenbereich. Die assoziierten Ophiolitmassen mit Magnesitgängen, Nickelerz und Kupferanreicherungen sind jedoch bei einer solchen Interpretation problematisch, es sei denn die Ramoscher Zone stellt den unmittelbaren Übergangsbereich von kontinentaler Fazies (Briançonnais) zur ozeanischen Fazies des Walliser Trogs dar[4]. Die Ophiolitmassen bestehen hauptsächlich aus serpentinitisiertem Peridotit mit assoziierten Ophicalciten und Serpentinitbrekzien[5]. Linsenförmige Metagabbros finden sich im und in der Nähe des Peridotits.

Die Prutzer Zone enthält gesichertes Paläozoikum, zusammengesetzt aus Quarzphyllit und Eisendolomit mit Fahlerz, Kupferkies und Arsenkies. Es folgen recht mächtiger Ladiser Quarzit, fossilführende Triasgesteine sowie Graue und Bunte Bündnerschiefer.

Über die Ramoscher Zone schiebt sich die sehr unterschiedlich aufgebaute Tasna-Decke. Sie führt an ihrer Basis den Tasna-Granit, einen grünen (durch Chloritisierung), epimetamorphen Granitgneis, der auch in der Falknisdecke und in der Sulzfluhdecke auftritt. Über dieser kristallinen Basiseinheit kontinentalen Ursprungs[6] folgt im Normalfall eine spärlich ausgebildete Permotrias mit Kristallinbrekzien und Rhyolithen, transgredierendem Hauptdolomit, quarzitischem Keuper mit Gips und bunten Tonschiefern, fossilreichem Steinsberger Lias und Falknisbrekzien, sodann pelagische Kalksteine aus dem Mittleren Jura und schließlich Malmkalke. Ferner folgen kretazische Neokomschiefer, Tristelschichten mit Orbitoliniden, mächtige Sandsteine des Gault (am Piz Tasna), Glaukonit-Quarzite, nur wenige Meter mächtig werdende Quarz-Sandsteine, graue Mergel und Couches Rouges mit Globotruncanen aus der Oberkreide. Den Abschluss der Tasna-Decke bildet paläogener Flysch. Die Tasna-Decke wurde unter den Bedingungen der unteren Grünschieferfazies metamorphosiert.

Fimber Zone[Bearbeiten]

Die Fimber Zone (einschliesslich Arosa-Zone) führt im Verband mit verschiedenen Flyschen (Idalpsandstein aus dem Dogger, mögliche Flysche aus dem Malm, dem Neokom und dem Aptium, sowie Höllentalflysch aus dem Cenomanium/Turonium) Tasna-Schürflinge. Sie stellt ferner eine stark verformte tektonische Mischungszone dar[7], die aus Triasdolomiten, Quarziten, Radiolariten, Schwarzschiefern aus dem Hauterivium/Aptium und insbesondere Ophioliten (welche in der unterlagernden Tasna-Decke fehlen) besteht. Die Ophiolitfolge der Idalp ist aus Serpentiniten, Gabbros, Diabasen und Basalten des südpenninischen Ozeans aufgebaut[8]. Sie weist eine doppelte Metamorphose auf: eine ozeanische Hochtemperaturmetamorphose und eine spätere Hochdruckmetamorphose. Die Hochdruckmetamorphose fand bei Drucken zwischen 0,7 und 0,9 GPa und Temperaturen bei rund 250 °C statt (Übergang von der Grünschiefer- zur Blauschieferfazies).

Die intensive Tektonisierung der Fimber Zone beruht auf der vorgosauisch (noch vor dem Coniacium) erfolgten Überfahrung des Silvrettakristallins.

Ostalpiner Rahmen[Bearbeiten]

Der penninische Deckenstapel im Unterengadiner Fenster wird aus südlicher Richtung von der Silvretta-Decke überfahren, die den West- und Nordteil der Umrahmung bildet. Entlang ihrer Basis zeigt sie gelegentlich Pseudotachylith-Gänge - Zeugen der bei den Überschiebungsvorgängen freigewordenen Reibungswärme. Unter der eigentlichen Silvretta-Decke ist noch ein löchriger Teppich von mittelostalpinen Spurschollen, den subsilvrettiden Triasschollen, erhalten geblieben. Dieser stellt den Südwestteil der Umrahmung und kann als nördlichster Ausleger der hochgeschürften Scarl-Decke aus den Engadiner Dolomiten angesehen werden. Der östliche Fensterrahmen wird von der riesigen Ötztal-Decke gebildet, die entlang der Schlinig-Unterschiebung in WSW-Richtung über die Silvretta-Decke und die Engadiner Dolomiten glitt. Aufgrund dieser Verhältnisse bezeichnete bereits Bruno Sander das Unterengadiner Fenster als Scherenfenster. Im Nordosten finden sich als Umrahmung dann permomesozoische Sedimente, die anhand der Thial-Puschlin-Störung zwischen die Silvretta-Decke und die nach Norden folgende Phyllitgneiszone eingeschuppt wurden.

Engadiner Lineament[Bearbeiten]

Auf seiner Südostseite wird das Fenster von einer überregionalen Störung abgeschnitten, der Engadiner Störung (auch Engadiner Lineament oder Engadiner Linie). Es handelt sich hier um eine sinistrale Seitenverschiebung, die jedoch gleichzeitig die Nordwestseite des Fensters anhob, so dass auf der Südostseite die über den Bündnerschiefern gelegenen Gesteinsabfolgen teilweise verstümmelt (wie z.B. die Tasna-Zone) vorliegen oder ausbleiben (es fehlt die Champatscher Schuppenzone).

Tektonische Entwicklung[Bearbeiten]

Die tektonische Entwicklung des Unterengadiner Fensters erklärt sich im Zusammenhang mit der Nord-Süd-gerichteten Überschiebung des Ostalpins über den dreigeteilten penninischen Sedimentationsraum. Bereits gegen Ende der Unterkreide im Oberen Barremium/Aptium vor rund 125 bis 120 Millionen Jahren erfolgte im Ostalpin der Übergang von einem passiven zu einem aktiven Kontinentalrand und es setzen erste Subduktionsvorgänge an seinem Fusse ein. Dies führte zur allmählichen Herausbildung eines Akkretionskeiles unterhalb des sich in Richtung Norden langsam in Bewegung setzenden kristallinen Deckensystems (Silvretta-Decke, Ötztal-Decke). In diesem Akkretionskeil stapelten sich die jetzt im Fensterinneren aufgeschlossenen tektonometamorphen Zonen. Die paläogeografische Anordnung dieser Zonen spiegelt sich dabei in ihrer jetzigen räumlichen Anordnung im Deckenstapel wider: die südpenninische Fimber Zone (mit der Arosa-Zone) als am weitesten südlich gelegene Einheit liegt unmittelbar unter dem Ostalpin, darunter folgt der weiter nördlich gelegene Schwellenbereich der Tasna-Zone (nördlichster Ausläufer des mittelpenninischen Briançonnais) und zuunterst die am weitesten im Norden gelegenen nordpenninischen Zonen - Schuppenzone von Champatsch und Pfundser Zone des Walliser Troges.

Für die Nordbewegung des überfahrenden Ostalpins lassen sich erste Bewegungsphasen im Albium, im Cenomanium und im Turonium unterscheiden, wobei die turonische Phase der bereits erwähnten vorgosauischen Phase entspricht. Während der Gosau (im Campanium) wird der südpenninische Sedimentationsraum (Fimber Zone) verschluckt, währenddessen erfährt der Ostalpenbereich eine erste Metamorphose (Eo-alpine Metamorphose vor rund 110 bis 90 Millionen Jahren, mit Abkühlaltern bis 65 Millionen Jahren [9]). Zwischen dem Oberen Campanium und dem Paläozän dürfte es bereits zu einer erstmaligen isostatischen Anhebung des sich heranbildenden Akkretionskeiles gekommen sein, angedeutet durch ein Aussetzen der marinen Gosausedimentation in Kärnten. Während des Paläozäns und des Eozäns rückte der Deckenstapel dann in den nordpenninischen und sogar in den helvetischen Sedimentationsraum vor und beendete den Akkretionsvorgang. Die enorme Auflast führte zum Temperaturanstieg und bewirkte im Penninikum des Fensterinneren während des Oberen Eozäns, des Oligozäns und Unteren Miozäns eine Metamorphose der Unteren Grünschieferfazies (eigentliche alpine Metamorphose im Zeitraum 38 bis 16 Millionen Jahre BP, mit thermischem Maximum um 30 Millionen Jahre[10]). Am stärksten wurde natürlich die zuunterst liegende Pfundser Zone betroffen (Mundin-Einheit).

Auf die alpine Metamorphose folgte dann die generelle Heraushebung und weitere Abkühlung des Orogens, dokumentiert anhand von radiometrischen Altersbestimmungen an Hellglimmern und Spaltspurenaltern an Zirkon und Apatit[11].

Die Einengung der Ostalpen war aber damit noch nicht beendet, sondern Subduktion und Akkretion verlagerten sich an den nördlichen Alpenrand. In diesem Zusammenhang kam es dann im Zeitraum 10 bis 5 Millionen Jahre BP (Oberes Miozän) auch zur Aufwölbung des Unterengadiner Fensters. Die eigentliche erosive Entstehung des Fensters begann spätestens im Messinium (Sarmatium) vor rund 7 Millionen Jahren, da ab diesen Zeitpunkt zum ersten Mal Einheiten aus der untersten Silvretta-Decke vom Inn angeschnitten wurden und als Pseudotachylitgerölle in der Chiemgauer Molasse nachgewiesen werden können. Ab dem Pliozän unterliegt der Bereich um das Unterengadiner Fenster isostatischen Ausgleichsbewegungen.

Unabhängig von der in nord-südlicher bis nordwest-südöstlicher Richtung ablaufenden Einengung erfolgte im höheren Stockwerk eine querlaufende, ostgerichtete Unterschiebung der Silvretta-Decke und der Scarl-Decke unter die Ötztaldecke (Schlinig-Unterschiebung). Diese Bewegung wirkte sich aber auch auf Einheiten im Ostteil des Fensterinneren aus und musste daher nach der Aufwölbung im Oberen Miozän stattgefunden haben (Es sind aber auch noch wesentlich ältere mittelkretazische und paläogene Bewegungen an dieser Störungsfläche bekannt, ferner soll sie als Detachment der Dehnungstektonik wirksam gewesen sein).

Das linksverschiebende Engadiner Lineament wurde frühestens im Rupelium vor 30 Millionen Jahren wirksam, belegt durch den Versatz der Kontaktaureole um den Bergeller Pluton.

Einzelnachweise[Bearbeiten]

  1.  Kläy, L.: Geologie der Stammerspitze. In: Eclog. Geol. Helv.. 50, 1957, S. 323-467.
  2.  Bousquet, R. et al.: The tectono-metamorphic history of the Valaisan domain from the Western to the Central Alps: new constraints on the evolution of the Alps. In: Geol. Soc. Amer. Bull. 114, 2002, S. 207-225.
  3. Dürr, S.B. et al. (1993). Geochemistry and geodynamic significance of the north Penninic ophiolites from the Central Alps. Schweiz. Mineral. Petrogr. Mitt. 73, 407-419.
  4.  Florineth, D. & Froitzheim, N.: Transition from continental to oceanic basement in the Tasna nappe (Engadine Window, Graubünden, Switzerland): evidence for Early Cretaceous opening of the Valais ocean. In: Schweiz. mineral. petrogr. Mitt.. 74, 1994, S. 437-478.
  5.  Vuichard, D.: The ophiolitic suite of the Alp Champatsch (Lower Engadine Window, Switzerland): the metamorphic and tectonic evolution of a small oceanic basin in the Penninic realm?. In: Ofioliti. 9, 1984, S. 619-632.
  6.  Waibel, A. F. & Frisch, W.: The Lower Engadine Window: sediment deposition and accretion in relation to the plate-tectonic evolution of the Eastern Alps. In: Tectonophysics. 162, 1989, S. 229-241.
  7.  Ring, U. et al.: The internal structure of the Arosa Zone (Swiss-Austrian Alps). In: Geol. Rundschau. 79, 1990, S. 725-739.
  8.  Höck, V. und Koller, F.: The Idalp Ophiolite (Lower Engadine Window, Eastern Alps): Petrology and Geochemistry. In: Ofioliti. 12, 1987, S. 179-192.
  9.  Thöni, M.: A review of geochronological data from the Eastern Alps. In: Schweiz. Mineral. Petrogr. Mitt.. 79/1, Zürich 1999, S. 209-230.
  10.  Blankenburg, F.v., et al.: Time calibration of a PT-path from the Western Tauern Window, Eastern Alps. The problem of closure temperatures. In: Contrib. Mineral. Petrol. 101, 1989, S. 1-11.
  11.  Fügenschuh, et al.: Exhumation in a convergent orogen. The western Tauern Window. In: Terra Nova. 9, 1998, S. 213-217.

Literatur[Bearbeiten]

  •  Rufus J. Bertle: The Sedimentary Record of North Penninic Schistes lustrés of the Lower Engadine Window and its Correlation to the Tauern Window (Eastern Alps). 2004 (Online-Version; pdf-Datei; 694 kB).
  •  Hans Egger et al.: Geologische Karte von Österreich 1:1.500.000. (Online-Version; pdf-Datei; 1,6 MB).
  •  Manfred P. Gwinner: Geologie der Alpen. E. Schweitzerbart'sche Verlagsbuchhandlung, Stuttgart 1971, ISBN 3-510-65015-8.
  •  Roderich Mattmüller: Überlegungen zur Deckenkinematik im Engadiner Fenster. 1991 (Online-Version; pdf-Datei; 807 kB).
  •  R. Oberhauser, F. K. Bauer: Der geologische Aufbau Österreichs. Springer, 1980, ISBN 3-211-81556-2, S. 110, 291 (Hauptkapitel ab Seite 291 f. in der Google-Buchsuche).
  •  Dieter Richter: Grundriß der Geologie der Alpen. Walter de Gruyter & Co., Berlin, New York 1973, ISBN 3-11-002101-3.
  •  Reinhard Schönenberg, Joachim Neugebauer: Einführung in die Geologie Europas. 4. Auflage. Verlag Rombach, Freiburg 1981, ISBN 3-7930-0914-9, S. 167 ff..
  •  Ralf Schuster et al.: Explanatory notes to the map: Metamorphic structure of the Alps - Metamorphic evolution of the Eastern Alps. (Online-Version; pdf-datei; 8,41 MB ;enthält einen Abschnitt über das Unterengadiner Fenster).

46.97088210.387573Koordinaten: 46° 58′ 15″ N, 10° 23′ 15″ O; CH1903: 824355 / 206418