Unterengadiner Fenster

aus Wikipedia, der freien Enzyklopädie
(Weitergeleitet von Engadiner Fenster)
Wechseln zu: Navigation, Suche
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 ist ein Schlüsselgebiet der Alpengeologie:

  • 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 den östlichen Alpen von den tektonischen Decken des Ostalpins überdeckt wird.
    Die fensterartigen Aufschlüsse tieferer Baueinheiten unter den rahmenden ostalpinen Decken hier und im Tauernfenster waren 1903 die ersten Hinweise auf seitliche oder subhorizontale Transporte von Gesteinsmassen über größere Entfernungen: Es war anzunehmen, dass die höheren Decken den tieferen überschoben wurden; durch damals noch unbekannte Kräfte aus dem Erdinneren[1][2].
  • Aufgrund der großen Mächtigkeiten der hier aufgeschlossenen Bündnerschiefer und ihrer besonders einförmigen Entwicklung lassen sich strukturelle Änderungen ausgezeichnet verfolgen: Dazu gehören die Raumlage der Schieferflächen, die Orientierung von Falten verschiedenen Alters, die durch verformte Mineralien markierte Streckungslineation und andere.
    Dadurch konnte zuerst der Ablauf der Gebirgsdeformation präzisiert werden und dann zum ersten Mal in den Alpen ein weitgehender Zusammenhang der Bewegungen von Lithosphärenplatten und alpinen Baueinheiten (hier die Decken und Schuppen des Fensters) nachgewiesen werden.
    Damit wurden Ähnlichkeiten zwischen Richtungen, Drehsinn und Drehwinkeln der von außen wirkenden Kräfte und der Bewegungen im Inneren des alpinen Deckenstapels über rund 75 Ma (Zeitraum von der Oberkreide bis zum Ober-Miozän) erkannt. Diese Ergebnisse haben das zuvor als gültig angesehene Westbewegungsmodell der Alpenkinematik widerlegt[3].

Gebirgsbau im Engadiner Fenster[Bearbeiten]

Das Nordost-Südwest streichende Engadiner Fenster liegt im Scheitelbereich einer Aufwölbung der alpinen Erdkruste, des Inntalgewölbes. Die in den tektonisch tiefer liegenden Nachbargebieten noch vorhandenen ostalpinen Decken sind hier von der Erosion durchbrochen. Das vom Ostalpin überfahrene und seither darunter liegende Penninikum wurde wieder freigelegt. Das Penninikum und seine ozeanische oder kontinentale Basis liegt selbst in mehreren Decken oder Schuppenzonen (auch: tektonometamorphe Zonen) vor. Von tektonisch höher nach tektonisch tiefer folgen:

  • Fimberzone (inklusive Arosa-Zone)
  • Tasna-Zone
  • Zone von Rots-Pezid
  • Pfundser Zone

Durch das Abtauchen der Gewölbeflanken nach NW und SO und der Gewölbeachse nach NO und SW erzeugte die Erosion eine zwiebelschalenförmige Anordnung dieser Baueinheiten.

Pfundser Zone[Bearbeiten]

Name nach dem zentral gelegenen Ort Pfunds[4], entwickelt aus dem älterem Begriff Pfundser Serie, der auf stratigraphische Eigenheiten abhebt und den tektonischen Charakter dieser Baueinheit noch nicht widerspiegelt.

Die tiefsten aufgeschlossenen Gesteine des Fensters sind die Bündnerschiefer der Pfundser Zone. Darunter sind Ophiolithe zu vermuten, weil sich in tektonisch höheren Stockwerken der Schuppenzone die Abfolge Ophiolith - Bündnerschiefer mehrmals wiederholt.

Die Ophiolithe umfassen tholeiitische Kissenlaven, Basalte, Basaltgänge, Brekzien von Kissenlaven, Hyaloklastite und vereinzelte Radiolarite. Die Mächtigkeit kann nicht genau angegeben werden, beträgt aber weit mehr als 100 Meter. Aufgrund geochemischer Kriterien werden sie als ozeanische Kruste des Walliser Troges angesehen[5].

Die den Ophiolithen auflagernde Folge der Bündnerschiefer wird klassisch dreigeteilt. Ein neuerer Gliederungsversuch stammt von Bertle (2004):

Klassische Gliederung der Bündnerschiefer
(vom Hangenden zum Liegenden)
Gliederung der Bündnerschiefer nach Bertle 2004
(vom Hangenden zum Liegenden)
Bunte Bündnerschiefer Malmurainza-Formation (>100 m; Turbidite; Oberkreide)
Saderer-Joch-Serie

basale Graue Bündnerschiefer
Fuorcla-d'Alp-Formation (rd. 10 m; in einem ozeanisch-anoxischen Ereignis entstanden; Albium)
Gault-Formation (rd. 40 m; flyschoide, sandig-tonige Folge; Aptium/Albium)
Tristel-Formation (rd. 30 m; turbiditisch; Barremium/Aptium)
Kalkschiefer (rd. 20 m; an der Basis Tuffite; Neokom)

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 Ophiolithe 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 Ophiolithe 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[6]. 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.

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.

Die Bündnerschiefer der Pfundser Zone werden von der Zone von Rots-Pezid tektonisch überlagert.

Zone von Rots-Pezid[Bearbeiten]

Name: Die Einheit wurde im Lauf der Forschung verschieden abgegrenzt und mit zahlreichen Namen belegt. Teils noch in Gebrauch sind Zone von Roz-Champatsch-Pezid und Zone von Champatsch, wobei der Namensbestandteil Champatsch von den früher in dieser Zone inbegriffenen Ophiolithen der Alp Champatsch stammt (bei Scuol). Sie wurden schon 1941 von den liegenden Bündnerschiefern getrennt[7] und 1972 der neu aufgestellten Schuppe von Ramosch zugeschlagen (s.u. Tasna-Zone)[8]. Der Bestandteil Roz stammt von einer älteren Schreibweise des heutigen Piz Rots bei Samnaun.

An der Liegendgrenze der Einheit befindet sich eine Schürflingszone. Schuppenartig sind hier Altkristallin, Quarzite und Karbonate aus der Trias (kristalliner Kalk, tonig-mergeliger Schiefer und Dolomit), Marmore aus Jura und Kreide, Ophiolithe (mit Tristelschichten und Gault) und kreidezeitlicher Flysch miteinander vermischt. Die Schürflingszone zeigt Affinitäten zum Wildflysch der Feuerstätter Decke.

In dieses tektonische Niveau gehören auch die unterostalpinen Schuppen am Stammerspitz, Frudiger und Burgschrofen. Als Härtlinge bilden sie jeweils markante Gipfel. Am Stammerspitz beginnt die Abfolge mit triassischem Hauptdolomit und Kössener Schichten, es folgen im Jura bunter Lias und Liasbrekzien, sodann Fleckenmergel, Quarzite, Radiolarite und schließlich Aptychenschichten[9]. Aufgrund fazieller Verwandtschaft wird die Schuppe als Auslieger der Err-Bernina-Decke gedeutet.

Über der Schürflingszone schließt sich die eigentliche Zone von Roz-Pezid an, die ebenfalls stark 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 Zone von Rots-Pezid wird von der Tasna-Zone überlagert.

Tasna-Zone[Bearbeiten]

Name nach dem Vorkommen um das Val Tasna (Silvretta-Gruppe).

Die mittelpenninische Tasna-Zone beginnt mit der ophiolithreichen 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 Ophiolithmassen 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[10]. Die Ophiolithmassen bestehen hauptsächlich aus serpentinitisiertem Peridotit mit assoziierten Ophicalciten und Serpentinitbrekzien[11]. 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[12] 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.

Fimberzone[Bearbeiten]

Name nach dem Fimbertal, das die Samnaun-Gruppe von der Silvrettagruppe trennt[13].

Die Fimberzone (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[14], die aus Triasdolomiten, Quarziten, Radiolariten, Schwarzschiefern aus dem Hauterivium/Aptium und insbesondere Ophiolithen (welche in der unterlagernden Tasna-Decke fehlen) besteht. Die Ophiolithfolge der Idalp ist aus Serpentiniten, Gabbros, Diabasen und Basalten des südpenninischen Ozeans aufgebaut[15]. 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 Fimberzone beruht auf der vorgosauisch (noch vor dem Coniacium) erfolgten Überfahrung des Silvrettakristallins.

Ostalpiner Rahmen[Bearbeiten]

Der penninische Deckenstapel im Unterengadiner Fenster wird aus östlichen und südlichen Richtungen von der Silvretta-Decke überfahren, die den West- und Nordteil der Umrahmung bildet. Entlang ihrer Basis zeigt sie gelegentlich Pseudotachylit-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-Überschiebung 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 an 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 Zone von Rots-Pezid).

Tektonische Entwicklung[Bearbeiten]

Die tektonische Entwicklung des Unterengadiner Fensters erklärt sich im Zusammenhang mit der Überschiebung des Ostalpins über den dreigeteilten penninischen Sedimentationsraum. Dabei kommen Relativbewegungen in nordöstliche, nördliche, nordwestliche und westliche Richtungen vor.

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. Erste Bewegungen des überfahrenden Ostalpins und Subduktionsvorgänge lassen sich im Albium, im Cenomanium und im Turonium unterscheiden, wobei die turonische Phase der bereits erwähnten vorgosauischen Phase entspricht. Die ostalpinen Sedimente und ihre kristalline Unterlage wurden abgeschert und entwickelten sich zu den ostalpinen Decken. Im Gebiet des heutigen Engadiner Fensters führte dies zur allmählichen Herausbildung der Silvretta-, Scarl- und Ötztal-Decken und eines Akkretionskeils an ihren Fuß. Dieser Akkretionskeil war der Vorläufer der im Fensterinneren aufgeschlossenen tektonometamorphen Zonen.

Die paläogeografische Anordnung dieser Zonen spiegelt sich dabei in ihrer jetzigen räumlichen Anordnung im Deckenstapel wider: Die südpenninische Fimberzone (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 von Rots-Pezid und Pfunds, die dem Walliser Trog entstammen.

Während der Zeit der Gosau (im Campanium) wird der südpenninische Sedimentationsraum (Fimberzone) verschluckt und der Ostalpenbereich erfährt eine erste Metamorphose (Eo-alpine Metamorphose vor rund 110 bis 90 Millionen Jahren, mit Abkühlaltern bis 65 Millionen Jahren [16]). 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[17]). 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[18].

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[19]. Die eigentliche erosive Entstehung des Fensters begann spätestens im Messinium (Sarmatium) vor rund 7 Millionen Jahren, da die Basis der Silvretta-Decke in dieser Zeit erstmals vom Inn angeschnitten wurde (aus der Deckenbasis stammende Pseudotachylite wurden als Gerölle in der Chiemgauer Molasse nachgewiesen)[20]. Ab dem Pliozän unterliegt der Bereich um das Unterengadiner Fenster isostatischen Ausgleichsbewegungen.

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

Blick gegen ONO ins Hintergamor und ins Val di Gastei (links) aus der Gegend der Norberthöhe (digitales Geländemodell mit geologischer Karte).
Es sind 3 Decken zu sehen, getrennt durch 2 Störungen: Rechts die Ötztaldecke in bunten Farben, unter der Schlinig-Überschiebung der eingeklemmte Rest der Scarl-Decke, bestehend aus dem sog. Obere Gneiszug (purpurrot) und aufliegendem Dolomit (hellblau). Auf der NW-Seite der Engadiner Störung die Bündnerschiefer (grau) und Metabasalte (grün) der Pfundser Zone.
Im Hintergamor treffen die Schlinig-Überschiebung und die steil stehende Engadiner Störung zusammen; dann verschwindet letztere unter der Ötztaldecke. Das bedeutet, dass der weiter nach NO fortsetzende Rand des Engadiner Fensters im Hintergrund eindeutig die Schliniger Überschiebung ist und dass die Überschiebungsbewegung in ihrer Endphase noch jünger ist als die Engadiner Störung.

In einer weiteren Spätphase erfolgte im höheren Stockwerk eine querlaufende, westgerichtete Überschiebung der Ötztaldecke über die Silvretta-Decke und Scarl-Decke (Schlinig-Überschiebung). 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).

Einzelnachweise[Bearbeiten]

  1. Termier, P.: Les nappes des Alpes orientales et la synthèse des Alpes. Bull. Soc. géol. France, 4. sér.,t. III, 711-765, Paris 1903 [zum Engadiner Fenster auf S. 748]
  2. Termier, P.: Sur la fenêtre de la Basse-Engadine. Comp. rend. Acad. Sci. 139, 648-650, Paris 1904
  3. Förster, H. & Mattmüller, C.R.: Kinematisches Konzept der Adria-Eurasien-Bewegung. Jb. Geol. B.-A. 140/1, 51-71, Wien 1997
  4. Oberhauser, R.: Das Unterengadiner Fenster. In: Geol. B.-A. (Hrsg.): Der geologische Aufbau Österreichs. 291-299, Wien 1980.
  5. 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.
  6.  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.
  7. Cadisch, J. u.a.: Geologischer Atlas der Schweiz 1:25000, No. 14/Blatt 420 Ardez <Siegfriedatlas>, Erläuterungen. Hrsg: Geol. Komm. Schweiz. Naturf. Ges. Bern 1941.
  8. Trümpy, R.: Zur Geologie des Unterengadins. Oekologische Untersuchungen im Unterengadin, 4. Erg. wiss. Unters. Schweizer. Nat.park XII, 71-87, Chur 1972.
  9.  Kläy, L.: Geologie der Stammerspitze. In: Eclog. Geol. Helv.. 50, 1957, S. 323-467.
  10.  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.
  11.  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.
  12.  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.
  13. Tollmann, A.: Das Unterengadiner Fenster. In: Geologie von Österreich. Bd. I, 76-83, Wien 1977.
  14.  Ring, U. et al.: The internal structure of the Arosa Zone (Swiss-Austrian Alps). In: Geol. Rundschau. 79, 1990, S. 725-739.
  15.  Höck, V. und Koller, F.: The Idalp Ophiolite (Lower Engadine Window, Eastern Alps): Petrology and Geochemistry. In: Ofioliti. 12, 1987, S. 179-192.
  16.  Thöni, M.: A review of geochronological data from the Eastern Alps. In: Schweiz. Mineral. Petrogr. Mitt.. 79/1, Zürich 1999, S. 209-230.
  17.  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.
  18.  Fügenschuh, et al.: Exhumation in a convergent orogen. The western Tauern Window. In: Terra Nova. 9, 1998, S. 213-217.
  19. Mattmüller, C.R.: Geometrische Untersuchung des Inntalgewölbes. Jb. Geol. B.-A. 139, 45-69, Wien 1996
  20. Wieseneder in Graul, H.: Schotteranalytische Untersuchungen im oberdeutschen Tertiärhügelland. Mit einem geröllpetrographischen Abschnitt von Hans Wieseneder. Abh. Bayer. Akad. Wiss., Math.-nat. Abt., n.F. 46, München 1939.

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