Geologie

Alpenraum – Geologie/Tektonik

978-3-14-100782-4 | Seite 34 | Abb. 1 | Maßstab 1 : 3.000.000
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Informationen

Das alpidische Mitteleuropa
Alpen, Karpaten, Apennin und Dinariden sind Teilstücke des großen aus der Tethys-Geosynklinale hervorgegangenen alpidischen Orogens. Die griechische Göttin Thetys war die Gattin des Okeanos. Nach ihr benannte E. Suess die mesozoisch-känozoischen Geosynklinalräume, die an der Wende Perm/Trias über paläozoisch gefalteten Untergrund einsanken. Im Tertiär entstand dann aus diesen Sedimentationsräumen zwischen Gibraltar und Ostasien der alpidische Gebirgsgürtel. Dieser verläuft annähernd parallel zum Äquator und unterscheidet sich von den älteren Orogenen durch eine vielfach bogenförmig gekrümmte Anordnung. Charakteristisches Bauprinzip der alpidischen Gebirge sind weitreichende Deckenüberschiebungen, durch die ursprünglich getrennte Sedimentserien verschiedener Faciesräume an flachen Bewegungsbahnen zu Deckenstapeln zusammengeschoben wurden. Mit der Gebirgsbildung war in den zentralen Teilen eine intensive Gesteinsumwandlung infolge Druck- oder Temperaturmetamorphose verbunden. Gleichzeitig erfolgte eine Durchtränkung mit meist granitischen Schmelzen. Die Heraushebung des Orogens und die Umgestaltung zu Hochgebirgen vollzog sich erst während der letzten 20 Millionen Jahre.

Moderne geodynamische Interpretationen deuten die Entstehung und den Bau der Alpen im Sinne eines plattentektonischen Modells durch die Kollision der afrikanischen mit der europäischen Platte, wobei Vulkanite, wie sie etwa in den Ophiolithen der Walliser Alpen auftreten, als Relikte einer subduzierten ozeanischen Kruste gelten. Wie das außeralpine Mitteleuropa wurde auch das mediterrane Europa von der variskischen Orogenese erfasst. Ein hochmetamorphes altes Kristallin, das dem Kristallin des Schwarzwaldes entspricht, baut die autochthonen Massive der Westalpen auf (Aare – St. Gotthard, Montblanc – Aiguilles Rouges, Belledonne – Pelvoux, Mercantour). Hingegen wurde das Altkristallin der Ostalpen in den Deckenbau einbezogen und lagert als allautochthone Einheit vielfach gering methamorphen Sedimenten auf (Ötztaler-, Silvretta-, Muralpen-Kristallin). Reste vorwiegend altpaläozoischer Geosynklinalserien (Ordovizium – Unterkarbon) sind in den Ostalpen weit verbreitet: die Nördliche Grauwackenzone zwischen dem Wipptal und dem Wiener Becken, das Grazer Paläozoikum, die Karnischen Alpen und die Karawanken. In den Westalpen wurden nirgends ältere Sedimente als Permokarbon nachgewiesen. Die mediterranen variskischen Gebirge durchliefen im Oberkarbon sowie im Perm das Molasse- Stadium und wurden tiefgründig abgetragen. In den Südalpen wurde diese festländische Entwicklung von einer Bruchtektonik begleitet, die zum Aufstieg des Bozener Porphyr führte. Bereits im Oberkarbon erfolgten aber auch wiederholte marine Vorstöße aus dem Bereich der Dinariden nach Norden bis in die Karawanken und Karnischen Alpen. Spätestens in der mittleren Trias dehnten sich die geosynklinalen Senkungsräume der Thetys unter Einbeziehung der gesamten Süd- und Ostalpen bis in die Westalpen aus.

Die Rekonstruktion der ursprünglichen Lage der mesozoischen Faciesräume ergibt von Süden nach Norden folgende Anordnung: der autochthone südalpine Faciesraum, ihm folgt nördlich der Periadriatischen Naht (Insubrische-, Tonale-, Pustertal-Linie) der ostalpine, der penninische und helvetische Faciesbereich. Diese Faciesräume verliefen in den Ostalpen in Ost-West-Richtung bei besonders breiter Entwicklung des ostalpinen Troges, um im Bereich des autochthonen Montblanc-Massivs in die Nord-Süd-Richtung umzuschwenken. Der penninische Trog besaß in den Westalpen seine größte Breite. Während der Trias ist die Bildung von maximal 4000 m mächtigen Riffkalken das Ergebnis einer kontinuierlichen Absenkung im Schelfbereich der ost- und südalpinen Faciesgürtel. Diese Flachwassersedimente stellen die wichtigsten Bausteine der Südalpen sowie der Nördlichen Kalkalpen dar. Die wichtigsten Gesteinsbereiche im Bereich der Nördlichen Kalkalpen sind der Wettersteinkalk sowie der Dachsteinkalk und der Hauptdolomit.
Im Jura lag das Zentrum der Absenkung im penninischen Faciesgürtel, in dem eintönige dunkle Kalkschiefer – die sogenannten Bündner Schiefer – abgelagert wurden. Der in Becken und Schwellen gegliederte penninische Trog wurde an Brüchen vom Aufstieg vorwiegend basaltischer Schmelzen begleitet.
Während der Unterkreide entstanden im helvetischen Trog der Westalpen mächtige Kalke im Wechsel mit Mergeln. So bilden etwa Kreidekalke die charakteristischen Bausteine des Säntis Stockes. In der höheren Unterkreide begannen aufgrund der einsetzenden orogenen Einengungstendenzen die Heraushebung und Abtragung der inneren Orogenzonen. Der Schutt rasch aufsteigender Inselketten wurde als mächtige Flysch-Folge aus Sandsteinen und Schiefertonen in die verbleibenden Geosynklinaltröge geschüttet. Die mesozoischen Sedimentserien des ostalpinen Troges wurden gemeinsam mit ihrer paläozoischen Unterlage (nördliche Grauwackenzone) über den penninischen Faciesraum geschoben. Die Flyschsedimentation endete im Alttertiär und wurde im Jungtertiär durch die Eintiefung des Molassetroges am Nordrand der Alpen abgelöst. Gleichzeitig nahm am Südrand der Alpen der Bereich der Poebene den Abtragungsschutt der aufsteigenden Alpen und des Apennin auf.
Die Hauptphasen des Deckentransports erfolgten in den Alpen im Zeitrum vom Oligozän bis zum Miozän. Für die Westalpen ergibt sich eine ursprüngliche Geosynklinalbreite von mindestens 500 km, die auf etwa 150 km eingeengt wurde. Im Meridian von Graz wurde nach Tollmann eine ursprüngliche Breite von 1000 km angenommen, wobei einzelne Deckensysteme eine Schubweite bis zu 165 km aufweisen.
Infolge einer jungen Aufwölbung wurden bei gleichzeitiger Erosion die penninischen Bündner Schiefer in tektonischen Fenstern unter den höheren Deckeneinheiten freigelegt: Engadiner Fenster, Tauernfenster zwischen Brenner und Katschberg. Es gilt daher als gesichert, dass die längs des Vorderrheintales nach Osten abtauchenden pennischen Decken das ostalpine Altkristallin auf der gesamten Länge zwischen Prättigau und dem Alpenostrand (Semmering-Wechsel-Fenster) unterlagern. Auch am Alpennordrand wird in mehreren Fenstern innerhalb der Nördlichen Kalkalpen der alpine Deckenbau eindeutig bestätigt (Gosaubuchten in den Nördlichen Kalkalpen von Salzburg und Oberösterreich). So haben die Nördlichen Kalkalpen nicht nur die Flyschzone und das Helvetikum überschoben, sondern auch die Molasse-Vortiefe wurde vom Ostalpin überfahren, wie aus Bohrungen ersichtlich wurde. Größte Weglängen legten in den Ostalpen die Nördlichen Kalkalpen zurück, deren Sedimentationsraum südlich des Tauernfensters einzuordnen ist. Diese über insgesamt 500 km ausstreichende höchste und zugleich größte zusammenhängende Schubmasse des alpinen Deckengebäudes endet abrupt mit einem Erosionsrand im Vorderrheintal.
Die Periadriatische Naht trennt als markante Störungslinie über 700 km die Nord- und Südalpen voneinander. Die Gesteinsentwicklung verlief auf beiden Seiten der Nahtzone im Mesozoikum nur wenig unterschiedlich, doch blieben die Südalpen von der tektonischen Entwicklung der Nordalpen sowie der alpidischen Metamorphose verschont. Sie wurden im Vergleich zu den Nordalpen nur geringfügig deformiert. Im Verlauf dieses wahrscheinlich präalpidisch angelegten Strukturelements sind zahlreiche Plutone zumeist granitischer Zusammensetzung konzentriert, die entweder im Perm (Brixen, Baveno) oder im Jungtertiär (Rieserfernergruppe, Adamello, Bergell, Biella) intrudierten. Horizontale Bewegungen haben entlang der Periadriatischen Naht nur untergeordnet stattgefunden, doch sind die Südalpen südlich der Insubrischen Linie um etwa 10 km gegenüber dem Penninikum des Tessins abgesunken.
Die meridional verlaufenden französischitalienischen Westalpen stellen die Fortsetzung der tektonischen Einheiten der Schweiz dar. Allerdings gehen die helvetischen Decken südlich des Genfer Sees in zunehmendem Maße in die autochthon gelagerten subalpinen Ketten der Dauphiné-Zone über.
Das französisch-italienische Alpenorogen ist dreifach längsgegliedert:
Die Dauphiné-Zone bildet die autochthone Außenzone, deren Westrand die Rhône nicht überschreitet und entlang deren Innenseite die sogenannten äußeren Kristallinmassive auftauchen (Montblanc – Mercantour). Nach Osten, also nach innen, schließt sich die Briançonnais-Zone an, die seit dem Oberkarbon immer wieder eine Sonderrolle spielte. Aus dem Untergrund tauchen hier zwei große Kristallinmassive auf (Gran Paradiso, Dora Maira). Im Süden grenzt die Piemont Zone direkt an das Tertiär der Poebene.
Aus der westlichen Dauphiné-Zone entwickeln sich die von regelmäßigen Sattelstrukturen gebildeten parallelen Einzelketten des 300 km langen und maximal 70 km breiten Faltenjura. Über dem kristallinen Sockel wirkt der salinar ausgebildete mittlere Muschelkalk als Abscherungshorizont. Darüber wurden die wohlgeschichteten, leicht faltbaren Gesteine des Jura und der Kreide zu charakteristischen Kofferfalten deformiert.

Alpen und Karpaten werden durch das im Jungtertiär an Brüchen eingesunkene inneralpine Wiener Becken unterbrochen. Die Beckensedimente entstammen dem Jungtertiär und entstanden in einem Nebenmeer der Thetys. Der Großteil der Sedimente, meist Tegel, Schotter und Sande, wurden während des Torton, Sarmat und Pannon abgelagert, wobei sich im nördlichen Wiener Becken in den Sanden des Sarmat Erölschichten ausbildeten.
Die über 1300 km zwischen Bratislava und dem Eisernen Tor bogenförmig verlaufenden Karpaten gliedern sich in eine Außenzone aus kretazisch-alttertiärem Flysch sowie einer Molasse-Vortiefe und in eine Zentralzone aus kristallinem Grundgebirge mit diskordant aufgelagertem Mesozoikum. Beide Einheiten werden in den West- und Ostkarpaten durch die Klippenzone getrennt, in der harte mesozoische Kalklinsen verschiedener geosynklinaler Faciesräume in weiche Flysch-Gesteine tektonisch eingeschlichtet sind. Die orogene Einengung begann in den inneren Karpaten in der mittleren Kreide, wobei der tektonische Transport jeweils zur konvexen Seite des Gebirgsbogens gerichtet war. Die „orogene Welle“ folgte den einsinkenden Flysch-Trögen und verlagerte sich in Richtung auf die pliozäne Molasse-Vortiefe. Die zur Vortiefe hin ausklingenden Falten- und Deckenstrukturen werden durch eine Salztektonik abgelöst. Auf der Rückseite des Karpatenbogens sank im Neogen das Pannonische Becken ein. In der ausgedünnten Erdkruste öffneten sich magmatische Aufstiegswege, die zur größten Ausbreitung neogener Vulkanite in Europa führten.
Der Karpatenbogen, die Ostalpen und die Dinariden umrahmen eine Gruppe von Tiefländern und Mittelgebirgen, die man unter der Bezeichnung „Pannonisches Becken“ zusammenfassen kann. Mit einem Durchmesser von 500 bis 600 km ist es das größte intramontane Becken Europas. Im geotektonischen Rahmen betrachtet stellt das Pannonische Becken ein Element der subsequenten Tektonik dar, das nach Abschluss der alpidischen Orogenese entstanden ist. Die stärkste Absenkung, in der rund 3500 m Sedimente unter brackischen bzw. Süßwasserbedingungen abgelagert wurden, erfolgte im obersten Miozän bis zum untersten Pliozän. Die Senkung dauerte bis ins Pleistozän an.

Apennin und Dinariden besitzen ein gemeinsames ungefaltetes Vorland, das im Jungtertiär in der Adria versunken ist. Entsprechend verlagerten sich die mesozoischkänozoischen Senkungsräume gegen dieses Vorland. Die Innenzonen weisen, ähnlich wie die Karpaten, einen intensiven initialen Vulkanismus auf, der besonders in der Vardarzone sowie in Luguriden auftritt. Faltung sowie Deckentransport mit anschließender Hebung begannen in den Innenzonen in der Kreide und rückten im Tertiär in die Außenzonen vor. Gegen Westen geht dieses Vorland in die Poebene zwischen Südalpen und Apennin über, die für die beiden Orogene die gemeinsame Molasse-Vortiefe darstellt. Die Hauptabsenkung erfolgte seit dem Miozän, also etwa mit dem Abklingen der orogenen Bewegungen des Flysch-Apennin. Das Becken ist asymmetrisch gebaut, da seine Tiefenachse unmittelbar nördlich des Apenninen- Außenrandes verläuft. In diesem Bereich hat das Jungtertiär eine Mächtigkeit von 5000 m und mehr. Im Verlaufe von Jungtertiär und Pleistozän verlagerte sich die Beckenachse anscheinend nach Norden, sodass heute im Bereich der Pomündung Pleistozän-Mächtigkeiten von 2000 bis 3000 m auftreten. Zu den Südalpen hebt sich das Becken allmählich heraus.
Die großen Senkungsbeträge des Beckens konnten durch die gewaltigen Schuttmassen aus den aufsteigenden Gebirgen im Norden und Süden kompensiert werden. In historischer Zeit verdrängt die Sedimentation sogar die Adria aus ihrer alten Küstenlinie, wie man aus der Lage früherer Küstensiedlungen ersehen kann. Die Verhältnisse im tieferen Untergrund konnten in der von so mächtigen pleistozänen Aufschüttungen verhüllten Ebene naturgemäß erst durch die Erdöl- und Ergasexploration aufgeklärt werden. Dadurch hat man einen Einblick in eine sehr aktive rezente Tektonik erhalten, die im krassen Gegensatz zur eher reizlosen Oberflächengeologie der Poebene steht.

Das Pleistozän in den Alpen
Während des Pleistozäns, dessen Dauer nach neusten Forschungen auf rund zwei Millionen Jahre geschätzt wird, waren die Alpen größtenteils von einem zusammenhängenden Eisstromnetz erfüllt, das in den Tälern der höheren Alpenteile bis weit über 2000 m hinaufreichte und nur in den westlichen und östlichen Teilen der Alpen einer lokalen Vergletscherung Platz machte. Im Norden der Alpen stießen die großen Alpengletscher bis zur Salzach mindestens viermal ins Vorland vor und lagerten mächtige Moränenwälle ab. Die durch die Gletscher geprägten Gebiete weisen neben großen Zungenbecken, die heute von Seen erfüllt sind, weite Moränenfelder sowie denen vorgelagerte mächtige Sanderflächen auf, die besonders im bayerischen Alpenvorland sehr deutlich ausgeprägt sind. Im Osten erreichte der Traungletscher infolge einer starken Verästelung im Inneren der Alpen das Vorland nicht mehr. Seine Würm-Endmoränen liegen am Alpennordrand und dämmen große Seebecken ab.
Im Süden der Alpen schufen die Gletscher die mächtigen Seebecken der Insubrischen Seen (Lago Maggiore, Comer See, Gardasee). Die weiten Endmoränenwälle liegen am Rand der Poebene und bilden durch das stark bewegte Relief eine eigene Landschaftseinheit. Im östlichen Bereich endete der mächtige Draugletscher im Klagenfurter Becken, dessen Ausgestaltung ein Werk des Pleistozäns ist. In den periglazialen Räumen kam es während des Eiszeitalters zu Solifluktionsprozessen und zur Bildung überwiegend äolischer Lössdecken, besonders auf den von den Flüssen abgelagerten Schotterdecken.

Das außeralpine Mitteleuropa
Im Kartenbild erscheinen folgende geologische Einheiten des außeralpinen Mitteleuropa:

  • Moldaudanubikum mit den begrenzenden variskischen Gebirgen,
  • südwestdeutsches-französisches Schichtstufenland,
  • Mittelmeer-Mjösenzone mit den angrenzenden kristallinen Grundgebirgen.

Mitteleuropa liegt am Südwestrand der osteuropäischen Tafel (Fennosarmatia). Im Verlaufe der Erdgeschichte wurden durch Auffaltung jüngere Gebirgsstränge an den Außenrand der osteuropäischen Tafel angefügt. Vor allem die variskische Orogenese hat im Karbon weite Teile Mitteleuropas, aber auch die Alpen betroffen. Das infolge einer jungen Bruchtektonik vielfach unterbrochene Schollenmosaik des variskischen Orogens ordnet sich vom Französischen Zentralmassiv, dessen Ausläufer am linken Kartenrand erscheinen, bis nach Schlesien in einem nach Norden offenen Bogen an.
Die innerste Zone bildet das Moldaudanubikum. Präkambrische Gneise sowie vor allem im Oberkarbon intrudierte Granitplutone bauen den größten Teil der Böhmischen Masse, den Schwarzwald, die Vogesen und das Französische Zentralmassiv auf. Die Böhmische Masse gehört zu den ausgedehntesten Grundgebirgsarealen Europas, die im Südwesten von der Fränkischen Linie, einer Störungszone, begrenzt wird. Zu diesem System gehört etwa der Quarzgang des Bayerisch- Böhmischen „Pfahl“. Im Süden taucht das Moldaudanubikum unter Mesozoikum und Tertiär des Alpenvorlandes.
Grob skizziert besteht das Moldaudanubikum aus Gneisen mit Granitplutonen, von denen der größte, der Moldanubische Pluton, vom Raum Iglau bis ins Mühl- und Waldviertel reicht. Dort schließen sich westlich die Granitplutone des Bayerischen-, Oberpfälzer- und Böhmerwaldes an.
Das Grundgebirge der Böhmischen Masse bricht an der Störung der Fränkischen Linie ab und wird vom Jungpaläozoikum und Mesozoikum des süddeutschen Schichtstufenlandes überlagert, unter dem es im Schwarzwald wieder auftaucht.
Vor dem tertiären Einbruch des Oberrheingrabens bildeten Schwarzwald und Vogesen eine einheitliche flache Aufwölbung des Grundgebirges. Diese gehörten zwar während des Mesozoikums zum Sedimentationsbereich des süddeutschen Beckens, waren also vom Muschelkalk und Jura-Meer überflutet. Dem heutigen Abtauchen des Schwarzwaldes nach Osten unter das schwäbische Schichtstufenland entspricht das Abtauchen der Vogesen nach Westen unter das lothringische Schichtstufenland, das zum Pariser Becken überleitet. Schwarzwald und Vogesen bestehen überwiegend aus Graniten und Gneisen. Das Kristallin der mittleren Vogesen lässt sich über das Plateau von Langres bis in den Morvan am Nordrand des Französischen Zentralmassivs verfolgen und stellt somit eine Verbindung vom mittel- zum westeuropäischen Moldaudanubikum her.
Im außeralpinen Mitteleuropa wird das variskisch geprägte Grundgebirge diskordant von einem bis 8000 m mächtigen Deckgebirge (Perm – Tertiär) überlagert. Gegen Ende des Oberkarbons erfolgte die Anlage des germanischen Beckens. Dieses stellt eine epikontinentale Senke dar, die im Verlauf des Mesozoikums wiederholt mit den Sedimentationströgen im Bereich der heutigen Nordsee mit dem Pariser Becken oder mit der alpidischen Geosynklinale in Verbindung stand. Variskische Massive, wie die Böhmische Masse, die Rheinisch- Ardennische Masse sowie das Französische Zentralplateau säumten als Abtragungsgebiete die mesozoischen Senkungsräume. Die germanische Trias bildete sich in einem stetig absinkenden Becken, das wiederum zeitweilig eindampfte und zur Entstehung von Salzlagern führte. Zunächst erfolgte aus dem Bereich des Französischen Zentralplateaus die Schüttung des festländisch-fluviatilen Buntsandsteins. Während des Muschelkalkes lagerten sich in einer Flachsee, die über die Burgundische Pforte im SW oder die Oberschlesische Pforte im SO mit der alpidischen Geosynklinale in Verbindung stand, etwa 200 m mächtige, zum Teil sehr fossilreiche Kalke und Mergel ab. Das Muschelkalk-Meer wurde von dem überwiegend deltaisch bis lagunär ausgebildeten Keuper verdrängt. Eine erneute, von Norden ausgehende Transgression leitete im oberen Keuper die marine Entwicklung des Juras ein. Dunkle bituminöse Tonsteine, gelegentlich Sandsteine sowie mergelige Kalke kennzeichnen den Lias in Süddeutschland. Im Dogger bildeten sich überwiegend Sandsteine sowie in küstennahen Regionen die wirtschaftlich bedeutenden Eisenerze der Minette. Im oberen Dogger wurde die Verbindung des süddeutschen Jura-Beckens über die Hessische Senke unterbrochen. Der schwäbisch-fränkische Malm ist durch ausgedehnte Algenschwammriffe charakterisiert.
Nachdem der süddeutsche Sedimentationsraum seit dem oberen Dogger nicht mehr mit dem Norddeutschen Becken in Verbindung stand, war die süddeutsche Großscholle im Malm ein randliches Schelfmeer der Thetys. Mit der Regression des Meeres im höchsten Malm endete die marine Sedimentation. Das außeralpine Süddeutschland bildete während der Kreide eine festländische Tafel, die sich im Alttertiär nach Süden neigte. Das miozäne Molasse- Meer drang nochmals weit über die Kalktafel nach Norden vor und markierte mit der Klifflinie auf der Schwäbischen Alb die nördlichste Ausdehnung des Molasse-Beckens.
Mit der Beckenentwicklung im Mesozoikum und Tertiär ist die saxonische Tektonik eng verknüpft, die in Mittel- und Süddeutschland im mesozoischen Deckgebirge zur Ausbildung von Bruchschollengebirge führte. Dehnungsbrüche ergänzen einander zu Horst- und Grabenstrukturen oder begrenzen das variskisch geprägte und im Mesozoikum ausgestaltete Schollenmosaik. Eine auffallende Narbe im europäischen Bauplan bildet die etwa in meridionaler Richtung (NNO-SSW) verlaufende Mittelmeer-Mjösen-Zone, die sich vom Oslograben, der im Perm einsank, über den Leinetalgraben und die Hessische Senke, dem Oberrhein- sowie Rhônegraben bis an das Mittelmeer erstreckt. Im Verlaufe des Oberrheingrabens begann im Eozän die insgesamt 5 km tiefe, keilförmige Absenkung eines 300 km langen, 40 km breiten Krustenstreifens, der sich NW durch das Rheinische Schiefergebirge in die Kölner Bucht fortsetzt. Die Grabenfüllung aus dem Tertiär und Quartär erreicht im Raum Mannheim eine Mächtigkeit von 3500 m. Das in den südlichen Oberrheingraben eindringende Oligozän-Meer hinterließ in Spezialbecken Steinsalz- und Kalilager (Mühlhausen/ Elsass; Buggingen/Baden). Vertikale Bewegungsraten bis zu 0,7 mm/Jahr dauern bis in die Gegenwart an. Die Grabensenkung wurde vom Aufstieg der Grabenflanken begleitet, sodass schließlich in den aufgestiegenen Grabenschultern das Kristallin der Oberrheinischen Massive (Odenwald – Schwarzwald – Vogesen) freigelegt wurde. Den entspannten Bewegungsbahnen folgten auf tiefreichenden Brüchen vorwiegend basaltische Laven. Besonders intensiv war dieser Grabenvulkanismus im Bereich des Kaiserstuhls.
Gleichfalls im Jungtertiär sind außerhalb der Grabenzone an den Kreuzungsstellen rheinischer und herzyischer Brüche vielfach basaltische Magmen aus dem oberen Mantel aufgestiegen: Böhmen, Oberpfalz, Hegau. Von einem geschlossenen Rahmen kristalliner Gebirge im Nordosten und Osten – Thüringer Wald – Frankenwald – Fichtelgebirge und Böhmerwald, im Westen Odenwald und Schwarzwald sowie von der Abbiegung der mesozoischen Schichten, die längs der Donau zur Vorsenke des Alpenvorlandes überleiten, im Süden begrenzt, liegt das geräumige schwäbisch-fränkische Schichtstufenland. Einzelne widerstandsfähige Teile der mesozoischen Schichtpakete der germanischen Trias wurden zu Steilstufen, Schichten von geringer morphologischer Wertigkeit zu breiten Landterrassen umgebildet, die sich vom Schwarzwald im Westen gegen Osten senken. In der Schwäbischen Alb, aufgebaut aus Gesteinen des Jura ist die Heraushebung am stärksten, während die im Osten anschließende Fränkische Alb wesentlich weniger herausgehoben wurde.
Westlich des Oberrheingrabens setzt an den kristallinen Massiven von Vogesen und Ardennen das Französische Schichtstufenland an, dessen Hauptteile in Lothringen und im schüsselförmig gebauten Pariser Becken liegen. Hier finden sich die gesamten Schichtfolgen vom Buntsandstein am Rand der Vogesen bis zum Alttertiär in der Île de France. Junge Hebung und exogene Kräfte haben hier eine zur süddeutschen Schichtstufenlandschaft spiegelbildlich angeordnete Großstruktur geformt.

Franz Forster

Graphiken

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Geologisches Profil von Frankreich bis nach Südwestdeutschland.

Die Gesteinsschichten des Deckgebirges wurden während der Grabenbildung quergestellt und sind vom Grundgebirgssockel abgerutscht bzw. erodiert
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Die Glaziale Serie

Aufeinanderfolge von Oberflächenformen, die als Ergebnis der Tätigkeit des Inlandeises und seiner Schmelzwässer im Eiszeitalter entstanden sind. Dazu gehören Grundmoräne, Endmoräne, Sander und Urstromtal.
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