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Jura

Mesozoikum

Paläoglobus
Im späten Jura (ca. 150 Millionen Jahren) entstand zwischen der Tethys im Osten und dem Atlantik im Westen der Penninische Ozean. © Geologische Bundesanstalt
Karte
Der Penninischen Ozeans entsteht zwischen dem „Alten Europa“ im Nordosten und Afrika mit dem „Adriatischen Sporn“ im Süden. © Geologische Bundesanstalt
Gestein
Die Tarntaler Brekzie der Tuxer Alpen (T) entstand an den steilen Grabenflanken im Bereich der Riftzone des späteren Penninischen Ozeans (Bildbreite: 25 cm). © Geologische Bundesanstalt
Fossilien
Steinkerne von Ammoniten und Schnecken im Hierlatzkalk von der Plankerau im Toten Gebirge (St) (Bildbreite: 10 cm). © Geologische Bundesanstalt
Fossil
Der Ammonit Perisphinctes sp. (größter Durchmesser 15 cm) aus dem Hochstegenkalk bei Mayrhofen im Zillertal (T) belegt das jurassische Alter des Gesteins. © Geologische Bundesanstalt

Risse in Pangäa

Im Jura begann das „Zeitalter der » Dinosaurier“ und gleichzeitig der Zerfall des Superkontinents Pangäa. Laurasia und der ehemalige Südkontinent Gondwana „beschlossen“ wieder getrennte Wege zu gehen, wobei „Gondwana“ sich gegen Osten absetzte. Zwischen den großen, durch Kratone versteiften Kontinentmassen entwickelte sich eine mobile Zone. In dieser kam es bei Dehnung zur Öffnung von Ozeanen, bei Einengung zu deren Schließung und zu Gebirgsbildungen. Das hochkomplexe Geschehen, das zur Formung des Alpenraumes, aber auch von ganz Süd- und Südosteuropa bis vor die Küste von Afrika geführt hat, ist als Entwicklung in dieser mobilen Zone zu verstehen.

Der Ast des Atlantiks

Die tektonischen Bewegungen setzten entlang der späteren Trennungsfugen bereits im frühen Jura (vor etwa 190 Millionen Jahren) ein. Im mittleren Jura öffnete sich zwischen dem zukünftigen Westafrika und dem zukünftigen südlichen Nordamerika das Ozeanbecken des zentralen Atlantiks. Dieser endete vorerst westlich von Spanien, fand aber, an riesigen Seitenverschiebungen zwischen Spanien und dem nordwestlichen Afrika weit gegen Osten versetzt, eine Fortsetzung im Penninischen Ozean. Dieser im Jura entstandene Ast des Penninischen Ozeans bildete sich zwischen dem im Nordwesten gelegenen zukünftigen „Alten Europa“ und Afrika, das mit seinem weit nach Norden ragenden „Adriatischen Sporn“ den Ozean im Süden und Osten begrenzte.

Geburt eines kleinen Ozeans

Im Zuge der Ozeanöffnung kam es zunächst zur Bildung eines Rifts, eines durch Dehnung und Absenkung gebildeten Grabens in der kontinentalen Erdkruste. Hier wurden größere Gesteinskörper an Störungen verkippt und an der entstehenden Topographie kam es zu vermehrter Abtragung. Der grobe, eckige Verwitterungsschutt wurde in Senken als Brekzien abgelagert. Ein Beispiel dafür ist die Tarntaler Brekzie im heutigen Ostalpin (Unterostalpin).

In der Folge wurden an einer Abschiebung Teile vom Lithosphärischen Mantel des „Adriatischen Sporns“ freigelegt. Diese bildeten ab etwa 165 Millionen Jahren vor heute den ersten Boden des neu entstandenen Penninischen Ozeans. Die Mantelgesteine kamen dabei mit Wasser in Kontakt und wurden in Serpentinite umgewandelt. In weiterer Folge entstand ab ca. 160 Millionen Jahren vor heute ein Mittelozeanischer Rücken, an dem Basalte aufdrangen und ozeanische Lithosphäre gebildet wurde. Dadurch verbreiterte sich das Ozeanbecken kontinuierlich und Afrika inklusive des „Adriatischen Sporns“ wanderte – bezogen auf Europa – mit wenigen Zentimetern pro Jahr gegen Osten. Reste der ozeanischen Lithosphäre, so genannte Ophiolithe, sind als tektonische Schürflinge im heutigen Penninikum enthalten.

Über dem Ozeanboden, in 3000 bis 4000 Metern Wassertiefe, lagerten sich zunächst Radiolarite und dann kalkig-tonige Sedimente ab. Letztere sind heute Kalkglimmerschiefer und Glimmer führende Marmore, die als „Bündnerschiefer“ bezeichnet werden. Deren Sedimentation griff auch auf die tiefen Teile der benachbarten Kontinentalränder über, und daher finden wir die Bündnerschiefer nicht nur in Verbindung mit den Ozeanbodengesteinen des Penninikums, sondern auch in manchen Einheiten des Subpenninikums.

Helvetischer Schelf – Südrand des „Alten Europa“

Die nordwestliche Begrenzung des Penninischen Ozeans war das „Alte Europa“, welches das heutige West-, Nord- und Nordosteuropa umfasste. An dessen Südrand waren die Krustenstücke beheimatet, die heute das Moldanubikum und Moravikum sowie das Helvetikum und Subpenninikum bilden. Die beiden letzteren lagen direkt am Rand zum Ozean und waren Teile des so genannten Helvetischen Schelfs. Die landnahen Teile dieses Schelfs fielen immer wieder trocken. Dadurch ragten Teile der alten Sedimenthülle aus Perm und Trias über den Meeresspiegel hinaus und wurden lokal bis auf das darunterliegende Kristallin abgetragen.

Mit einer allgemeinen Vertiefung des Meeres im späten Jura (vor etwa 160 Millionen Jahren) versanken diese Inseln und Halbinseln wieder. Kalke wurden entweder auf den älteren Sedimenten oder direkt auf dem Kristallin abgelagert. Diese sind durch den Fund eines Ammoniten aus dem Hochstegen-Marmor bei Mayrhofen im Zillertal datiert.

Adriatischer Schelf – überfluteter Sporn

Östlich des Penninischen Ozeanbeckens befand sich der „Adriatische Sporn“, der als schmale Kontinentbrücke den Penninischen Ozean vom Tethys-Ozean trennte. Das heutige Ostalpin und Südalpin waren Teile des „Adriatischen Sporns“, der als Adriatischer Schelf während des Jura fast immer vollständig von Meer bedeckt war. Bis zum Ende des mittleren Jura wurden in wenigen bis einigen hundert Metern Wassertiefe großflächig rote Kalkschlämme mit Ammoniten und Resten von Seelilien abgelagert. Bekannt ist der Adneter Kalk, der seit Jahrhunderten als Bau- und Dekorstein Verwendung findet. Der am Beginn des späten Jura (vor etwa 160 Millionen Jahren) sedimentierte Radiolarit zeigt, dass der Schelfbereich bis zu diesem Zeitpunkt 1 km oder mehr abgesunken war.

Tethys in Bedrängnis

Im Bereich des Westendes des Tethys-Ozeans führte das Ostwärtswandern von Afrika ab etwa 170 Millionen Jahren vor heute zu Einengungen. Innerhalb des Ozeans bildete sich eine gegen Osten gerichtete Subduktionzone und in weiterer Folge wurden Decken aus ozeanischer Lithosphäre des Tethys-Ozeans auf den Kontinentalrand des „Adriatischen Sporns“ geschoben. Diese Decken sind heute in den Dinariden weit verbreitet und erlauben das Studium dieser Prozesse. In den Ostalpen sind nur winzige tektonische Schürflinge aus dem Tethys-Ozean in Form des Meliatikums erhalten.

Die Obduktionsprozesse endeten im spätesten Jura um 150 Millionen Jahre vor heute. Danach entstand eine Störung, welche vom Penninischen bis zum Tethys-Ozean reichte und die Kontinentbrücke des „Adriatischen Sporns“ durchschnitt. Das heutige Ostalpin lag nördlich dieser Störung, während das heutige Südalpin im Süden am „Adriatischen Sporn“ verblieb. Durch die ostwärts gerichtete Bewegung Afrikas kam es an dieser Fuge zu weiterer Deformation. Der Südrand des heutigen Ostalpins wurde angehoben und die dort befindlichen Schelfsedimente der Trias und des Jura wurden von ihrem Untergrund abgeschert und etwas gegen Nordwesten überschoben. Dabei kamen berggroße Schollen in Senken mit Radiolarienschlamm zu liegen. So entstand ein Relief, auf dem sich erneut Riffe ansiedelten. Große Mengen an Kalkschlamm begruben die submarine Schollenlandschaft allmählich wieder unter sich.

In den Dinariden und Helleniden erfolgte die endgültige Schließung des Tethys-Ozeans erst in der späten Kreide.

Grafiken stehen für Unterricht und Lehre zur Verfügung.

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