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Paläogen

Känozoikum

Paläoglobus
Im späten Paläogen (ca. 30 Millionen Jahre) existierten neben dem neu entstandenen Mittelmeer noch Meeresreste in Eurasien. © Geologische Bundesanstalt
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Ab dem späten Paläogen (ca. 30 Millionen Jahre) bewirken isostatische Ausgleichsbewegungen Hebungen in den Alpen. © Geologische Bundesanstalt
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Zwischen der nach Norden wandernden Überschiebungsfront der Alpen und der Böhmischen Masse entsteht das Molassemeer. © Geologische Bundesanstalt
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Im Paläogen gab es nur im Westen Österreichs Berge, die heutigen östlichen Kalkalpen waren ein Schwemmland („Augensteinlandschaft“). © Geologische Bundesanstalt
Gesteinsflur
Typisch für die „Augensteinlandschaft“ der östlichen Nördlichen Kalkalpen sind exotische Kristallin- und Erzgerölle. © Geologische Bundesanstalt

Schließung des Penninischen Ozeans

Zu Beginn des Paläogens, um 66 Millionen Jahre vor heute, lief das „Lithosphären-Förderband“ noch ungestört: Ozeanische Lithosphäre wurde subduziert und der Penninische Ozean verschmälerte sich kontinuierlich.

Der Orogenkeil umfasste zu dieser Zeit bereits alle Decken des Ostalpins und einen Teil der Decken des Penninikums. Weiterhin wurden kleine Anteile von der subduzierten Platte abgeschert, in einen Akkretionskeil eingebaut und so vor der Verschluckung in die Tiefe bewahrt. Die Geometrie der Subduktionszone änderte sich in dieser Zeit wenig und es herrschten relativ stabile Bedingungen.

Das änderte sich allerdings, als um etwa 50 Millionen Jahre vor heute der Penninische Ozean weitestgehend geschlossen war. Nun trat die dicke kontinentale Lithosphäre des „Alten Europa“ in die Subduktionszone ein, der Orogenkeil und ebenso der Akkretionskeil wurden nach Norden auf den Helvetischen Schelf aufgeschoben. Aus dem Akkretionskeil entstanden dabei die Decken der Rhenodanubischen Flyschzone, die dem Penninikum angehören. Gleichzeitig wurden vom Schelf Sedimente abgehobelt und als Helvetische Decken in den Nordrand des Orogenkeils eingebaut.

Die Deformation griff zu dieser Zeit aber auch gegen Süden aus. Der nördliche Rand der Adriatischen Platte, die seit dem späten Jura ein Widerlager gebildet hatte, wurde instabil. Die Decken des Südalpins entstanden und wurden ab dieser Zeit in Richtung Süden übereinander geschoben.
Die vordersten Teile der subduzierten kontinentalen Kruste des „Alten Europa“ erreichten vor etwa 40 Millionen Jahren eine Tiefe von etwa 60 km. In diesen am tiefsten versenkten Anteilen ist eine druckbetonte Metamorphose durch das Auftreten von Eklogiten belegt, die uns heute im Subpenninikum südlich des Großvenedigers zugänglich sind. Auch in manchen Teilen des Penninikums finden wir ähnlich alte Eklogite und Blauschiefer, die aus Basalten des Ozeanbodens entstanden sind.

In weiterer Folge wurden große Teile der leichten, kontinentalen Kruste vom Südrand des „Alten Europa“ vom lithosphärischen Mantel abgeschert und gestapelt. Dieser Stapel ist das Subpenninikum, das nun gemeinsam mit überlagernden Decken des Penninikums in den Orogenkeil einbezogen wurde. Damit lagen sie etwa 10 bis 25 Kilometer unter der Erdoberfläche und erfuhren um 30 bis 25 Millionen Jahre vor heute noch eine temperaturbetonte Metamorphose, die so genannte „Tauernkristallisation“.

Die Platte reißt ab – die Alpen entstehen!

Zwischen 40 und 30 Millionen Jahren vor heute riss die seit 135 Millionen Jahren vor heute subduzierte Mantellithosphäre, welche durch ihr Gewicht einen Antriebsmotor für das Förderband geliefert hatte, ab. Asthenosphärischer Mantel stieg auf, und es bildeten sich Schmelzen im südlichen Teil des Ostalpins und im heutigen Südalpin. Diese sogenannten „Periadriatischen Magmatite“ kristallisierten in 5 bis 20 Kilometer Tiefe als Granite, Tonalite und basaltische Gesteine. Von den damals darüber liegenden, heute aber vollständig erodierten Vulkanen zeugen nur mehr Gerölle in den Sedimenten der Molassezone Oberbayerns und Salzburgs. Diese Geröllfunde zeigen, dass die Hauptwasserscheide damals noch weit südlich des heutigen Alpenhauptkammes lag und das Entwässerungssystem generell von Süden nach Norden orientiert war.

Die Entkoppelung der verdickten Kruste vom schweren Lithosphärischen Mantel führte ab dem späten Paläogen, um 30 Millionen Jahre vor heute, zu heftigen » isostatischen Ausgleichsbewegungen im Orogenkeil. Diese äußerten sich in der Hebung der Westalpen und der westlichen Ostalpen mit Beträgen von bis zu 5 Millimetern pro Jahr. Westlich des Inntales kam es dadurch erstmals zur Bildung des morphologischen Gebirges, das wir als Alpen bezeichnen. Der südliche Teil der östlichen Ostalpen war hingegen flachwelliges Hügelland. Ein Flusssystem transportierte den hier generierten Verwitterungsschutt gegen Norden in ein Schwemmland, unter dem sich die heutigen östlichen Kalkalpen befanden. Reste der damaligen Sedimentbedeckung sind Gerölle kristalliner Gesteine („Augensteine“), die auf den Hochflächen der östlichen Kalkalpen, auf der Rax, am Schneeberg und am Dachsteinplateau in über 2000 Meter Seehöhe erhalten sind.

Entstehung des Molassemeeres

Die Front des Orogenkeils lag im mittleren Paläogen, um rund 34 Millionen Jahre vor heute, nur mehr einige Zehnerkilometer südlich des heutigen Alpenrandes. Das nördliche Vorland wurde daher schon damals von der Böhmischen Masse und deren Fortsetzung gegen Süden gebildet. Diese Teile der Europäischen Platte wurden durch die Auflast des Orogenkeils nach unten gedrückt. So entstand vor den nach Norden wandernden Decken ein neues, sich schnell eintiefendes und nach Norden ausgreifendes marines » Vorlandbecken. Darin lagerten sich die Sedimente der Molassezone ab. Dieses Meeresbecken war Teil eines reich gegliederten Binnenmeeres, welches sich von Frankreich bis nach Zentralasien erstreckte, eine eigene Faunenentwicklung aufweist und Paratethys genannt wird. Paläogene Sedimente der Molassezone lassen sich bis weit unter die Alpen verfolgen. Von besonderer Bedeutung ist der Schöneck-Fischschiefer, der ein wichtiges » Erdölmuttergestein ist.

Grafiken stehen für Unterricht und Lehre zur Verfügung.

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