Penninikum (Überblick)

Die Alpen lassen sich tektonisch in wenige Haupteinheiten gliedern: Helvetikum, Penninikum, Ost- und Südalpin. Diese stellen heute komplexe, in weitere Untereinheiten gegliederte Deckensysteme dar, in denen die einzelnen Decken als relativ geringmächtige Gesteinslagen von ihrem Untergrund abgeschert und teilweise mehrere 100 km transportiert worden sind. Helvetikum, Penninikum und Ostalpin wurden nach Norden und Westen auf das europäische Vorland bewegt. Dabei handelt es sich um ursprünglich nebeneinander liegende Ablagerungsräume, die durch die Alpidische Gebirgsbildung übereinandergeschoben wurden. Je südlicher ein Ablagerungsraum lag, desto höher ist heute seine Lage im alpinen Deckenstapel.

Etwas vereinfacht ausgedrückt liegt daher das Ostalpin auf dem Penninikum und dieses wiederum auf dem Helvetikum. Das Helvetikum seinerseits hat noch den gebirgsnahen Teil der Molasse überfahren und diese ebenfalls in die Faltung einbezogen (Abb. 1). Das Südalpin, das durch eine bedeutende Störungslinie von den übrigen Haupteinheiten getrennt wird, zeigt eine nach Süden auf das oberitalienische Vorland gerichtete Überschiebungstektonik.

Die Alpen sind ein Kollisionsgebirge, das durch die Kollision des europäischen Kontinentes mit der Adriatischen (Adriatisch-Apulischen) Platte entstand. Dabei wurde das zwischen beiden Kontinenten liegende Penninikum, das ozeanische und kontinentale Kruste enthielt, weitgehend subduziert. Die Hauptphase der Kollision lag im Alttertiär (Paläogen). Plattentektonisch bildete das Helvetikum den südlichen Kontinentalrand Europas. Ost- und Südalpin stellten den Kontinentalrand der Adriatischen Platte dar.

Verbreitung und heutige Lage

Insbesondere im Bogen der Westalpen und in Teilen der Schweizer Alpen tritt das Penninikum zutage. Weiter östlich liegt es unter den Decken des Ostalpins und streicht nur in einem schmalen Streifen am Nordrand der Alpen und im Bereich einiger tektonischer Fenster aus.

Erdgeschichtliche Entwicklung

Im Mitteljura entstand ein Meeresarm als ein Ausläufer des sich öffnenden Nordatlantiks, der von Westen kommend bis in den heutigen Alpenraum reichte. Seine Entstehung wurde von starken linksgerichteten Seitenverschiebungen geprägt und stand im Zusammenhang mit dem Aufbrechen Pangäas. Dieses Meeresbecken wird Südpenninischer Ozean oder Piemont-Ligurischer-Ozean genannt. In ihm bildete sich neue ozeanische Kruste. Das belegen Ophiolithe, die allerdings im Vergleich zur klassischen Abfolge an den Mittelozeanischen Rücken unvollständig ausgebildet sind. Die Öffnung des Südpenninischen Ozeans machte den Südrand der Europäischen Platte zu einem Passiven Kontinentalrand.

Gegen Ende des Juras bildete sich etwas weiter nördlich ein weiterer Meeresausläufer, der als Nordpenninischer Ozean bzw. Walliser Trog bezeichnet wird. Dort blieb es bei der Ausdünnung kontinentaler Kruste. Für beide Meeresbecken ist der Begriff Ozean überdimensioniert. Es handelte sich lediglich zum Meeresarme mit wenigen hundert Kilometern Breite, wobei der Nordpenninische Ozean deutlich kleiner war als der Südpenninische Ozean.

Zwischen den beiden Penninischen Ozeanen lag eine kontinentale Hochzone, die Briançonnais-Schwelle (Mittelpenninikum), die eine spornartige Verlängerung Iberiens nach Osten darstellte. Somit umfasst das Penninikum den Südpenninischen und den Nordpenninischen Ozean sowie den dazwischenliegenden Schwellenbereich des Briançonnais mit kontinentaler Kruste (Abb. 3). Der Südpenninische Ozean grenzte auf seiner Südostseite an das Süd- und Ostalpin. Letzteres sollte mit seinen Decken später vor allem die Nördlichen Kalkalpen aufbauen.

An der Grenze des Penninikums zum Ostalpin entwickelte sich während der Kreide eine nach Südosten einfallenden Subduktionszone, an der der Südpenninische Ozean unter den Kontinentalrand des Ostalpins gezogen wurde.

Zu den Füllungen der Penninischen Ozeane gehören magmatischen Gesteinen der ozeanischen Kruste wie beispielsweise Ophiolithe und Basalte. Häufiger anzutreffen sind allerdings mächtige Abfolgen der Bündner Schiefer, die in großer Tiefe auf den Meeresböden zum Absatz kamen. Ihre Sedimentation begann im Südpenninischen Ozean bereits im Jura, im Nordpenninischen Ozean ab der Unterkreide. Es handelt sich bei den Bündner Schiefern vor allem um glimmerhaltige Ton- und Kalkschiefer, die überwiegend auf ozeanischer Kruste abgelagert wurden. Sowohl die Magmatite als auch die Sedimentgesteine der Penninischen Ozeane wurden im Rahmen der alpinen Metamorphose umgewandelt.

Im Verlauf der Kreide änderte sich das plattentektonische Bewegungsmuster, so dass die Öffnung der Penninischen Ozeane endete. Nun begann die Annäherung von Europäischer und Adriatischer Platte, die gegen Ende der Oberkreide zur Subduktion der Europäischen Platte führte. Diese Bewegungsänderung stand im Zusammenhang mit der fortschreitenden Öffnung des Atlantiks. Das Penninikum hatte damit seine maximale Ausdehnung überschritten.

Zu Beginn des Tertiärs kam es zur Schließung des Südpenninischen Ozeans. Dann erreichte die Schwellenzone des Briançonnais die Subduktionszone, deren leichte kontinentale Kruste sich nicht gut in die Tiefe ziehen ließ und teilweise wieder aus der Tiefe aufstieg oder gar nicht erst subduziert wurde, sondern als Decken nach Norden wanderte. Im Eozän schloss sich dann auch der Nordpenninische Ozean.

An der Kollisionsstelle der Platten bildete sich eine Tiefseerinne aus. Ab der Oberkreide setzte daher im Ostteil des penninischen Ablagerungsraums die Sedimentation des Rhenodanubischen Flysches ein. Das Herannahen der Adriatischen Platte führte teilweise bis in das Eozän zur Ablagerung turbiditischer Sedimente, die als Trübeströme vom Kontinentalhang in die Becken gelangten und mächtige Folgen karbonatisch-klastischer Sedimente bildeten (Abb. 4). Aufgebaut werden diese vor allem aus weichen Ton- und Mergelsteinen, in die sich harte Kalk- und Sandsteinbänke einschalten.

Ab dem mittleren Eozän überfuhren die ostalpinen Decken den Ablagerungsraum des Penninikums. Dabei wurden die Sedimente von ihrer Unterlage abgeschert und vor der Front der ostalpinen Decken aufgeschoben. Ein Teil der penninischen Sedimente wurde überfahren und in größere Tiefen gezogen. Es kam schließlich zum Abriss der subduzierten Platte, was dann einen schnellen Aufstieg der Alpen als Gebirge auslöste, weil das nach unten ziehende Gewicht verschwunden war. Die Heraushebung des Gebirges beendete zugleich das Flyschstadium.

Insgesamt zeigen die penninischen Decken eine starke tektonische Überprägung. Neben den sedimentären Deckschichten wurde auch der kristalline Untergrund in den Deckenbau einbezogen, wobei das Deckgebirge wesentlich weiter transportiert wurden als das kristalline Grundgebirge.

Das Penninikum liegt heute auf dem Helvetikum, während es seinerseits weitgehend von den ostalpinen Decken überlagert wird (Abb. 1). Die penninischen Flyschsedimente ziehen als schmaler Streifen am Nordrand der Alpen entlang. Durch die weichen, leicht verwitterbaren Mergel- und Tonsteine bilden die Flyschberge eine langezogene Kette von Erhebungen, die oftmals bewaldet sind und sich morphologisch durch ihr ausgeglichenes Relief deutlich von den schrofferen Bergen der Kalkalpen unterscheiden (Abb. 5).

Literatur

MESCHEDE, M. (2015): Geologie Deutschlands. - 249 S.; Berlin, Heidelberg

PFIFFNER, O. A. (2015): Geologie der Alpen. - 397 S.; Bern

SCHOLZ, H. (2016): Bau und Werden der Allgäuer Landschaft. - 354 S.; Stuttgart

STÜWE, K. & HOMBERGER, R.(2015): Die Geologie der Alpen aus der Luft. - 296 S.; Gnas