Alpen, die Alpen sind ein Faltengebirge, das sich in einem asymmetrischen, nordkonvexen Bogen von der Nordküste des Ligurischen Meeres bei Nizza bis nach Wien erstreckt, wo es unter das Wiener Becken abtaucht. Östlich des Wiener Beckens findet dieser Faltengürtel seine Fortsetzung in den Karpaten. Der südöstliche Teil biegt dagegen nach Südosten um und geht so in die Dinariden Sloweniens und Kroatiens über. An der ligurischen Küste bei Genua verbindet eine S-förmige Struktur die Alpen mit dem Apennin ( Abb. 1 ). Die Alpen sind Europas markanteste morphologische Einheit und bilden mit dem Mont Blanc (4807 m) die höchste Erhebung des Kontinents. Konventionell werden die Alpen in Westalpen, Ostalpen und Südalpen untergliedert. Die Grenze zwischen West- und Ostalpen verläuft vom Bodensee dem Rheinquertal entlang bis Chur und dann weiter südwärts bis zum Comer See. Die Südalpen sind durch die sog. periadriatische Naht vom Rest der Alpen abgegrenzt. An der Mündung des Pustertals nördlich von Bozen schwenkt die Linie dann in einem Bogen über Meran in eine südsüdwestliche Richtung, die als Judikarien-Linie bis etwa zum Idro-See verläuft. Der weitere Verlauf der periadriatischen Naht zweigt am Tonale-Paß von der Judikarien-Linie ab und setzt sich als Tonale/Insubrische Linie über das Veltlin zuerst nach Westen bis an den oberen Lago Maggiore und dann nach Südwesten umbiegend in der Ivrea-Zone fort ( Abb. 1 ). Nördlich von Turin, bei Ivrea, streicht die periadriatische Naht zum Po-Becken hin aus.

Als Faltengebirge verdanken die Alpen ihre Entstehung dem Prozeß der Gebirgsbildung (Orogenese). Im Falle der Alpen war die Kollision zwischen der apulischen Platte mit der europäischen Platte für deren Entstehung verantwortlich. In den Alpen begann der Einengungsprozeß und damit die Faltung in der ausgehenden Unterkreide und setzte sich bis in das Neogen fort. Diese Zeit der Gebirgsbildung wird als alpidische Orogenese bezeichnet. Die Wiege der Alpen war die Tethys, ein Ost-West streichender Meeresraum, der im ausgehenden Paläozoikum den laurasischen Teil Pangäas von Gondwana trennte. Im Raum der heutigen Alpen jedoch waren Gondwana und Europa zu dieser Zeit noch miteinander verbunden, weshalb hier die Tethys erst gegen Ende des Perms ihren Einzug halten konnte. Die vorpermische Geschichte der Kruste, auf der sich die Entwicklung der Alpen abspielte, ist nur lückenhaft erhalten. In den Ostalpen findet man fossilführende Sedimentgesteine ordovizischen bis karbonischen Alters, deren diskordante Lagerung zu den alpidischen Gesteinsabfolgen bezeugt, daß sie bereits vor deren Ablagerung gefaltet wurden. Es bestand also eine kontinentale Kruste, die bereits im Zuge der variszischen Orogenese (Varisziden) im frühen Karbon konsolidiert wurde. Radiometrische Altersdatierungen von granitischen Intrusionsstöcken und metamorphen paläozoischen Ablagerungen ergaben überwiegend Alter um die 320 Mio. Jahre, was der sudetischen Phase der variszischen Orogenese entspricht.

Die Entwicklung der spezifisch alpidischen Gesteinsabfolge begann im frühen Perm. Sie war durch eine ausgeprägte Dehnungstektonik gekennzeichnet, die zur Bildung von Riftstrukturen mit komplexen Grabensystemen und Bruchschollen führte. In einem heiß-ariden Klima wurden überwiegend rotgefärbte terrestrische Sedimente abgelagert. Diese erste Riftphase wurde vielfach von reger vulkanischer Aktivität begleitet, wobei teils enorme Mengen von meist saurem, rhyodazitischem Material gefördert wurden. Die weitere Transformation von der geschlossenen, variszisch konsolidierten Kruste zur vollen ozeanischen Entwicklung der Tethys erfolgte in folgenden Schritten: Im Osten der Alpen wird das permische Riftsystem bereits im ausgehenden Perm vom Meer überflutet, wobei es stellenweise zu ausgedehnten Sabkha und Salinarablagerungen kommt. Im Laufe der unteren Trias schreitet die marine Transgression dann rasch von Ost nach West fort. Die weitere Entwicklung von Grabenstrukturen, begleitet von Krustenausdünnung und Absenkung, führt ab der unteren Trias zur großflächigen Ausbildung epikontinentaler Meere. Breite Schelfmeere bilden sich sowohl am Südrand der europäischen Platte als auch am Nordrand der afrikanischen Platte aus. Im unteren Jura wird die axiale Zone erheblich vertieft, die kontinentalen Krustenteile driften auseinander und machen so ab dem mittleren Jura Platz für die Bildung ozeanischer Kruste. Die Wassertiefen in den neugebildeten Trögen überschreiten vielfach die Carbonat-Kompensationstiefe und es kommt im Laufe des Juras und der unteren Kreide zu Ablagerungen von Tiefsee-Sedimenten (z.B. Radiolarite, Lutite) und zur Ausbildung mächtiger Sedimentkeile am Kontinentalhang. Diese Ozeane waren aber nicht mit den großen heutigen Ozeanen zu vergleichen. Deren ursprüngliche Breite ist schwer zu ermitteln, aber sie dürfte wohl kaum die zwei- bis dreifache Breite des Roten Meeres überschritten haben.

Jeder einzelne dieser Ablagerungsräume ist durch eine bestimmte Fazies-Entwicklung und Abfolge gekennzeichnet, was eine Untergliederung in spezifische tektono-lithologische Großeinheiten erlaubt. Von Nord nach Süd werden folgende Zonen unterschieden: Helvetische Zone oder Helvetikum, Penninische Zone oder Penninikum, Ostalpine Zone oder Ostalpin (auch Austroalpin), Südalpine Zone oder Südalpin ( Abb. 2 ).

Die Helvetische Zone, die im weiteren Sinne auch die Dauphiné-Zone der französischen Alpen beinhaltet, entsprach im Mesozoikum dem südlichen Kontinentalrand Europas. Die Ablagerung der Sedimente erfolgte überwiegend in flachen Meeren, die den stetig absinkenden Schelfbereich des Kontinents bedeckten. Diese Schelfmeere nahmen v.a. im mittleren und ausgehenden Mesozoikum große Mengen von feinklastischem europäischem Abtrag auf. Verschiedentlich sind fazielle Übergänge von den Schelfmeeren zu den nördlich angrenzenden Epikontinentalmeeren zu beobachten. Zur Helvetischen Zone gehören auch die autochthonen Massive der Westalpen, welche die Argentera, die Pelvoux/Meije Gruppe, das Belledonne-Massiv, den Mont Blanc und das Aar-Massiv aufbauen. Alle diese Massive wurden variszisch gefaltet bzw. wurden von Variszischen Graniten intrudiert. Sie wurden vom helvetischen Sedimentmantel überdeckt ( Abb. 3 ), der auch die Subalpinen Ketten entlang des Außenrandes der Westalpen bildet. Die Granitmassive des Tauern-Fensters der Ostalpen werden nach neueren Überlegungen mit den autochthonen Massiven der Westalpen verglichen.

Die Penninische Zone entspricht den zentralen Trögen der Alpen. Dies waren die tiefen Sedimentationsräume mit ozeanischer Kruste, die sich im Jura und in der Unterkreide zwischen der europäischen und der afrikanischen Platte entwickelt hatten ( Abb. 2 ). Die typische Fazies der Penninischen Zone sind die Bündner Schiefer (Glanz-Schiefer, shistes lustré, Brenner-Schiefer). Es sind mehrere Kilometer mächtige monotone Abfolgen von Tonen, Mergeln und feinsandigen Kalken, die durch die alpidische Metamorphose zu Kalkphylliten mit glimmer-glänzenden Schieferungsflächen umgewandelt wurden. Lediglich im südlichsten Teilbecken, dem Piemont-Trog war die Sedimentmächtigkeit gering. Weitere typische Gesteine der Penninischen Zone sind Ophiolithe. Dies sind meist grün gefärbte, umgewandelte Basalte, Gabbros und Serpentinite, die als Reste der ozeanischen Kruste gedeutet werden und die vielfach mit Radiolariten und Kieselkalken assoziiert sind. Zur Penninischen Zone gehören die zentralen Teile der französisch-italienischen Westalpen, das Aosta-Tal und das Wallis südlich der Rhone. Nach Osten wird das Penninikum von ostalpinen Deckeneinheiten (Bernina-Decken, Ötztal-Silvretta-Kristallin) überlagert. In den Ostalpen erscheint es aber erneut im Engadiner Fenster und dann, östlich der Brenner Linie, im Tauern-Fenster. In den Westalpen wird das Penninikum durch Schwellen aus kontinentalen Krustenteilen in verschiedene ozeanische Tröge untergliedert. Die wichtigste dieser Schwellen ist das Briançonnaise, das den Piemont-Trog vom Dauphiné/Wallis-Trog trennt. Es besteht aus variszisch geprägten Metamorphiten und einer Auflage von kohleführendem Oberkarbon, permischen Redbeds, evaporitischer Untertrias und dünnen triassischen und jurassischen Carbonatgesteinen. Es verläuft etwa entlang der Grenze zwischen Helvetikum und Penninikum.

Die im Süden an die Penninische Zone anschließende Ostalpine Zone war ursprünglich am Nordrand der afrikanischen Plattenfragmente angesiedelt, wo variszisch und vorvariszisch deformierte kontinentale Kruste durch Weiterentwicklung ursprünglicher Riftstrukturen einen breiten, durch Becken und Schwellen differenzierten Schelf aufbauten. Terrigener Eintrag war gering und so kam es v.a. in der mittleren und oberen Trias zu Akkumulationen von mächtigen Seichtwasser-Carbonaten (Kalkalpin). Die Ozeanisierung in den benachbarten Penninischen Trögen im Jura machte sich auch in der Ostalpinen Zone durch die Entwicklung tieferer Becken bemerkbar, in denen Ammonitenkalke, Kieselkalke und Radiolarite abgelagert wurden.

Die Südalpine Zone schloß sich ursprünglich direkt an die Ostalpine Zone an. Sie stellt den Afrika am nächsten gelegenen Schelf der Tethys dar. Auch diese Zone liegt auf variszisch konsolidierter kontinentaler Kruste. Frühpermische Schuttfächerablagerungen, gefolgt von bis zu 2 km mächtigen sauren Vulkaniten und den dazugehörigen Plutoniten (Brixner Granit, Cima-d'Asta-Granit) belegen eine intensive Dehnungs- und Bruchtektonik zu Beginn der alpidischen Abfolge. Wie in der Ostalpinen Zone, so ist auch im Südalpin die Trias durch die Dominanz von Carbonatablagerungen gekennzeichnet. In der mittleren Trias werden teils mächtige Riffe aufgebaut, die sich in den Dolomiten mit gleichaltrigen vulkanischen Ablagerungen verzahnen. Die mit den Vulkaniten assoziierten Tiefengesteine sind in den klassischen Lokalitäten von Predazzo und Monzoni aufgeschlossen.

Die obere Trias war durch eine seichte Carbonatplattform gekennzeichnet, auf der bis in die Ostalpine Zone hinein mächtige Dolomitabfolgen (Hauptdolomit) abgelagert wurden. Auch im Südalpin sind Jura und Kreide durch Ablagerungen größerer Wassertiefen gekennzeichnet. Stellenweise, wie im Gebiet um den Gardasee, geht die Sedimentation beinahe kontinuierlich bis in das Miozän. Die Einengung der Tethys und damit der Beginn der Orogenese (auch verschiedentlich als Tektogenese bezeichnet), begann in den Ostalpen in der ausgehenden Unterkreide und griff allmählich auf die Westalpen über. Hatte sich die Tethys bislang über eine Zeitspanne von etwa 120 Mio. Jahren ständig erweitert, erst durch Bruchtektonik und Ausdünnung der Kruste, ab dem Mitteljura dann durch die Bildung neuer ozeanischer Kruste, so wurde nun ab der mittleren Kreide der Abstand zwischen Europa und Afrika wieder verringert; die beiden Platten fuhren aufeinander zu. Diese Einengung erfolgte aber nicht kontinuierlich, sondern schubweise in einzelnen Phasen. Die älteste ist die vorcenomane oder austrische Phase. Sie ist fast auschließlich auf die Ostalpen beschränkt und durch die diskordante Überlagerung von cenomanen Lutiten und basalen Ruditen mit der Großforaminifere Orbitolina concava belegt. Die nächste Phase erfolgte in der oberen Kreide und wird als die vorgosauische Phase bezeichnet. Hier erfolgte die erste Stapelung der ostalpinen Decken, und dementsprechend findet man die bedeutensten Aufschlüsse, welche diese Phase demonstrieren, in den Nördlichen Kalkalpen. Diese Gebirgsbildungsphase wird durch die nachfolgenden spätkretazischen bis paleozänen Gosauschichten belegt, welche diskordant auf dem gefaltetem, älteren Mesozoikum aufliegen. Die Lithologie der Gosauschichten (Gosau) reicht von fossilreichen, teils Kohle führenden Litoral-Fazien bis zu mächtigen Turbidit-Abfolgen in eingetieften Trögen. Diese Faltungsphase ist auch in den Subalpinen Ketten am Westrand der Alpen erkennbar. Dagegen kam es in der Penninischen und Helvetischen Zone zur Ablagerung von Flysch. Ein weiteres Ereignis, das wahrscheinlich in diese Zeit fällt, ist die Entwicklung einer südwärts gerichteten Subduktion des piemontesischen Ozeans unter die Ost- und Südalpine Zone. Dies ist durch das Auftreten von Blauschiefern angezeigt.

Nach einer Zeit tektonischen Ruhe im Paleozän beginnt die nächste Deformationsphase etwa im Eozän und reicht bis ins frühe Oligozän (Laramische Phase). In dieser Zeit wurden sowohl die penninischen Decken der französisch/italienischen Westalpen, der Walliser und Tessiner Alpen als auch die Decken des Tauern-Fensters gefaltet und übereinander gestapelt. Flyschabfolgen aus den Resten der ozeanischen Tröge wurden abgeschert und an den Alpennordrand transportiert. Der ostalpine Deckenstapel, der bereits in der Oberkreide in seiner Grundform übereinandergeschoben worden war, sowie Teile des ostalpinen Grundgebirges werden nun über die Penninische Zone der Zentral- und Ostalpen geschoben ( Abb. 4 ). Der Deckenstapel der Nördlichen Kalkalpen wurde weit nach Norden über die Helvetische Zone vorgeschoben ( Abb. 5 ). In den Walliser Alpen sind ostalpine Deckeneinheiten in der Gipfelregion des Matterhorns und dessen Umgebung als Dent-Blanche-Decke erhalten. Die Überfahrung durch die mächtigen Gesteinspakete verursachte in den unterlagernden Gesteinen der Penninischen Zone eine Dynamometamorphose bei hohen Temperaturen und hohem Druck, wie dies z.B. in den Gesteinen des Tauern-Fensters zu beobachten ist. Radiometrische Datierungen von Mineralneubildungen (z.B. Biotit) zeigen an, daß die Temperaturspitze etwa vor 35 Mio. Jahren erreicht worden war. Die beiden einzigen großen alpidischen Granitstöcke, das Adamello-Massiv in den Südalpen und der Bergell-Granit am SE-Rand der Westalpen wurden nach dem Ende dieser Orogenphase intrudiert (Oligozän/Miozän). Beide Intrusionen stehen in Beziehung zu den jungen Brüchen der periadriatischen Naht.

Die eigentliche Heraushebung der Alpen erfolgte nach der laramischen Orogenphase im ausgehenden Oligozän und frühen Miozän. Durch die Gebirgsbildung und Krustenverkürzung wurde bis zu 25 km leichte sialische Kruste übereinander gestapelt. Nach dem Prinzip der Isostasie begann dieses Krustenpaket sich langsam herauszuheben. Berechnungen von Temperaturgradienten weisen auf eine jährliche Hebungsrate von 0,8 mm hin. Gleichzeitig mit der Hebung setzte die Erosion ein. Im Norden wurde das Abtragungsmaterial im Molassebecken (nordalpines Molassebecken), das am Alpenrand beinahe 6 km Mächtigkeit erreicht, angehäuft, und etwa gleichmächtige Akkumulationen erfolgten im Po-Becken am Alpensüdrand. Die letzten Deckenvorschübe und Deformationen erfolgten im Miozän und erfaßten v.a. den Alpen-Nordrand. Im Westen wurden die subalpinen Ketten (Vercors, Chartreuse) und der Faltenjura gefaltet. Die Helvetischen Decken bezogen zu dieser Zeit ihre endgültige Position. Entlang der Nordgrenze der Ostalpen wurden in dieser Phase Teile des Molassebeckens am Alpennordrand überfahren und gefaltet. Die danach folgende weitere Heraushebung zum heutigen Hochgebirge ist durch neogene Verebnungsflächen mit residualen Geröllen belegt. [HWo]