GEOLOGIE DES ALPSTEINS
Im vorliegenden Kapitel soll auf die Geologie des Alpsteins und dessen angrenzender Umgebung eingegangen werden. Im Zentrum dieses Gebiets befinden sich die drei nahezu parallel von Südwesten nach Nordosten verlaufenden Bergzüge des Säntisgebirges. Der Aufbau dieses Gebirges ist bezüglich seiner Geologie überaus interessant. Auf kleinem Raum kann der geologisch Interessierte die Gesteine, deren Fossilinhalt sowie den Schichtaufbau dieses Massivs studieren und so einen Einblick in die Gebirgsbildung erhalten.
Eine erste grössere Arbeit über die Geologie (und Paläontologie) des Säntisgebirges schrieb Arnold Escher von der Linth (Escher von der Linth 1878). Albert Heim, Altmeister der Schweizer Geologie und nach Arnold Escher von der Linth zweiter Geologie-Professor an der Eidgenössischen Technischen Hochschule in Zürich, nannte das Säntisgebirge das "schönste Gebirge der Welt" und veröffentlichte über dieses eine ausführliche Monographie (Heim 1905). Auch in späteren Jahren war das Säntisgebiet vielfach Gegenstand geologischer Untersuchungen. Aus diesen resultierten zahlreiche Publikationen.
Eine Übersicht über die Geologie dieses Gebiets liefern fünf geologische Karten sowie die vier bisher erschienenen, dazu gehörenden Erläuterungen aus der Reihe "Geologischer Atlas der Schweiz, 1:25'000":
- Karte 4: Flawil-Herisau-Brunnadern-Schwellbrunn (Karte und Erläuterungen: Ludwig 1930).
- Karte 23: St. Gallen–Appenzell (Karte: Ludwig et al. 1949, Erläuterungen: Eugster et al. 1960).
- Karte 78: Säntis (Karte: Eugster et al. 1982, Erläuterungen: Funk et al. 2000).
- Karte 106: Walensee (Karte: Herb und Franks-Dollfus 2003, Erläuterungen: Funk et al. 2020)
- Karte 141: Nesslau (Karte: Zaugg et al. 2011, Erläuterungen: Zaugg und Löpfe 2011)
In der vorliegenden Arbeit können die geologischen und tektonischen Verhältnisse des Alpsteins nicht ausführlich besprochen werden. Es sollen lediglich einige Themen gestreift werden. Es handelt sich bei diesen um den Ablagerungsraum der Gesteine, die Gebirgsbildung, die tektonischen Einheiten sowie die Stratigraphie. Am Schluss dieses Kapitels soll noch kurz auf die beiden Themen Faltenbau und Bruchtektonik eingegangen werden.
Blick in den Alpstein vom Hohen Kasten aus. Foto: Marcel Steiner, www.wanderbild.ch.
1. Ablagerung der Gesteine und Gebirgsbildung
Der Ablagerungsraum der Gesteine, aus welchen schliesslich die helvetischen Gebirge wie das Säntisgebirge hervorgingen, lag im nördlichen Schelfbereich der damals (im Mesozoikum) mehrere Hundert Kilometer breiten Tethys (Heierli 1984). Die Tethys, ein schmaler Ozean, befand sich zwischen der eurasischen und afrikanischen Kontinentalplatte. Im nördlichen Bereich der Tethys wurden die Gesteine des helvetischen Ablagerungsraumes gebildet, weiter südlich diejenigen des Penninikums und ganz im Süden, auf der afrikanischen Platte, diejenigen des Ostalpins.
Im Verlaufe von fast 100 Millionen Jahren (frühe Kreide – Eozän) wurden die Sedimentgesteine der künftigen Säntis-Decke in einer Mächtigkeit von rund 600 m auf dem Meeresboden abgelagert (Keller 2000). Während der gesamten Periode sank dabei der Untergrund langsam ab, wobei das Meer stets nur eine geringe Wassertiefe hatte. Bei subtropischem bis tropischem Klima entstand hauptsächlich durch Organismen gebildeter Kalk. Das Einschwemmen von Feinsand führte zu sandigen Kalken, jenes von Tonmineralien zu Mergeln. Für den Alpstein ist die zyklische Abfolge Kalk-Mergel-Kalk besonders charakteristisch, welche eine Folge von wechselndem Klima ist: stärkere Niederschläge bewirken vermehrte Verwitterung der Gesteine und erhöhten Transport der Erosionsprodukte ins Meer, was zur Bildung von Mergeln und sandigen Kalken führte. Aus den unverfestigten Sedimenten entstanden durch Diagenese im Laufe der Jahrmillionen Festgesteine.
Die Sedimente der Säntis-Decke können nach Härri (1993) eingeteilt werden in:
- Plattform-Karbonate (Öhrli-Formation, Betlis-Formation, Schrattenkalk-Formation)
- pelagische Kalke (Seewen-Formation)
- Kalk-Mergel-Wechsellagerungen (Vitznau-Mergel, Tierwis-Formation)
- Mergel (Palfris-Formation, „Obere Öhrli-Mergel“, Choltal-Member, Amden-Mergel)
- kieselige Kalke (Helvetischer Kieselkalk)
- Sandsteine (Garschella-Formation).
Im Folgenden soll auf die alpine Gebirgsbildung eingegangen werden; weitere Angaben finden sich in Trümpy (1985), Pfiffner (1986) und Funk et al. (2000). An der Wende zwischen früher und später Kreide wurde der helvetische Schelf, auf dem seit Ende der Jura-Zeit vorwiegend Seichtwasser-Ablagerungen gebildet worden waren, in eine Tiefe von 100 m bis 500 m abgesenkt (Trümpy 1985). Der Schelf lag weitgehend ungestört auf seiner primären Unterlage am Südrand der eurasischen Platte und wurde von den frühalpinen Bewegungsphasen (beginnender Zusammenschub und Krustenverkürzung im ostalpinen und penninischen Raum) kaum beeinflusst. Zu Beginn der Tertiärzeit wurde der helvetische Schelf über den Meeresspiegel angehoben und fiel trocken.
Im mittleren Eozän gerieten Teile des helvetischen Schelfs erneut unter Meeresbedeckung: über dem späteren Aarmassiv wurden die Kalke der Einsiedeln- und der Bürgen-Formation abgelagert, während im südlich anschliessenden tieferen Gebiet der künftigen helvetischen Decken die Ablagerung von Tonen der Stad-Formation erfolgte.
Ausgangs Eozän glitten penninische und südhelvetische Einheiten (Schuppenzonen, Nordpenninische Flyschserie) von Süden her auf die helvetischen Gesteinsserien (Pizol-Phase nach Pfiffner in Funk et al. 2000). Anschliessend wurde der südliche Teil des helvetischen Ablagerungsraumes vom Zusammenschub der afrikanischen mit der eurasischen Kontinentalplatte erfasst. In seinem nördlichen Teil, im Bereich des heutigen Aarmassivs, bestand vorerst noch ein Meeresbecken, in welchem Flyschsedimente (während der Gebirgsbildung entstandene submarine Schuttfächer) abgelagert wurden. Unter der Überlast der von Süden herannahenden penninischen und ostalpinen Decken wurden die helvetischen Gesteinsserien von ihrem kristallinen Sockel abgeschert und in einzelne Teildecken aufgegliedert. Als Gleithorizonte wirkten die mergeligen und tonigen Schichteinheiten der Trias, des frühen Juras sowie der frühen Kreide.
Die den Alpstein aufbauende Säntis-Decke befand sich ursprünglich im Südteil des helvetischen Ablagerungsraums, als Bedeckung des späteren Gotthardmassivs; sie umfasst dessen abgeschertes Kreidestockwerk sowie die überlagernde eozäne Sedimentbedeckung. Die Abscherung der Decken ging mit einer ausgeprägten Deformation des Gesteinsverbandes einher (Calanda-Phase nach Pfiffner in Funk et al. 2000), welche bei der Säntis-Decke zu Falten, Überschiebungen sowie gleichzeitig damit spielenden Quer- und Längsbrüchen führte und bis ins frühe Oligozän andauerte (Pfiffner in Funk et al. 2000). Es ist nicht auszuschliessen, dass der Sax-Schwende-Bruch ebenfalls bereits in diesem frühen Stadium angelegt wurde.
An der Wende Oligozän-Miozän wurde die Säntis-Decke über die Mürtschen-Decke, ohne weitere Überprägung ihrer Internstrukturen, nach Norden verfrachtet (Ruchi-Phase nach Pfiffner in Funk et al. 2000).
Durch weiteren Zusammenschub der eurasischen und der afrikanischen Kontinentalplatten hob sich das Deckengebilde aus dem Meer. Im Süden erreichte das alpine Relief infolge des andauernden Zusammenschubs Höhen von gegen 5'000 m über Meer und es fand eine kräftige Abtragung ostalpiner und penninischer Deckenelemente statt.
Die einsetzende Erosion führte zu ausgedehnten Schuttfächern des Speer, Gäbris und Kronbergs und damit zur Bildung der Molasse. Im frühen Miozän wurden Teile der verfestigten Schuttfächer auf ihr nördlich gelegenes Vorland geschoben und verfaltet. Diese verfalteten und verschuppten Teile bilden heute die Subalpine Molasse.
Im Verlauf der fortschreitenden Erosion wurden zunehmend auch tiefere Deckenbereiche freigelegt, wodurch im mittleren bis späten Miozän in der Oberen Süsswassermolasse erstmals Gerölle mit Herkunft aus dem Mesozoikum der helvetischen Decken erscheinen. Die Säntis-Decke hatte weitgehend ihre heutige Position am Alpennordrand erreicht, war aber noch mehrheitlich von penninischen Flysch-Decken bedeckt.
Bis ans Ende des Miozäns waren die Alpen zu einer niederen Bergkette abgetragen. Seit dem frühen Pliozän setzte wieder eine kräftigere Hebung ein, die ebenfalls das Molassevorland erfasste und bis heute andauert. Die Hebung könnte eine Folge isostatischer Ausgleichsbewegungen sein, welche durch eine während der alpinen Gebirgsbildung verursachte Krustenverdickung unter den Alpen hervorgerufen wird (Pfiffner 1986).
Tektonische Entwicklung der alpinen Vorlandsenke; Querschnittsprofile schematisiert nach Pfiffner 1986 (aus Kürsteiner und Soom 2007).
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Periode
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Epoche
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Stufe
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Mio Jahre vor heute
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Verbreitung im Alpstein
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Sub-alpine Molasse
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Säntis-Decke
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Flammenegg-Zug
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Schuppenzonen von Wildhaus und Brülisau
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Subalpine „Randflysch-Zone“
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Nordpenninische Flyschserie
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Neogen
Paläogen
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Pliozän
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Plaisancien
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Zancléen
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5
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Miozän
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Messinien
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Tortonien
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Serravallien
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Langhien
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Burdigalien
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Aquitanien
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23
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Oligozän
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Chattien
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Rupélien
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33
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Eozän
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Priabonien
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Bartonien
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Lutétien
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Yprésien
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56
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O
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Palaeo-zän
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Thanétien
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Danien
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65
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Kreide
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späte Kreide
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Maastrichtien
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O
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O
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Campanien
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O
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| ? |
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Santonien
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?
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Coniacien
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89
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? |
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Turonien
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Cénomanien
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100
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frühe Kreide
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Albien
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Aptien
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Barrémien
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130
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Hauterivien
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Valanginien
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Berriasien
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145
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Geologische Zeittabelle. Weisses Stufe mit Sedimentation, Weisses Schichtlücke ohne Sedimentation. Zeitangaben nach Gradstein et al. 2004 (aus Kürsteiner und Soom 2007).
2. Tektonische Einheiten
Im hier interessierenden Gebiet, dem Alpstein und dessen angrenzender Umgebung, können nach Funk et al. (2000) die in untenstehender Tabelle aufgeführten tektonischen Einheiten unterschieden werden:
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Ablagerungsraum
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Tektonische Einheit
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Bemerkungen
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Norden
Süden
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Molasse
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Subalpine Molasse
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Vom Untergrund abgeschert und verschuppt
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Helvetikum
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Säntis-Decke
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Tektonische Decken und Schuppen
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Flammenegg-Zug
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Schuppenzonen von Wildhaus und Brülisau
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Subalpine "Randflysch-Zone"
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Penninikum
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Nordpenninische Flyschserie
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Tektonische Decken und Schuppen
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Tabelle der im Alpstein auftretenden tektonischen Einheiten (aus Kürsteiner und Soom 2007).
Tektonische Übersicht (aus Kürsteiner und Soom 2007, nach Eugster et al. 1982).
Im Folgenden werden die einzelnen tektonischen Einheiten kurz besprochen:
2.1 Helvetikum
Säntis-Decke
Der Hauptteil des Säntis-Massivs wird durch Kreidegesteine der Säntis-Decke gebildet. Diese kretazischen Ablagerungen wurden von dem weiter im Süden zurückgebliebenen jurassischen Substrat (unterer Glarner Deckenkomplex) abgeschert (Härri 1993). Den Kreidegesteinen liegen, allerdings lediglich lokal begrenzt (nördlich Ebenalp-Bommen sowie bei Wildhaus), Gesteine tertiären Alters (Einsiedeln-Member, darüber Stad-Formation) auf, welche ebenfalls zur Säntis-Decke gerechnet werden. An der Säntis-Überschiebung, mit dem Abscherhorizont in den basalen Kreidemergeln, hat sich die Decke auf die Subalpine Molasse und die Subalpine "Randflysch-Zone" aufgeschoben.
Flammenegg-Zug
Beim Flammenegg-Zug handelt es sich um eine enggepresste Antiklinale aus der späten Kreide (Seewen-Formation) sowie des Tertiärs (Scharti-Member, darüber Stad-Formation). Seine Hauptanteile liegen im Gebiet Scheregg-Bummes-Flammenegg; gegen Osten verläuft er bis in den Nordhang der Fäneren, gegen Westen setzt er sich ins Bommenkopf-Stuel-Gewölbe unter der Ebenalp-Falte der Säntis-Decke fort.
Schuppenzonen von Wildhaus und Brülisau
Der Säntis-Decke liegt im südöstlichen Teil die Schuppenzone von Wildhaus auf; dem nordöstlichen Teil der Säntis-Decke ist die Schuppenzone von Brülisau aufgelagert. Die Gesteine der beiden Schuppenzonen stammen aus dem südlich an die Säntis-Decke anschliessenden Ablagerungsraum. In den Schuppenzonen transgredierten die tertiären Gesteine (zu unterst Scharti-Member, darüber Stad-Formation; zuoberst „Wildflysch“) auf Amden-Mergel oder auf Gesteinen der Wang-Formation (späte Kreide).
Subalpine "Randflysch-Zone"
Der nördlich gelegenen Kreidekette sowie dem Flammenegg-Zug folgt gegen Norden die schmale Subalpine "Randflysch-Zone". Diese besteht aus Amden-Mergel (späte Kreide) sowie darüber aus tertiären Gesteinen des Einsiedeln-Members sowie Stad-Formation und Flysch.
2.2 Nordpenninische Flyschserie
Die Gesteine der Fäneren-Klippe sowie Aufschlüsse in den Gebieten Resspass (südlichster Ausläufer der Fäneren-Klippe) und Gams-Sax sind der Nordpenninischen Flyschserie (Kreideflysch) zuzuordnen: unten Fukoidenkalke, oben Flyschsandsteine. Diese Gesteine nordpenninischer Herkunft sind auf die helvetische Serie (und zwar auf Gesteinsschichten der Schuppenzonen von Brülisau respektive Wildhaus) überschoben worden. Nach Egger und Oberhauser (2007) ist die Sandsteinabfolge altersmässig der Zeitspanne Cénomanien – mittleres Coniacien (evt. mittleres Campanien) zuzuordnen.
2.3 Subalpine Molasse
Nördlich der helvetischen Schichtreihe befindet sich die Subalpine Molasse. Diese besteht im Alpstein-Gebiet hauptsächlich aus gefalteten und verschuppten Anteilen der Unteren Süsswassermolasse (Oligozän-Miozän: Spätes Rupélien-Chattien-Aquitanien) und - lediglich sehr untergeordnet - der Unteren Meeresmolasse (Oligozän: Frühes -Mittleres Rupélien). Die Subalpine Molasse wird durch Sandsteine, Mergel sowie hauptsächlich durch Konglomerate („Nagelfluh“) gebildet.
3. Stratigraphie
Die stratigraphische Nomenklatur ist einem starken Wandel unterzogen. Für ein und dieselbe Schicht wurden bisher von den Autoren geologischer Arbeiten teilweise unterschiedliche Namen verwendet. Zudem bestehen verschiedene stratigraphische Namen, die aus formalen Gründen abzulehnen sind.
Das Schweizerische Komitee für Stratigraphie (SKS) hat deshalb Richtlinien zur stratigraphischen Nomenklatur erarbeitet und publiziert (Remane et al. 2006). Zusätzlich wurde ein internetzugängliches Datenbanksystem (www.strati.ch) aufgebaut, welches über die lithostratigraphischen Namen und deren Gültigkeit Auskunft erteilt.
In der vorliegenden Arbeit wird konsequent die aktuelle Nomenklatur verwendet, im Wissen, dass diese mit den in vielen geologischen Karten und Werken verwendeten Namen nicht immer übereinstimmen. Die Beschreibung der einzelnen Schichteinheiten erfolgt in stratigraphischer Reihenfolge, von unten nach oben.
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Formation/Member
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Säntis-Decke
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Flammenegg-Zug
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Schuppenzonen von Wildhaus und Brülisau
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Subalpine "Randflysch-Zone"
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„Wildflysch“
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Flysch im Allgemeinen
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Stad-Formation
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Scharti-Member
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Einsiedeln-Member
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Wang-Formation
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Amden-Mergel
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Choltal-Member
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Seewen-Formation
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Garschella-Formation
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Schrattenkalk-Formation
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Drusberg-Member
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Altmann-Member
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Helvetischer Kieselkalk
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Betlis-Formation
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Vitznau-Mergel
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Öhrli-Formation
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Palfris-Formation
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Übersicht der Formationen/Member in den vier im Alpstein vorkommenden tektonischen Einheiten des Helvetikums (vereinfacht, nach Kürsteiner und Soom 2007 und nach Soom et al. 2018).
3.1 Helvetikum
Palfris-Formation (frühere Bezeichnung: Unterer Öhrli-Mergel)
Geologisches Alter: Frühes Berriasien-Spätes Berriasien. Dunkel graubraune, schiefrige und splittrige, siltig-sandige Tonmergel mit einzelnen eingelagerten Mergelkalkbänken. Stark schwankende Mächtigkeit, bis 50 m. Unterste und damit älteste im Alpstein vorkommende Formation.
Öhrli-Formation
Geologisches Alter: Mittleres Berriasien-Spätes Berriasien. Die Öhrli-Formation besteht im unteren Teil aus rostigbraunen, bröckligen Sandkalken. Im oberen Teil handelt es sich um hellgrau anwitternde, schrattenkalkähnliche, grobbankige Kalke, teils dolomitisch. Reich an Fossilien. Gesamtmächtigkeit gegen 160 m. Die Öhrli-Formation fehlt südöstlich der Linie Rotsteinpass-Sämtissersee.
Als Member sind die „Oberen Öhrli-Mergel“ zwischengeschaltet: Siltige, schwach sandige und kalkreiche Mergel mit zahlreichen eingeschalteten Kalklagen. Kalkreicher als die Mergel der Palfris-Formation. Mächtigkeit: 30-40 m.
Vitznau-Mergel
Geologisches Alter: Frühes Valanginien. Rostig anwitternde, braungraue Mergel. Der untere Teil besteht im Süden aus einer Wechsellagerung von sandarmen Mergeln und Kalken. Mächtigkeit im südlichen Säntisgebiet: 60-70 m. Im nördlichen Alpstein fehlen die Vitznau-Mergel; hier werden sie durch einen einige Zentimeter bis Dezimeter mächtigen sandigen Kalk vertreten. Gegen Westen und Süden nehmen sie aber rasch an Mächtigkeit zu.
Betlis-Formation
Geologisches Alter: Frühes Valanginien. Bräunlich grau anwitternder Kalk mit lagenweise angereicherten Kieselknauern. Im oberen Bereich der Formation findet sich das grobsandige, bis 30 m mächtige Pygurus-Member. Mächtigkeit des Betlis-Kalks: 50-80 m.
Helvetischer Kieselkalk
Geologisches Alter: Frühes Valanginien-Spätes Hauterivien. Bräunliche bis schwarzbraune, sandig-kieselige Kalke, welche sehr hart sind und in kantige Gesteinsstücke zerbrechen. Der fein in der Grundmasse verteilte neu gebildete Quarz entstand durch die Auflösung der amorphen Kieselsäure von Kieselschwämmen und die anschliessende Ausfällung des Siliziumoxids im Sediment als kristalliner Quarz (Funk 1975). An der Oberfläche hat sich eine bis 1 Zentimeter dicke, braune Verwitterungskruste gebildet, die im Gelände anhand des Bewuchses mit weissen Flechten zuweilen gut zu erkennen ist. Die Formation wird oft von reicher Vegetation bedeckt. Mächtigkeit: 70 m.
An der Basis des Helvetischen Kieselkalks liegt, als Kondensationshorizont, die Gemsmättli-Bank (Frühes Valanginien-Fühestes Hauterivien), welche von zahlreichen Phosphorit-Knollen durchsetzt ist.
Das Lidernen-Member (Frühes Hauterivien-Spätes Hauterivien), ein unterschiedlich mächtiges Band von rostigbraun anwitternden, glaukonitischen Kalken, ist dem Helvetischen Kieselkalk zwischengeschaltet.
Tierwis-Formation
Geologisches Alter: Spätestes Hauterivien-Spätes Barrémien. An der Basis der Tierwis-Formation liegt das Altmann-Member (Spätestes Hauterivien-Frühes Barrémien). Gelblich braun anwitternde Mergel und sandige Kalke, lagenweise viel Glaukonit enthaltend, sehr fossilreich. Mächtigkeit von wenigen Dezimetern bis über 25 m.
Beim Drusberg-Member (Spätes Barrémien) handelt es sich um ein dünnschichtiges Gestein, bestehend aus Wechsellagerungen von hellbräunlich grau anwitternden Mergeln und Mergelkalken, mit von unten nach oben abnehmendem Mergel-Anteil. Oft von einer geschlossenen Pflanzendecke überwachsen. Typisch für das Drusberg-Member sind nach Merz (1993) teilweise mit Limonit gefüllte Gesteinsvertiefungen, welche wahrscheinlich Verwitterungsprodukte pyritisierter Fossilien wie Seeigel oder Brachiopoden darstellen. Mächtigkeit: 20-50 m.
Schrattenkalk-Formation
Geologisches Alter: Spätes Barrémien-Frühes Aptien. Hellgrau anwitternder Kalk, stellenweise sehr fossilreich. Ausgesprochene Neigung zu Karrenbildung. Bildet die dominierenden Felswände im Alpstein. Vor allem im nördlichen Säntisgebiet verlaufen im Schrattenkalk zwischengeschaltet mergelig-siltige Bänder des Rawil-Members (frühere Bezeichnung: Unteres Orbitolina-Member). Mächtigkeit der Formation: 70-200 m.
Garschella-Formation
Geologisches Alter: Frühes Aptien-Frühes Cénomanien. Die Garschella-Formation tritt als auffälliges, bewachsenes, dunkles und zurückwitterndes Gesteinsband zwischen der hellen Schrattenkalk-Formation im Liegenden und dem ebenfalls hellen Seewen-Kalk im Hangenden hervor. Es handelt sich um glaukonitreiche, dunkelgrünlich graue Sandsteine mit Mergellagen, Knollenkalken und Spatkalken. Der untere Schichtteil ist eher mergelig-siltig. Knollenkalke (Aubrig-Schichten) sind für den oberen Teil charakteristisch. Als wichtiges Fossilniveau (Kondensationshorizont) ist nahe der Grenze zum hangenden Seewen-Kalk die Kamm-Bank (frühere Bezeichnung Turrilitenschicht, Frühes Cénomanien) ausgebildet. Letztere Bank scheint im südlichen Alpstein zu fehlen.
Die dunkle Farbe des Gesteins beruht auf einem hohen Gehalt an Glaukonit und Phosphorit. Die Sedimentation erfolgte zwischen Aptien und Cénomanien in einem Zeitraum von gegen 30 Millionen Jahren und war entsprechend gering. Die Gesamtmächtigkeit der Garschella-Formation schwankt zwischen 3 m im Norden und gegen 30 m im Süden, was auf eine geringe Sedimentationsrate hinweist.
Das andernorts als unteres Schichtglied vorkommende Grünten-Member (frühere Bezeichnung: Oberes Orbitolina-Member) scheint im Alpstein zu fehlen.
Seewen-Formation
Geologisches Alter: Frühes Cénomanien-Spätes Santonien. Dichter, gut gebankter, hell anwitternder Kalk mit gegen oben zunehmendem Mergelgehalt. Besonders charakteristisch sind unregelmässig eingelagerte, dunkle Tonhäutchen, die das Gestein dünnbankig gestalten. An diesen bricht der Kalk bei der Verwitterung ab, sodass unruhig gewellte Oberflächen entstehen. Die Mächtigkeit beträgt im südlichen Alpstein gegen 150 m. Hier finden sich auch sowohl Glaukonit führende, leicht grünlich gefärbte Bänke als auch eisen- und manganhaltige Bänke von rötlicher Farbe. Die jüngeren Anteile des Seewen-Kalks sind nur im Süden erhalten geblieben.
Im Dach des Seewen-Kalks befindet sich das Choltal-Member (frühere Bezeichnung: Seewer Schiefer; Geologisches Alter: Santonien). Es handelt sich um gelblich anwitternde, schiefrig-mergelige Anteile des Seewen-Kalks. Die Abgrenzung gegen die Gesteine des Seewen-Kalks wird mit der ersten Mergellage gezogen. Faziell unterscheidet sich das Choltal-Member von diesen lediglich durch einen erhöhten Tongehalt. Mächtigkeit des Choltal-Members bis 40 m.
Amden-Mergel
Geologisches Alter: Spätes Santonien-Campanien. Die Amden-Mergel bestehen aus bräunlich anwitternden, siltigen Mergeln und kommen in der Säntis-Decke, dem Seewen-Kalk oder dem Choltal-Member aufliegend, fast nur in den südlichen Ketten des Alpsteins vor. Mächtigkeit meist nur wenige Meter, am Kamor 100 m.
Amden-Mergel finden sich zudem als unterste aufgeschlossene Gesteinsschicht in den Schuppenzonen von Wildhaus und Brülisau sowie in der Subalpinen „Randflysch-Zone.“
Wang-Formation
Geologisches Alter: Campanien-Spätes Maastrichtien. Dunkelbraun anwitternde, kieselig-feinsandige Kalke; an der Basis oft mergelig-schiefrig ausgebildet. Den Amden-Mergeln aufliegend. Jüngste Kreide-Formation, lediglich in den Schuppenzonen von Wildhaus und Brülisau vorkommend. Mächtigkeit: bis 150 m.
Euthal-Formation
Geologisches Alter: Sélandien-Frühestes Lutétien. Das Einsiedeln-Member der Euthal-Formation (frühere Bezeichnung: Nummulitenkalk s. l., Einsiedler Riffe, Hauptmasse des grauen Nummulitenkalks, „Gallensis-Kalk“ u.a.) kommt in der Säntis-Decke nördlich Ebenalp-Bommen, auf der Alp Leser (in geologischer Karte nicht eingezeichnet) sowie bei Wildhaus vor.
Im Norden der Säntis-Decke liegen kalkige "Grünsande" mit Assilinen und Zwischenlagen von dunkeln, schiefrigen Mergeln vor. Im Süden sind es glaukonitische Sandsteine, die von glaukonitischen, Nummuliten führenden, oft Quarzsand enthaltenden Kalken überlagert werden.
In der Schuppenzone von Wildhaus als spätige Kalke, Nummulitenkalke oder glaukonitische Kalke vorkommend. In der Schuppenzone von Brülisau (z.B. Steinbruch Aebiskraut) sind lokal „Gallensis-Kalke“, Lithothamnienreiche Kalke des Einsiedeln-Members, aufgeschlossen.
In der Subalpinen „Randflysch-Zone“ finden sich kleine Aufschlüsse bei der Lokalität Bächli (Säntisalp). Geologisches Alter des Einsiedeln-Members : Mittleres Yprésien-Frühestes Lutétien.
Bürgen-Formation
Geologisches Alter: Frühes Lutétien-Spätes Lutétien. Die Bürgen-Formation (frühere Bezeichnung: Kalke und glaukonitische Sandkalke mit Nummuliten) ist durch das Scharti-Member (frühere Bezeichnung: Assilinengrünsand, „Gallensis-Grünsand“) vertreten. Es handelt sich um nur sehr lokal vorkommende grünliche, glaukonitische Sandsteine und Sandkalke. Geologisches Alter: Frühes Lutétien.
Das Scharti-Member ist lokal im Flammenegg-Zug, in der Schuppenzone von Wildhaus, in der Schuppenzone von Brülisau und in der Subalpinen „Randflysch-Zone“ aufgeschlossen.
Stad-Formation (frühere Bezeichnung: Globigerinenmergel)
Geologisches Alter: Yprésien-Priabonien. Siltige bis feinsandige Mergel, zuweilen mit fleckigem Aussehen und eingelagerten Sandkalken. In der Säntis-Decke der Einsiedeln-Formation, im Flammenegg-Zug sowie in den Schuppenzonen von Wildhaus und Brülisau der Bürgen-Formation aufliegend, in der Subalpinen "Randflysch-Zone" über den Amden-Mergeln.
Flysch im Allgemeinen
Geologisches Alter: Lutétien-Priabonien. Gradierte Sandsteine, schiefrige, sandige Mergel und Fukoidenkalke (Kalke mit verästelten Spurenfossilien). Oberstes Schichtglied der Subalpinen "Randflysch-Zone", nur lokal auftretend.
„Wildflysch“
Geologisches Alter: Priabonien. Dunkle, blättrige Mergel mit charakteristischen blockigen Einschlüssen von unter anderen sogenannten "Ölquarziten". Lediglich vereinzelte lokale Vorkommen in den Schuppenzonen von Wildhaus (südwestlich Sax) und Brülisau (nordöstlich Fänerenspitz).
3.2 Nordpenninische Flyschserie
Flyschsandsteine und Fukoidenkalke
Geologisches Alter: Cénomanien-Mittleres Coniacien (evt. bis Mittleres Campanien, vgl. Egger und Oberhauser 2007). Lediglich lokal, im Bereich des Fänerenspitz sowie in der Gegend westlich Gams, vorkommend. Im unteren Teil der Abfolge Kalke mit Fukoiden, oben gebankte Kalksandsteine mit wenigen mergeligen Schiefer-Zwischenlagen und vereinzelten Kalkbänken.
3.3 Subalpine Molasse
Grisigen-Mergel und Horw-Sandstein
Geologisches Alter: Rupélien. Untere Meeresmolasse. Verschiedene Aufschlüsse am Südrand der Subalpinen Molasse, oft unter Quartärbedeckung. "Rauchgraue", teilweise olivgraue Grisigen-Mergel, gegen oben mit eingeschalteten, plattigen Glimmersandstein-Bänken.
Speer-, Ebnater- und Wintersberg-Schichten
Geologisches Alter: Spätes Rupélien-Chattien. Speer-Schuttfächer. Fluvio-terrestrische Sandsteine und Mergel sowie Konglomerate („Nagelfluh“) der Unteren Süsswassermolasse. Es wird hier auf eine Unterscheidung der einzelnen Schichten verzichtet, da diese in den konsultierten Unterlagen nicht separat ausgeschieden sind.
Kronberg-Schichtgruppe
Geologisches Alter: Aquitanien. Ablagerungen des Kronberg-Gäbris-Schuttfächers. An der Ostflanke des Speer-Schuttfächers gebildet, nachdem letzterer inaktiv wurde. Monotone Wechselfolge von Konglomeraten („Nagelfluh“), Mergeln und untergeordnet Kalk/Dolomit-Sandsteinen der Unteren Süsswassermolasse.
4. Faltenbau und Bruchtektonik
Die Kreideketten des Alpsteins werden durch einen vielgestaltigen Faltenbau geprägt (Keller 2000). Endogene Kräfte der Gebirgsbildung haben durch relativen Schub von Südosten her die im untiefen Urmittelmeer entstandenen, flachliegenden Gesteinsschichten zusammengepresst und dabei in Falten gelegt. Die Faltenbildung muss bereits während der Frühzeit der Gebirgsentstehung erfolgt sein, als die Alpstein-Gesteine von mächtigen Deckenpaketen überlagert waren, welche den für die Faltung notwendigen Massendruck ausübten. Die zyklische Wechsellagerung von spröden, kompetenten Kalkgesteinen und plastischen, inkompetenten mergeligen Schichten ist für die ausgesprochen starke Faltenbildung im südlichen Alpstein wesentliche Voraussetzung. Dies im Unterschied zum kalkreicheren Nordsäntis.
Die Morphologie des Säntisgebirges lässt einen formenreichen Falten- und Schuppenbau erkennen. Diese streichen generell Südwest-Nordost (Heierli 1984). Ausser im südlichen Teil des Alpsteins sind alle Falten dieses Gebirges gegen Nordwesten schräg aufwärts gerichtet. Das Faltenbündel wurde auf die nordsteigenden Platten der Subalpinen Molasse aufgeschoben worden. An deren Basis befinden sich Fetzen der eingewickelten Subalpinen "Randflysch-Zone."
Meistens folgen die Ketten und Täler dem tektonischen Faltenbau. Seealpsee, Sämtisersee und Fälensee liegen in Faltenmulden, in Synklinalen. Ebenso die Täler von Mesmer, Meglisalp und Tesel. Die meisten Berggipfel und Grate befinden sich im Bereich von Falten (Faltenscheiteln, Antiklinalen). Zuweilen, wie in der Mulde der Öhrligrueb, ist der Faltenscheitel abgetragen; man erkennt dann ein aufgebrochenes Faltengewölbe.
Nebst dem Faltenbau hat im Alpstein auch die Bruchtektonik für die Reliefformen grosse Bedeutung. Da spröde Gesteine bei Druck zerbrechen, entstanden innerhalb der Kalkgesteins-Schichten kleinere Quer- und Längsbrüche. Ist der überfahrene tiefere Untergrund durchsetzt von Erhebungen und Mulden, führt dies zu Brüchen in Schubrichtung der Falten. Dabei können ganze Schichtpakete absacken, nach oben gepresst wie auch in horizontaler Richtung verschoben werden. Im Ostteil des Alpsteins findet sich eine Nord-Süd-verlaufende Bruchschar. Beim das ganze Massiv durchreissenden und tiefgreifenden Sax-Schwende-Bruch handelt es sich um die bedeutendste Bruchlinie des Alpsteins. Er durchschneidet schief zu den Faltenachsen, in nord-südlicher Richtung, den gesamten östlichen Alpstein von Sax bis Schwende. Die Ostseite ist um 600-1000 m gegen Norden gestossen und gleichzeitig um 300 m tiefer gestellt worden.
Pfiffner in Funk et al. (2000) geht davon aus, dass die Anlage des Sax-Schwende-Bruches bereits zu Beginn der Faltung stattgefunden hat, weil der tektonische Baustil auf beiden Flügeln des Bruches unterschiedlich ist. Dies trifft ebenfalls für weitere, bedeutende Querbrüche wie jene westlich des Wildhuser Schafbergs, am Schäfler und auf Bommen zu. Der genannte Autor kommt im Weiteren zum Schluss, dass sich der Sax-Schwende-Bruch nicht in die Subalpine Molasse fortsetzt. Dieser Sachverhalt bestätigt die Annahme, dass der Bruch früh, d.h. vor der Verfestigung der Subalpinen Molasse im frühen Oligozän, angelegt worden ist. Aufgrund der nachfolgend beschriebenen Mineralbildungen ist allerdings anzunehmen, dass das Bruchsystem nach seiner Anlegung in späteren Deformationsphasen wieder reaktiviert worden ist.
Säntis (links) und Wildhuser Schafberg, mit gut erkennbarer Faltenstruktur. Foto: Peter Kürsteiner.
Literatur
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Internet-Link
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