Geologische Einführung

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Geologie sucht man vergebens als Unterichtsfach in Lehrplänen von Primär- und Sekundärschulen. Der Nichtgeologe - und das ist wohl die Mehrheit unserer Mitmenschen - hat deshalb eine recht unbestimmte Vorstellung davon. Und doch kommt jeder im Verlauf seines Lebens damit in Kontakt und sei es auch nur beim Lesen von Zeitungsnotizen oder Betrachten von Fernsehbildern über Erdbeben, Vulkanausbrüche, Geländerutschungen, Bruch von Staumauern, Überschwemmungen und Mondlandschaften.Mit dem vorliegenden kleinen Buch soll dem Nichtgeologen ein sehr komplexes und spannendes Thema, fern jeglicher Tagesaktualität, nahe gebracht werden: die Geologie des Wallis. Weil das aber nur mit einer wissenschaftlich genauen Fachsprache möglich ist, muss der Leser einige Grundbegriffe und deren Bedeutung kennenlernen. Das ist der Sinn der geologischen Einführung, die, selbst wenn sie etwas langatmig anmutet, doch für das Verständnis des Textes genau so notwendig ist, wie die Kenntnis des Alphabets Voraussetzung ist für jegliche Lektüre.

Inhaltsverzeichnis

Die Gesteine und ihre Bedeutung

Gesteine sind Agglomerate von mineralischen Stoffen (Tafel I). Angesichts der Vielzahl von Gesteinen versuchten die Naturforscher des letzten Jahrhunderts sie nach ihrer Entstehungsweise zu ordnen. Zuerst wurden drei grosse Gruppen unterschieden:— die magmatischen Gesteine: Erstarrungsprodukte glutflüssiger Schmelzmassen (Magma).

  • die sedimentären Gesteine: Verfestigungsprodukte von ursprünglich lockeren Ablagerungen (Sedimente).
  • die metamorphen Gesteine: Gesteine, die ursprünglich einer der obengenannten Gruppen angehörten und ein- oder mehrfach umgewandelt wurden.

Die magmatischen Gesteine

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Fig. 2 - Granit: grobkörniges kristallines Gestein, aus weissen Feldspäten, grauem Quarz und schwarzem Glimmer bestehend. Basalt: feinkörniges kristallines Gestein, dessen kleine Kristalle nur unter dem Mikroskop sichtbar sind.

Magmatische Gesteine entstehen, wenn glutflüssige Gesteinsmassen abkühlen und kristallisieren. Jeder Vulkan macht diesen Vorgang sichtbar: sehr heisses Magma steigt empor aus dem Erdinnern, erreicht die Erdoberfläche und fliesst, als meistens noch rotglühende Lava talwärts, erkaltet relativ rasch und erstarrt. Ahnliches kann auch in der Erdkruste drin geschehen, wenn Magma darin stecken bleibt und deshalb ganz langsam abkühlt. Diese zwei ganz verschiedenen Vorgänge gaben Anlass die Gruppe der magmatischen Gesteine noch weiter aufzuteilen:

  • denn einerseits erstarrt Lava so rasch, dass sich kaum Kristalle bilden können und wenn, dann sind sie so klein, dass man sie von blossem Auge nicht erkennen kann. Das ist der Fall beim Basalt. Fehlen Kristalle völlig, spricht man von vulkanischem Glas oder Obsidian. Ist die Lava reich an Gas, das während der Erstarrung entweicht, entsteht hochporöser Bimsstein, der versteinertem Schaum gleicht.
  • anderseits können sich Kristalle bilden, wenn Magma im Erdinnern langsam fest wird. Dann entsteht ein körniges Gestein, in welchem jedes Korn ein Kristall in Millimetergrösse, meist von Auge erkennbar ist. Granit ist ein typisches Beispiel dafür (Fig. 2).

Die ersten Chemiker, denen es gelang magmatische Gesteine zuanalysieren, fanden eine Zusammensetzung, die einer Rohstoffmischung zur Glasfabrikation sehr nahe kam; nämlich Silikate von Natrium, Kalium, Aluminium, Eisen und Magnesium. Genau so, wie mit kleinen Aenderungen des Gehaltes der einzelnen Silikate Glasmischungen gewonnen werden, aus denen man entweder farbloses Fensterglas oder gefärbtes Flaschenglas herstellen kann, entstehen in der Natur durch Variationen im Chemismus des Magma weisslichgraue oder gefärbte Gesteine. Daraus wird eine weitere Unterteilung der magmatischen Gesteine abgeleitet:

  • Magma, das helle Gesteine, wie etwa Granit, bildet, ist reich an Kieselsäure, die als Quarz (SiO2) kristallisiert, und an Aluminium, Kalium und Natrium, die Bestandteile der Feldspatkristalle sind. Das ist die Untergruppe der sauren Gesteine.
  • Magma, aus dem Basalt oder andere bunte und dunkle Gesteine entstehen, enthält auch Kieselsäure, doch ist es besonders reich an färbenden Komponenten, wie Eisen, Magnesium und Calzium. Daraus kristallisieren Mineralien, wie dunkler Glimmer, Pyroxen, Amphibol und Olivin, die alle mehr oder weniger gefärbt sind. Sie sind Gemengteile der basischen Gesteine.

Die komplexe chemische Klassifikation (Tafel II) darf vereinfacht werden, weil vorwiegend zwei Arten magmatischer Gesteine am Aufbau der Erdkruste beteiligt sind. Unterschieden nach Chemismus und Ort der Entstehung, stellt sich ihre Verteilung folgendermassen dar:

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Bei gleicher chemischer Zusammensetzung,steht der an der Erdoberfläche erstarrten Lava immer ein Aequivalent der Tiefenerstarrung gegenüber. Nur ist das Tiefengestein des Basaltes, der Gabbro, sehr viel seltener anzutreffen als der Granit. Ebenso ist dessen Ergussgestein, Rhyolit, weniger häufig als Basalt. Auf die Ursachen dieser so ungleichen Verteilung wird später nochmals zurückzukommen sein. Vorerst sei nur erwähnt, dass Basalt die Ozeanböden (70 % der Erdoberfläche) und Granit die Kontinente bildet. Alle übrigen Gesteine, selbst wenn sie Tausende von Quadratkilometern bedecken, bleiben im Vergleich zu Basalt und Granit mengenmässig untergeordnet. Dennoch wird man in einem Fachwörterbuch Dutzende von Gesteinstypen magmatischen Ursprungs beschrieben finden.

Ob es wohl alle diese Gesteine im Wallis auch gibt ? Granite sicher; denn sie bilden zahlreiche markante Gipfel, von der Trient-Gruppe, über das Aletschgebiet,bis hin zur Grimsel. Basalte dagegen fehlen, weil keine jungen Vulkane entsprechende Lava lieferten. Aber auf alte Lava, die mehrfache Umwandlungen erlebte, wird bei der Beschreibung metamorpher Gesteine hinzuweisen sein. Diese Ergüsse werden begleitet von den wenig veränderten Gabbros der Aiguilles-Rouges d'Arolla und des Allalinhorns, wie auch von den an Eisen, Magnesium und Calzium besonders reichen Gesteinsmassen, die man deshalb als stark basisch einstuft und ultrabasisch nennt. Zu ihnen gehören beispielsweise die Serpentinite der Region von Zermatt.

Die Sedimentgesteine

Im Gelände bilden die Sedimentgesteine meistens deutlich sichtbare Schichten. Zahlreiche kahle Bergflanken lassen im Wallis die Sedimentschichten sehr schön erkennen. So etwa in den Dents-du-Midi, in der Talenge von Saint-Maurice, an der Lötschberg Südrampe und im Felszirkus von Leukerbad.

Ursprünglich lagen die sedimentären Schichten mehr oder weniger horizontal, weil sie auf meist flachem Meeresgrund abgelagert wurden. Doch gebirgsbildende Vorgänge haben auch im Wallis diese einfache Lagerung in komplizierte Raumgebilde verwandelt, sodass die Schichten heute alle möglichen Stellungen zwischen horizontal und vertikal einnehmen.

Die Entstehungsweise von Sedimentgesteinen kann man erklären, indem man aktuelle Vorgänge in der Natur beobachtet. Darum weiss man, dass aus Ablagerungen von Kies (in Flüssen, an Meeresküsten) durch natürliche Zementierung Konglomerate entstehen. Sand (an Stränden, in Wüsten) bildet Sandstein, oft sehr harten. Ton, der sich in Seen und Meeren absetzt, bleibt als mehr oder weniger wasserhaltige, weiche Schicht erhalten. Ein Gemenge von Ton und Kalk bildet Mergel, Alle diese Gesteine, aufgebaut aus den Trümmern älterer Gesteine, dem Detritus, nennt der Geologe detritische Gesteine (Tafel III).

Die organogenen Gesteine sind, wie ihr Name sagt, aus der Sedimentation von organischen Rückständen hervorgegangen. Skelette aus Calziumkarbonat (CaCO3), wie Meeresalgen, Protozoen des Meeresplanktons, Seeigel, Seesterne, Austern und andere Schalentiere sie besitzen, können karbonatische Gesteine (Tafel IV) bilden, vorwiegend Kalksteine, kurz Kalke genannt. Auch Kohlen gehören zu den organogenen Sedimente, sind sie doch durch Inkohlung von Pflanzen entstanden.

Im Wallis wird bei Granges Gips (CaSO4 - 2H2O) abgebaut. Das ist eine Ablagerung, die in weiten Salzsümpfen entsteht. Ein Begleitgestein des Gips ist Steinsalz, wie in Bex, nahe der Walliser Kantonsgrenze, wo Salz gewonnen wird. Solche Bildungen gehören zur Gruppe der hydrochemischen Sedimente oder Evaporite.

Wenn einerseits aktuelle Ablagerungsvorgänge mithelfen die Entstehungsweise der Sedimente zu verstehen, kann man anderseits aus den Gesteinen die Ablagerungsbedingungen rekonstruieren, die in geologischen Vorzeiten herrschten. Tatsächlich sind die Art des Gesteinsmateriales (Quarz, Kalk), die Körnung (eckig, rund), die Lagerung (horizontale Schichten, Dünen), auch Versteinerungen (Meeresmuscheln, Spuren von Dinosauriern) gänzlich von einander verschieden in einem Flusssand, einem Küstensand oder einem Wüstensand. Für den Geologen sind das alles Elemente der Gesteinsfazies. Flussfazies, Küstenfazies, Wüstenfazies, ebenso wie viele andere ähnliche Begriffe, beschreiben die Bildungsbedingungen im Entstehungsraum zur Zeit der Ablagerung eines Sedimentes. Fasst man alle Informationen, die ein Gestein zu liefern vermag zusammen, lässt sich daraus der damalige Zustand der regionalen Umwelt ableiten. Man kann die Lage einer Küste, die Tiefe eines Meeres, das Klima eines Festlandes und weitere Daten so bestimmen, dass man daraus eine geographische Karte jener Zeit erstellen kann. Geographie der Vergangenheit oder Paläogeographie, nennt man das.

Die metamorphen Gesteine

Die Metamorphose von Schmetterlingen ist wohl jedermann bekannt. Was jedoch ist die Metamorphose von Gesteinen? Sie geht im Verborgenen, im Innern der Erdkruste unserer Beobachtung entzogen vor sich. Wir kennen nur das Ergebnis. Von ihrem Ablauf ist uns vieles nicht bekannt.

So stellt sich der Geologe den Ablauf vor: Wenn Kontinente zusammenstossen, werden gewaltige Gesteinsmassen irgendwelcher Art (Granite, Basalte, Sandsteine, Kalke u.a.) erhöhten Temperaturen und beträchtlichen Drücken ausgesetzt. Die Temperatursteigerung erfolgt, weil die Gesteinspakete in die Tiefe der Erdkruste sinken, wo es wärmer ist, und weil Reibungswärme zwischen den sich stossenden Massen entwickelt wird, ähnlich wie das auch in den Bremsen eines Fahrzeuges geschieht. Sich die hohen Drücke vorzustellen, dürfte nicht schwer fallen; denn es sind ja ganze Kontinente, die sich rammen und aufschieben. Das sind die Bedingungen, unter denen sich die Metamorphose, die Umwandlung der Gesteine, abspielt.

Übrigens, auch der Mensch übt sich seit prähistorischen Zeiten in Gesteinsmetamorphose, indem er Keramik herstellt. Allerdings wird dabei nur die Temperatursteigerung ausgenützt. Ausgehend von einem Ton, der durch Zugabe von Wasser plastisch formbar wird, stellt man Ziegel, Töpfe und andere Gebrauchsartikel her. Durch Brennen bei hohen Temperaturen wird das weiche Sediment Ton in ein hartes, beinahe kristallines Material umgewandelt.

Fig. 3 - Gneis mit deutlich gerichteter, schiefriger Textur.

Gesteine, die eine Metamorphose durchgemacht haben, erkennt man unter anderem daran, dass sie eine gerichtete, blätterige Textur aufweisen. Der Geologe nennt das die Schieferung (Fig. 3). Diese Eigenschaft, die den Gesteinen durch den erlittenen Druck vermittelt wurde, lässt sich in den Gebirgen südlich der Rhone, zwischen Saint-Maurice und der Furka, gut beobachten. In einer einfachsten Gliederung, beruhend auf unterschiedlichem Grad der Metamorphose, werden Schiefer, Glimmerschiefer und Gneise unterschieden. In steigender Skala liegen zu unterst die wenig metamorphen Schiefer, welche die Merkmale des Ursprungsgesteins noch gut erkennen lassen. Sogar Fossilien können sich darin erhalten haben. Ist die Schieferung stark ausgeprägt, lassen sich die Gesteine tafelig spalten. Schiefertafeln, die früher oberhalb Dorenaz gebrochen wurden, enthielten in einzelnen Horizonten Abdrücke von Farnen aus der Karbonzeit. Schiefer und Glimmerschiefer sind auf (Tafel V) dargestellt. Bei letzteren ist der Grad der Metamorphose höher, sodass neue Mineralien, vorallem Glimmer, entstanden. Die flächige Ausrichtung der Glimmerplättchen zeigt deutlich die Schieferung an und verleiht dem Gestein eine glänzende, manchmal silbrig schimmernde Oberfläche.

Noch andere neugebildete Mineralien, wie Granate, können darin eingeschlossen sein. Gneise (Tafel VI) sind Graniten ähnlich und unterscheiden sich von ihnen nur durch die deutlich gerichtete, schiefrige Textur. Sie stellen keineswegs die höchste Stufe der Metamorphose dar; denn es können so hohe Temperaturen entstehen, dass die Gesteine teilweise oder völlig aufschmelzen. Doch wenn im letzteren Fall eine granitischer Schmelzfluss entsteht, ist für den Geologen die Metamorphose überschritten. Dann hat man es mit einem wesentlich komplizierteren Vorgang zu tun, den hier zu beschreiben viel zu weit führen würde.

Schiefer, Glimmerschiefer und Gneise entstehen durch Metamorphose aus den am häufigsten vorkommenden Gesteinen, wie Tone, tonige Sandsteine und Granite. Es sind aber noch weitere metamorphe Gesteine zu erwähnen, die im Wallis vorkommen. So die Marmore, die durch Umwandlung aus Kalk hervorgehen. Bei Saillon wurden tausende von Kubikmetern davon abgebaut. Ferner die grosse Gruppe der Grüngesteine, deren grüne Farbe auf einen grünen Glimmer (Chlorit) zurückzuführen ist. Einige entstammen metamorphen Basalten; das sind die Prasinite, die reich sind an kleinen weissen Feldspäten. Diese fehlen in den ultrabasischen Serpentiniten. Viele Grüngesteine sind im Zermattertal und andernorts südlich der Rhone anstehend.

Die Deformation der Gesteine

Fig. 4 - Eine Verwerfung durch Schichten eines Sedimentgesteines. Gut sichtbar ist die Verschiebung der getrennten Schichtpakete. Die dünnen Schichten sind von Mikrobrüchen zerhackt.
Fig. 5 - Antiklinale und Synklinale, dargestellt in zwei Querschnitten, senkrecht und horizontal.

Im Wallis haben alle Gesteine mehr oder weniger starke Deformationen erlitten. In einem solchen Gebirgsland gibt es nicht einen Kubikmeter, der nicht den gewaltigen, gebirgsbildenden Kräften ausgesetzt gewesen wäre. Nur die Art der Deformation wechselt von Ort zu Ort.

Die am einfachsten zu verstehende Deformation ist die Verwerfung (Fig. 4). Sie entsteht, wenn längs eines Bruches durch einen Schichtkomplex Bewegungen stattfinden; in der Art, dass die durch den Bruch getrennten Schichtpakete sich relativ zu einander verschieben. Brüche, längs denen keine oder nur eine sehr geringe, von Auge kaum erkennbare Verschiebung stattgefunden hat, kommen oft in Scharen vor. Öffnet sich ein Bruch, spricht man von einer Kluft.

Die auffallendste Deformation ist eine Falte. Dabei denkt man gerne an den Jura, weil in jedem Schulbuch die schöne Falte der Klus von Moutier abgebildet ist. In den Ketten des Jura folgen sich Antiklinale (gewölbeartige Falte) und Synklinale (muldenförmige Falte) in bilderbuchartiger Regelmässigkeir (Fig. 5). Das ist in den Alpen nicht der Fall. Da herrscht eine derartige Komplexität, dass die einzelne Falte oft kaum mehr als solche erkennbar ist. Die Gewalt der gebirgsbildenden Kräfte hat die Falten derart überprägt, ausgequetscht, eingeengt und überschoben, dass es eines recht geübten Auges bedarf, um zu erkennen, wo die Umbiegungen oder Scharniere der Falten liegen (Fig. 6).

Falten stellten für die Geologen während langer Zeit ein schwer verständliches Problem dar. Doch zur Entlastung der alten Geognosten muss gesagt sein, dass es eben Falten gibt,deren Grösse und Gestalt hohe Ansprüche an das räumliche Vorstellungsvermögen stellen. Man findet überkippte, horizontal liegende Falten, in denen die Schichten des unteren Schenkels zerrissen und über mehrere Kilometerverschleppt sein können. Fig. 7 zeigt eine solche Falte, die man Deckfalte oder kurz Decke nennt. Auf der Oberfläche einer Decke stehend, ahnt man nicht was im Untergrund geschah. Man ist auf kahle Talflanken angewiesen, die quer durch die Decke laufen, um deren inneren Bau zu erkennen (Fig. 7, linke Seite des Diagrammes). Darum hat das tief eingeschnittene Rhonetal bei der Entdeckung der Deckfalten eine wichtige Rolle gespielt. Doch für die Forscher des 19. Jahrhunderts, deren geologisches Weltbild noch frei war von Decken und Falten, boten sich im Gebirgsbau fast unlösbare Rätsel dar, wenn sie vor Paketen geologischer Schichten standen, die sich in gleichartiger Ausbildung übereinander liegend wiederholten, ja gelegentlich sogar in verkehrter Lagerung vorkamen.

Falten und Decken weisen in axialer Richtung oft Kulminationen und Depressionen auf (Fig. 8), wobei Schichten an die Oberfläche treten (axiale Kulmination) die andernorts tief begraben liegen (axiale Depression). Im Wallis kann man, dank dieser axialen Hoch- und Tieflagen, den Bau der Gebirgsketten in einer Mächtigkeit von über 10'000 Metern erforschen.

Die Mineralien (Tafel I)

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1. Quarz - Quarz ist chemisch identisch mit Bergkristall, den man sich als prächtigen sechseckigen, glasklaren Körper vorstellt. Aber im Bild, auf der Oberfläche eines Granites, sieht man Quarz nur als kleine graue Körner. Das ist seine häufigste Erscheinungsform, nicht der Bergkristall. Quarz gleicht im Gestein Glassplittern, die das einfallende Licht verschlucken und deshalb grau erscheinen. Andere Kristalle auf der gleichen Gesteinsoberfläche reflektieren das Licht und leuchten weiss. Ahnlich dem Schnee, der auch weiss erscheint, weil er die Sonnenstrahlen zurückwirft, während ein darin eingebetteter See sie aufnimmt und darum dunkel wirkt.

2. Feldspäte - Das sind die weissen Mineralien im Granit. Der Laie kennt sie weniger, weil sie selten als grosse, schöne Kristalle anzutreffen sind. Doch sie sind ein Hauptgemengteil magmatischer Gesteine. Feldspäte brechen nach ebenen Flächen, den Spaltflächen, und glänzen darum wie kleine Spiegel.

3. Glimmer - Glimmer hat wohlausgebildete Spaltflächen und zerfällt deshalb sehr leicht in dünne Blättchen, die oft die Gesteinsoberfläche bedecken und ihr, wenn es sich um weissen Glimmer handelt, einen silbrigen Schimmer verleihen. Im Granit findet sich häufig der schwarz-braune Glimmer (im ersten Bild: die schwarzen Punkte). Es gibt noch einen grünen Verwandten, den man seiner Farbe wegen Chlorit nennt.

4. Hornblende - Etwas seltener als die oben genannten Mineralien treten Hornblenden, als kleine, dunkle Nadeln, auf. Üblicherweise muss man sie mit der Lupe suchen. Auf dem Bild sieht man grobe, lange Nadeln in einem Gestein aus dem Binntal. Ihre Farben sind dunkel- und hellgrün, schwarz oder blau und ganz selten fast weiss. Feine Hornblenden geben dem Gestein Seidenglanz.

5. Granat - Granate sind gedrungene, massige Kristalle, die in blättrigen Gesteinen wie Fremdkörper, wie Warzen, aussehen. Die blutroten bis schwarzen alpinen Granate sind selten so rein, dass man sie Halbedelsteine nennen könnte. Als Charakteristikum metamorpher Gesteine findet man Granate in reichem Masse in den Formationen südlich des Goms.

6. Kalzit - Aus Kalzit bestehen die Kalksteine, in welchen das Mineral Kalzit als mikroskopisch kleine Kristalle auftritt. Durch Ausscheidung von Kalzit vernarben Brüche und schliessen sich Klüfte im Gestein. Dann bilden sich weisse Adern, wie im Bild zu sehen ist. Das Füllmaterial kann allerdings auch Quarz sein. Doch der Unterschied ist leicht festzustellen: Kalzit ist mit dem Messer ritzbar, Quarz dagegen nicht.

Die magmatischen Gesteine (Tafel II)

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1. Landschaftsbild - Theoretisch müssten magmatische Gesteine homogen sein und als Ganzes der Erosion gleichmässig widerstehen. Weil sie aber von zahlreichen Klüften und Spalten durchzogen sind, werden sie auf einzelnen grossen, oft steilstehenden Flächen selektiv erodiert. Das schätzen Kletterer sehr. (Saleine, Val Ferret)

2. Granit - Seine Hauptgemengteile sind Quarz, Feldspat und Glimmer (siehe auch Tafel I, Bild 1). Der Fels kann grobkörnig oder, wie auf dem Bild, feinkörnig sein. Gelegentlich enthält er grosse Feldspäte, die sich deutlich von den übrigen Komponenten abheben (porphyrischer Granit).

3. Granitische Gänge - Granite bilden nicht immer mehr oder weniger homogene Stöcke, sondern auch Adern ("Gänge"), die in umgebende Hüllgesteine eindringen. Im Bild, aufgenommen am unteren Ende des Aletschgletschers, durchziehen die Gänge dunkle Gneise.

4. Gabbro - Gabbro ist ähnlich homogen wie Granit, aber von dunklerer Farbe. Feldspat und dunkle Mineralien liegen in etwa gleichen Anteilen vor, wie das Bild zeigt. Wie beim Granit schwankt die Körnung von sehr fein bis sehr grob. Die grössten Gabbrostöcke sind jene der Aiguilles-Rouges d'Arolla und des Mont-Collon.

5. Serpentine - Serpentine erscheinen immer als dunkelgrüne bis schwarze Massen. Bedingt durch ihre Härte, bilden sie oft buckelige Erhöhungen im Gelände, was sich in den Namen widerspiegelt: Tête Noire oder Schwärze. Die grössten Vorkommen finden sich in der Region von Zermatt.

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Die detritischen Gesteine (Tafel III)

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1. Landschaftsbild - Vielgestaltig ist das Aussehen detritischet Gesteine; denn sie sind durch Verfestigung von Ton, Schluff, Sand und Kies, also von Trümmern (Detritus) ganz unterschiedlicher Muttergesteine entstanden. Am häufigsten sind feinkörnige Gesteine (Tone und Mergel). Mergel, eigentlich in wechselndem Mass kalkhaltiger Ton, steht vorallem nördlich der Rhone an. Mergelschichten sind starker Erosion unterworfen, weil ihre Undurchlässigkeit alles Wasser oberflächlich abfliessen lässt. (Tête Pegnat, Derborence)

2. Mergel und Tone - Mergel haben oft ein erdiges Aussehen, sind grau im frischen Bruch und gelblich an der verwitterten Oberfläche. Obwohl sie relativ weich sind, bilden sie doch härtere Gesteinsbänke als die in der rechten oberen Ecke des Bildes sichtbaren Tonschichten. In tieferen Höhenlagen, innerhalb der Vegetationszone, sind Mergel und Tone stets schlecht aufgeschlossen.

3. Sandsteine - Aus der Verfestigung von Sand hervorgegangen, sind Sandsteine grobkörniger und härter. Sie können sowohl dicke Bänke (hinter dem Messer zu sehen), als auch sehr dünne Schichten bilden. Die Sandkörner sind von Auge oder unter der Lupe zu erkennen; aber ihre Mineralart und Herkunft zu bestimmen, ist oft sehr schwierig.

4. Quarzite - In der Regel sind die Körner eines Sandsteins durch Kalk verkittet. Wird dieser jedoch durch Kieselsäure ersetzt, entsteht ein Quarzit; ein sehr hartes, weissliches Gestein, gelegentlich zuckerkörnigen Bruch aufweisend. Fast immer sind Quarzite von gelblichen Flechten bedeckt, wie von der auf dem Bild sichtbaren Rhyzocarpon geograpbicum, die sich auf allen silikatreichen Gesteinen ansiedelt.

5. Konglomerate - Konglomerate sind verfestigte Kiesablagerungen. Sie kommen selten alleine vor, sondern wechsellagern im Verband mit Sandsteinen, Mergeln und Kalkgesteinen.

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Die karbonatischen Gesteine (Tafel IV)

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1. Landschaftsbild - Nördlich der Rhone prägen Mergel und Kalke den Bau der Gebirge. Weil Kalke wesentlich erosionsfester sind als Mergel, bilden sie meist steile Felswände. Fruchtbarer Boden entwickelt sich nur schwer auf Kalken, deshalb sind sie anstehend sichtbar bis hinunter in die Talebene. Sie sind in Bänken von wenigen Zentimetern bis zu mehreren Dezimetern Mächtigkeit angeordnet. Durch Metamorphose werden Kalke in Marmore verwandelt. (Mont à Cavouère, Derborence)

2. Kalke - Kalk (Kalziumkarbonat CaCO3) ist wasserlöslich, deshalb zeigt die Oberfläche von Kalkgesteinen oft Spuren der Auflösung (auf dem Bild 1 deutlich sichtbar). Unter einer weisslichen, gräulichen oder gelblichen Aussenschicht sind Kalke im frischen Bruch oft dunkel, weil sie sehr feine Partikel organischer Substanz (Kohle) einschliessen.

3. Fossilien - In warmen, untiefen Meeren können marine Organismen Ursache der Bildung von Kalkschichten sein. In ihnen bleiben solche Organismen versteinert, als Fossilien, erhalten (im Bild: Korallen). Häufiger aber werden die kalkigen Ueberreste von den Wellen zu Scherben zerschlagen oder zu Pulver zermahlen. Den Meeresströmungen ausgeliefert, werden die Rückstände weggeschwemmt und irgendwo abgelagert, sodass daraus in ruhigen Gewässern feinkörnige, in bewegten Gewässern grobkörnige Gesteine entstehen.

4. Dolomit - Enthält das Karbonatgestein ausser Kalzium noch Magnesium, wird es zu Dolomit, Ca, Mg(CO3)2. Weil Kalke und Dolomite sich äusserlich so stark gleichen, dass man sie kaum unterscheiden kann, muss man Chemie zu Hilfe nehmen: man träufelt ein wenig verdünnte Salzsäure darauf und beobachtet die Reaktion. Braust es auf, liegt ein Kalk vor, findet keine Reaktion statt, ist es ein Dolomit. (Binntal).

5. Rauhwacken - Sie sind eine zellig verwitternde Abart von Dolomit und sind leicht an ihrer löcherigen, rostig-gelben Oberfläche zu erkennen. Sie gleichen dem Tuffstein, der sich um Quellen ablagert und Holzreste, Blätter und Moos einschliesst. Das ist bei Rauhwacken nie der Fall, aber sie können fremde Gesteinskomponenten enthalten.

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Die Schiefer und Glimmerschiefer (Tafel V)

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1. Landschaftsbild - Schiefer und Glimmerschiefer entstehen durch Metamorphose aus irgendwelchen Gesteinen. Die in solchen Fels geschnittenen Talhänge (im Bild: Val de Bagnes oberhalb Mauvoisin) zeigen eine längsgezogene, plattige Struktur der Gesteine, die man Schieferung nennt. Sie löscht den ursprünglichen Habitus eines Gesteins nicht völlig aus; denn nach wie vor bilden harte Schichten steile Felswände, während weiche Lagen Abhänge und Absätze modellieren.

2. Tonige Kalkschiefer - Die tonreichen, feinschichtigen Kalkschiefer zerfallen zu dünnen Blättchen. Die weissen Glimmerschuppen, die sie enthalten, verleihen ihnen die Fähigkeit Sonnenlicht zu reflektieren. Deshalb verwendet man sie in den Rebbergen zwischen Châteauneuf und Siders als Bodenbedeckung. "Les brisés" nennt der Rebbauer diese Kalkschiefer.

3. Bündnerschiefer - Gleichen Ursprungs sind die in den südlichen Nebentälern anstehenden Bündnerschiefer. Vorallem wenn sie nass sind, glänzen sie stark, weil sie viel Glimmet enthalten. Deshalb nannte man sie früher Glanzschiefer. "Schistes lustrés" lautet auch heute noch ihr französischer Name. Bündnerschiefer umfassen Kalkschiefer (Bild) und Quarzite, einschliesslich alle Übergänge dieser Gesteine mit Mergel und Sandstein. Als Begleitgesteine führen sie Grünschiefer, metamorphe Basalte.

4. Prasinite, metamorphe Basalte - Alle Basalte des Wallis, die einst Ozeanböden bildeten, sind durch Metamorphose in Prasinite umgewandelt worden. Das sind dunkle Gesteine, bestehend aus Chlorit (einem dunkelgrünen Verwandten des Glimmers) und kleinen Feldspäten, die als weisse Punkte in grüner Chlorithülle stecken.

5. Serpentinite - Obwohl meistens sehr massig (wie in Tafel II beschrieben), lassen auch Serpentinite gelegentlich eine Schieferung erkennen, wenn einige Kristalle linear ausgerichtet sind (Bild vom Geisspfad). Die gelbe Farbe der Oberfläche ist auf eine dünne Rostschicht zurückzuführen, die durch Oxidation der Eisen und Magnesium enthaltenden Mineralien entsteht.

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Die Gneise (Tafel VI)

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1. Landschaftsbild - Gneise entstehen durch intensive Metamorphose. Deutlich sieht man ihre Schieferung, während die Kennzeichen des Ursprungsgesteins ausgelöscht sind. Die in Gneise geschnittenen Berge zeigen scharfe, spitz zulaufende Gräte parallel zur Schieferung. (Mont-Collon und Evêque).

2. Bändergneis - Die weissen Bänder bestehen aus Feldspäten, die man so in Glimmerschiefern nicht findet. Die dunklen Bänder sind reich an schwarzem Glimmer. Die Bänderung kann sowohl ein Abbild der ursprünglichen sedimenrären Schichtung als auch eine Folge der Metamorphose sein.

3. Augengneis - Wenn Feldspat in Form grosser Körner, fast Augen ähnlich, im Gneis vorkommt, nennt man ihn Augengneis (siehe auch Tafel I, Bild 2). Sie sind meistens durch Metamorphose aus Graniten mit grossen Feldspäten entstanden. Schöne Vorkommen finden sich im untern Teil des Zermattertals.

4. Gefalteter Gneis - Die zahlreichen Deformationen, welche Gneise erlitten haben können, sind oft als eine Vielzahl kleiner Falten abgebildet. Überschreiten die Falten eine gewisse Grösse, sind sie von Nahem gelegentlich schwer zu erkennen; dennoch, Gneise sind immer gefaltet.

5. Hornblendegneis - Sie gehen aus der Metamorphose eines alten Basaltergusses hervor. Kräftige Metamorphose wandelte Chlorite in Hornblenden um. Auf dem Bild ist der Hornblendegneis (hinter dem Hammer) von einem Bändergneis umschlossen. Dieser ist einst aus jenem Gestein entstanden, in das der Basalt eindrang.

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Die Täler von Entremont und Ferret (Tafel VII)

Rechts der Drance-Täler ist die Alpenkette besonders schmal. Wären die Aufschlüsse durchgehend, könnte man ein vollständiges Profil durch alle grossen tektonischen Einheiten der Alpen, auf dem Wege von Martigny zur italienischen Grenze im hintersten Bagnes-Tal, sehen. Die Foto zeigt im Vordergrund den helvetischen Sockel (Granit), auf dem Champex und sein See liegen. Die hellen Felswände links (la Li Blanche) gehören zu den helvetischen Decken, welche die ganze Laiflanke bis Orsières bilden und sich ins Val Ferret fortsetzen. Auf diesen Schichten aus Kalken und Mergeln wurde eine eindrucksvolle Moräne durch den einstigen Gletscher von Saleina abgelagert.

Die gegenüberliegende Laiflanke wird von einer mächtigen Serie aus sandigen, etwas Glimmer führenden Kalkschiefern aufgebaut, die zu einer ersten Einheit der penninischen Decken gehört. Der penninische Sockel umfasst hier zwei deutlich zu unterscheidende Zonen: die erste (auf der Zeichnung schwarz) besteht aus schwarzen Schiefern des Karbons während die viel mächtigere zweite (weiss auf der Zeichnung) Gneise und Glimmerschiefer einschhesst. Auf diesem Teil tragt der Sockel eine zweite Einheit der Deckschichten, die im Grand-Combin aufgeschlossen ist. Ihre Sedimente wurden auf dem basaltischen Boden des einstigen Ozeans abgelagert.

Im Hintergrund links, erscheint in den letzten Gipfeln (Ruinette) die Dent-Blanche-Decke, also der ostalpine Sockel der als Nordrand der afrikanischen Platte betrachtet wird. In dieser Region liegt keine sedimentäre Deckschicht auf dem Sockel. Abgesehen von diesem Detail ist das Profil aller tektonischen Einheiten vollständig.

Das Alter der Gesteine

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Der Zeitmassstab der Erdgeschichte wurde von Wissenschaftern des letzten Jahrhunderts erstellt und zwar mit Hilfe von Fossilien, ähnlich wie Archäologen ihre Ausgrabungen an Hand von Münzen datieren. Münzen und Lebewesen haben sich im Lauf der Zeiten verändert, fortentwickelt. Die Höhe der Entwicklung ist es, die eine Altersschätzung ermöglicht. Aber Fossilien erlauben nur eine relative Altersbestimmung, wie übrigens auch undatierte Münzen eine genaue Zeitbestimmung nicht zulassen. Aber wenn bei Ausgrabungen im selben Horizont mehrmals napoleonische Münzen gefunden wurden und diese Schicht liegt über einer solchen, die römische Münzen barg, wird man logischerweise sagen, dass Napoleon in jüngerer Zeit herrschte als die römischen Kaiser. Doch wieviele Jahre dazwischen liegen, lässt sich nicht feststellen. Sind es fünfzig, zweihundert oder zweitausend Jahre ? Darüber sagen Münzen ohne Jahrzahl ebensowenig aus wie die Fossilien.

Die Paläontologen (Spezialisten der Fossilienkunde) haben dennoch entscheidende Resultate erzielt. Ohne ihre Erkenntnisse gäbe es keine Chronologie der Erdgeschichte. Gemeinsam mit den Geologen schufen sie den Begriff der geologischen Aera und die Gliederung: Erdaltertum (Paläozoikum), Erdmittelalter (Mesozoikum), Erdneuzeit (Känozoikum) unterteilt in Tertiär und Quartär. In den folgenden Kapiteln wird immer wieder auf diese Einteilung, aber auch auf die feinere Unterteilung (Perioden) zurückzukommen sein.

Heute allerdings können Geologen genauere Zeitangaben liefern. Sie kennen das absolute Alter der Gesteine und können deshalb beispielsweise sagen, dass das Erdmittelalter vor 230 Millionen Jahren (abgekürzt: 230 ma) begann und vor 65 ma endete.

Absolute Altersbestimmungen sind dank Erkenntnissen der Nuklearphysik möglich geworden.denn in Gesteinen sind instabile chemische Elemente enthalten, die mit konstanter Geschwindigkeit radioaktiv zerfallen und zu stabilen Elementen werden. So entsteht stabiles Blei (Pb206) aus dem instabilen Isotop Uran (U238), das im Verlauf von 4,5 Milliarden Jahren die Hälfte seiner Masse verliert. Halbwertszeit, nennt man die Zerfallszeit, die in diesem Falle sehr lange ist.

Eine wesentlich kürzere Halbwertszeit hat das Kohlenstoffisotop (C14), das die Hälfte seiner Masse in 5600 Jahren verliert.

Die Berechnung geologischer Zeiten ist ein Sanduhrproblem: Zwei Berechnungsarten sind möglich, wenn man die Fliessgeschwindigkeit des Sandes kennt. Entweder geht man von der Anfangsmenge des Sandes im obern Gefäss aus und misst, was zurückbleibt. Ist die Anfangsmenge unbekannt, misst man wieviel ins untere, ursprünglich leere Gefäss geflossen ist. Hat man einen dieser Werte, ist es nicht mehr schwer zu berechnen, wann die Sanduhr gedreht wurde. Geologisch gesprochen, lautet die Frage: Wann begann die Atomuhr zu "ticken"? Also, seit wann besteht das Gestein? Aus Isotopen mit rascher Zerfallszeit, wie (C14) ,lassen sich nur kurze Zeitspannen,bis zu einigen Jahrtausenden, berechnen,während lange Halbwertszeiten das Alter der Erde zu bestimmen gestatten: 4,7 Milliarden Jahre.

In den Alpen werden uns die letzten 500 Millionen Jahre beschäftigen. Dennoch sind die vorstehend abgebildete Zeittafel und ihre Altersstufen schwer erfassbar: eine Zeitspanne von 500 ma übersteigt unser Vorstellungsvermögen. Deshalb versuchen wir die Erdgeschichte mit dem Verlauf eines Jahres zu vergleichen: Am 1. Januar, um Null Uhr, sei die Erde entstanden. Nach einer sehr langen fossillosen Zeit beginnt das Erdaltertum, belegt durch erste Fossilien. Doch wir schreiben schon den 18. November. Am 13. Dezember begegnen wir den ersten Säugetieren. Wir sind im Erdmittelalter. Am Vorabend zu Weihnacht treten wir ins Tertiär ein und in den letzten zwei Stunden des Jahres erleben wir noch die Eiszeiten des Quartärs.

Die Gesteine in der Raum-Zeit-Beziehung

Die kristallinen Sockel und die sedimentären Deckschichten

Zuerst seien die Begriffe Sockel und Deckschichten erklärt und zwar an Hand eines Gebirges, das schon soweit erodiert ist, dass Gneise blossliegen (Fig. 9A). Die pausenlos weitergehende Erosion verwandelt das Gebirge in eine flache Landschaft (Fig. 9B), die nur aus kristallinen Gesteinen besteht. Das ist der Sockel, der im Verlauf der Zeit von einem Meer überflutet wird, in welchem sich Sedimente ablagern (Fig. 9C). Das sind die sedimentären Deckschichten, die den kristallinen Sockel überlagern.

Der Sockel ausgedehnter Kontinentalflächen kann, bei fortdauernder horizontaler Lagerung, unter Deckschichten versteckt bleiben. Das ist beispielsweise im Becken von Paris der Fall. Dort haben vorwiegend kalkige Deckschichten ihre mehr oder weniger horizontale Lagerung seit 200 Millionen Jahren bewahrt. Mit zahlreichen Bohrungen hat man die Sedimentschichten durchfahren und in der Tiefe immer wieder den Sockel erreicht.

Doch nicht jede Region bleibt geologisch so ruhig. Wo Gebirge entstehen, also in Zonen der Orogenèse, werden Sockel und Deckschichten deformiert. Solche Umgestaltungen können gering sein und zu recht einfachen Falten führen, wie sie in den Ketten des Juras zu sehen sind. Dort sind Deckschichten über einen von Verwerfungen zerbrochenen Sockel geglitten (Fig. 9D). In den Alpen verformten sich Sockel und Deckschichten miteinander (Fig. 9E). Wenn letztere dabei eine Metamorphose erlitten, konnten sie durchaus das Aussehen von Sockelgesteinen annehmen. Oft gerieten sie sogar in die Rolle eines Sockels, nämlich dann, wenn ein Meer die erodierte Gebirgskette überflutete und neue Sedimente ablagerte (Fig. 9F). Auf solche Weise wird ein Sockel im Lauf der geologischen Zeiten und sich wiederholender Orogenesen immer jüngere Schichten einschliessen, während die älteren Gesteine mehr und mehr metamorph werden.

Während die Bewohner des kanadischen Quebec nur Sockelgesteine und diejenigen von Paris nur Deckschichten sehen, trifft man im Wallis auf wenigen Quadratkilometern sowohl das eine, wie das andere, in Stadien mehrfacher Deformationen, zunehmender Kompliziertheit und sich überlagernder Metamorphosen. Das ist Walliser Geologie, unglaublich vielgestaltig und spannend.

Der Sockel und die Erdkruste

Der Begriff Erdkruste stammt aus dem Sprachschatz der Geophysiker, jener Spezialisten, die sich nicht damit begnügen die Oberfläche der Erde zu betrachten, die vielmehr ihre Tiefenstruktur erforschen wollen. Hierfür bedienen sie sich physikalischer Methoden; sie registrieren Erdbebenwellen, messen Schwerefelder und Magnetfelder. Die Geophysiker haben errechnet, dass die kontinentale Kruste im Wallis 35-55 km dick ist. Davon kennen wir allerdings nur den obersten Teil, eben jenen, den wir Sockel nennen und der aus Graniten und Gneisen besteht.

Weshalb weiss man, dass die Mächtigkeit 35-55 km beträgt? Weil in dieser Tiefe eine Fläche liegt, die Erdbebenwellen zurückwirft, so wie der Meeresboden die Schallwellen eines Echolotes reflektiert.

Die Geophysiker haben auch entdeckt, dass unter den Ozeanen die erwähnte Fläche nur etwa 10 km tief liegt. Zieht man in Betracht, dass davon etwa 4000 m Wasser sind, kann die ozeanische Kruste nur noch 6 km dick sein. Auf Grund von Proben, die von Ozeanböden abgekratzt oder daraus erbohrt wurden, kennt man auch die gesteinsmassige Zusammensetzung der Kruste : oben liegen Basalte, darunter Gabbros.

So unterscheiden sich kontinentale und ozeanische Kruste ganz gewaltig voneinander, sowohl hinsichtlich ihrer Mächtigkeit, als auch ihres Gesteinsinhaltes.

Die Drift der Kontinente

Fig. 10 - Entstehung eines Ozeans und eines Gebitges durch Kontinentalverschiebung (Plattentektonik).

Die geologische Einleitung kann nicht abgeschlossen werden, ohne noch die Drift der Kontinente zu erwähnen, weil sie am Anfang aller Gebirgsbildungen steht. Die Geschichte einer Gebirgsbildung beginnt damit, dass in einer abgeschliffenen (erodierten) Kontinentalplatte Zerrungen auftreten, ausgelöst durch Zugkräfte, deren Entstehung heute noch nicht völlig geklärt ist (Fig. 10A). In der so gedehnten und ausgedünnten Kontinentalkruste bilden sich Depressionen und es entstehen Meeresbecken, wo vorher der Erosion ausgesetzte Landoberfläche lag. Später zerreisst die Platte und ozeanische Kruste bildet sich zwischen den Fragmenten kontinentaler Kruste (Fig. 10B). Auf diese Weise entstanden vor geologisch kurzer Zeit ein schmaler Meeresarm, das Rote Meer, und vor langer Zeit ein grosser Ozean, der Atlantik.

Damit eine Gebirgskette sich aus den Fluten erheben kann, müssen sich die geheimnisvollen Dehnungskräfte in Schubkräfte umwandeln. Der unter Druck geratende schwächste Teil, die ozeanische Kruste, bestimmt die Bewegungszone, längs der sich die Kontinentalblöcke gegeneinander verschieben und wo die ozeanische Kruste verschluckt wird (Fig. 10C).

Wenn die Kontinentalplatten aufeinandetpiallen, erteicht die gebirgsbildende Deformation ihren Höhepunkt. Die starre Platte (Fig. 10D), die Lithosphäre, deren Dicke auf etwa 100 km geschätzt wird, versinkt in einer darunter liegende plastischeren Zone. Deren Untergrenze haben die Geophysiker, auf Grund von Erdbebenmessungen, in ungefähr 700 km Tiefe lokalisiert.

Verglichen mit den genannten Dimensionen, erscheinen die alpinen Höhen mit knapp 5000 m bei uns und mit 9000 m im Himalaya nur als bescheidene Oberflächenspuren von weit gewaltigeren Vorgängen im Erdmantel.