15. Verklaring van de geologie van de Alpen: het Penninikum


In dit hoofdstuk wordt het Penninikum besproken. De vorming van deze middelste tektonische eenheid van de Alpen ging vooraf aan het ontstaan van de Helvetische dekbladstapel dat in het vorige hoofdstuk is behandeld. Dus pas nadat de dekbladen van het Penninikum over elkaar heen waren geschoven kwamen de autochtone massieven omhoog en begonnen de Helvetische debladen daar vanaf te glijden.

In figuur 15.1. zijn de aardlagen van het Penninikum donkergroen gekleurd. We zien dat het Penninikum grotendeels ten zuiden van de autochtone massieven (donker rood in figuur 15.1.) voorkomt. Met als uitzondering de Vooralpen. Deze dekbladen zijn ten noorden van het Helvetikum terecht gekomen.

Bij het Tauern venster en het westelijk daarvan gelegen Engadin venster komt het Penninikum onder het Oost Alpien te voorschijn. Ook aan de noordrand van de Oost Alpiene micro-plaat doemt een strook Penninikum op. Wat er op wijst, dat het Penninikum naar het oosten toe onder het Oost Alpien doorloopt.

 

 

 

Figuur 15.1. De donkergroen gekleurde gebieden vormen het Penninikum. Deze tektonische eenheid loopt onder het Oost Alpien door. Ook de Vooralpen worden tot het Penninikum gerekend. 

 

Figuur 15.2. schetst de situatie aan de zuidrand van het Europese continent vanaf het Trias tot aan het Krijt. We zien dat er ten zuidoosten van Frankrijk een aantal spaanders van de Europese continentrand zijn afgebroken. De binnenste rij van deze afgesprongen korstfragmenten (in figuur 15.2. de twee niet gekleurde 'eilandjes' onder van de Rochechourart pijl) wordt de Briancon hoogte genoemd. Deze stukken continentale korst plus de sedimentsbedekking die daar oospronkelijk op lag vormen de kern van het Penninikum.

Ten westen van de Briancon hoogte ligt de Wallis trog. De bodem plus de sedimentvulling van deze depressie horen ook bij het Penninikum. Dat geldt eveneens voor de bodem en de daarop afgezette sedimenten van het Piedmont bekken, dat ten oosten van de Briancon hoogte ligt. 

 

Klik op de afbeelding om te vergroten.

 

Figuur 15.2. Ligging van de Briancon hoogte (de niet gekleurde 'eilandjes' onder de Rochechouart pijl) vanaf het eind van het Trias t/m het eind Krijt t.o.v. het Oost Alpien (rood), het Dinarisch blok (blauw) en het Zuid Alpien (geel). Direct ten westen van de Briancon hoogte ligt de Wallis trog; ten oosten van de Briancon hoogte bevindt zich het Piedmont bekken. De aardlagen van de Briancon hoogte + Wallis trog + Piedmont bekken vormen samen het Penninikum

 

Merk op hoe in figuur 15.2. Italië (groen) in het verlengde ligt van het Zuid Alpien (geel), Dinarisch blok (blauw) en Oost Alpien (rood). Deze vier micro-platen vormen een 'treintje'.

Aan het eind van het Krijt wordt van dit 'treintje' Italië, het Oost Alpien en het Zuid Alpien door magmagolven tegen en over de Europese vaste continentrand geduwd - zie figuur 15.3. Bij deze tektonische ontwikkeling worden de Wallis trog, de Briancon hoogte en het Piedmont bekken in elkaar gedrukt.

 

Klik op de afbeelding om te vergroten.

Figuur 15.3. Het treintje van achter elkaar liggende micro-platen (Italië, Zuid Alpien, Dinarisch blok, Oost Alpien) wordt door magmagolven, als kruiend ijs, tegen en over de Europese continentrand geduwd. In dit geweld schuiven de Wallis trog, de Briancon hoogte en het Piedmont bekken als een harmonica in elkaar. 

 

Eerst wordt de (Gurnigel) flysch sedimenten uit het Piedmont bekken omhoog geperst, over de Briancon hoogte en de Wallis trog geschoven en op de Helvetische kustafzettingen van de autochtone massieven afgezet. De sedimenten op de Briancon hoogte ondergaan daarna het zelfde lot. Die schuiven over de Wallis trog en de Helvetische kustafzettingen en komen daar bovenop de flysch afzettingen uit het Piedmont bekken te liggen. Vervolgens wordt de Wallis trog dichtgeknepen. De uitgestulpte trogvulling van klei en flysch komt ook op het Helvetikum terecht, bovenop de kalksedimenten van de Briancon hoogte. Daarna zijn de 'gestripte' stukken continentale bovenkorst van de Briancon hoogte aan de beurt. Die worden in elkaar geperst tot een stapel over elkaar heen geschoven korstlamellen. De opgestuwde sedimenten uit het Piedmont bekken komen tenslotte boven op het pakket dekbladen van de Briancon hoogte te liggen (zie figuur 15.8).

Figuur 15.4. geeft een doorsnede (langs de lijn C - D in figuur 15.1.) van de in elkaar geperste Wallis trog (Sion Courmajeur; het Monte Leone dekblad wordt gezien als de vaste onderkorst van de Wallis trog), de op elkaar gestapelde korstlamellen van de Briancon hoogte (de paars gekleurde dekbladen) met daarboven de gesteenten uit het Piedmont bekken (de groen gekleurde Zermatt Saas Fee en Tsaté zones). Als een kers op de taart bevindt zich daarboven nog een restant van het Oost Alpien (het bruin gekleurde Dent Blanche dekblad).

 

Figuur 15.4. Dwarsdoorsnede van de in elkaar geschoven onderdelen van het Penninikum: de Wallis trog (Sion Courmajeur + Monte Leone), de Briancon hoogte (paarse dekbladen) en de gesteenten uit het Piedmont bekken (Zermatt Saas Fee en Tsaté zones). Merk op dat het Monte Rosa dekblad in een liggende plooi is gevouwen.

 

 Figuur 15.5. Schets van het beroemde uitzicht vanaf de Gornergrad, ten oosten van Zermatt in Wallis. De blikrichting is naar het zuiden. We zien aan beide uiteinden van de figuur stukken van de opgestuwde continentale korst van de Briancon hoogte liggen. Het betreft aan de linker kant van het panorama het Monte Rosa dekblad (bestaande uit graniet) en aan de rechter kant, het Siviez-Mischabel dekblad (bestaande uit gneis, afgedekt met een dunne laag Mesozoïsche sedimenten).

De zwart gekleurde gesteenten rond de Breithorn zijn afkomstig van de oceaanbodem van het Piedmont bekken. Daarop liggen de grijs gekleurde kleisedimenten die op de oceaanbodem van het Piedmont bekken zijn afgezet. Deze worden Bündner schiefer genoemd. Over deze leisteenlagen is de Oost Alpiene micro-plaat geschoven. Het Dent Blanche dekblad, waar de Matterhorn, de Dent Blanche en de Weisshorn deel van uitmaken, vormt een restant van dit Oost Alpien.

 

De foto's hieronder brengen het panorama van figuur 15.5., in twee delen geknipt, in beeld. De eerste foto geeft het linker deel van het panorama weer, vanaf de Monte Rosa tot aan de Matterhorn, de tweede foto het rechter deel, vanaf de Matterhorn tot aan de Weisshorn

 

 

 

 

Figuur 15.6. Bovenste foto: het linker deel tot de rode lijn geeft het Monte Rosa dekblad weer. Dit is een stuk graniet van de continentale bovenkorst van de Briancon hoogte. Rechts daarvan tot aan de groene lijn liggen stukken van de zeebodem van basalt van het Piedmont bekken (Zermatt-Saas Fee dekblad). Die zijn over de Briancon hoogte geschoven. De laag tussen de groene en de gele lijn stelt zeebodemsediment van leisteen uit het Piedmont bekken voor (Tsaté dekblad). Boven de gele lijn ligt het Dent Blanche dekblad. Dit deel van de Oost Alpiene microplaat is over het Piedmont bekken geschoven.

Onderste foto: Het pakket boven de gele lijn vanaf de Matterhorn tot aan de Weisshorn stelt de Oost Alpiene micro-plaat voor. Dit geheel is over de sedimenten van het Piedmont bekken geschoven; deze sedimenten (Tsaté dekblad), onder de gele lijn, zijn tegen het naar het zuiden toe wegduikende dekblad van de Briancon hoogte gedrukt. Dit dekblad van gneiss, Siviez-Mischabel genoemd, ligt rechts van de rode lijn. De niet-metamorfe kalksedimenten van het Siviez-Mischabel dekblad, gelegen tussen de rode en blauwe lijnen, zwemmen voor een deel, als tentakels, in de kleiafzettingen van het Piedmond bekken.

 

Nadat uit de onderdelen van het Penninikum zich een dekbladstapel heeft ontwikkeld (figuur 15.4) wordt dit geheel in de Europese continentrand gedreven. Daarbij komen de autochtone massieven omhoog. Deze opstuwing brengt de Helvetische kustsedimenten aan het glijden, wat uiteindelijk resulteert in de ontwikkeling van de Helvetische dekbladstapel - zie hoofdstuk 14.

De vorming van de Helvetische dekbladstapel heeft ook gevolgen voor de sedimentpakketten, die vanuit het Piedmont bekken, de Wallistrog en de Briancon hoogte in eerste instantie bovenop de Helvetische kustsedimenten zijn gedumpt. Ook deze van het Penninikum afkomstige sedimenten komen in beweging en worden ten noorden van de Helvetische dekbladen op de molasse afzettingen in het Voorlandbekken gedeponeerd. Het resultaat van deze afschuivingsprocessen wordt in onderstaande figuur zichtbaar.

 

 

Figuur 15.7. Deze dwarsdoorsnede (langs de lijn E-F in figuur 15.1) toont rechts de omhoog gekomen autochtone massieven (Gastern en en Aare). Links daarvan liggen de Helvetische dekbladen (aangegeven met W,D,M; W duidt de Wildhorn nappe aan, D de Gällihorn nappe en M de Doldenhorn nappe). De dekbladen links van de Helvetische dekbladstapel behoren tot de Vooralpen. Ze worden tot het Penninikum gerekend: de zwart gekleurde kleilagen en de flysch afzettingen van de Niesen keten (aangeduid met Männlifluh) zijn afkomstig uit de Wallis trog; de kalk en mergel lagen bij Gantrisch en Turnen vertegenwoordigen de voormalige sedimentbedekking van de Briancon hoogte terwijl helemaal links, rustend op de molasse van het Voorlandbekken, de (zwart gekleurde) Gurnigel flysch uit het Piedmont bekken te vinden is.

 

Onderstaande figuur vat de wordingsgeschiedenis van het Penninikum, in samenhang met het ontstaan van de autochtone massieven, de Helvetische dekbladstapel en het Voorlandbekken, op een schematische manier samen.

 

Klik op de afbeelding om te vergroten.

Figuur 15.8. Schematische weergave van de ontstaansgeschiedenis van het totale dekbladen bouwwerk van de Alpen.

Trias: noord zuid doorsnede van de zuidrand van het Europese continent.

Jura-Krijt: de zuidrand van het Europese continent is aan het eind van het Trias uit elkaar getrokken. Daardoor ontstaan de Wallis trog, de Briancon hoogte, het Piedmont bekken en het Oost Alpien. Gedurende het Jura en Krijt vult de Wallis trog zich met enorme hoeveelheden flysch en klei, terwijl de Briancon hoogte voornamelijk met lagen kalk wordt bedekt. In het Piedmont bekken komt vrijwel uitsluitend klei tot bezinking.

Tertiair: de Italiaanse micro-plaat (8) drukt het Oost Alpien tegen en over de Europese continentrand (de grote blauwe pijl rechts). Daardoor worden de Wallis trog en het Piedmont bekken dicht gedrukt. In dit geweld glijdt de Gurnigel flysch (A) uit het Piedmont bekken helemaal naar het noorden over de Briancon hoogte en de Wallis trog heen en komt op de Helvetische kustsedimenten terecht; vervolgens schuift de sedimentbedekking van de Briancon hoogte (B) over de Wallis trog en wordt op de Gurnigel flysch gedeponeerd; daarna sluit zich de Wallis trog; de klei en flysch afzettingen (C) uit deze trog komen eveneens op het Helvetikum te liggen, bovenop de sedimenten van de Briancon hoogte; tegelijkertijd worden de klei uit het Piedmont bekken (D) op de gestripte korst van de Briancon hoogte gedumpt. 

Dit geheel van opgestuwde, uitgestulpte en over elkaar heen geschoven sedimenten uit de Wallis trog en de Briancon hoogte fungeert vervolgens als een laag groene zeep waarover het omhoog gedrukte Oost Alpien (7) naar het noorden glijdt. Tijdens dit transport valt deze micro-plaat voor een groot deel uit elkaar. 

Eind Tertiair: De afbraakproducten van de uiteengevallen delen van het Oost Alpien hopen zich in het Voorlandbekken ten zuiden van de Jura (1) op, terwijl een restant van dit Oost Alpien, in de vorm van het Dent Blanche dekblad, op de in elkaar geschoven korstlamellen van de Briancon achter blijft (6); tussen de stukken aardkorst van het Briancon en het Dent Blanche dekblad liggen sedimenten uit het Piedmont bekken (bruin gekleurd). Tenslotte komen de autochtone massieven (Aare en Gotthard) omhoog (5). Daardoor glijden de Helvetische kustsedimenten (eerst E en daarna F) naar het noorden en ontstaat de Helvetische dekbladstapel (4). De klei en flysch sedimenten uit de Wallis trog schuiven op de rug van de Helvetische dekbladen verder naar het noorden door. Ze vormen daar de Niesen keten (3). De zachte Gurnigel flysch en de kalklagen van de Briancon hoogte, die bovenop de sedimenten uit de Wallis trog liggen, glijden nog weer verder noordwaarts en worden op de molasse uit het Voorlandbekken afgezet (2). Deze dekbladen rekent men tot de Vooralpen.

 

Er zijn twee fundamentele verschillen tussen het model van de wordingsgeschiedenis van de Alpen hierboven in  figuur 15.8. en de manier waarop de gevestigde wetenschap het ontstaan van de Alpen verklaart. Dat maken de figuren 15.9. en 15.10. hieronder duidelijk.

Zo laat figuur 15.9. zien, dat het ontstaan van de Alpen vooral door opheffing, overschuiving en afglijding van verschillende tektonische eenheden wordt verklaard.

Het achterliggend mechanisme hierbij zijn de magmastormen geweest. Die hebben een horizontale en een vertikale werking. Bij de horizontale component duwt de Italiaanse micro-plaat, als een bulldozer, het Zuid Alpien en Oost Alpien tegen de Europese continentrand. De vertikale component tilt de verschillende tektonische eenheden op, stuwt ze, als stukken kruiend ijs, over elkaar heen; daarbij glijden de achterste eenheden over de ervoor gelegen zones.

 

 

 

Figuur 15.9. Het ontstaan van de Alpen voorgesteld als resultaat van de stuwende werking van een sneeuwschuiver of bulldozer. Dit model impliceert, dat de tektonische eenheden eerst omhoog worden gedrukt om daarna over elkaar heen te schuiven en tenslotte naar beneden weg te glijden. De door magmastormen voortgedreven Italiaanse micro-plaat fungeert hierbij als bulldozer.

 

In het verklaringsmodel van de Alpen van de gevestigde wetenschap (zie figuur 15.10.) zit ook een horizontale en vertikale component in de plaattektonische bewegingen. Alleen bestaat de vertikale werking eerst uit subductie (afzinking) van de tectonische eenheden (Penninikum en Helvetikum + autochtone massieven) wanneer die door het Oost Alpien worden overreden, gevolgd door obductie (opstuwing) van deze eenheden.

Het verschil tussen het magmastormen model en de gevestigde verklaring van de Alpen kent ook een tijdsdimensie. Zo gaat de standaard verklaring uit van tectonische processen, tijdens het ontstaan van de Alpen, waarvan de snelheid vele malen lager is geweest dan wanneer magmastormen de Alpiene gebergtevorming zouden hebben veroorzaakt.

Concreet komt het er op neer, dat het ontstaan van de Alpen volgens de gevestigde wetenschap zo'n 100 miljoen jaar geleden moet zijn begonnen. Globaal genomen zou in de eerste 50 miljoen jaar de subductie van tectonische eenheden hebben plaatsgevonden, in de tweede 50 miljoen jaar de obductie ervan. Omdat de Alpen in Wallis per jaar 1,7 millimeter omhoog komen, betekent dit, dat de hoogst gelegen tectonische eenheden in Wallis zich 50 miljoen jaar geleden op een diepte van 50.000.000 x 1,7 mm = 85 km in de aarde bevonden.

Tegenover de 100 miljoen jaar die de gevestigde wetenschap uittrekt voor het ontstaan van de Alpen moet je bij het magmagolven model eerder denken aan enkele honderden jaren. Kortom: slow motion gebergtevorming staat hier tegenover high speed gebergtevorming.

De bezwaren die tegen het gevestigde verklaringsmodel van de Alpen kunnen worden ingebracht zijn:

  1. De subductie van zeebodem van het Piedmont bekken (de licht groene en donker groene zones in figuur 15.10) zou, zeker op een tijdschaal van tientallen miljoenen jaren, tot vulkanisme hebben geleid. Hiervan is geen spoor te vinden in de Alpen.
  2. De subductie van de Briancon hoogte (violet gekleurd in figuur 15.10) tot een diepte van 50 tot 100 kilometer onder het aardoppervlak is onwaarschijnlijk, omdat deze tektonische eenheid uit relatief licht graniet en gneis bestaat. 
  3. Bij subductie van de Briancon hoogte tot 50-100 kilometer zou de sedimentsbedekking van deze tektonische eenheid door de hoge druk en temperatuur op deze diepte zijn veranderd in metamorfe gesteenten. Dit is niet het geval. Zowel in de Vooralpen als op de Penninische dekbladen in Wallis bestaan de afzettingen uit gewone kalk, klei en mergel.
  4. Er is geen overtuigende verklaring voor de veronderstelde obductie van de gesteenten van het Briancon hoogte en het Piedmont bekken, vanaf diepten van 50 tot 100 kilometer tot tenminste 4 kilometer boven het aardoppervlak.
  5. Het principe van Occams razor (de eenvoudigste verklaring heeft de voorkeur) pleit tegen het verklaringsmodel van de gevestigde wetenschap.

 

.o

Figuur 15.10. Voorstelling van het ontstaan van de Alpen volgens de gevestigde wetenschap. Dit wordingsproces zou zo'n 100 miljoen jaar hebben geduurd. Kenmerkend zijn de opeenvolging van subductie en obductie. Zo zouden de zeebodem van het Piedmont bekken (in groen en petrolkleur) en de continentale korst van de Briancon hoogte (violet) eerst tot een diepte van 50 tot 100 kilometer in de aarde zijn verdwenen om vervolgens te worden opgestuwd tot tenminste 4 kilometer boven het aardoppervlak.

 

In hoofdstuk 7 is gewezen op de golfbeweging, die van west naar oost de topografie van de Alpen bepaalt. Die zou het gevolg zijn van de magmastormen in de Conraddiscontinuiteitszone onder de continentale bovenkorst. Zie onderstaande figuur.

 

Figuur 15.11. Kenmerkende west-oost golfbeweging in de topografie van de Alpen. In het dal rechts van Hohe Tauern, dat wordt aangeduid met Austro-Alpine, zit ook nog een welving. Omdat die niet krachtig genoeg is - zodat het onderliggende Penninikum door het Austro-Alpine dekblad afgedekt blijft - is deze welving in het profiel weggelaten.

Links stelt DB het Dent Blanche dekblad voor. Dat ligt boven op de dekbladen van de Briancon hoogte (MR = Monte Rosa dekblad; GSB = Grote Sint Bernhard dekblad, dat is een oude benaming voor het Siviez-Mischabel dekblad), die tot een kom zijn gevouwen. Figuren 15.5. en 15.6. geven deze situatie weer, alleen is de kijkrichting in deze figuren van noord naar zuid, waardoor het westen rechts en het oosten links ligt.

 

In het Lepontine gebied (in figuur 15.11. links van het midden) is de horizontale en vertikale component van de magmabewegingen tijdens het ontstaan van de Alpen goed zichtbaar. Dat blijkt uit figuur 15.12.

Hier zien we een dekkenstapel die bestaat uit dekbladen van het Penninikum (stukken korst van de Wallis trog, Briancon hoogte, Piedmont bekken). Deze 'dekken' zijn opgetilt en daarna van zuid naar noord over elkaar geschoven. Dat dit tektonisch proces door een magmagolfbeweging is bepaald, blijkt uit de welving van de dekkenstapel, waardoor de Lepontinische Dom is ontstaan. In deze Dom zijn de over elkaar geschoven dekbladen in het midden gebroken, waarna de dekbladen aan de linker kant van de Dom naar het westen zijn gegleden en de dekbladen aan de rechter kant naar het oosten. 

 

 

Figuur 15.12. Lepontinische Dom. De dekbladen van het Penninikum zijn door magmastormen onder de bovenkorst over elkaar geschoven. Daarbij is de dekbladstapel in het midden omhoog gedrukt, gebroken, waarna de dekbladen aan weerskanten van de welving naar beneden zijn gegleden.

 

Figuur 15.13. laat zien waar de Lepontinische Dom ligt: precies daar waar de Oost Alpiene micro-plaat (licht geel), na over de dekbladen van het Penninikum (licht paars) te zijn geschoven, doormidden is gebroken en uit elkaar is gevallen.

 

 

Figuur 15.13. Ligging van de Lepontinische Dom aangegeven door de rechte zwarte stippellijn met de naar oost en west gerichte pijlen; die geven de richting van de afschuivingen van zowel de Penninische dekbladen als het Oost Alpien aan.

 

Het volgende hoofdstuk, 16, gaat in op het ontstaan van de hoogste tectonische eenheden van het Alpen gebouw: het Oost Alpien en het Zuid Alpien.