Helvetikum
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Die Extern-Zone, das Helvetikum, zeichnet sich aus durch einen grossen Gegensatz der Faltungen im Sockel und in den Deckschichten. Der steife Sockel widerstand dem alpinen Schub, während die den gleichen Kräften ausgesetzten flexibleren Deckschichten sich krass verfalteten, ähnlich einem Teppich, der aus einer Richtung geschoben über einen harten Boden gleitet. Dieser sehr einfache Vergleich wird der Wirklichkeit nicht ganz gerecht; denn eigentlich hat auch der Sockel schwache Deformationen erlitten. Doch sind dabei seine ursprünglichen Merkmale nicht gross verändert worden. Das wird im folgenden Abschnitt beschrieben, eigentlich als Einführung in das, was man geologisch gesprochen unter einem Sockel verstehen soll. Auf die Deckschichten wird später eingetreten.
Inhaltsverzeichnis |
Der Sockel
Granit und Gneis (Tafel XVIII)
Etwa zu 90% besteht der Sockel aus Graniten und Gneisen. Ihre Geschichte beginnt mit der Aufschüttung von Sedimenten, deren genaues Alter unbekannt ist. Sie mögen aus dem beginnenden Erdaltertum oder aus noch älteren Zeiten stammen. Es scheint, dass darin Sandsteine und Tone überwogen, aber auch Lavaergüsse und etwas seltener Kalke mitbeteiligt waren (Fig. 15A). Diese Gesteine durchliefen vor 450 ma (Beginn des Erdaltertums) eine Metamorphose, sodass die Sedimente in helle Gneise (Fig. 17) und die Lava in dunkle Amphibolite umgewandelt wurden. Sehr selten finden sich Marmore in solchen Gneisen.
Im Verlauf der Metamorphose waren die Temperaturen derart hoch, dass die Gesteine aufgeschmolzen wurden und granitisches Magma eindrang (Fig. 15B und Fig. 16).
In einer nächsten Metamorphosephase wurde auch der Granit in Gneis übergeführt, währenddem die alten Gneise kaum mehr Veränderungen erlitten (Fig. 15C).
Schliesslich traten in der zweiten Hälfte des Erdaltertums, vor 300 ma, neue Magmaschübe auf, aus denen grobkörnige Granite kristallisierten (Fig. 15D). Sie bilden heute einige grossartige Alpengipfel, wie den Mont Blanc und das Aletschhorn.
Karbon und Perm
Gegen Ende des Erdaltertums (Karbon und Perm), während die Erosion das durch alte Gebirgsbildungen geschaffene Relief erfasste, setzte auch die Sedimentation, unter etwas speziellen Bedingungen, wieder ein. Das Karbon ist die Periode der Bildung von Steinkohle. Sie entsteht durch unvollständigen Zerfall pflanzlicher Überreste (Inkohlung). Damit man eine Kohleschicht wirtschaftlich nutzbringend abbauen kann, muss sie eine beachtliche Mächtigkeit aufweisen und das setzt voraus, dass üppiger Waldwuchs da war. Die grossen Kohlebecken in England, Frankreich, Belgien, in der Ruhr und in Schlesien markieren den Nordrand eines alten Kontinentes, wo Wälder, mit den Wurzeln im Wasser stehend, die Meeresufer säumten, so wie sie heute in den Waldsümpfen des Mississippi zu sehen sind.
Auf dem Kontinent entwickelten sich günstige Sedimentationsbedingungen in schmalen, langgezogenen Depressionen. Bis heute wurden drei solche Karbontröge zwischen Italien und Basel gefunden (Fig. 18). Der nördlichste wurde erst vor kurzem durch Bohrungen unter der Molasse der Nordschweiz entdeckt. Der mittlere quert das untere Rhonetal und ist auf der Höhe von Dorénaz aufgeschlossen. Der südlichste Trog liegt, stark deformiert, am linken Hang des Rhonetals und bildet die Karbonzone des Penninikums.
 Fig. 16 - Kontakt zwischen dunklem Gneis und hellem, an Einschlüssen reichem Granit. Hohstock oberhalb Beialp (Zeichnung von A. Steck). |
 Fig. 17 - Heller Gneis (La Creusaz) |
 Fig. 18 - Profil durch die Schweiz im Karbon-Zeitalter. |
 Fig. 19 - Im Steinbruch von Dorénaz. Links Sandsteinlagen mit deutlicher Schrägschichtung, die auf Sand- und Geröllschüttungen durch einen Fluss oder Wildbach zurückzuführen sind. Rechts ein Stück eines einsedimentierten Baumstammes. |
Die zwischen den Trögen gelegene Berglandschaft war der Erosion ausgesetzt, und Flüsse transportierten von dort Kies, Sand und Schlamm in die Depressionen. Aus der davon überdeckten Vegetation entstanden nur bescheidene Kohlenflöze; Konglomerate und Sandsteine überwiegen (Fig. 19). Doch in den feinsten Sedimenten fand man beachtliche Mengen schöner Organismenreste. Sie wurden vorallem im letzten Jahrhundert äusserst sorgfältig ausgegraben und untersucht. Darum lohnt es sich einige Zeichnungen von Oswald Heer aus dem Jahre 1865 zu betrachten und zu lesen, was er dazu schreibt:
"In der Gebirgswelt unseres Landes spiegelt sich die Geschichte der Erde.(....) Es übt daher unsere Alpenwelt nicht allein durch ihre stille Erhabenheit einen unnennbaren Zauber auf unser Gemüth aus, sondern bildet zugleich den grossartigsten Tempel der Natur, in welchem aus allen Weltaltern die wunderbarsten Bilder aufbewahrt sind. Wir wollen den Versuch machen, in diesen Tempel einzutreten und die Bilder, welche ihn schmücken, zu deuten, denn sie werden uns die wichtigsten Momente aus der Geschichte der Erde vor Augen führen. Das unterste und älteste Stockwerk desselben ist im Wallis und vor demselben sind zwei der schönsten Bergkolosse der Schweiz, der Dent de Mordes und der Dent du Midi, als ungeheure Pyramiden, gleichsam den Vorhof und Eingang des Tempels bildend, aufgestellt. (...) Der Fuss dieser Berge besteht aus den ältesten, organische Reste einschliessenden, Felsmassen unseres Landes. Sie gehören der uralten Steinkohlenzeit an. Eine der wichtigsten Fundstätten für diese ist beim Weiler von Erbignon und in Outre Rhône an der Südseite des Dent de Mordes. Hier findet man in einem harten Sandstein die Reste zahlreicher Gewächse, welche in jenen fernen Zeiten hier gelebt haben. Die Substanz der Pflanzen ist zwar verschwunden, ihre Stelle nimmt ein dünner Überzug von weissgelbem, silberglänzendem Talkgesteine. Die Pflanzen sehen daher wie übersilbert aus und sind in ihren Formen,teilweise auch im Geäder, so wohl erhalten, als wären sie auf das grauschwarze Gestein gemalt worden.
Oswald Heer erstellt ein Inventar der gefundenen Pflanzen und zeichnet die damalige Landschaft (Fig. 21).
"Stellen wir die bis jetzt bei uns gefundenen Steinkohlenpflanzen, die wir im Obigen einzeln betrachtet haben, zu einem Gesamtbild zusammen, wird es nicht schwer halten, uns eine Vorstellung von dem Aussehen des damaligen Landes zu verschaffen und das beiliegende Bildchen sucht der Phantasie nachzuhelfen. (...) Es zeigt uns fast lauter blütenlose Bäume, die in ihrer Rindenbildung einen eigentümlichen Schmuck besassen. Sie waren keineswegs grösser als die Bäume unserer jetzigen Wälder; da sie aber Familien angehören, welche in der jetzigen Schöpfung bei uns nur niedrige Kräuter bilden, erhält diese Flora eine höchst eigentümliche, fremdartige Tracht. Die Laub- und Nadelhölzer, aus denen jetzt die Waldung besteht, fehlten, aber die Bärlappgewächse, die Farne und Schachtelhalme, welche jetzt im dunkeln Waldesschatten als ihre zwerghaften Epigonen an die Erde gebannt sind, erhoben sich damals zu Bäumen und wiegten ihr Blattwerk in den Lüften. Der Boden war feucht und morastig und stellenweise mit Wasser bedeckt (...)"
Nach begeisterten Höhenflügen, schliesst Oswald Heer etwas wehmütig:
"Es liegt eine unendliche Schwermut auf diesem Bilde der Kohlenzeit, denn es fehlen ihm nicht allein fast alle Blütenpflanzen, sondern auch alle höhern Tiere; noch wiegten sich keine Vögel auf den Zweigen der Bäume und keine Säugetiere belebten das Dickicht des Waldes."
Der südliche Trog der Karbonzone schliesst einige Lavahorizonte ein; Vorzeichen einer starken vulkanischen Tätigkeit, die durch das ganze Perm hindurch anhält. Die Sedimentation bleibt mehr oder weniger unverändert: Kies und Sand füllen die Tröge auf und überlagern auch ihre Ränder. Aber die klimatischen Bedingungen ändern und die grünen Wälder weichen. An ihre Stelle treten buntfarbene Wüstenbildungen. Reste davon sind die weinroten Konglomerate von Dorénaz. In Fig. 23 ist die Geschichte eines Karbontroges dargestellt. Aufgefüllt mit Sedimenten des Karbons und Perms (Fig. 23B), wird er von tektonischen Bewegungen erfasst und in eine von Brüchen durchzogenen Synklinale verwandelt (Fig. 23C). Das sind Nachwirkungen von Gebirgsbildungen, die sich hauptsächlich im Erdaltertum abspielten. Das dadurch geschaffene Relief wurde auch gleich erodiert und die Sedimentation setzte sich fort (Fig. 23D). Die also im Erdmittelalter abgelagerten Schichten wurden in der Erdneuzeit, während der alpinen Gebirgsbildung,gefaltet (Fig. 23E).
Die Geographie der Sockelregionen
Die Sockelgesteine (Fig. 14) sind in zwei grossen Regionen aufgeschlossen; die eine südwestwärts von Martigny, die andere rechts der Rhone, nordostwärts von Visp. Dank den Axenkulminationen lassen sich die beiden Sockelregionen lokalisieren. Betrachtet man Fig. 14 aufmerksam, erkennt man längsgerichtete Unterteilungen der Regionen durch schmale Zonen von Deckgesteinen. Die Geologen sagen, dass die Sockelregionen in "Massive" unterteilt sind und benennen sie Aiguilles-Rouges- und Mont-Blanc-Massiv im Südwesten, Gastern-, Aar- und Gotthard-Massiv im Nordosten.
Das Aiguilles-Rouges-Massiv (benannt nach den markanten Gipfeln, die das Tal von Chamonix beherrschen) wird von der Rhone tief durchschnitten, sodass es beide Talflanken zwischen Martigny und Saint-Maurice bildet. Während dem es auf französischem Boden gut aufgeschlossen ist, verschwindet es rechts der Rhone,infolge der axialen Depression,im Untergrund. Das Hauptgestein des Massivs ist Gneis. Der einzige, allerdings sehr schöne Granit wird bei Miéville abgebaut und als "Vallorcine-Granit" verkauft. In die weicheren Gesteine der Permo-Karbon-Synklinale wurde das Trient-Tal erodiert, das den Mont de l'Arpille vom übrigen Massiv trennt.
Im Gegensatz zu den Aiguilles-Rouges, besteht das Mont-Blanc Massiv vorwiegend aus Graniten, die vor etwa 300 ma in noch ältere Gneise eindrangen. Leider ist der Kontakt zwischen Granit und Gneis nicht sichtbar, weil ein Bruch die ursprünglichen Lageverhältnisse der beiden Gesteinskomplexe gestört hat. Der Mont-BlancGranit, grobkörnig und reich an dunklen Einschlüssen, ist sehr erosionsresistent und bildet die vielen, mehr oder weniger pyramidenförmigen Gipfel, sowie den Mont-Blanc selbst (Fig. 25). Gegen Osten hin wird der Granit feinkörniger, bleibt aber dennoch sehr hart. Man lernt ihn kennen, wenn man den Catogne erklimmt. Nahe am Rhoneknie gelegen, erinnert diese isolierte Pyramide an einen Vulkan. Sie ist ein Aussichtsberg erster Güte. Von den Mühen des Aufstieges wird man durch einen prachtvollen Rundblick entschädigt.
 Fig. 25 - Hochgebirgsgipfel, von der Erosion aus dem Mont-Blanc-Granit herausmodelliert. Von rechts nach links: Aiguille d'Argentière, TourNoir und Dolent. |
 Fig. 26 - Karte mit dem GasternMassiv im Nordwesten, Aar-Massiv in der Mitte und Gotthard-Massiv im Südosten des Goms. |
 Fig. 27 - Granitblock auf dem Aletschgletscher. |
Nun zum Oberwallis: Das kleine Gastern-Massiv berührt das Wallis nur ganz knapp längs dem Petersgrat, nördlich des Lötschentales (Fig. 26). Es besteht ausschliesslich aus Granit von mittlerer Korngrösse, der reich ist an schwarzem Glimmer. Südöstlich folgt das Aar-Massiv. Seine prächtigen Aufschlüsse zeigen in den Randpartien Gneise, die viel Feldspat und Glimmer führen. Die zentralen Granite, die gegen Ende des Erdaltertums eindrangen, sind etwa 260 ma alt. Sie bilden die eindrücklichste Granitmasse in unseren Alpen; denn sie erstrecken sich über 100 km Länge und im Mittel 7 km Breite. Im grobkörnigen Granit sind die Mineralien nach einer bevorzugten Richtung geregelt, sodass ein dem Gneis ähnliches Aussehen entsteht. Einschlüsse von fremdem Gestein sind eher selten. Wer den Granit betrachten will, muss, weil er nicht bis zu den Rändern des Massivs reicht, auf dem Grimselpass anhalten oder sich auf einem Spaziergang zum Aletschgletscher mit Blöcken begnügen (Fig. 27).
Alte Gneise und jüngere Granite sind die hauptsächlichsten Gesteine im südwärts anschliessenden Gotthard-Massiv. Doch von den jüngeren Graniten ist nur der Rotondo-Granit auf Walliserboden anstehend und zwar in der östlichsten Ecke der Kantonsgrenze. Die alten Gneise beinhalten deutlich unterscheidbare Varietäten. Sie ermöglichen hier, viel besser als andernorts, zu erkennen, welche Gneise durch Metamorphose aus Sedimenten (Paragneise) und welche aus älteren Graniten (Orthogneise) entstanden sind. Um sie zu studieren, folgt man am besten der Strasse zum Nufenenpass.
Aus Granit werden oft pyramidenförmige Gipfel erodiert, weil er ein recht homogenes Gestein ist (Fig. 28), wogegen Gneise, wegen ihrer schieferigen Textur, viel mehr Gräte und grosse Platten bilden (Fig. 29). Allerdings können ähnliche Formen auch im Granit entstehen, wenn die Erosion vorwiegend längs Klüften und Brüchen wirkt. Eigentlich müsste in so kompaktem und wenig durchlässigen Gestein kein Wasser zirkulieren können. Doch zahlreiche Stollenbauten in unseren Alpen haben gezeigt, dass bis in grosse Tiefen hinab Grundwasser vorkommt. Es folgt Klüften und Brüchen und nur die Gesteinspartien zwischen den tektonischen Störungen sind undurchlässig und daher trocken.
Die Deckschichten
Die tektonischen Strukturen
Die Deckschichten haben sich, wie bereits vorgängig gezeigt, wesentlich geschmeidiger verhalten als die kristallinen Sockel. Dadurch entstand ein so kompliziertes Raumgebilde, dass man sein Werden eigentlich in einem Film verfolgen müsste, um den ganzen Bau zu verstehen. Das Drehbuch zum Film ergäbe sich aus der Zusammenfassung aller von den Geologen angestellten Untersuchungen.
Im Verlauf des Erdmittelalters und der Erdneuzeit lagerten sich Sedimente in einem Meer ab, das sich von Nordwesten nach Südosten absenkte (Fig. 30A). Der im Norden und Nordwesten gelegene Teil war untief, gelegentlich sogar trockengelegt. Die dort gebildeten Sedimentschichten nennt man heute das Autochtbon (oder Parautochthon), weil sie mit dem Sockel verhaftet blieben. Dieses Becken war gegen Süden mit demjenigen des Helvetikums verbunden. Auch das war ein wenig tiefes Meer, wie die abgelagerten Kalke beweisen. Aber die stetige Sedimentfolge deutet doch auf ein über längere Zeit beständiges Meeresmilieu hin. Noch weiter südlich schloss sich ein tiefes Meer an, in welchem die Mergel des Ultrahelvetikums sedimentiert wurden.
In der Erdneuzeit (Fig. 30 B, C und D) glitt, während einer ersten Faltungsphase, der Inhalt des ultrahelvetischen Beckens ins helvetische und ins autochthone, so die Sedimentation unterbrechend. In einer zweiten Phase ergriffen die Bewegungen das Autochthon und das Helvetikum, die in ihre Decken und Falten das Ultrahelvetikum einwickelten. Schliesslich wölbte sich noch der Sockel, sodass der ganze Deckenbau verkrümmt wurde. Darum findet man heute Ultrahelvetikum hinter, vor, unter und über dem Helvetikum. Das zu erklären, bereitete den Geologen zu Beginn unseres Jahrhunderts grosse Schwierigkeiten.
Denkt man sich alle Einheiten ungestört übereinander liegend, ergibtsich ein Stapel von einigen tausend Metern Höhe. Wir kennen dessen Aufbau dank der axialen Depression am Rawil-Pass (Fig. 31).
Die geologische Schichtfolge
Die Sedimente erzählen die Geschichte einer Überflutung durch das Meer im Erdmittelalter. Die Meerestiefe schwankte räumlich und zeitlich, weil die sich bewegenden Kontinentalplatten Landflächen und Meerestiefen immer wieder veränderten. Vorallem letzteres wurde durch die Sedimente aufgezeichnet. Um das Folgende zu verstehen, betrachte man Fig. 32, welche die Becken noch vor der Faltung zeigt.
 Fig. 32 - Stadien der Entwicklung in der helvetischen Schichtreihe vom Beginn des Erdmittelalters bis zum Anfang der Erdneuzeit. |
 Fig. 33 - Winkeldiskordanz zwischen Schichten steil einfallender Gneise und überlagernder Quarzite. Letztere wurden einst horizontal über den Gneisen sedimentiert (Vieux-Emosson). |
 Fig. 34 - Vom Wellenschlag aufgeworfene Sandwülste (Rippelmarken) sind in den Quarziten am EmaneyPass versteinert. |
 Fig. 35 - Fussspuren von Dinosauriern auf Vieux-Emosson. |
Die Trias
In der Triaszeit drang das Meer über einen gefalteten und eingeebneten Sockel vor. Längs der Küstenlinie wurden Sande abgelagert, aus denen später Sandsteine und Quarzite entstanden. Wo heute ein Aufschluss den Kontakt zeigt, sieht man ausgeprägte Winkeldikordanz zwischen schiefstehenden Sockelgneisen und ursprünglich horizontal gelegenen Quarziten (Fig. 33). Das ist nichts besonderes, wurden doch die Gneise oder das Karbon gefaltet und schräg gestellt, lange bevor die Sande flachliegende Schichten darüber bildeten. Im untiefen Wasser hat der Wellenschlag die Oberfläche des Sandes zu kleinen Wülsten aufgeworfen. Sie sind versteinert, als "Rippelmarken", erhalten geblieben, wie auch die Fussabdrücke von Saurieren (Fig. 34, 35 und 36). Dank den Saurierfährten, hat die Trias des Autochthons besondere Berühmtheit gewonnen.
 Fig. 36 |
 Fig. 36 |
 Fig. 36 - Nachbildung von Sauriern, die im Wallis Fussspuren hinterliessen (Zeichnung von B. Engesser). |
Die Geologen, die als Erste die Saurierspuren von Vieux-Emosson (Finhaut) beschrieben, ordnen die sandige Formation einer Strandzone im Bereich einer Lagune zu. Wahrscheinlich kamen die Saurier hier zur Tränke. Auf dem Festland bot eine mehr oder weniger dichte Vegetation gutes Weideland für pflanzenfressende und idealen Jagdgrund für fleischfressende Saurier.
Aber die Trias besteht nicht nur aus Quarziten. Über ihnen liegen Tonschichten, die in tieferem, aber offenbar recht ruhigem Meer abgelagert wurden; denn Strömungen hätten die feinen Tonpartikel fortgetragen. In Emosson wird der Ton von einer Kalkbank überlagert. Die Sedimentationsbedingungen zur Triaszeit waren sehr ähnlich den heutigen im Persischen Golf.
Ausserhalb des Autochthons, im Ultrahelvetikum, trifft man in der Trias noch andere Gesteine aus küstennaher Ablagerung, beispielsweise Evaporite, vorallem Gips.
Die Jurazeit
Die Jurazeit wird vom Meer beherrscht. In der Trias wechselten Meerinvasionen und ausgetrocknete Landschwellen ab. Aber nun stellte sich das Meer für lange Zeit in seiner ganzen Grösse ein. In den Ablagerungen findet man denn auch die fossilen Überreste seiner Bewohner: Seeigel und Seelilien, Austern und andere Muscheln, Ammoniten und, wenn auch seltener, Fische und Reste von Sauriern. Aber für Fossiliensammler ist das Wallis kein günstiger Boden. Die Erhaltungsbedingungen waren äusserst schlecht, vorallem wegen den wiederholten tektonischen Bewegungen, welche die Schichten erfassten und die Gesteine umwandelten. Wer schöne Fossilien finden will, muss sich in weniger gestörte Gebiete begeben, beispielsweise in die Steinbrüche der Jurahöhen.
In den helvetischen Decken fand man allerdings genügend gute Fossilien, um die Schichten mit genügender Genauigkeit datieren zu können. Mit Hilfe anderer Ausbildungs-(Fazies-) Merkmale gelang es die Paläogeographie der Jurazeit zu entwerfen.
Während der Jurazeit lagerten sich ab:
- im Lias (Beginn der Jurazeit) sandige Kalke. Der Sand deutet an, dass das Festland noch recht nahe war.
- im Dogger (Mittlere Jurazeit) folgen Mergel und Kalke, die auf ein tieferes Meer hindeuten.
- im Malm (Ende der Jurazeit) massige Kalke, die im Gebirge steile Wände bilden und zahlreiche Gipfel krönen.Diese Schichtfolge erscheintfast vollständig und prächtig ausgebildet in den schönen Profilen am Haut-de-Cry (Fig. 38).
Die Kreide
In der Kreidezeit wird die Sedimentation der Jurazeit auf natürliche Weise fortgesetzt. Kalke und Mergel häufen sich unter der Einwirkung vieler Organismen an. Solche Schichten erreichen oft einige hundert Meter Mächtigkeit: So bestehen die Wände in der Talenge von Saint-Maurice fast ausschliesslich aus Felsen des Kreidealters. Im Hochgebirge, wo in die Kreidekalke tonige Zwischenschichten eingelagert sind, zerfallen sie durch Verwitterung plattig und bilden in den Aufschlüssen oft Haufen, die aussehen wie umgestürzte Tellerstapel. Im Verlauf der Kreidezeit wurde das Meer wahrscheinlich rasch seichter und zum Sedimentationsbecken organogener Kalke. Daraus entstanden sehr harte Gesteinsschichten, vollgestopft mit Fossilien. Leider sind diese oft zerbrochen und immer fest im Fels einzementiert. Algen, Seeigel, grosse perlmutterglänzende Muschelschalen und Korallen deuten an, dass das damalige Milieu etwa dem Heutigen im Bereich der Bahamas glich. Riffe waren das hervorstechende Merkmal einer untermeerischen Landschaft in geringer Wassertiefe.
Schöne Aufschlüsse von entsprechenden Gesteinen findet man in den Dents-du-Midi und auf dem nördlichen Grat zwischen Diablerets und Wildstrubel.
Das Tertiär
Im Bereich des Helvetikums fehlen grösstenteils die Schichten der Oberkreide und des unteren Tertiärs. Das bedeutet: Das Meer hatte sich zurückgezogen und trockengelegtes Land war der Verwitterung und dem Abtrag ausgesetzt. Ein fossiler Boden, der zwar nur an vereinzelten Orten als dünne, rötliche Schicht erhalten blieb, zeugt davon und weist auf ein warmes, subtropisches bis äquatoriales Klima hin. Siderolithikum, nennt man diese eisenreiche Bildung. Das Eisen wurde früher sogar ausgebeutet.
Das nun südlich des helvetischen Raumes liegende Meer drang erneut nordwärts vor, überschwemmte das Land und lagerte Sande und Kalke ab. Mit Austern, Korallen und Seeigeln gleichen die Kalke sehr denjenigen der Kreide.
Tiefgreifende Veränderungen ereigneten sich infolge der alpinen Faltungen. Rasch sank der Meeresboden ab. Ein Graben öffnete sich und untermeerische Rutschungen rissen die von der Erosion aus den jungen Gebirgsketten gelösten Schuttmengen in die Tiefe.
Das Resultat dieser Vorgänge ist eine eigenartige sedimentäre Formation, die Flysch genannt wird. In ihr entspricht jede Sandsteinbank einer Unterwasserrutschung (Fig. 39). Darin sind oft beträchtliche Mengen vulkanischer Asche eingebettet. An den Grabenrändern müssen also aktive Vulkane sich erhoben haben. Tiefe Gräben, aktive Vulkane, warmes Klima führen uns zur Annahme, dass das Wallis einer Insellandschaft glich, wie wir sie heute im Fernen Osten, um Java herum sehen.
Der Flysch verwittert rasch und bildet fruchtbare Böden, die schnell von der Vegetation erobert werden. Darum ist er meistens schlecht aufgeschlossen. Aber gutes Weideland liefert er wie vor den Dents-du-Midi und im Val d'Illiez. Dort allerdings nicht überall; denn nachdem die vielen untermeerischen Rutschungen den Tiefseegraben ausgefüllt hatten, trat an Stelle des Flysch die Molasse. Anders ausgedrückt: die flachmeerische bis fluviatile Sedimentation der Molasse löste die Tiefseesedimentation des Flysch ab. Die Flüsse, die sich in die Depression ergossen, kamen aus den Bergen, die den Anfang der zukünftigen Alpen darstellen.
An einigen schönen Aufschlüssen kann man im Val d'Illiez den Übergang vom graugrünlichen Flysch zur rötlichen Molasse studieren. Sie ist dort von mergeliger Zusammensetzung, abgesehen von einer mächtigen Sandsteinbank, die oberhalb Monthey abgebaut wird.
Die tektonischen Strukturen und die Schichtfolgen
Die überschobenen Deckschichten bilden drei tektonische Einheiten Autochthon, Helvetikum und Ultrahelvetikum. Die Karte (Fig. 41) zeigt die Verhältnisse noch etwas genauer als das Blockdiagramm (Fig. 31):
- Auf den kristallinen Sockeln bildet das Autochthon eine fast lückenlose Bedeckung, die nur dort fehlt, wo sie von der Erosion abgetragen wurde. Man findet das Autochthon im Unterwallis unterhalb Saillon und im Oberwallis oberhalb Leuk.
- Die helvetischen Decken liegen im Mittelwallis in der axialen Depression am Rawilpass.
- Das Ultrahelvetikum überlagert die helvetischen Schichtreihen und ist an der Stirn der helvetischen Decken zusammengeschoben.
 Fig. 41 - Karte der tektonischen Einheiten im Helvetikum. |
 Fig. 42 - Schematische Profile durch die parautochthonen Texturen im Unter- und Oberwallis. |
 Fig. 43 - Profil durch die helvetischen Diablerets- und Wildhorn-Decken. |
Das Parautochthon (Tafeln VIII, IX u. XI)
Weil auch das Autochthon von Faltungsvorgängen erfasst wurde, die bis zur Bildung von Deckfalten gingen, ziehen die Geologen die Bezeichnung Parautochthon (Fast-Autochthon) vor.
Fig. 42 stellt die Tektonik des Parautochthons an zwei recht ungleichen Beispielen vor. Das obere Profil verläuft durch die grosse liegende Falte der Morcles-Decke und zeigt, wie sie aussehen würde, wenn die Erosion ausgeblieben wäre. Die Decke entstand, als die Massive der Aiguilles-Rouges und des Mont-Blanc sich gegeneinander bewegten und dabei die im dazwischen liegenden Golf abgelagerten Sedimentschichten auspressten. Im unteren Profil sieht man wie das Parautochthon über dem Aar-Massiv wenig vom Sockel abgetrennt wurde, abgesehen vom Schichtpaket der Doldenhorn-Decke.
Die helvetischen Decken (Tafel X)
Die helvetischen Decken stammen aus einem Trog im Südwesten des Mont-Blanc- und des Aar-Massives. Sie sind völlig losgelöst von ihrem kristallinen Untergrund und im Gegensatz zur Morcles-Decke fehlt ihnen ein Verkehrtschenkel. Seine Stelle wird von einer Schubfläche eingenommen. Das ist eine Fläche, auf der sie Schichtpakete vorwärts glitten (Fig. 43). Man kann die helvetischen Decken auch als Stapel von drei grossen Antiklinalen deuten. Die unterste ist die Diablerets-Decke, die beiden andern sind zwei Lappen der Wildhorn-Decke. In deren südlichstem Teil stehen die ältesten Sedimente (Trias) an und das sind die Evaporite (Gips) auf dem Plateau von Savièse.
Der Stil der Falten ändert im Helvetikum sehr schnell. Innerhalb weniger Kilometer gehen grosse, gewichtige Falten in dünne, langgestreckte über.
Die ultrahelvetischen Decken
Ihre Tektonik ist die weitaus komplizierteste, weil sie die ereignisreichste Geschichte hinter sich haben. Diese in allen Einzelheiten zu erzählen, würde zu weit gehen. Den ultrahelvetischen Decken, die an der Stirne der helvetischen liegen, kommt eine ganz besondere morphologische Bedeutung zu, weil ihre weichen, leicht erodierbaren Schichten im Gelände eine langgestreckte Senke markieren, die man Sattelzone nennt. Sie reicht vom Col du Pillon bis gegen Adelboden und wird von Zugvögeln als bevorzugte Flugstrasse längs den Kalkalpen benützt. In diesem Zusammenhang darf auch der Col de Bretolet im hintersten Val d'Illiez erwähnt werden, der nicht wegen seiner Geologie, sondern eben für die Vögel von grosser Bedeutung ist.
Das Ultrahelvetikum wurde vom Penninikum aus Süden überfahren. Vermutlich schon vor der Faltung der helvetischen Decken glitten penninische Decken auf hochplastischen Mergelschichten des Ultrahelvetikums nordostwärts. Ein Teil der schmierigen Unterlage wurde aufgekratzt, mitgerissen und weit vorne deponiert, sodass sie heute zwischen autochthoner Molasse und vorgeschobenem Penninikum eingeklemmt zu finden ist (Fig. 45). Im Wallis kann man die ultrahelvetische Front nirgends sehen; es wäre denn in den Tiefen des Genfersees. Andernorts bildet sie eine Kette niedriger Höhen, wie die Voirons in Savoyen, die Pléiades und den Niremont nördlich des Sees.
