Abb. 2.3.1: Flach liegende Sedimentschichten aus der Trias, Sellagruppe, Dolomiten, Italien (Foto: Meschede 2012).

Die Sellagruppe in den Dolomiten (Südalpen, Italien) ist ein plateauartiger Gebirgsstock, der im Durchschnitt über 2500 m hoch liegt. Ursprünglich wurden die Gesteine in einem flachen Meeresbecken abgelagert und wurden durch spätere Gebirgsbildungsprozesse herausgehoben

Die Schichten liegen hier durchweg mehr oder weniger horizontal. Sie sind ab und zu ein bisschen verkippt und manchmal gibt es auch Überschiebungen, große Falten kommen in diesem Teil der Alpen jedoch nicht vor.

In den flach liegenden Schichten der Sellagruppe sind mitunter kleinere Überschiebungsstrukturen zu sehen, wie die in Abb. 2.3.2 gezeigte Rampen-/Flachbahnstruktur. Sie zeugen von einer relativ moderaten Einengung im Bereich der  Südalpen.

In den Nördlichen Kalkalpen sind die Sedimentschichten oft deutlich stärker geneigt und auch z.T. in große Faltenstrukturen eingebunden. Das liegt daran, dass die Nördlichen Kalkalpen als Teil der großen Ostalpendecke viel stärker eingeengt wurden als die Dolomiten, während sie weit nach Norden transportiert wurden. Auch diese Schichten sind heute in Höhen von z.T. über 2000 m zu finden.

Ein weiteres Beispiel für ein herausgehobenes Plateau ist das Sint-Plateau im Jebel-Akhdar-Gebirge im Nordosten des Oman auf der arabischen Halbinsel. Die Gesteine hier wurden ähnlich wie diejenigen der Dolomiten oder der Nördlichen Kalkalpen zur gleichen Zeit in der Trias und im gleichen Ozean, der Neotethys, gebildet. Nur dass dieser Teil des flachen Meeres weiter im Süden lag.

Auf dem Sint-Plateau im Oman kann man große Ansammlungen von Megalodonten beobachten. Diese Muscheln zeigen an, dass die kalkigen Sedimente in einem flachen Meeresbecken abgelagert wurden. Das Sint-Plateau beindet sich heute allerdings in Höhen von mehr als 1000 oder 2000 m. Megalodonten kommen auch in den Dolomiten oder Nördlichen Kalkalpen vor. Sie werden oft auch als Kuhtritt-Muscheln bezeichnet, weil sie im Querschnitt so aussehen wie der Fußabdruck einer Kuh.

Entwicklung der Alpen

In einem digitalen Geländemodell der Alpen (Abb. 2.3.6, erstellt mit GeoMapApp, 2025), das anhand von Satellitendaten erstellt wurde, kann man die Berge und Täler besonders gut erkennen. Dabei fallen einige markante Linien sofort auf, wie z.B. die Periadriatische Naht (auch als Periadriatisches Lineament bezeichnet).

Diese Linie hat eine tektonische Ursache, denn hier befindet sich ist die Nahtstelle zwischen den beiden Kontinentalplatten, die miteinander kollidiert sind die Europäische und die Apulisch-Adriatische Platte. Die Nahtstelle wird als Sutur bezeichnet, nach dem lateinischen Wort sutura für Naht.

In Abb. 2.3.7 ist die Einteilung der Alpen in plattentektonische Einheiten über das digitale Geländemodell der Abb. 2.3.6 gelegt zu sehen. Die Periadriatische Naht begrenzt die Apulisch-Adriatische Platte im Norden. Daran schließen sich die Einheiten an, die zum Penninischen Ozean gehören, an. Weiter nördlich folgt die Europäische Platte. Die Ostalpen-Decke gehört zur Apulisch-Adriatischen Platte und sie wurde auf den Penninischen Ozean als tektonische Decke überschoben. An diesem Lineament liegen zwei ehemals getrennte Kontinente, Europa und die Apulisch-Adriatische Platte, direkt nebeneinander. Die Reste eines Ozeans, der sich zwischen diesen beiden Kontinenten befand, sind dazwischen eingeschuppt und eingefaltet.

Prozess der Gebirgsbildung

In der Animation der Abb. 2.3.8 ist schematisch der Prozess der Gebirgsbildung beginnend mit der Plattendrift zweier Kontinente, der Kollision und Deckenbildung, gefolgt vom Plattenabriss und der finalen Heraushebung des Gebirges durch isostatischen Ausgleich dargestellt.

In Abb. 2.3.9 sind die wichtigsten Stadien des in Abb. 2.3.8 gezeigten Prozesses der Gebirgsbildung noch einmal zusammengefasst: Die Kontinente bewegen sich aufeinander zu, es kommt zur Kollision wobei die eine kontinentale Platte unter die andere gezogen wird. Anfangs wird der gesamte Stapel mit beiden Kontinenten noch mit nach unten gezogen, weil die ozeanische Lithosphäre noch mit dem Kontinent verbunden ist. Während dieser Zeit kommt es durch die zunächst noch weitergehende Einengung sowohl in der Oberplatte als auch in der unterfahrenden Platte zu Deckenüberschiebungen und Stapelung der Gesteinseinheiten. Irgendwann reicht die Kraft nicht mehr aus für solche Überschiebungen und die einengende Bewegung wird gestoppt. Das ist der Zeitpunkt zu dem die ozeanische Lithosphäre abreißt und in den Mantel nach unten abtaucht. Die ozeanische Lithosphäre verhält sich anders als die kontinentale, weil sie schwerer ist als die unter ihr liegende Asthenosphäre. Sie fällt deswegen regelrecht nach unten in den Mantel. Man nennt diesen Prozess den Plattenabriss. Erst nachdem die Platte abgerissen ist, beginnt die eigentliche Heraushebung des Gebirges als Folge des isostatischen Ausgleichs.