ID 5831
Swienty, Oliver: Das Landschaftsbild der Bretagne aus physisch-geographischer Sicht
Hamburg: Diplomica GmbH, 2002
Zugl.: Aachen, Technische Universität, Magisterarbeit, 2000
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Printed in Germany
INHALTSVERZEICHNIS
Seite
Kartenverzeichnis, Abbildungsverzeichnis
Vorwort, Einleitung
Kapitel I.
Der erdgeschichtliche Werdegang der Bretagne
1
I.1.
Paläozoische Tektonik
3
I.1.1.
Tektonische Hauptareale des Armorikanischen Massivs
3
I.1.2.
Assyntische Faltungen
7
I.1.3.
Kaledonische und variscische Aktivitäten
8
I.2.
Mesozoische Verwitterungen
14
I.3.
Känozoische Meeresspiegelschwankungen
15
I.3.1.
Tertiäre Transgressionen
15
I.3.2.
Quartäre Ablagerungen
18
I.4.
Die submarine Geologie des Armorikanischen Massivs
20
I.4.1.
Verlauf und Ausstattung des Schelfmeerbereichs
22
I.4.2
Die mesozoisch- känozoische Meeressedimentationsdecke
23
Kapitel II.
Das Relief der bretonischen Halbinsel und ihre Küsten
24
II.1.
Die Halbinselform der Bretagne
24
II.2.
Relief und Küstenverlauf
26
II.2.1.
Folgeerscheinungen der tertiären Epirogenese
29
II.2.2.
Auswirkungen der quartären Meeresspiegelschwankungen
auf Relief und Küste
30
II.3.
Der Küstentyp der Bretagne, die Riasküste
32
II.3.1.
Verwendung des Riasbegriffs
32
II.3.2.
Wesentliche Unterschiede im Erscheinungsbild der Rias
33
II.3.2.1.
Die Westküste
34
II.3.2.2.
Die Südküste
37
II.3.2.3.
Die Nordküste
40
Kapitel III.
Das Landschaftsbild der Aquakulturbetriebe
45
III.1.
Die Landschaft der marinen Produktionsräume
45
III.2.
Wesentliche Bestimmungsmerkmale mariner Produktionsflächen 47
III.3.
Voraussetzungen für Aquakulturgunsträume
52
III.4.
Gunst- und Ungunsträume in der Bretagne
53
III.5.
Die Ausgangsbedingungen für Aquakulturstandorte in der Süd-
54
und Nordbretagne
III.6.
Die Wasserqualität als hemmender Faktor
59
Kapitel IV.
Das Klima der Bretagne
64
IV.1.
Die weltklimatische Einordnung (nach KÖPPEN)
64
IV.2.
Der Klimatyp der Bretagne
65
IV.3.
Erläuterungen zu Wetterstationen und Parametern
68
IV.4.
Die einzelnen Parameter
69
IV.4.1.
Temperatur und Sonneneinstrahlung
70
IV.4.2.
Niederschläge
78
IV.4.3.
Windverhältnisse
87
IV.4.4.
Strömungsverhältnisse
93
Kapitel V.
Das Landschaftsbild der bretonischen Heckenlandschaft
99
V.1.
Das Verbreitungsgebiet der Heckenlandschaft in Europa
99
V.2.
Ansätze zur Erklärung der Genese von Heckenlandschaften
100
V.2.1.
Wirtschaftliche Bedingungen
100
V.2.2.
Rechtliche Bedingungen
102
V.2.3.
Klimatische Bedingungen
103
V.3.
Die Genese des Bocage in der Bretagne
105
V.3.1.
Genese der Ortschaften
105
V.3.2.
Genese der Fluren
109
V.3.3.
Genese der Wallhecken
111
V.4.
Nutzung des Bocage
113
V.5.
Funktion des Bocage
113
V.5.1.
Die Windschutzfunktion
114
V.5.2.
Die Niederschlagschutzfunktion
118
V.6.
Die Verbreitung des Bocage aus physisch- geographischer Sicht 119
V.6.1.
Bodenverhältnisse und Agrarerzeugung
119
V.6.2.
Wechsel der Bocagetypen von Osten nach Westen
120
V.6.3.
Reliefbedingter Wechsel
121
V.6.4.
Klimabedingter Wechsel
123
Zusammenfassung
130
Literaturverzeichnis
134
Anhang
140
KARTENVERZEICHNIS
Seite
Karte 1:
Die tektonischen Hauptareale des Armorikanischen Massivs
2
Karte 2:
Magmatite und Metamorphite des Armorikanischen Massivs
5
Karte 3:
Die geologische Ausstattung des Armorikanischen Massivs
9
Karte 3A:
Profil der westbretonischen Faltentektonik
10
Karte 4:
Mutmaßlicher Verlauf der tertiären Meere
16
Karte 5:
Die tektonischen Elemente des Armorikanischen Massivs
19
Karte 6:
Submarine Ablagerungen des Armorikanischen Massivs
21
Karte 7:
Orohydrographie der Bretagne
26
Karte 8:
Die Westküste
35
Karte 9:
Der Golf von Morbihan
39
Karte 10:
Geomorphologische Karte der Rias Aber Vrac'h und Aber Benoit
43
Karte 11:
Die wichtigsten Lagunen- Flußmündungs- Gebiete der Welt
57
Karte 12:
Vorkommen mariner Eutrophierung in der Bretagne
61
Karte 13:
Anstieg der Biomasse in bretonischen Buchten
62
Karte 14:
Verbreitungsgebiet der schadstoffhaltigen Muschelgattung
63
Cerastoderma edule
Karte 15:
Die Weltklimaklassifikation (nach KÖPPEN)
64
Karte 16:
Die Klimazonen Frankreichs (nach ARLERY)
66
Karte 17:
Lage der Wetterstationen
68
Karte 18:
Windverhältnisse in der Bretagne (1981- 1990)
88
Karte 19:
Anzahl der Augusttage mit einer durchschnittlichen relativen
95
Sonnenscheindauer von
50 % / Tag
Karte 20:
Durchschnittliche Anzahl der Frosttage
97
Karte 21:
Typen des Bocage in Nordwestfrankreich
107
Karte 22:
Die Verbreitung der Bocagetypen und das Relief der Bretagne
122
Karte 23:
Die Verbreitung der Bocagetypen und die Windverhältnisse in der
124
Bretagne
ABBILDUNGSVERZEICHNIS
Abb.1.:
Blick vom Roc`h Trévézel
140
Abb.2.:
Oberfläche des Granits von Ploumanach
4
Abb.3.:
Wollsackverwitterung der Granitfelsen von Perros- Guirec
140
Abb.4.:
Die Granitfelsen von Ploumanach
141
Abb.5.:
Fossilführender weicher Tonstein mit Trilobiten- Schwanzschilden
12
Abb.6/7.:
Quarzgang zwischen Granitgestein auf der Insel Penfret
141/142
Abb.8.:
Cap de la chèvre auf der Halbinsel Crozon
142
Abb.9.:
Pointe de Pen- Hir auf der Halbinsel Crozon
143
Abb.10.:
Pointe du Raz
143
Abb.11.:
Der Hafen Port- en- Dro bei Carnac
144
Abb.12.:
Steilküste am Ärmelkanal
144
Abb.13.:
Pointe de Dinan auf der Halbinsel Crozon
145
Abb.14.:
Der Leuchtturm le Phare d'Eckmühl auf der
145
Landspitze Pointe de Penmarc`h
Abb.15.:
Die Bucht Anse du Pouldu und der Fluß La Laita bei Flut
146
Abb.16.:
Blick auf den Fluß La Laita bei Ebbe
146
Abb.17.:
Die Bucht Rade du Croisic bei Batz- sur- Mer
147
Abb.18.:
Gebankte Sandsteinformation von Fort- Bloqué
147
Abb.19.:
Geneigtes Sandsteinpacket von Fort- Bloqué
148
Abb.20.:
Durch Auskristalisation erstarrter Granit bei Kerroch
148
Abb.21.:
Der Hafen Port- Navalo am Buchteingang vom Golfe du Morbihan
149
Abb.22.:
Die Bucht Anse de Kerroz bei Concarneau
149
Abb.23.:
Die Bucht von La Trinité- sur- Mer
150
Abb.24.:
Oberfläche des Diorits von Sables d'Or les Pins (Cap d'Erquy)
41
Abb.25.:
Blick auf die Bucht Aber Vrac'h
150
Abb.26.:
Blick auf die Bucht Aber Benoit
151
Abb.27:
Aquakulturstandorte in Abhängigkeit der hydrographischen Lage
49
Abb.28:
Aquakulturen an Gezeitenküsten
50
Abb.29:
In Parzellen angelegten Bodengestellkulturen in der Bucht von Belon
151
Abb.30:
Streifenähnliche Parzellen von Austernzuchtkulturen
152
Abb.31:
Parzellenverband auf Ile d` Arz in der Bucht von Morbihan
152
Abb.32:
Bodengestelle für die Austernzucht
153
Abb.33:
Freiliegende Austernzuchtkulturen bei Ebbe
153
Abb.34:
Austernzuchtkulturen bei Flut
154
Abb.35:
Anlandungserscheinungen an der Pointe des Réchauds (Südküste)
154
Abb.36:
Schlickflächen in der Bucht von Belon (Südküste)
155
Abb.37:
Regionen und Transportprozesse in einem Ästuar
56
Abb.38:
Die Land- See- Wind- Zirkulation
72
Abb.39:
Häufigkeit von Nebelbildung über dem Nordatlantik im Januar in %
85
Abb.40:
Häufigkeit der Nebelbildung über dem Nordatlantik im Juli in %
85
Abb.41:
Wassertemperatur des Nordatlantiks im Sommer
94
Abb.42:
Landschaftsbild der Heckenlandschaft
155
Abb.43:
Der Menhir St. Uzec in der Nordwestbretagne
106
Abb.44:
Die Wassermühle von St. Uzec
156
Abb.45:
Typische Flurformen in der Bretagne
110
Abb.46:
Wallhecke bei Plouaret
111
Abb.47:
Wallhecke bei Plouaret
156
Abb.48:
Wallhecke mit Grasbewuchs
157
Abb.49:
Hecke des französischen Typs ohne Erdwall
157
Abb.50:
Feld- Gras- Weidewirtschaft in der Nordwestbretagne
158
Abb.51:
Einfluß des Bewuchses auf die Windgeschwindigkeiten
115
Abb.52:
Wallhecke bei Locmalo
116
Abb.53:
Wirkung gestaffelter Windschutzstreifen
117
Abb.54:
Wallheckenlandschaft bei Gourin
126
Abb.55:
Fichten und Strauchbestände bei Guidel
127
Abb.56:
Fichtenbestand bei Guidel
128
Abb.57:
Neuangelegte Windschutzvorichtung aus Sträuchern und Büschen
158
Abb.58:
Windschutzvorichtung aus Zäunen
159
Abb.59:
Durch Steinmauern begrenzte Fluren am Cap Sizun
129
TABELLENVERZEICHNIS
Seite
Tab.1:
Themaspezifische Stratigraphie- Tabelle
Tab.2:
Themaspezifische Stratigraphie- Tabelle des Quartärs
Tab.3:
Umsätze des französischen Fischereisektors in den Jahren 1998/ 1999
46
Tab.4:
Parameter der Station Rostrenen (1951- 1980)
69
Tab.5:
Mittlere Durchschnittstemperaturen (1961- 1990)
71
Tab.6:
Dauer der Sonneneinstrahlung (1961- 1990)
74
Tab.7:
Durchschnittliche Anzahl der Frosttage (1961- 1990)
75
Tab.8:
Daten der extremen Minimal- und Maximaltemperaturen (1961- 1990)
77
Tab.9:
Mittlere Niederschlagswerte (1961- 1990)
79
Tab.10:
Anzahl der Tage mit Niederschlägen in mm (1961- 1990)
81
Tab.11:
Anzahl der Tage mit besonderen Niederschlägen
83
Tab.12:
Anzahl der Tage mit maximalen Windgeschwindigkeiten (1961- 1990)
90
Tab.13:
Windstärken, Windrichtung und Daten der absoluten maximalen
Windgeschwindigkeiten (1961- 1990)
92
Vorwort
Die Themenwahl meiner Magisterarbeit im Rahmen des Geographiestudiums an der RWTH
Aachen resultiert zum einen aus dem physisch- geographischen Schwerpunkt meines
Studiums und zum anderen aus der engen Verbindung zur Bretagne, in die ich so häufig wie
möglich reise, da meine Familie dort lebt. Mit Hilfe der Anregungen von Prof. Dr. D. Havlik,
der 1. Prüfer und Themensteller dieser Arbeit ist, legte ich mich auf den Titel ,,Das
Landschaftsbild der Bretagne aus physisch- geographischer Sicht" fest.
In Fragen der Geologie konnte ich mich an Prof. Dr. W. Kasig, Geologisches Institut der
RWTH Aachen wenden. Er unterstützte mich mit seinem fachlichen Wissen bei der
Bearbeitung und war mir bei Fragen des erdgeschichtlichen Werdegangs der Bretagne eine
große Hilfe. Neben den angegebenen Quellen, werden die zum größten Teil von mir erstellten
Karten und Abbildungen (Fotographien) zur kartographischen und bildhaften Darstellung
verwendet.
Einleitung
In Kapitel I wird der erdgeschichtliche Werdegang der Bretagne als westlichster Landesteil
Frankreichs dargestellt, der mit dem geologischen Ursprung des Armorikanischen Massivs im
Präkambrium beginnt und mit den formenden Prozessen des Tertiärs und des Quartärs endet,
deren Folgewirkungen sich auf das Relief und den Küstenverlauf auswirkten.
In Kapitel II werden die Folgewirkungen der tertiären Epirogenese und Auswirkungen
quartärer Meerespiegelschwankungen auf das Relief und den Küstenverlauf behandelt. Zu den
wesentlichen Bedingungen für die Bildung des Küstentyps der Bretagne, der Riasküste,
zählen vor allem die sich aus den epigenetisch einschneidenen Flüssen bedingten
Talmündungsbereiche. Unter Beachtung geomorphologischer Prozesse soll versucht werden,
wesentliche Unterschiede bezüglich der Genese der Buchten und deren Erscheinungsbild zu
erläutern, daß in Abhängigkeit der geographischen Lage variiert. Als Quellen dienten vor
allem die Arbeiten von D. GALAS (,,Vergleichende geomorphologische Untersuchungen an
den Riasküsten SW- Englands und der Bretagne", 1968) und H. SCHÜLKE
(,,Morphologische Untersuchungen an bretonischen, vergleichsweise auch an korsischen
Meeresbuchten", 1968).
Unter Beachtung der submarinen Geologie in Kapitel III sollen die wesentlichen
Voraussetzungen für die Bewirtschaftung der Schlickflächen in den Buchten erläutert werden,
die räumlich lokalisiert in Form von Aquakulturlandschaften sichtbar werden. Unter
Berücksichtigung der unterschiedlichen aktuellen morphologischen Erscheinungen der
Buchten, sollen Gunst- und Ungunsträume für Aquakulturstandorte am Beispiel der süd- und
nordbretonischen Buchten aufgezeigt werden. Als Hauptquelle diente dabei die von UTHOFF
(1994) festgelegte ,,Systematik der Aquakultur", die auf der Basis eines globalen Vergleichs
der Aquakulturverfahren beruht. Die darin festgelegten Eckpunkte der Systematik der
Aquakultur sollen auf die bretonischen Produktionswirtschaftstätten übertragen werden, um
von ihnen die naturbedingten Voraussetzungen abzuleiten.
Kapitel IV soll einen Überblick über die klimatischen Verhältnisse in der Bretagne geben.
Nachdem die Bretagne großräumig dem ozeanischen Klimatyp zugeordnet wird, werden
anhand einzelner Parameter der letzten großen Klimaperiode (1961- 1990), die wesentlichen
Charakteristika des maritim geprägten Klimas verdeutlicht. Das Hauptaugenmerk gilt dem
sich zusehend verändernden Klima mit Annäherung an die Meermassen unter Beachtung des
Reliefverlaufs. Der überwiegende Teil der hierbei verwendeten Daten stammt vom
Französischem Wetterdienst METEO FRANCE aus dem Jahre 1999.
In Kapitel V soll das Landschaftsbild der bretonischen Heckenlandschaft (Bocage) vorgestellt
werden, dessen unterschiedliche Typen sich unter Beachtung wirtschaftlicher, rechtlicher und
klimatischer Bedingungen über die gesamte Bretagne ausbreiten, wobei im Rahmen dieser
Arbeit die klimatischen und geomorphologischen Bedingungen im Vordergrund stehen. Da
die Genese der Bocagelandschaften auch auf kulturgeographischen Komplexen beruht, sollen
diese kurz erläutert werden, um anschließend die Verbreitung des Bocage aus physisch-
geographischer Sicht zu betrachten. Bezüglich der kulturgeographischen Aspekte diente mir
die Schrift von H. RAUCH ,,Jüngere Wandlungen in der bretonischen Heckenlandschaft"
(1989) und der fünfte Teil des Bandes Erdkunde (1970) als Hauptquellen. Auffällig war bei
der Verwendung dieser Quellen, daß die klimatischen Bedingungen eher eine untergeordnete
Rolle spielten und ihre Bedeutung für die Genese der Bocagelandschaft zum Teil in Frage
gestellt wurde. Ausgehend von der Windschutzfunktion des Bocage soll in Kapitel V.6. die
Verbreitung des Bocage ausschließlich im Zusammenhang mit dem Reliefverlauf und der sich
ändernden Klimabedingungen betrachtet werden. Hierbei stellt sich die Frage, ob sich die
Veränderung des Landschaftsbildes der Bocagelandschaft sich sehr nah an physisch-
geographischen Faktoren orientiert.
Das Ergebnis dieser Betrachtung basiert dabei auf Rückschlüssen, die aus den in Kapitel I, III
und IV vorgestellten Grundlagen, im Vergleich zu den angegebenen Quellen gezogen werden.
1
Kapitel I.
Der erdgeschichtliche Werdegang der Bretagne
In der physischen Raumgliederung Frankreichs befinden sich klare Strukturen, die sich aus
den flächenmäßig größeren Becken- und Schichtstufenlandschaften, sowie Mittelgebirgs- und
Hochgebirgslandschaften ergeben. Bestehend aus der Region der Bretagne (Karte 1), den
Départements Manche (westl. Basse- Normandie), Mayenne sowie Vendée (westl. Pays de la
Loire), ist das Armorikanische Massiv (AM) neben den Ardennen, Vogesen und dem
Zentralmassiv eine der vier gehobenen Grundgebirgsschollen in Frankreich, die
unterschiedlich herausgehoben und überformt worden sind. Das Grundgerüst des AM besteht
aus einem kristallinen Grundgebirgsmassiv, dessen geologischer Ursprung aus dem
Präkambrium datiert und der assyntischen Gebirgsbildung unterlag, sowie einer
darüberliegenden paläozoischen Schichtenfolge, aus deren kaledonischer, aber vor allem
variscischer Orogenese das aktuelle morphologische Erscheinungsbild der Bretagne resultiert.
Das AM ist ein Rest des mitteleuropäischen Variscischen Gebirges und somit Bestandteil des
aktuellen europäischen Schollenmosaiks. Die im Unterkarbon entstandenen tektonischen
Schollen des AM, weisen vorzugsweise eine hercynische Streichrichtung (SE- NW) auf und
gehören mit zu den geologisch ältesten Gebieten Westeuropas, die weder glazial noch marin
einheitlich überformt wurden.
Aufgrund der geringen Heraushebung während der Alpidischen Ära ist das Massiv kaum in
Schollen zerbrochen und tritt morphologisch als Mittelgebirge mit Rumpfoberflächen auf.
Befindet man sich auf der höchsten Erhebung der Bretagne, dem Roc'h Trévézel (384,4m) im
Westen des Gebirgszuges Monts d'Arrée, blickt man auf ein Relief, welches durch eine
,,Horizontalität" der Oberfläche geprägt wird (Abb.1.). Langgestreckte Rumpf- und
Härtlingsstufen, durch Verwitterung und Abtragung abgerundete Vollformen, ziehen sich
nördlich des Monts d'Arrée kurz und steil abfallend und südlich davon, lang und flach
abfallend bis zur Küste hin und geben der Landschaft das Bild einer welligen Fastebene (frz.
,,pénéplaine bretonne") [MUSSET,R., 1958, S.10, 37; vgl. auch LE LANNOU, M., 1950,
S.54; SCHÜLKE,H., 1968, S.31; GALAS, D., 1968, S.39].
Das morphologische Landschaftsbild der Bretagne wird durch die hohe Zahl der
Einbuchtungen der stark gegliederten Küste, die in verschiedenen Höhenlagen an das Meer
grenzt, komplettiert. Die verschiedenartigen Buchtformen resultieren vor allem aus dem
Zusammenspiel tertiärer epirogenetischer Tektonik, quartärer Meeresspiegelschwankungen
sowie der unterschiedlichen Widerstandsfähigkeit der harten und weicheren Gesteine gegen
Verwitterung und Erosion.
2
3
I.1.
Paläozoische Tektonik
Der geologische Ursprung des AM beginnt im Präkambrium. Die ältesten Minerale und
Gesteine sind 2000-2500 Mio. Jahre alt[CABANIS, B., 1987, S.29] und befinden sich im
Norden der normannischen Halbinsel Cotentin, an der Ost- und Westküste des Kap Hague
(Karte 2). An der Landspitze Nez de Joburg sowie bei Omonville la- Rogue liegen Gneise im
geschätzten Alter von 2500 Mio. Jahre, die Gneise von Gréville sind 2200 Mio. Jahre alt
[
KLEIN,C., 1973, S.57].
Während des Pentévrien (780- 2000 Mio.J.), fanden auf dem Baltischen Schild und der
Russischen Tafel Serien katazonaler und mesozonaler Gesteinsmetamorphosen statt.
Elemente dieses pentévrianischen Untergrund, dessen Periodenbezeichnung aus Funden des
metamorphen mit Gneis intrudierten Tiefengesteins Amphibolit in der Region Penthiévre
(870- 1090 Mio.J.) resultiert, befinden sich großflächig im nördlichen Bereich des AM,
östlich der Stadt Guingamp
[
RUTTEN, M.G., 1969, S.136; vgl. auch KLEIN, S.57,58 u.72;
DURAND,S., 1977, S.11
]
. SCHMIDT, K. [1979, S.39] beziffert das Pentévrien auf 900- 1200
Mio. Jahre, so daß es innerhalb des Proterozoikums liegt.
Die anschließende Periode des Briovérien (röm. ,,Briovera" für St.Lô) wird von der
assyntischen Phase geprägt und umfaßt das Unterkambrium sowie das Jungpräkambrium
(530-780 Mio. J.). Zu den briovérischen Schichten zählt vor allem der unterhalb der
paläozoischen Gesteine liegende fossilleere, weiche Schiefer
[
RUTTEN, S.133; KLEIN,
S.3
]
.
I.1.1. Tektonische Hauptareale des Armorikanischen Massivs
Im Zuge der Assyntischen Faltung des auslaufenden Briovérien lassen sich bedingt durch
vertikale Krustenbewegungen, fünf verschieden ausgedehnte aus hochmetamorphen
Gesteinen bestehende antiklinale und synklinale Hauptareale erkennen (I-V), die von
unterschiedlich mächtigen Tafelsedimenten und variierenden Magmatitvorkommen bedeckt
werden (Karte 1). Im Bereich zwischen den Synklinalen agierte von verschiedenen
Intrusionen begleitet, der Spaltenvulkanismus. Die Erkennung dieser von Norden nach Süden
fast gleichmäßig verlaufenden tektonisch beanspruchten Gebiete wird durch die noch zu
behandelnden starken Faltungen und magmatischen Prozesse während der Variscischen
4
Orogenese erschwert. Generell ist es schwierig, lokale Orogenesen chronologisch zu
korrelieren, um ein Gesamtbild der Tektonik zu erhalten, da das AM orogenetischen
Prozessen ausgesetzt war, die jenseits der aktuellen Stratigraphie agierten
[
RUTTEN, S.136;
vgl. auch DURAND, S.13; KLEIN, S.52
]
.
Die Synklinale des Nordarmorikanischen Massivs (I), eine abgetrennte tektonische Scholle
des Baltischen Schildes, baut sich auf dem aus dem Pentévrien stammenden kristallinen
Untergrund auf, während die südliche und nordöstliche Randsenke magmatischen Prozessen
ausgesetzt war. Der assyntisch magmatische Untergrund der Landschaften León (Ia.) und
nördl. Trégor (Ib.) wird von harten Granit- Systemen überdeckt. wie z.B. die 20 km- breite
rosafarbene widerstandsfähige Granitküste von Perros- Guirec, deren massige Granitfelsen
neben dem spiegelnden Glimmer und schwarzem Quarz einen hohen Anteil rosa-
fleischrotgefärbter Kalifeldspatkristalle aufweisen [WALTER, R., 96/97, S. 5 u. 23;
MARESCH, W., 1987, S.42].
Abb 2.:
Riesenkörniger Granit (7 · 10 cm) mit rosa- fleischroten Kalifeldspatkristallen
und wenig schwarzen Quarzanteilen von Ploumanach. Aufgrund des hohen
Eisenanteils erscheint der Glimmer in Form schwarzen Biotits.
[Abb. aus MARESCH, W., S. 43]
Die in deutlich zugerundeter Form von bis zu 100 t schweren Granitfelsen resultieren aus
Verwitterungsprozessen, die je nach Grad der Zerklüftung, das Gestein in würfelförmige
Blöcke teilt, die dann wollsackartig verwittern. Die durch Wollsackverwitterung entstandenen
verschieden große, z. T. alleinstehenden Granitblöcke säumen die gesamte Küste des Trégor
(Abb.3., 4.) [MURAWSKI, 1992, S.222; vgl. auch CABANIS, B., 1982, S.23; MARESCH,
W., S.14].
5
6
Nördlich von Brest befinden sich gebankte Gneise und harte Granite der Bretonischen
Rumpffläche Léon [,,plateforme du Léon", LE LANNOU, S.61] Bei der aus verschiedenen
basisch magmatischen Gesteinen zusammengesetzten Eugeosynklinale deutet der submarine
nordwärtige Verlauf des kristallinen Sockels, sowie die übereinstimmende Stratigraphie der
Formationen der franz.- britischen Inseln mit denen des bretonischen Festlandes, auf ein
Inselbogensystem hin
[
DURAND, S.11; RUTTEN, S.81- 82
]
.
Neben den am weitverbreitesten Graniten und Gneisen weist der synklinale Bereich des
Nordostarmorikanischen Massivs (II) in der Landschaft südl. Trégor und Penthièvre (IIa.)
amphibolhaltige, sehr harte- zähe Magmatite und Metamorphite wie Diorit (Lamballe) und
Amphibolit (Lanvollon) auf. Der zentrale Bereich der südl. Normandie und der nördl. Ille- et-
Vilaine (IIb.) besteht aus großflächigen Granitsystemen, die durch Akkumulation von
Sedimenten bedeckt werden, deren Fazies aus Schiefern bis Grauwacke besteht. Sie führen
ebenfalls im Bereich des Armorikanischen Zentrums (III) zur Bildung von mächtigen
Sedimentschichten. Den Arkosen, Grauwacken und Sandsteinen aus dem älteren Briovérien
(780 Mio.J.) folgen feinkörnige tonige Sandsteine, aus mechanischer Zerstörung der
feinklastischen Sandsteine hervorgegangene mittelkambrische Psammite (mittleres
Briovérien, 530 Mio.J), [WALTER, 1992, S.24] die abschließend von schiefrig- tonigen
Flyschformationen überdeckt werden.
Die Granite von Granville sind aufgrund ihrer Konglomeratanteile mit denen der Insel
Chausey identisch und weisen eine Diskordanz ihren feinklastisch mechanisch verwitterten
Sedimenten auf, während das Armorikanische Zentrum eine kontinuierliche Anordnung
seiner Sedimente aufweist, Vorkommen, deren Anordnung in sich fein und gleichmäßig
gegliedert ist [KLEIN, S.36]. Das detraktive Niveau des Nordostarmorikanischen Massivs
(II), welches gleichzeitig ein Zeichen für das frühe Auftauchen der Nordküste ist, deutet auf
die ersten Etappen der assyntischen Phase hin, während der assyntische Untergrund des
Armorikanischen Zentrums (III) zu diesem Zeitpunkt noch keiner Orogenese unterlag. Die
Ligerische Eugeosynklinale (IV) wird durch eine Gneisader vom Armorikanischen Zentrum
getrennt, eine Zone aktiver Flexur, die vorwiegend aus dem metamorphen katazonalen
Orthogneis besteht, dessen Edukt der darunterliegende Granit ist. Sie stellt eine ehemalige
Falte dar, in die alkalisches Magma durch das metamorphe Gestein des Briovérien in Form
des Gneises intrudierte. Bedingt durch Erosion der darüberliegenden Schichten wurde die
Gneisader freigelegt und tritt heute an die Erdoberfläche.
7
Die Ähnlichkeit der Granite und Gneise von Moélan, der Heidelandschaft Lanvaux, mit den
Graniten von Louvaux (bei Angers), in Form gleicher fossiler Schiefer- und Arkosehorizonte,
deutet auf einen kontinuierlichen Verlauf dieser Achse hin [CABANIS, B., S.17; vgl. auch
WINDLEY, B.F., 1995, S.378; KLEIN, S.36, 69; DURAND, S.13].
Die Südarmorikanische Miogeosynklinale (V) läßt jeglichen basischen Vulkanismus missen.
Es ist sehr schwierig, eine genaue Grenze zwischen der Miogeosynklinale und der nördlich
gelegenen Eugeosynklinale (IV) zu ziehen, da beide vollständig von mehreren kristallinen
Schichten des Südarmorikanischen Massivs überdeckt werden.
I.1.2. Assyntische Faltungen
Gegen Ende des mittleren Briovérien (Unterkambrium, 570- 590 Mio.J.) vollzog sich die
erste Aktivität der Assyntischen Faltung in der Nordarmorikanischen Synklinale (I) und im
angrenzenden Randbereich des Nordostarmorikanischen Massiv (II), wo durch starke
Einengungen der Formationen, eine Anreihung von nördlich gerichteten Isoklinalfalten
entstand. Sie liegen direkt auf dem ost-westverlaufenden kristallinen Tiefengestein auf,
welches im oberen Bereich von einer Metamorphose begleitet wurde, die bis zu einer lokalen
Metatexis des Untergrunds reichte (St.Malo), während im Randbereich des kristallinen
Sockels sich Amphibolitschiefer (Lanvollon) unter epizonalen Bedingungen bilden konnte. Im
Süden des AM vollzog sich die erste Teilphase diskreter, der Zeitpunkt an dem die ,,Granit-
Gneisachse von Moélan-Lanvaux" entstand [KLEIN, S.60].
Die damit einhergehenden begrenzten Faltungen, reichen aus, um in der ersten Faltungsära,
zwei parallel grob ost-west verlaufende Isoklinalfaltenstränge deuten zu können:
-
Der nördliche Faltenstrang (WSW- ENE), dessen Elemente aus dem kristallinen
Sockel stammen und an dessen Oberfläche die briovérischen Schichten
metamorphieren
-
Der südliche Faltenstrang (W- SE) auf dem Niveau der Achse Moélan-Lanvaux, deren
Ausläufer von der Bucht von Audierne bis Champtoceaux reicht, wo die Gneise
ähnlich wie die Fazies um Moélan- Lanvaux die gleichen Feldspatanteile aufweisen
8
Die zweite Assyntische Faltungsphase [frz. ,,phase ligérienne", DURAND, S.12] betrifft vor
allem das südliche AM und hat die Entstehung der Ligerischen Eugeosynklinale (IV) zur
Folge. Die sichtbarsten synformartigen Gneis- und Glimmerschieferschichten liegen an der
Erdoberfläche bei Champtoceaux. Demnach fallen die südlichen Synklinalen durch Faltungen
der an der Oberfläche liegenden briovérischen Schichten auf, während im Armorikanischen
Zentrum (III) die mächtigen monotongelagerten Flyschsedimente durch die südlichen
tektonischen Vorgänge aufgefaltet wurden. Zeitgleich entwickelte sich im Nord- und
Nordostarmorikanischen Massiv (I u. II) der thermische Zyklus der tiefergelegenen
kristallinen Basis, deren intrusive Aktivität die Tiefengesteine (Granit, Granodiorit, Diorit) in
östlich verlaufender Richtung anordnete [KLEIN, S.64].
I.1.3. Kaledonische und variscische Aktivitäten (Karte 3)
Im Paläozoikum unterlag das AM zwei gebirgsbildenden Phasen:
Die Kaledonische Ära (408- 505 Mio. J.) ist abgesehen von geringen tektonischen Aktivitäten
eine Ära der Sedimentation, die vor allem in den Synklinalen des AM einsetzte, während die
Variscische Orogenese (248- 400 Mio.J.) eine Ära der Metamorphosen der tieferliegenden
schiefrigen briovérischen Schichten ist und die Entstehung der Antiklinalen des AM zur Folge
hat. Bedingt durch den Variscischen Faltungsprozeß falteten sich die tektonisch beanspruchte
Teilareale, oberhalb des präkambrischen Untergrunds verschiedenartig auf.
Die gefalteten Basisserien des AM werden im Unterkambrium von verschiedenen Kalksteinen
überlagert, deren Leitfossilien (z.B. Archaeocyatiden, Stromatolithen) von marinen
Transgressionen zeugen. Archaeocyatiden sind den Schwämmen nahestehende wirbellose
Tiere, deren Existenz sich auf das Unterkambrium beschränkt, während die
blumenkohlartigen Stromatolithen- Kalksteine als fossile Überreste übereinander wachsender
Algenrasen gedeutet werden können. Die sich um Lanvaux vereinzelt befindlichen
trilobithaltigen Schiefer und Sandsteine überdecken die Orthogneise der Granitgneisachse von
Moélan- Lanvaux. Die ebenfalls wirbellosen Trilobiten (Abb.5.), von denen 2/3 am Ende des
Kambriums ausstarben, gehören zu den wichtigsten Leitfossilien des Kambriums
[
BÖGL,
1986, S.97; vgl. auch WALTER, SCHMIDT, 1990, S.18, 50, 246; WINDLEY, S.375
]
.
9
10
11
Sie ähneln sehr einer Fazies mit Trilobiten aus dem unterordovizischem Arenigium (478-488
Mio. J.) und deuten auf den paläontologischen Übergang des Präkambriums zum
Paläozoikum hin
[
WALTER, SCHMIDT, S.21, 64; DURAND, S.15
]
.
Der Übergang des Kambriums ins Ordovizium vollzieht sich, bedingt durch die ordovizische
Transgression, vorwiegend durch marine Sedimentation. Sie äußert sich durch unter Wasser
gebildete Oolithe aus dem Arenigium (478-488 Mio.J), aus mehreren kugelförmigen Ooiden
zusammengesetzte Karbonatgesteine. Auf der Halbinsel Crozon liegen die verschieden
mächtigen Schiefer und oolithischen Eisenerze mit einem lokalen Mächtigkeitsunterschied
von bis zu 800m sehr dicht beieinander und überlagern den quarzischen Armorikanischen
Sandstein. Über den Oolithvorkommen lagern widerrum Sandsteine und Schieferschichten
[
WALTER, 96/ 97, S.29; vgl. auch MURAWSKI, S.139; DURAND, S.16
]
.
Im oberordovizischen Caradocium (448 Mio.J.) wird die Sedimentation sandiger, so daß die
klastischen Lockergesteine, wie z.B. der Quarzsandstein und Kalksandstein östlich von
Rennes, den briovérischen Schiefer überdecken. Das Ordovizium wird von einem basisch
marinen Vulkanismus begleitet, dessen submarin gebildete Lava infolge des Wasserkontaktes
in seiner Fluidaltextur erstarrt (,,Pillow- Lava") und sich in wulst-, schlauch o. kissenartigen
Gebilden (
bis 1m) an der Küste von Crozon wiederfindet
[
DURAND, S.16; vgl. auch
MURAWSKI, S.148, 205
]
. Südlich von Rennes nimmt die sandige Sedimentation in Form
der Schiefer von Riadan wieder klastischen Charakter an.
Im Unteren Silurium (Llandoverium, 428 Mio.J.) begann die Sedimentation mit der
Ablagerung sandiger Fazies (Sandstein südlich von Rennes), die durch feine katazonale
graphit- und pyritreiche Schiefer in ihrer konkordanten Lagerung unterbrochen werden.
Graptolithe (z.B. Monograptus priodon) sind die einzigen Zeitzeugen des Wenlockiums (421
Mio.J)
[
WINDLEY, S. 45, 194; vgl auch DURAND, S.16; WALTER, SCHMIDT, S. 70
]
.
Das paläozoische AM unterlag mehreren marinen trans- und regressiven Phasen, so daß die
Oberfläche bedingt durch detraktive Sedimentation, vorwiegend Schiefer und
Sandsteinanteile aufweist. Im Unterdevon wurde das AM zu Beginn der Variscischen
Orogenese stark herausgehoben. Im Oberdevon und im Dinantium transgredierte das Meer
abermals.
12
Die küstennahen monotonen Wechselfolgen der Schiefer- und Sandsteinschichten
(Landevènnec) des Obersilurs (Ludlovium, 414 Mio.J.) liegen direkt auf den Quarzitschiefern
von Plougastel auf und zeugen von der Fortsetzung der marinen Sedimentation beim
Übergang des Siluriums in das Devon. Die jüngsten Sandsteinablagerungen südlich von
Rennes, stammen ebenfalls aus dem Silurium. Die gleiche mit benthogenen Sedimenten
versetzte Fazies markiert in der Ligerischen Zone die Ankunft des Gedinnium- Meeres im
Unterdevon (408 Mio.J.)
[
KLEIN, S.111
]
.
Der sandigen Sedimentation des Unterdevons folgt die feinere tonige bis karbonatttonige
Sedimentation des Mitteldevons, deren Körner bestehen aus Kalkstein (Saint Céneré, Angers,
Chalonnes) oder Grauwacke (Faou). Leitfossilien (Brachiopoden, Trilobite, Tentaculite usw.)
die verstärkt in feinplattig ausgebildeten Tonstein auftreten, zeigen eine ununterbrochene
Stratigraphie der silur- devonischen Serie auf (Gedinnium- Eifelium) [WALTER, 96/ 97, S.
31; vgl. auch DURAND, S. 17; MARESCH, W., S. 164].
Abb.5:
Fossilführender weicher Tonstein mit Trilobiten- Schwanzschilden (4 · 6 cm)
(hier Ontario/ Kanada) [Abb. aus MARESCH, W., S.165]
Charakteristische Leitfossilien (z.B. Maenioceras) [SCHMIDT,S. 83] des Oberen
Mitteldevons (Givetium, 374 Mio.J.) treten im AM nicht auf [DURAND, S.17] so daß die
Vermutung nahe liegt, daß das AM bedingt durch Landhebung oder Meeresspiegelsenkung
vor dem ausgehenden Mitteldevon, emportauchte.
13
In der von H. STILLE definierten ,,bretonischen Faltungsphase" [1924/ 28, S.199] deren
Existenz mehrmals in Frage gestellt wurde [RUTTEN, S.140; vgl. auch COGNÉ, J., 1957,
S.382; KLEIN, S.98], lagerten sich, bedingt durch marinen Vulkanismus molasseartige
Sedimente ab, die mächtige unterkarbonische Karbonatschichten in der Senke von Laval
umschließen. Die bretonische Faltungsphase markiert den Übergang des Devons in das
Karbon. Das warmfeuchte Klima und die variscische Tektonik des Oberkarbons
(Namurium, 320 Mio.J.) begünstigten geringe Steinkohleverbreitungen (Baie de Trépassés,
Quimper), bevor der zunehmende Paroxysmus die Variscische Orogenese dominierte
[
DURAND, S.17
]
. Das zunehmende variscische Geschehen läßt sich an der stark
beanspruchten Südküste anhand von Mineralgängen nachvollziehen, die fast vertikal
zwischen den Magmatiten an der Erdoberfläche auftreten (Abb.6. u. 7.).
Die von anatektischen Batholithgraniten intrudierten präkambrischen Massive (I-II) werden
unregelmäßig von einer dünnen kambro- ordovizischen epikontinentalen Sedimentschicht
überlagert, die sich unterhalb der Pariser Beckenlandschaft, bis in den Nordwesten von Paris
(Pays de Bray) erstreckt. Das tektonisch beanspruchte Armorikanische Zentrum (III) setzt
sich aus präkambrischen und paläozoischen Formationen zusammen, die in wechselseitigem
Kontakt stehen. Oberhalb der verschieden metamorphosierten Orthogneise (IV, V), die sich in
südwestlicher Richtung fortsetzen, deuten feinklastische Pelite aus dem Oberpräkambrium
und kambro- devonische (non- metamorphe) Sedimente auf den weiteren Verlauf bis zur
Bucht von Biskaya hin. Nachdem das Grundgebirgsmassiv im zentralen Pariser Becken bis
auf 2500 m unter das mesozoisch- neozoische Deckgebirge absinkt, taucht es im Nordosten
Frankreichs in Form der Ardennen wieder auf, während die nach Südwesten verlaufende
Seismik durch das Aquitanische Becken, aufgrund identischer katazonaler Eklogitvorkommen
die Verbindung zum Zentralmassiv widergibt. Das Aquitanische Becken, daß vom AM, dem
Zentralmassiv und den Pyrenäen begrenzt wird, ist die mit Sedimenten bedeckte Fortsetzung
der atlantischen Meeresbucht [JESSEN,O.,1943,S.74; vgl. auch WINDLEY, S.170, 178, 180,
199; WALTER, R., 1993, S.79; PLETSCH, 1997, S.8].
Die marginalen Bereiche des Ostarmorikanischen Massivs wurden von kambrischen und
ordovizischen Sedimentationen betroffen, die mit der Meeresausbreitung interferieren,
während sich der Zentralbereich in seinem orogenen Bild in einer gleichmäßigen Abfolge von
engbeieinander liegenden Synklinalen und Antiklinalen präsentiert, die in ihren regionalen
Streichrichtungen divergieren können.
14
Während die Syn- und Antiklinalen des Zentralen- und Südarmorikanischen Massivs (III, IV,
V) in hercynischer Richtung (SE- NW) verlaufen, divergieren die nordbretonischen Faltungen
(I, II) in Richtung Normandie (NW- SE). Das klar abgetrennte und aufgefaltete
Südarmorikanische Massiv (IV, V) steht im Gegensatz zum weniger stark gefalteten
Nordarmorikanischen Massivs (I, II) sowie Teilarealen der Normandie. Die unterschiedliche
Faltentektonik ist auf die Aktivität des präkambrischen und paläozoischen Untergrunds
zurückzuführen. Während die präkambrischen Formationen zwei verschiedenen Orogenesen
unterlagen, wird der paläozoische Untergrund im AM erst in der Variscischen Ära stärker
beansprucht. Desweiteren reagieren die eingelagerten glimmerschiefrigen Serien
unterschiedlich auf die Stockwerktektonik, da sie in ihrem grobkörnig- gut geschiefertem
Korngefüge mobiler erscheinen, als die mit Biotit intrudierten richtungslos- körnigen
massiven Granite [WINDLEY, S.174, 175; WALTER, 96/97, S.23, 37].
I.2.
Mesozoische Verwitterungen
Im Mesozoikum ist das AM im Gegensatz zu den angrenzenden Beckenlandschaften von
einer generellen Abnahme synorogenetischer Ereignisse betroffen. Während der
Kimmerischen und Alpidischen Orogenese blieb das AM landfest und wurde von keiner
sekundären Transgression betroffen, so daß die geologischen Grenzen des AM immer
konkreter wurden. Tektonische aber vor allem morphologische Aktivitäten konzentrierten
sich seit Beginn des Oberjura (Malm, 144-163 Mio.J.) auf die französischen
Beckenlandschaften, deren postvariscischer Untergrund durch mesozoische Meere fossilisiert
wurde. Die Grundgebirgsscholle behielt ihre ursprüngliche Morphologie annähernd bei und
hob sich von den angrenzenden Mulden des Pariser- und Aquitanischen Beckens ab, deren
wechselnd widerständige Kalk-, Sandstein- und Mergelschichten, durch marine und äolische
Erosion ausgeräumt wurden.
In der regressiven Zeit des Obertrias (213 Mio. J.) und der Unterkreide (97,5-144 Mio J.)
waren das AM und das Zentralmassiv landfest, während im Mitteljura (163-188 Mio.J.) und
in der Oberkreide (65-97,5 Mio. J.) das AM allseitig von Wassermassen umgeben war
[PLETSCH, S.4,5]. Zeugen des warmariden Klimas sind verwitterte präexistente Laterite,
massive Kaolinitformationen und Gipsvorkommen, die unterhalb der Kiesschichten aus der
Oberkreide (Cenomanium, 97,5 Mio. J.) des rechten Loireufer liegen (Angers).
15
Weitere Zeugen des warmariden Klimas sind Sedimente der limnisch- brackischen
Wealdenfazies in Nordfrankreich, sowie der fossile Laterit (Bauxit), der unter allitischen
Bedingungen verwitterte
[
KLEIN, 1979, S.280
]
.
I.3.
Känozoische Meeresspiegelschwankungen
I.3.1. Tertiäre Transgressionen (Karte 4)
Die Küstenmangroven der Baie de Bourgneuf enthalten Früchte, Pollen und Holzreste der
Palmengattung ,,Nypa" und deuten auf starke Gezeiteneinwirkungen entlang der bretonischen
Küste im unteren Eozän (Ypresium), während in Moutiers (Baie de Bourgneuf), Quiberon
und Port- Louis Sande mit hohen Glaukonitanteilen liegen. Die dunkelgrünen, im marinen
Bereich diagenetisch verfestigten Glaukonite, liegen heute in Schelfmeertiefen bis zu 200 m.
Diese Glaukonitsande weisen marine Leitfosslien (z.B. Nummulites planulatus) auf, die
ebenfalls auf transgressive Phasen entlang der bretonischen Südküste deuten. Pollenanalysen
in den angesprochenen Küstengebieten und in den tonig- sandigtonigen Gebieten bei Savenay
und La Trinité Porhoet lassen darauf zurückschließen, daß mit Beginn des Ypresiums (54,9
Mio. J.) der Atlantik einem dem heutigen ähnlichen Küstenverlauf erreichte
[
KLEIN, S. 683,
659, 709, 710; vgl. auch MURAWSKI, S.73; DURAND, S.18, 19; SCHMIDT, S.194
]
.
Marine Leitfossilien (z.B. Nummulites brongniarti) [DURAND, S.19; SCHMIDT, S. 139]
des Mittleren Eozän (Lutetium) weisen auf eine transgressive Phase des Lutetium- Meeres
hin. Mitteleozäne Sedimentablagerungen sind ausschließlich nur in der südbretonischen
Landschaft des Morbihan vertreten, wo sie direkt auf den Sedimenten des Ypresiums
aufliegen. Hauptverbreitungsareale sind vor allem die Loiremündung, die Westküste von
Noirmoutier, sowie der Bereich der westl. Loire- Atlantique (Machecoul, Chémeré, Campbon,
Saffré). Der Verlauf der lutetischen Meeresküste umschließt gleichzeitig die kontinentalen
Sandablagerungen aus der Kreidezeit, die mit der Anordnung lutetischer Sedimente des
kontinentalen Plateaus übereinstimmen. Die Transgression des nordöstlichen AM durch das
Epikontinentalmeer im unteren Oligozän (Sannoisium, 24,6-38 Mio.J.) begünstigte
Ablagerungen feinklastischer Dolomite, die ausschließlich der chemischen und
biochemischen Verwitterung entstammen. Nach der Regression entstanden durch
Sedimentation die Becken von Landéan, Laval, Thévalles, Chartres de Bretagne, sowie das
Becken von Quessoy.
16
17
Das Oligozän ist westlich von Saffré nicht mehr vertreten, so daß das Prinzip der von Westen
kommenden ,,klassischen" Transgression wie im Eozän, nun nicht mehr zutrifft. Bedingt
durch die Transgression des Flachmeeres befinden sich die Ablagerungen von Quessoy bis
Nort, sowie von Chartres en Bretagne zwischen dem anstehenden kristallinen Sockel in
schmalen aber relativ tiefen Becken und Mulden, weisen also die gleiche hercynische
Streichrichtung (NW- SE) auf, die der kristalline Sockel im Paläozoikum während der
hercynischen Orogenese erlangte [DURAND, S. 19].
Das Miozän (5,1- 24,6 Mio.J.) ist durch Ablagerungen des Helvets vertreten, dessen
Sedimente in weit zerstreuten, relativ schmalen und sehr tiefen Becken liegen, wobei die
unterste Schicht, vorwiegend aus abgrundeten grobkörnigen Psephiten (Ø= > 2mm) des
paläozoischen Sockels besteht. Die einzelnen Sedimentpakete weisen vertikal verlaufende
Quarzanteile aus dem pliozänen (2,5- 5,1 Mio. J.) Pontium und verfestigte, eckig- kantige
Brekzien aus dem jungmiozänen Sarmatium (5,1 Mio. J.) auf. Miozäne Sedimente bei Les
Cléons, Challans, Gouville- sur- mer und Carentan lassen darauf zurückschließen, daß das
von Westen transgredierende Meer des Faluns vom Kanal aus in das Becken von Rennes und
von der nördlichen Biskaya aus in das Loirebecken eingriff, um sich mit dem Atlantik zu
vereinigen.
[
KLEIN, S. 567, 568, 572
]
Die einzelnen Sedimentationsbecken werden
grundsätzlich durch Verwerfungslinien begrenzt. Die Verwerfungsflächen erscheinen
irregulär, da die Fazies variabel horizontal oder vertikal gelagert sind, was auf die Instabilität
des miozänen Sockels hinweist. Kalzium- und magnesiumreiche Fazies (Saint- Sauveur- des-
Landes) zeigen, daß die miozäne Sedimentation in den variscischen Becken, nicht mehr unter
relativ warmen, sondern unter zunehmenden ariden Bedingungen stattfand, so daß vor allem
die mobilen Elemente ausgefällt wurden.
Das Pliozän wird im AM durch zwei Sedimentationstypen vertreten, die mit Phasen, der
letzten tertiären Transgression korrespondieren:
Die erste Phase wird in der französischen Nomenklatur als ,,Redonien" bezeichnet (lat.
,,rhedonum" für Rennes), in der sich vor allem rote tonige Schichten durch den von Westen
her transgredierenden Atlantik im südarmorikanischen Massiv ablagerten. Große Lagerstätten
befinden sich im Bereich der Loire- Atlantique, Maine- et- Loire und nordöstlich von Rennes,
sowie auf der Halbinsel Cotentin. Vereinzelt treten im Redonien rote Sande auf,
Vermengungen roten Tons mit dem darüber abgelagerten Sand [WINDLEY,S. 30].
18
Die zweite Phase wird durch feldspathaltige rote Sande vertreten, die z.T Glaukonitanteile
besitzen und auf dem tonigen Redonien aufliegen. Ihre Verbreitung ist wesentlich größer als
die des Redonien. Die östliche Ausdehnung reicht weit über die Grenzen des AM bis zur
ostnormannischen Stadt Bayeux, wo das Redonien direkt auf dem Jura aufliegt. Im Westen
reichen die roten Sande von Lamballe bis Quimper und Étel, so daß der pliozäne
Küstenverlauf von Quimper bis nach St. Brieuc gelegen haben kann. Auffällig in der
Biostratigraphie des transgressiven Redonien sind die bretonischen Muschelsande, die im
Vergleich zum Miozän einen Anstieg der Faunenarten um 40% nachweisen [DURAND, S.21;
SCHMIDT, S. 194]. Rückblickend auf das Tertiär kann man festhalten, daß die Bretagne über
einen Zeitraum von 36,5 Mio. Jahre eine Insel war, deren ehemalige östliche Küste durch das
Becken von Rennes verlief.
I.3.2. Quartäre Ablagerungen
Die quartäre regressive Kaltzeit ist im AM mit starken Erosionsprozessen im Bereich der
stromabwärts gelegenen Flußtäler verbunden, die mächtige Ablagerungen hinterließen.
Stromaufwärts bildeten sich vorwiegend im Pleistozän glazialklimatische Schotterterassen,
die durch die Akkumulation von Sanden, Schotter und Kies genährt wurden. Der
nordbretonische Bereich weist Lehm- und Lößschichten auf, deren Entstehung auf
periglaziale Solifluktion zurückzuführen ist. Ihr Ausgangsmaterial ist lokalen Ursprungs,
allerdings wurde der Löß innerhalb der transgressiven Phasen partiell vom küstennahen
Grund des Ärmelkanals angespült.
Die Oberfläche der südbretonischen Atlantikküste wurde im Quartär nicht so stark von trans-
bzw. regressiven Prozessen betroffen so daß Lehm- und Lößvorkommen kaum auftreten. Der
Untergrund präsentiert sich wesentlich grobkörniger und weist hauptsächlich äolisch
gerundete Quarzsteinvorkommen auf. In den darauffolgenden Warmzeiten transgredierte das
Meer und füllte die ehemaligen Flußtäler wieder auf. Horizontal gelagerte marine
Sedimentationsschichten in Sainte- Anne- la- Palud (50-60m) und in Ploemel (30-35m),
weisen auf die pleistozänen Meeresspiegelniveaus hin (Karte 5). Jüngere Ablagerungen sind
als Akkumulationen von Steinen, die z.T. in Verbindung mit Sanden auftreten ersichtlich,
Übereste des ehemalig überspülten Küstenstriches der Südbretagne [KLEIN, S.719].
19
20
Sämtliche quartäre Ablagerungen können entweder einer Sedimentationsphase zugeordnet,
oder auf mehrere Interglazialzeiten verteilt werden. Ablagerungen auf dem Niveau zwischen
15-20 m stammen aus oder vor der Holstein- Warmzeit (0,3 Mio.J.), während die Sedimente
zwischen 0-5 m der Holstein und Eem- Warmzeit (0,1 Mio.J.) zuzurechnen sind.
Die kontinentalen interglazialen Böden treten als ehemalig bewaldete Flächen auf, während
die Vegetation der jüngsten Interglazialzeiten sehr der heutigen Waldfauna ähnelt. Die
Verbreitung der Tanne fand bereits während der Holstein- Warmzeit statt, während sich die
Pinie in der Eem- Warmzeit stark verbreitete. Während des Atlantikums (8000- 6000 J.) steigt
der Meeresspiegel um 16 m, so daß er bereits zu Beginn des Subboreals (5800 J.) der
Meeresspiegel die aktuelle Höhe erreichte. Die Dünen der westfranzösischen Küste nahmen
im Subatlantikum (3000 J.) in etwa die aktuelle Position ein [DURAND, S.23].
I.4.
Die submarine Geologie des Armorikanischen Massivs
Der aktuelle Verlauf der Küste ist nicht die wirkliche geologische Grenze des AM. Die
präkambrisch, anschließend hercynisch geformte Lithosphärenplatte (AM) verläuft weiter
submarin, um dann unter die tertiären Ablagerungen des Ärmelkanals im Norden, der Mer
d'Iroise im Westen und der Kontinentalplatte des Golf von Gascogne im Südwesten
abzutauchen (Karte 6). Betrachtet man die allgemeine Streichrichtungen der submarinen
Verwerfungen (Karte 5), so verläuft dessen geologische Grenze im Norden, Westen und
Süden ganzheitlich unterhalb des Meeresspiegels, um sich dann unterhalb der hauptsächlich
meso- und känozoischen Sedimente die den kristallinen Sockel ganzheitlich umgeben,
fortzusetzen. Der Sedimentationsbereich des Ärmelkanals sowie der des Golfes von Gascogne
unterlag insgesamt mehreren Faltungsphasen. Der Schelfmeerbereich weist verschiedene
Diskordanzen auf, die aus geringfügigen neotektonischen Vorgängen seitens des AM
herrühren, das sich unterhalb der marinen Sedimentschichten fortsetzt. Die stark kompressive
Tektonik der pyrenäischen und alpinen Faltung bewirkte eine leichte Dislokation des
wesentlich älteren AM. Die cadomische und kaledonische Faltungsphase ordnete die Gräben
des Ärmelkanals in nordost- südwestlich verlaufender Richtung an, während die folgende
variscische Phase der südarmorikanischen Kontinentalplatte, die Gräben in west-
nordwestlicher, ost- südöstlicher und nordwest- südöstlicher Richtung anordnete.
21
22
I.4.1. Verlauf und Ausstattung des Schelfmeerbereichs
Der im Tertiär überflutete kristaline Sockel umgibt das AM in Form eines Strahlenkranzes,
der je nach Lokalität eine Breite von 10- 60 km erreicht. Sein Verlauf beginnt an der Ostküste
der normannischen Halbinsel Cotentin, verläuft bis zur westbretonischen Insel Ouessant und
endet an der südwestbretonischen Insel Noirmoutier (Karte 6).
Der westliche Ärmelkanal erscheint als ein flaches, z.T. muldenförmiges Becken, dessen
Tiefen (50- 110m) von Osten nach Westen langsam zunehmen. Auffällig sind die zwei
langgestreckten parallelangeordneten Gräben ,,fossé- vièrge" (- 132 m) und ,,fossé centrale"
(- 172 m), die in 50- 75 km seewärtiger Richtung im Zuge der cadomischen und
kaledonischen Faltungsphasen in nordost- südwestlicher Richtung angelegt worden sind. Der
gesamte Bereich des westlichen Ärmelkanals gehört zum nordwesteuropäischen
Kontinentalschelf. Seine Grenze wird durch den Kontinentalhang markiert, der zwischen 7° u.
9° westl. Länge an der 180 m- Isobathe steil abfällt. Jenseits der 180 m- Isobathe nehmen die
Tiefen im Bereich des Kontinentalfußes und der Tiefseeebene rapide zu
[
FRANZ.
SEEKARTE, Nr. 4587
]
.
Die nordarmorikanische neritische Provinz baut sich aus dem alten pentévrianischen
kristallinen Grundgesrüst auf, welches von Sedimenten und Vulkaniten aus dem Briovérien
überlagert wird, die sich bereits während der assyntischen Phase durch Metamorphosen
bildeten
[
GERLACH, S.A., 1994, S.69, 105
]
Diese Gebiete wurden vor Beginn des
Paläozoikums von basischen und sauren Intrusionen begleitet. Die Sedimente des
transgresssiven Paläozoikums treten sehr dünnschichtig auf und verteilen sich sehr
unregelmäßig. Im Unterordovizium (Llandeilium), transgrediert das ordovizische Meer
abermals und überflutet den gesamten nordarmorikanischen Bereich des Ärmelkanals, dessen
feine Sedimente sich mit den Sedimenten des submarinen Vulkanismus vermengen und
geringe Ablagerungen in der Nord- bzw. Westbretagne hinterlassen. Anschließend breiten
sich die devonischen Sedimente über die Ablagerungen des transgressiven Llandeilium aus.
Vertikale Verschiebungen ließen im Oberdevon (bretonische Phase) submarine Horste und
Gräben entstehene, auf die sich Sedimente unterschiedlicher Fazies ablagerten. Die durch
ständige Senkung entstandenen Geosynklinalen reicherten sich vor allem mit der gröberen
Fazies aus der Schuttzufuhr des Orogens an. Im Gegensatz zu den Vortiefen lagerte sich
oberhalb der Horste die feinkörnigere neritische Fazies ab.
23
Das südarmorikanische Areal wird im Bereich des Kontinentalhangs an der Westküste durch
eine stark beanspruchte Zone uneinheitlicher Stratigraphie vom Bereich des Ärmelkanals klar
abgetrennt. In der submarinen Fortsetzung des stark gefalteten westarmorikanischen Bereichs
ist es kaum möglich, die bereits mehrmals umgewandelten Gesteine und diagenetisch
verfestigten Sedimente zu datieren, da diese Umwandlungsprozesse nur stellenweise klar
erkennbare Horizonte hinterließen. Der paläozoische Untergrund der westl. Baie d`Audierne
ähnelt in seiner Fazies der des Ärmelkanals. Sie tritt größenteils monostrukturell auf und
erreichte in 10 km Tiefe bei einem Druck von 10 kb einen Metamorphosegrad, der der
Grünschiefer- Fazies zuzuordnen ist. Die Grünschiefer- Fazies resultiert aus der verstärkten
Zunahme des Grades der Amphibolite, die sich ihrerseits im Rahmen der Granittektonik
intrusiv in den erweiterten Bruchfugen des Plutons ablagerten
[
WINDLEY, 1996, S.370- 371;
WALTER, 96/97, S.36].
Östlich der gedachten granitischen Verbindung zwischen der Halbinsel Quiberon und der
Insel Noirmoutier bilden kristalline Formationen den Untergrund, deren älteste Gesteine aus
dem Unterkambrium stammen (620 Mio. Jahre). Die polymetamorphen Gesteine treten als
meso- katazonale Metamorphite auf, die sich durch retrograde Metamorphosen der
Amphibolitfazies bilden konnten. Zwischen der Inselgruppe les Glénans und Quiberon liegen
Glimmerschieferschichten, die mehreren Faltungen ausgesetzt waren und der Grünschiefer-
Fazies zuzuordnen sind [DURAND, S.25]. Sie könnten den südwärtigen Verlauf der
monostrukturellen Baie d'Audierne darstellen.
I.4.2. Die mesozoisch- känozoische Meeressedimentationsdecke
Betrachtet man den gesamten Schelfmeerbereich des AM, so wird es vorwiegend von
mesozoischen Mergel- und mit organischen Substanzen durchsetzte känozoische
Kalkschichten überdeckt.
Der nordöstliche Ärmelkanal erscheint als ein mit neritischen (zoogene u. phytogene Sande)
und kontinentalen Fazies (Schotter, Kies, Fein- u. Staubsande) gefülltes
Sedimentationsbecken. Dieser sublitorale Flachmeerbereich wird im Nordwesten seewärtiger
Richtung durch die Anordnung der beiden ozeanischen Gräben begrenzt, die in etwa der
gedachten Verbindung der nordnormannischen Insel Aurigny mit der westbretonischen Insel
Ouessant entspricht. Die Wassermassen des Ärmelkanals konnten seit der oberen Kreide und
vor allem im Eozän diesen 200 km fast geradlinigen Verlauf überfluten, um zwischen den
beiden Inseln senonische (obere Kreide) und paläogene Sedimente marin abzulagern.
24
Es lagerten sich unmittelbar im litoralen Bereich der nordbretonischen Küste dünne eozäne
Sedimente aus dem Bartonium, Ypresium und Lutetium ab, die das submarine AM
umschließen.
Im Süden des AM präsentiert sich die Struktur der postpaläozoischen Sedimente wesentlich
übersichtlicher. Die neritische sowie kontinentale Fazies formt einen prismaförmigen Verlauf
der Schichten in südöstlicher Richtung. Folglich weist die südbretonische submarine Geologie
wesentlich jüngere Ablagerungen auf, je näher man sich dem Kontinentalhang der
südbretonischen Küste nähert. Im Gegensatz zur Nordküste weist die Südküste eine flach
ausgeprägte Fußregion am Hang und keine Plattenränder zu dem Kontinent auf, so daß auch
keine bedeutenden Subduktionszentren im unmittelbaren Küstenbereich auftreten. Allerdings
sorgen Staffelbruchzonen (Karte 5) für die Ausbreitung breiterer und mächtigerer
Sedimentationsdecken, als die des Ärmelkanals, da sie zusätzlich durch terrigene Sedimente
angereichert werden, die sich auf die abgegrenzten synthetischen Bruchsyteme leichter
ablagern können (Karte 6).
Kapitel II.
Das Relief der bretonischen Halbinsel und ihre Küsten
II.1.
Die Halbinselform der Bretagne
Die Bretagne wird in der geologischen und geomorphologischen Fachterminologie als
,,Armorikanisches Massiv" (kelt. Ar`mor = Land des Meeres) bezeichnet, was nicht nur auf
ihren geologischen Ursprung, sondern auch auf ihre geographische Lage hinweist. Sie weist
im wesentlichen 2 Hauptmerkmale auf:
-
die klare räumliche Abtrennung zu den angrenzenden Landschaftsräumen
-
die unmittelbare Nähe zum Meer, bedingt durch die Halbinselform
Das AM wird im Norden, Westen und Süden allseitig von Meer umgeben, lediglich die
Grenze zum Osten hin schließt sich an das französische Festland an. Die klare räumliche
Abtrennung zu den Landschaftsräumen ,,Pariser Becken" und ,,Aquitanisches Becken" wird
durch den Übergang des metamorphen und kristallinen Grundgebirges zum meso-
neozoischen Deckgebirge deutlich.
Ende der Leseprobe aus 173 Seiten
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Details
- Arbeit zitieren
- , 2000, Das Landschaftsbild der Bretagne aus physisch-geographischer Sicht, Hamburg, Bedey Media GmbH, https://www.diplom.de/document/221297
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