Der Bressegraben gehört zu den frühesten im Känozoikum entstandenen Grabenbruchsegmenten des Westeuropäischen Riftsystems. Seine ältesten Sedimente reichen bis in das mittlere Eozän zurück. Im Verlauf seiner geologischen Entwicklung bildeten sich wiederholt Seen, Feuchtgebiete und Flusssysteme, in denen sich mächtige Sedimentschichten ablagerten.
Der Bressegraben ist ein weitgehend Nord-Süd ausgerichteter Graben von etwa 200 Kilometern Länge und 35 bis 60 Kilometern Breite.
Im Norden steht der Bressegraben über eine geologische Störungszone mit dem Oberrheingraben in Verbindung, im Osten wird er vom Jura und im Westen vom Zentralmassiv begrenzt. Nach Süden öffnet sich der Raum zum Saônetal und anschließend zum Rhône-Graben.
Vorgeschichte
Darstellung der Auflösung des Superkontinents Pangea und der darauf folgenden Auseinanderdrift der Einzelteile
Die tektonische Vorgeschichte des Bressegrabens reicht bis zur Auflösung des Superkontinents Pangaea in der späten Trias (vor 251,902 bis 201,4 Millionen Jahre) zurück. Mit der anschließenden Bewegung der Kontinentalplatten veränderte sich die Spannungsverteilung in Europa grundlegend. Im Känozoikum (beginnend vor etwa 66 Millionen Jahren und bis heute andauernd) näherte sich die Afrikanische Platte der Eurasischen Platte. Die dabei wirkenden Kräfte führten im Süden zur Bildung der Alpen, erfassten aber auch deren nördliches und westliches Vorland. Das Westeuropäische Riftsystem entstand in diesem Zusammenhang als Folge großräumiger Dehnungsbewegungen der Erdkruste.
Diese tektonischen Vorgänge bildeten den übergeordneten Rahmen für die spätere Entwicklung des Bressegrabens.
Entstehung des Bressegrabens
Der Fels von Solutré, die westliche Grabenkante
Mit der Annäherung Afrikas an Eurasien entstanden im Vorland der sich bildenden Alpen neue tektonische Spannungen. Im Bereich des heutigen Bressegrabens wurde die Erdkruste gedehnt und entlang von Störungen abgesenkt, es entstand ein Grabenbruch. In der sich entwickelnden Senke lagerten sich im Eozän (vor 56 bis 33,9 Millionen Jahren) und Oligozän (vor 33,5 bis vor 23,04 Millionen Jahren) mächtige Sedimentschichten ab.
In den abgesenkten Becken sammelten sich zeitweise große Mengen Wasser. Unter den ariden Klimabedingungen des Oligozäns verdunstete das Wasser teilweise stark; dabei entstanden mächtige Evaporitablagerungen. Eine Verbindung zu marinen Gewässern wird für Teile des Riftsystems diskutiert.
Die Dehnungskräfte wurden so stark, dass während dieser Entwicklung im Süden der Bresse der Rhône-Graben entstand und im Norden der Oberrheingraben, Nieder-Rheingraben und weitere Grabenbrüche, die sich letztlich über weite Teile Europas grob in Nord-Süd-Richtung zogen.
Vom Meeresbecken zum Seengebiet
Geologie des Jura-Gebirges
Mit der zunehmenden Annäherung Afrikas an Eurasien gingen die Dehnungskräfte ins Gegenteil über. Der wachsende Druck der Alpenfaltung, die zusehends auch im Westen und Südwesten stattfand, sorgte für einen Schub nach Nordwesten. Im Miozän (vor 23,04 bis vor 5,333 Millionen Jahren) wurde die mesozoische Sedimentdecke nach Nordwesten vorgeschoben. Eine mächtige evaporitische Schicht aus der Trias wirkte dabei als Abscherungs- und Gleithorizont.
Im nördlichen Bereich entstand dabei der vergleichsweise wenig gefaltete Tafeljura, der über die Evaporitschicht geschoben wurde, während die Sedimentdecke weiter südlich zum Faltenjura aufgefaltet und überschoben wurde. Die beiden Formen des Jura unterscheiden sich somit vor allem in der Art und Stärke der Verformung der Sedimentdecke.
Eine besondere Erscheinung ist der Plateaujura, der südlich des Tafeljuras beginnt und sich der Westkante entlang zieht (Revermont). Beim Plateaujura handelt es sich um eine Sonderform des Faltenjuras. Während der lang andauernden Faltung waren auch die Erosionskräfte aktiv und sorgten für ein Einebnen des Geländes, das zunehmend zu einer Hochebene wurde.
Durch den fortgesetzten Schub der Alpen wurde die Sedimentdecke des Jura weiter nach Nordwesten vorgeschoben und über die östliche Grabenkante des Bressegrabens geschoben. Dabei wurde die Sedimentdecke zunehmend deformiert und in schmale, tektonisch stark beanspruchte Zonen gegliedert, die als Faisceaux bezeichnet werden und sich jeweils westlich der Plateaux befinden. Direkt am Übergang zur Bresse liegt das Faisceau lédonien mit dem anschließenden Plateau de Lons (Plateau lédonien)
Durch diese tektonischen Bewegungen wurde das Südende der Bresse – ungefähr in der Gegend von Lyon – zunehmend mit Schutt und Sedimenten aufgefüllt und gleichzeitig angehoben. Dadurch wurde die Verbindung zu den südlich gelegenen Becken und Meeresgebieten im Pliozän (vor etwa 5,33 bis vor 2,58 Millionen Jahren) unterbrochen, und die Bresse entwickelte sich zu einem überwiegend kontinental geprägten Sedimentbecken. Das allenfalls verbliebene Salzwasser verdunstete und es sammelte sich das Süßwasser von den umliegenden Flüssen. In der Bresse entstand ein ausgedehntes Seengebiet, das später als Bresse-See bezeichnet wird.
Wasserzufluss zum Bresse-See
Da das Becken nach Süden blockiert war, wurde der Bresse-See ein riesiges Auffangbecken für den Abtragungsschutt der Alpen, des Jura und teilweise der nördlichen Voralpen.
Als Folge lagerten sich im Becken mächtige, teilweise mehrere hundert Meter umfassende Sedimentfolgen ab, die heute als Marnes de la Bresse bezeichnet werden. Sie bestehen überwiegend aus Ton und Mergel, enthalten aber auch Sande, Schluff und Kies.
Die Flüsse aus dem Osten (Jura)
Der Jura war der dynamischste Akteur. Während sich der Jura auffaltete und nach Westen schob, gruben die Flüsse tiefe Schluchten (Reculées).
Die wichtigsten Zubringer waren die Urformen der Flusssysteme, die heute der Seille, der Reyssouze und der Veyle entsprechen. Sie schwemmten riesige Mengen an Kalk und feinem Juramergel in den See.
Die Flüsse aus dem Norden
Der Doubs und die Ur-Saône entwässerten die südlichen Ausläufer der Vogesen und die Senke zwischen Vogesen und Jura, die eigentliche Störungszone zwischen Bresse und Oberrheingraben. Sie brachten siliziumhaltige Sande und Tone aus dem Norden in das Becken ein.
Die Flüsse aus dem Westen (Massif central)
Der Westrand des Bresse-Beckens grenzte an das alte, kristallineZentralmassiv (wie das Beaujolais- und Mâconnais-Gebirge).
Von diesen Hängen flossen zahlreiche kürzere, steile Bäche und Flüsse (Urformen der westlichen Saône-Zuflüsse) in den See. Sie transportierten vor allem quarzreiche Sande und Granitelemente.
Der Bresse-See
Der See hatte eine riesige Fläche, er dehnte sich zeitweise von der Gegend des heutigen Lyon bis nördlich des heutigen Louhans-Châteaurenaud aus (>50 Kilometer). Er war extrem flach und glich eher einer sumpfigen Seenlandschaft.
Wenn die Flüsse die flache Bresse-Ebene erreichten, verloren sie an Fließgeschwindigkeit und breiteten sie sich in weitverzweigten, trägen Flussdeltas aus. Sie mäandrierten durch riesige Sumpflandschaften und lagerten kontinuierlich die mitgebrachten Sedimente ab – die schwereren Sande eher am Rand, während der feine Schlamm (der spätere Bresse-Ton) bis in die Mitte des Sees getragen wurde und dort zu Boden sank.
Die Quarz- und Granitsande sanken sofort zu Boden und bildeten mächtige Sandbänke. Solche sandigen Bereiche werden regional als Varennes bezeichnet. Die Böden sind sandig-lehmig, leicht zu bearbeiten und erwärmen sich im Frühjahr schnell. Hier werden heute vor allem Spargeln und Gemüse angebaut, und die typischen Heckenlandschaften (Bocage) sind vorherrschend.
Der feine Schlamm und Schwebstoffe wurden durch die Flüsse weit in den See hinausgetragen. Dadurch entstand im Zentrum der Bresse eine hunderte Meter dicke, extrem dichte Schicht aus Ton und Mergel, aber auch Sande, Schluff und Kies (Marnes de la Bresse). Der Boden ist absolut wasserundurchlässig, deshalb blieben riesige Sumpfgebiete zurück.
Europas Vegetation während des letzten Eiszeitmaximums. Gelb-grün schraffiert das Lössgebiet, insbesondere westlich der Alpen-/Juragletscher
Eine einschneidende Episode im Leben des Bresse-Sees war die Vergletscherung. Während der Höhepunkte der Eiszeit in der Riß- (vor etwa 300.000 bis vor 130.000 Jahren) und Würm-Kaltzeit (vor etwa 115.000 bis vor 11.700 Jahren) schob sich der Rhonegletscher in das französische Vorland hinein, gleichzeitig wuchsen die Juragletscher bis an den Rand der Bresse-Ebene. Während dieser Zeit blies der Wind regelmäßig von den kalten Gletschern gegen die wärmere Ebene. Sie transportierten Löss, den sie in der Bresse-Ebene deponierten. In diesen Gegenden entstanden extrem fruchtbare, gelbliche Lehmböden – heute die Kornkammern der Bresse, in denen intensiv Mais und Getreide angebaut werden.
Im späten Pliozän und frühen Pleistozän (Vor etwa 2,58 Millionen bis vor 11.700 Jahren) gelang es den Wassermassen, die Kalksteinschwelle im Süden bei Lyon endgültig zu durchbrechen. Der Bresse-See lief nach Süden hin aus. Das permanente Seestadium war damit beendet, und das heutige Flusssystem der Saône (und Rhone) begann sich einzuschneiden.
Die Gewässer im Bressegraben entwässern grundsätzlich in die Saône im Westen
Während dieser Seen-Phase hatte sich der Schub von der Alpenfaltung weiter fortgesetzt und dafür gesorgt, dass der Grund des Bresse-Sees angehoben und zudem leicht schräg – mit einem Gefälle nach Westen – gestellt wurde. Somit konnte ein Ablauf des Endsees schließlich nur entlang der westlichen Grabenkante erfolgen.
Der Bresse-Graben in vorgeschichtlicher Zeit
Schematischer Querschnitt durch die Bodenstruktur der Bresse-Ebene (Frankreich) im natürlichen Zustand. Über dem Bresse-Lehm bildet sich eine Schicht aus Staunässe. Darüber liegt die fruchtbare Humusschicht mit Vegetation.
Nach dem Abfluss des Sees prägten verbleibende Feuchtgebiete und Sumpflandschaften die Ebene. Es beginnt das Wachstum der Pflanzen: Pionierpflanzen, viele Erlen, die den feuchten Untergrund lieben, aber auch häufig Eichen. Mit der Zeit entwickelt sich daraus der Saltus Brixiae, der undurchdringliche, feuchte Urwald der Bresse.
Größere Steine und Gerölle fehlen in der Bresse-Ebene weitgehend, mit Ausnahme der Ränder, wo Moränen der Gletscher liegen oder Geröll von den angrenzenden Plateaux in die Ebene gelangt.
Der Grund selber weist eine ausgeprägte Dreiteilung auf: Zuunterst liegt die dicke, wasserundurchlässige Lehmschicht des ehemaligen Sees, darüber steht das Wasser, und an der Oberfläche bildet sich mit den Jahren eine Humusschicht aus den verrottenden Pflanzen.
Mit den Jahren ist die Bresse mit dichten Wäldern bedeckt, der Boden jedoch sumpfig, unfruchtbar und kaum begehbar.
Der Bresse-Graben in historischer Zeit
Aufgrund der Unzugänglichkeit der Bresse-Ebene begann die Besiedlung erst etwa 1600 v.Chr. an den Rändern der Ebene. Die ältesten Siedlungsspuren finden sich am Jurafuss, im Saône-Tal und in der Gegend von Brou, beim heutigen Bourg-en-Bresse.
Im zweiten vorchristlichen Jahrhundert begann die römische Landnahme in Gallien, die sich in den folgenden Jahrhunderten weiter nach Norden ausdehnte. Während des Gallischen Krieges (58–51 v. Chr.) geriet die Bresse unter römische Herrschaft. Die Truppen im Landinneren hatten einen großen Salzbedarf, entlang des Jurafußes fanden sich riesige Salzlager. Die römischen Besatzer begannen deshalb mit dem Bau eines verhältnismäßig dichten Netzes an Straßen, die vornehmlich den Zweck hatten, die Salzlager entlang des Jurafußes mit den Truppen im Saônegebiet zu verbinden und den Salznachschub zu gewährleisten. Die Anlage dieser Römerstraßen ist heute noch bewundernswert. Es ist kaum nachvollziehbar, wie die optimale Routenführung entlang der schwachen Kreten und mit möglichst wenigen Flussübergängen im dichten Wald gefunden werden konnte.
Mit den Bautrupps folgte eine weitergehende Besiedlung im Inneren der Bresse. Es entstanden Weiler und Dörfer vorwiegend entlang der Straßen. Allerdings hatten die römischen Bauleute mit großen Schwierigkeiten zu kämpfen: es fehlten die Kalksteinplatten, mit denen sie die Straßen abzudecken pflegten. Teilweise wurden diese Bauelemente aus den Randgebieten hergebracht, oder im Extremfall zu einer vereinfachten Bauweise gegriffen: eine Straße aus gestampfter Erde und mit Kies bedeckt (beispielsweise in der Gegend von Ouroux-sur-Saône).
Schematischer Querschnitt durch die Bodenstruktur der Bresse-Ebene mit einem Étang. Das ausgehobene Becken nutzt den undurchlässigen Lehmsockel als Abdichtung nach unten, wodurch das Wasser im Teich gehalten wird und die Teichwirtschaft ermöglicht.
Eine entscheidende Veränderung erfolgte um den Jahrtausendwechsel. Damals entstand eine verstärkte Religiosität, eine Ausweitung des Mönchtums und ein steigender Bedarf an Fischen als Fastenspeise. Aus diesen Gründen begannen die Benediktiner und andere Mönche mit dem Bau von Étangs und Biefs. Durch die große Zahl an Étangs, die im Gebiet der Bresse erstellt wurden, erfolgte eine Drainage der wasserführenden Schicht, was zu einer steigenden Fruchtbarkeit führte.
Weblinks
Stufe 6: Wein und Senf.Was ist ein Graben.In:www.geo-sports.org.Geology of Geo-Sports.org,abgerufen am 7.Oktober 2026.
↑Diese Salzlagerstätten wurden in geschichtlicher Zeit wiederentdeckt und über Jahrhunderte intensiv abgebaut. Zentren dieses Abbaus waren beispielsweise Salins-les-Bains und Lons-le-Saunier. Die reichen Salzvorkommen bewogen die Römer zum Bau eines Straßennetzes, um ihre Truppen im Landesinneren mit dem kostbaren Mineral zu versorgen.
↑Eine eindrückliche Sicht auf die Faisceaux lédoniens und das Plateau lédonien hat man auf der Route von Lons-le-SaunierLes Péroseys (286 Meter) auf der Départementsstraße D52 nach Les Vernes (424 Meter). Die D52E4 führt durch Montaigu wieder durch die Faisceaux nach Lons-le-Saunier. Statt nach Montaigu abzubiegen, kann der Weg fortgesetzt werden, bis zum ersten KreisverkehrVernantois, wo sich der Blick über das Plateau lédonien öffnet.
Siehe auch
Alpidische Orogenese bezeichnet die bislang letzte globale Gebirgsbildungsphase der Erdgeschichte, in der die Alpen gebildet wurden.
Bresse, eine allgemeine Beschreibung der Region Bresse
