Transcript
Prom. Nr. 2007
Petrographische Untersuchungen im Gebiete der Val Russein (Aarmassiv-Ostende)
VON DER
EIDGENÖSSISCHEN TECHNISCHEN HOCHSCHULE
IN
ZUR ERLANGUNG DER WÜRDE EINES
DOKTORS DER NATURWISSENSCHAFTEN GENEHMIGTE
PROMOTIONSARBEIT
VORGELEGT VON
Hans Peter von
Referent
Eugster
Trogen (App. A.Rh.)
Herr Prof. Dr. P.
:
Korreferent
:
Niggli
Herr Prof. Dr. C. Burri
I v.
*
J
Zürich 1951 Dissertationsdruckerei Leemann AG.
ZÜRICH
Sonderdruck
aus
„Schweiz. Min. Petr. Mitt."
Band 31, Heft 1, 1951
Petrographische Untersuchungen im Gebiete Val Hussein (Aarmassiv-Ostende) Von Hans Peter
der
Erster (Zürich)
Inhaltsverzeichnis
Vorwort
4
Zur
4
Einführung
Zusammenfassung
4
1. Teil : Der nördliche Ortho- und
A.
Granitgneise 1. Der zentrale
7
Granitgneis
a) Normaltyp
b) 2.
3.
B.
Mischgesteinskomplex
des zentralen
7
Albitreicher
Granitgneis c) Dunklerer, feinkörniger Granitgneis Der nördliche Granitgneis Die gegenseitigen Beziehungen der granitischen
Die chorismatischen 1.
7
Granitgneises
8 9 10
Gesteine
13
Hüllgesteine
18
Die südliche
18
a) Die
19
Mischgesteinsserie Gesteinstypen
<£
^
7
QLM-Dreieck (Ausschnitt) aarmassivischer Granite. Q
L
X
neue
bis 5)
1
58.4
37.5
•
Innertkirchner Granite
2
53.1
39.2
7.7
o
Gasterngranite ( 4- quarzdiorit. Randfacies) Tödigranit übrige Aaregranite
3
54.4
38.6
8.0
4
52.5
34.2
13.3
5
55.2
33.0
11.8
k
Analysen (1
Niggli-Werte granitischer
Gesteine des
wandschaft mit dem nördlichen
Gestein
si
Granitgneis al
M 4.1
Aarmassivs, die stofflich eine Ver¬
erkennen lassen
:
fm
c
alk
k
mg
Gasterngranit
315
43
22,5
9
25,5
0,45
0,32
Gasterngranit Innertkirchnergranit Innertkirchnergranit
289
40
25
8
27
0,43
0,36
9
256
39
30,5
5
25,5
0,43
0,35
28
297
43,5
22,5
9
25
0,46
0,34
264
Innertkirchnergranit Innertkirchnergranit Tödigranit Granitporphyr, Rand¬ facies des Tödigr. „Basischer Granit"4)
240
43
28
5,5
23,5
0,48
0,37
266
306
47,5
21,5
5
26
0,30
0,20
267
283
41
21
26,5
0,32
0,46
74
24,5
0,30
0,37
291
24
0,48
0,26
278
)
11,5
329
42,5
28,5
4,5
323
42
22,5
11,5
Kontaminierter zentraler
Aaregranit
nach Liechti (17).
Nr. 7
Val Russein
Nimmt
man
(Aarmassiv-Ostende)
17
nicht an, dass der relativ hohe Tonerdeüberschuss der
A 4 und A 5 im wesentlichen eine sekundäre
Analysen stellt (Wegfuhr nation beruhe,
von c
so
Erscheinung dar¬ Metamorphose) oder auf Kontami¬ genetische Verwandtschaft mit den
und alk bei der
lässt sich
eine
an
erwähnten
Granitkomplexen angeführten Analysen bei gleichem höheres fm oder si (oder beides) besitzen
denken. Immerhin sei darauf
dass die oben meist ein
mit Ausnahme des
—
Tödigranitporphyrs
—,
was
hingewiesen,
Tonerdeüberschuss
doch eher auf den Einfluss lokaler Prozesse
schliessen lässt. Eine
Granitanalyse, die mit A 4 und A 5 ebenfalls verwandt ist, wurde von H. Libchti [17] mitgeteilt. Er fasst das Gestein als verunrei¬ nigten zentralen Aaregranit auf. Der nördliche Granitgneis wäre demnach einer älteren (vorzentralgranitischen) Intrusion zuzuschreiben, welche zu Gesteinen führte, die chemisch, mineralogisch und strukturell den Gastern-Innertkirchnergraniten nahestehen. Magmatisch und tektonisch kommt dem nördlichen Granitgneis durchaus selbständiger Charakter zu, was schon aus den Einwirkungen auf das Nebengestein hervorgeht (über die recht beträchtlichen Unter¬ schiede zum zentralen Granitgneis siehe S. 41). Ob allerdings der nörd¬ liche Granitgneis als Ganzes bloss durch umfassende Kontamination oder aber verschiedenes Stadium der Differentiation sich
zentralen
vom
zeitlich und örtlich —
zusammen
Aaregranit
unterscheidet oder ob
getrennte
mit Gastern- und
Phase
er
(bzw. beides)
in eine
andere,
Magmenbildung gehört Innertkirchnergranit —, kann an dieser der
Stelle nicht entschieden werden. Immerhin darf
man
vermuten, dass die
Intrusion nicht in einem sehr viel früheren
Zeitpunkt erfolgte ; denn der jünger als die Diorite des Pruttstock-Düssistocks, deren Entstehung aus strukturellen Gründen dem magmatischen Zyklus der herzynischen Orogenèse zugeschrieben werden muss. Deshalb darf der nördliche Granitgneis nicht einfach in die Gruppe der „alten Granite" eingereiht werden. nördliche
Granitgneis
Noch
eine
Granitgneises
ist immer noch
Bemerkung
zu
A 3
:
innerhalb der nördlichen
Varietät des zentralen
Granitgneises,
Die
Verwandtschaft
Granitgneise
dieses
mit der dunklen
feinkörnigen
feinkörnigen
welche isoliert in der Val Gronda de Russein
auftritt (s. S. 9), ist auch chemisch
so eng, dass an analoge Entstehung gedacht Abkömmling desselben zentralgranitischen zu bezeichnen. Die struk¬ Magmas eingelagert in die nördlichen Granitgneise turellen Unterschiede von den normalen und albitreichen Typen können verschie¬ denen Kristallisationsbedingungen zugeschrieben werden. Der gegenüber dem Mittelwert der zentralen Aaregranite etwas erhöhte M-Gehalt lässt leichte Kon-
werden darf. Das Gestein wäre als —
—
Hans Peter
18
tamination vermuten,
gelten müsste, (A 1) praktisch
was
dann
die strukturell
Eugster
allerdings auch für jene Granitapophyse (A 2) Normaltyp des zentralen Granitgneises
mit dem
identisch ist.
HÜLLGESTEINE
B. DIE CHORISMATISCHEN
Granitgneise finden sich eingelagert in eine im Detail sehr wech¬ vorwiegend chorismatischer Gesteine. Trotz der ausser¬ ordentlichen Schwankungen im Kiemen ist der Bauplan im Grossen recht gleichmässig. Rein auf Grund der räumlichen Lage scheiden wir in eine südliche und eine nördliche Mischgesteinsserie, wobei auch dem In¬ halt nach gewisse Unterschiede zu Tage treten. Die
selvolle Serie
1. Die südliche
Mischgesteinsserie
Bildungen Paragesteine
Ausser den chorismatischen
auch monoschematische
lite, Schiefer und Gneise
auf, welche fast
nur aus
terial bildet die hellen
treten innerhalb dieser Serie
—
sowie sehr helle,
—
graue bis
graugrüne Phyl-
aplitisch-granitische
Gneise
leukokraten Mineralien bestehen. Dasselbe Ma¬ Bestände der
Chorismite, welche gegenüber (im und senkrecht zum Strei¬
dem dunklen Anteil durch ihre Inkonstanz
chen) auffallen. Diese Inkonstanz, die an manchen Orten feststellbare sowie die oft deutlich erkenn¬ aderartig durchgreifende Lagerung bare pegmatitische Ausbildung beweisen, dass diesen Bereichen bei der Entstehung weitgehende Mobilität zukam, d.h. dass sie als Ganzes genommen als Chymogen bezeichnet werden müssen, im Gegensatz zum —
—
stereogenen Paläosom. Das tragende Grundelement bildet immer das Stereogen, welches völlig mit den monoschematischen Paragesteinen übereinstimmt. Darin lagert sich das Chymogen entweder augenförmig bis linsenartig (Ophtalmite), lagen-, schicht- bis bankartig (Stromatite) oder seltener auch aderartig (Phlébite) ein. Dass neben den Ophtalmiten auch Gesteine
oft
eingelagertem Neosom sehr verbreitet sind, hegt wohl Wanderungsweise des Chymogens, andrerseits teilweise der auch an starken epizonalen dislokationsmetamorphen Überprägung, die den gesamten Komplex später erfasst hat. mit konkordant
einerseits in der
Zunächst sollen die
Verteilung
Einiges
wichtigsten Gesteinstypen kurz erläutert werden. Zur zu den gegenseitigen Beziehungen wird später (s. S. 27).
innerhalb der Zone und
mitzuteilen sein
Val Russein
19
(Aarmassiv-Ostende)
a) Die Gesteinstypen Grössere Bestände eines reinen, unbeeinflussten findet
man
kaum.
Dennoch sollen zunächst die
Strukturtypen beschrieben chymogenen Gneise —, da
werden
Stereogens
achorismatischen
vorläufig unter Ausschluss der rein Grundlage zum Verständnis der Ophtalmite und Stromatite bilden. Dabei seien nur jene Gesteine näher be¬ handelt, welchen eine gewisse Verbreitung oder grundsätzhche Bedeutung —
sie die
zukommt. Gesteine mit monoschematischem
Gefüge gliedern sich in homöoporphyroblastische andrerseits. Zu jenen gehören sechs, zu diesen drei Vertreter. Die Unterscheidung ist durch den recht monotonen Mineralbestand und die Textur gegeben. Als Hauptgemengteile findet man nur Quarz, Albit, K-Feldspat, Sericit, blastische einerseits und in
Chlorit, Muskowit, Biotit, Calcit. Unter baren
jenen Gesteinen,
die keinen strukturell und texturell abtrenn¬
Bereich im Schliff und Handstück erkennen lassen,
chymogenen Phyllite und
nehmen
Schiefer den grössten Raum ein, obwohl auch
sie nur hie und da in schmalen Einlagerungen angetroffen werden. Als Extremtypen werden im folgenden Sericitphyllite, Sericitchloritphyllite, Chloritcalcitphyllite und Sericitquarzite unterschieden. Der ausgesprochen mit Ausnahme der Quarzite sowie feinschieferig-blättrige Habitus die Feinkörnigkeit der Gemengteile rechtfertigen die Benennung Phyllite fast in allen Fällen. Texturen kompakterer und grobkörnigerer Schiefer hingegen sind kennzeichnend für die porphyroblastischen Varietäten. —
—
-A8
—
trotz der
magmatischen Zyklus
wie die Diorite des Fruttstock-Düssistocks, zumal sie
Batholiten bilden und
an
daher
Magma als jene beiden. Dennoch ist eine enge liegt in jeder Hinsicht etwa halbwegs zwischen
Unterschiede im Bauschalchemismus
dieses
entspricht
ja
zählt
die direkte
Fortsetzung auch lagerungsgemäss analoge Züge zeigen. Die mögen auf eine gesetzmassige Verknüpfung dieser
drei Glieder deuten.
Normalerweise bleibt der
ursprünglich magmatische Charakter Verschieferung noch deutlich erhalten.
der Gesteine trotz der starken
Doch kann in einzelnen Horizonten
—
besonders gegen die Grenzen hin
—
dislokationsmetamorphe Überprägung so überhand nehmen, dass die jener Typen nur noch aus ihren Nebengesteinen abgeleitet werden kann.Durchreine Verschieferung entstehen aus den Dioriten
die
Herkunft
zunächst Hornblendeschiefer. Dabei werden die Hornblenden in die Schie¬
ferung eingedreht. Die Chloritisierung, indem
dadurch bewirkte Kataklase fördert ihrerseits die sie die
Spaltrisse
ausweitet. Das Verhältnis Horn¬
blende : Chlorit verschiebt sich nach und nach
zu
Gunsten des Pennins,
bis reine Chloritschiefer resultieren. Hornblenden werden die durch die
Gleichzeitig mit der Regelung der in den Dioriten Korngrenzen der Plagioklase —
der Einschlüsse noch sehr
erkennbar
ver¬ Anordnung gut sich der zu von selbständigen, Zersetzungsprodukte Struktur zusammenschliessen. unabhängigen Zügen ehemaligen Die Beziehungen zur Schieferhülle und zur Granitintrusion ergeben sich aus den Lagerungsverhältnissen. Der Dioritkeil in der westlichen Schulter der Val Pintga wird ganz vom nördlichen Granit¬ gneis umschlossen, während die Platten am Cuolm tgietschen in die S chiefer hülle des zentralen Granitgneises eingelagert sind. Die Grenzlinien Diorit-Nebengestein und nördlicher Granitgneis-Ne¬ bengestein schliessen einen beträchtlichen Winkel ein. Die Grenze DioritParaschiefer ist durchwegs scharf und ohne spürbaren Kontakthof. Der nördliche Granitgneis stösst stellenweise ebenfalls unvermittelt an —
wischt, indem die
den Diorit an; doch sind
an
einzelnen
Orten,
gegen die Linsenenden hin
zwischengeschalteten Paketen, als Übergangsbildungen Horn¬ blendegneise entwickelt, indem dioritische Gesteine intensiv von grani¬ tischem und granitaplitischem Material durchadert werden. Viel ausge¬ dehnter findet man diese Erscheinung in jenen Dioritpaketen, welche innerhalb der südlichen Mischgesteinsserie vom zentralen Gra¬ werden. Dort sich breite Mäntel chorismatinitgneis injiziert legen und in
—
—
Val Russein
scher Gesteine
gneise s.l.)
um
49
(Aarmassiv-Ostende)
(hier zusammengefasst
unter dem
die zentralen Dioritkerne, wobei diese
Begriff Kerne,
Hornblende¬ wie
erwähnt,
gegen E nach und nach verschwinden. Die Dioritintrusion ist damit sicher
älter als
jene
beider Granite.
Die charakteristischen
Bilder, welche sich bei der granitischen
der Diorite
Injektion ergeben, rechtfertigen eine kurze Beschreibung der damit verknüpften Gesteine. Für diese speziellen Chorismite lässt sich die Herkunft des chymogenen Neosoms leichter angeben als für jene der südlichen Mischgesteinsserie ; denn durch die viel grösseren Unter¬ schiede im Mineralbestand zwischen Paläosom und Neosom gestalten sich die Beziehungen bereits im Felde klarer. Lateralsekretorischen Prozessen kommt aus chemischen Gründen geringere Bedeutung zu, so dass auch in jenen weniger verbreiteten Fällen, welche keine direkte Abhängigkeit des Neosoms von granitischen Gesteinen erkennen lassen, eigentliche Stoffzufuhr näherzuliegen scheint.
b) Hornblendegneise s. 1. (inkl. Amphibolite Chloritgneise) Unter diesem
Begriff
die alle
mengefasst, kulardisperser
aus
seien 4 verschiedene
und
Gesteinsgruppen zusam¬ Beteiligung mole¬
dioritischen Gesteinen unter
Phasen entstanden sind:
a) Amphibolite ß) Kaliumfeldspatfreie Hornblendegneise y) Kaliumfeldspatführende Hornblendegneise 8) Chloritgneise. a) Amphibolite Bei
nur
geringem Lösungsumsatz
entstanden
aus
Dioriten
allem durch Rekristallisation der
am-
Feldspäte. phibolitische Gesteine, vor Dabei bildeten sich Hornblendealbitgefüge aus mit fast reinen Albiten (An 6%, nur licht mit Sericit überstreut), indem die Klinozoisit-Epidotin viel Aggregate teils leicht verlagert (Epidotsäume, s. unten), teils die Chlorit zwischen mit Ausmass zusammen Feldspäte geringerem eingeklemmt wurden. In vielen Fällen wechsellagern Amphibolite dieser Art mit unbeeinflussten Dioriten (Feldspäte vollständig gefüllt), wobei breite grobkristalline Epidotsäume die einzelnen, meist wenige cm mäch¬ —
—
tigen Lagen
trennen.
50
Hans Peter
Eugster
ß) Kaliumfeldspatfreie Homblendegneise Während die
Amphibolite ihre Entstehung rein internen Stoffumla¬ gerungen verdanken, tritt bei kaliumfeldspatfreien Hornblendegneisen als neues wesentliches Mineral Quarz hinzu und zwar entweder gleichmassig über das Gestein verteilt oder in Augen oder Lagen angereichert. Der Mineralbestand lautet bei monoschematischen Typen etwa (starke Schwankungen): Mineralbestand:
Quarz
Chlorit
Titanit
Serieit-Klinozoisit-Epidot
Apatit
50
Calcit
Zirkon
25
Orthit
Erz
25%
Zersetzter
Plagioklas
+ rekrist. Albit
Hornblende
geringem Quarzgehalt und monoschematischem Bau ist eine Unterscheidung von quarzführenden Dioriten nicht möglich. Eindeutiger werden die Beziehungen bei den verbreiteten stromatitischen Horn¬ blendegneisen. Im Schliff zeigt sich etwa folgendes Bild: Bei
nur
Die leukokraten
Albit; einzelne
Lagen vorwiegend
aus
Quarz
mit etwas einschlussarmem
seltene Hornblendeindividuen. In den hornblendereichen und
quarzarmen bis -freien Bändern die Feldspatsubstanz durch Sericit und Klinozoisit-Epidot völlig verdeckt ; charakteristisch ist die Verteilung der Einschlüsse : Die Klinozoisit-Epidotkörner sammeln sich im Innern der Feldspäte zu geschlos¬ senen, im durchfallenden Licht fast opak erscheinenden Haufwerken an, eine breite Randpartie allein den Sericitschuppen überlassend. Die Sammelkristalli¬ sation scheint von der Mächtigkeit der Neosomlagen abhängig zu sein. Wenn das Chymogen tatsächlich mit granitischen Gesteinen zusammenhängt, dann müssen demnach die Feldspäte der Diorite während der Granitintrusion bereits zersetzt gewesen sein.
Bei stromatitischen
Typen
variiert der
Gneise sehr stark und steht in direkter
Hornblendegehalt der Beziehung zum Mischungsver¬
hältnis Paläosom-Neosom. Von den zentraleren, quarzärmeren Partien mit einem hornblendereichen Stereogen als Kyriosom bestehen konti¬ nuierliche
Übergänge
den hornblendearmen
Streifengneisen, in wel¬ Quarzalbitbezirke als Kyriosom angesprochen werden müssen. Pväumlich ist die Verteilung allerdings nur in der Injektionszone des nördlichen Granitgneises gleicherweise übersichtlich gebaut. DieDurchaderung des zentralen Granites ergibt ein viel komplexeres Bild, da nicht ein geschlossener Stock granitischer Gesteine eindrang, sondern zahlreiche, mehr oder minder mächtige Apophysen mit ihrem aphtischen Gefolge. Wenn die Beteiligung der leukokraten Lagen am Bau der Stromatite ein bestimmtes Mass erreicht, tritt als neues Mineral K-Feldspat hinzu ; chen die
zu
Val Russein
gleichzeitig ersetzt
und
—
nur
wird
d. h.
allerdings
es
der
51
(Aarmassiv-Ostende)
grösste Teil
der Hornblende durch Chlorit
resultieren als Endform stromatitische
Chloritgneise —, kaliumfeldspatreiche Hornblende¬ seiner eigenartigen Stellung halber kurz
in Ausnahmefallen entstehen
gneise. Eines dieser Beispiele
sei
beschrieben.
y) Kaliumfeldspatfuhrende Hornblendegneise Vorkommen- In den Felswänden nordwestlich des
cher
Piz Dado gegen W tief
Rotidolomitkeiles,
wel¬
Massiv
hineinragt, in der zentralen, jedoch bereits sehr stark durchaderten Partie des Hornblendegneiszuges, linsenförmig in granitische Gesteine eingelagert. Achonsmatisch, fast vollständig massig, sehr grobkörnig mit grossen K Feldspat- und Hornblendekristallen. vom
Mineralbestand.
ins
Quarz
20%
Chlorit
Apatit
K-Feldspat
45
Sencit
Titamt
Albit
25
Calcit
Zirkon
Hornblende 10
Orthit
Quarz- In einzelnen Feldern zwischen die K-Feldspatknstalle eingeklemmt, stark kataklastisch und wenig rekristalhsiert.
K-Feldspatporphyroblasten bis Karlsbaderzwillinge. Leicht perthitisch entmischt, mit Hamatit bestaubt; an den Randern weitgehend durch kleinkörnige, jüngere Albite ver¬ drangt. Albit, durchwegs leicht sericitisiert, einerseits ebenfalls m grossen Indi¬ 3 mm,
viduen
schone
(teilweise
ration kleinerer
als Schachbrettalbite), dann aber deutlich getrennt die Gene¬ nur selten unter Kristalle, die den K Feldspat korrodieren —
Hornblende fast durchwegs zu grosseren Ausscheidung von Quarzstengeln Aggregaten zusammengeschlossen, na farblos, nß licht gelbgrun, ny hellgrün, ny/c=18°, schone idiomorphe Querschnitte, nur sehr lokale Umwandlung in Chlorit. Titanit, Apatit und Orthit in zahlreichen und grossen Individuen. —.
Struktur:
Graneid
bis
leicht
granoblastisch,
mit
deutlichen
kataklastischen
Pahmpseststrukturen. Strukturell
gestein natur
—
ein
ware
das Gestein ohne weiteres als normales
Hornblendequarzmonzonit
aufzufassen. Ob
—
besitzt, d. h. wahrend der Granitintrusion
wurde, oder aber
an
tische Zufuhr der
Ort und Stelle durch
K-Feldspatsubstanz
aus
Eruptiv¬ es
Schollen¬
der Tiefe
mitgerissen pneumatolytisch-metasomadioritischen Abkömmlingen aus
entstand, kann weder auf Grund des Verbandes noch der strukturellen Verhaltnisse
abgeklärt werden. Die letztere Annahme scheint nicht minder berechtigt Bildungsweise —
—
zu
metamorphe sein.
S) Chloritgneise Normalerweise
findet,
vollige Chloritisierung
wenn
K-Feldspat
zum
Neosom
hinzutritt,
fast
der Hornblende statt. Neben einzelnen achoris-
matischen Varietäten stellen wiederum stromatitische
Typen
den Haupt-
52
Hans Peter
Eugster
feinstreifigen bis groblagigen Gneise erscheinen etwas grün gefärbt als die entsprechenden Hornblendegneise und unter¬ scheiden sich von rein dislokationsmetamorphen Derivaten der Horn¬ blendegneise ausser durch den grösseren Anteil des Chymogens am Ge¬ samtgestein und dem K-Feldspat-Gehalt vor allem auch durch den kom¬ pakteren Habitus. bestand dar. Die lichter
Mineralbestand: Z. B. dem Verhältnis Paläosom
(quantitative Verhältnisse sehr variabel, je
Neosom und
:
je
nach der
Mächtigkeit
nach
der einzelnen
Lagen) Quarz
40%
Sericit
Apatit
K-Feldspat
10
Klinozoisit-Epidot
Titanit
Albit
35
Calcit
Zirkon
Chlorit
15
Biotit
Erz
Hornblende
Die Neosomlagen mit Quarz (stark kataklastisch, aber weitgehend rekri¬ stallisiert), K-Feldspat (perthitisch entmischt, durch Albit korrodiert) und Albit (leicht sericitisiert) in der üblichen Ausbildung. Im Paläosom hauptsächlich Albit (leicht sericitisiert) und Pennin (mit Epidot- und Erzeinschlüssen); selb¬ ständige Epidot-Klinozoisitaggregate zwischen den Albiten. Farblose Horn¬
blende
nur
noch
in
einzelnen Relikten in fibroblastischer
pleoehroitische Flecken im Pennin beweisen, dass durch Umwandlung aus Biotit entstanden ist.
Ausbildung.
Braun
der Chlorit mindestens teilweise
In diesen Gesteinen wurde der Mineralbestand ganz den
neuen
Bedingungen angepasst Gegensatz d.h. die Hornblende wurde direkt oder über Biotit in blendegneisen Chlorit umgewandelt, neben einem meist verschwindenden Anteil, der —
im
den besser erhaltenen Horn¬
zu
—
sich als Strahlstein
neu
bildete.
Die Strukturmerkmale des
Abstammung erinnern, nur
sind bereits
Paläosoms, die
so
stark
noch die Verbandsverhältnisse eine
noch
verwischt,
Entscheidung
an
dioritische
dass im Einzelfall über die
Zugehö¬
rigkeit gestatten. 3. Die Diorite der Val
Am rein
Ausgang
der Val
hinüberziehend
—
Surplattas
stösst
steine, eingelagert vorwiegend an
man
—
Surplattas
und
von
wiederum
dort gegen Muota Cavauf dioritische
Ge¬
Granitgneise (zentraler Granitgneis, Mischgesteinsserie). Am Fuss des S-Grates, Tschingelstock (2872.8) gegen SE zieht, streichen drei in
der S-Grenze der südlichen
der
vom
mittleren
schmale Linsen gegen NE und keilen nach 200—300 m aus. An der Muota Cavrein taucht eine einzelne Linse wieder auf und ist dann, allerdings
mit vielen
Unterbrechungen
—
d. h. eher als Schollenzone
den Boden der Val Gronda de Cavrein hin terhalb P. 2751, verschwindet diese Linse
Crap de Bos blendegneise
53
(Aarmassiv-Ostende)
Val Russein
zum
Gwasmet hinüber
bis gegen
verfolgen. Gegen W, ebenfalls, taucht jedoch
wiederum auf, wobei in der westlichen bis
—,
zu
verfolgt
Fortsetzung
Dioriten der Val Gliems als mit
jenen
des Cuolm
ganz wesentlich
in ihrer
tgietschen.
werden können.
mehr Hornblende führen können. Den
Granitgneisen
bilden wiederum
sonders schön
hofförmig
um
—
in einzelnen Partien noch etwas
Übergang
am
Kontakt mit den
Hornblendegneise,
die einzelnen Dioritlinsen
in den Aufschlüssen im Talboden der Val
lich,
den
grobkörnigsten Ausbildung Plagioklasgehalt ist bei diesen
Der
höher, während jene
die sich hier be¬
legen.
erkennt
Surplattas aufgespaltet
den Dioriten
Vor allem man
deut¬
und teilweise
Paragesteine schollenförmig eingeschlossen wurden und wie der ganze Komplex den jüngeren Granitapophysen und Apliten durchschlagen wird. wie die
von
a) Als
Beispiel
auf
Horn¬
Die Gesteine sind dem Habitus nach viel eher verwandt mit —
un¬
von
Die Diorite
sei ein Gestein
aus
dem Zentrum der mittleren Linse
beschrieben. Mineralbestand:
Hornblende feinen Sericitfilz
:
Hornblende
30%
Zoisit-Epidot
Titanit
Sericit
50
Chlorit
Apatit
Quarz
10
Biotit
Zirkon
Calcit
10
Entweder
liegen
oder
mischt mit Calcit und Quarz ;
idiomorphe
Magnetit Einzelkristalle (0,5—1 mm), die in einem
feinfaserige pseudomorphosenartige Aggregate, ver¬ n a farblos, n ß licht bräunlichgrün, n y hellgrasgrün,
ny/c=18—21°. Weitgehend in die Schieferungsrichtung eingedreht; wenn die Hauptspaltbarkeit nahezu senkrecht dazu steht, werden sie durch Erweitern der Spaltrisse in parallele Teilblätter aufgelöst, verheilt besonders mit Calcit und etwas Quarz. Umwandlung in hellgrünen Pennin in einzelnen Zonen verstärkt, in anderen ganz fehlend; zahlreiche Epidot- und Erzeinschlüsse; Umwandlung in schwach hellbraun pleochroitischen Biotit seltener. Das Sericitgewebe zwischen den Hornblenden ist meist völlig dicht; nur an wenigen Orten schimmern noch Feldspäte durch. Die auffallend spärlichen und kleinen Klinozoisit-Epidotaggregate legen nahe, dass der Plagioklas wesentlich Ca-ärmer war als jener des Cuolm tgietschen. Chlorit löst einzelne Hornblendeindividuen schachbrettartig auf
in
—
immer mit
selbständigen, Die
Gliems
Epidot- und Erzeinschlüssen geschlossenen Zügen.
—
und findet sich daneben auch
nahezu
Zusammengehörigkeit mit jenen Dioritlinsen der Val (S. 95) könnte nur auf chemischem Wege wahrscheinlich ge-
54
Eugster
Hans Peter
macht werden. Immerhin ist die
Übereinstimmung
Lagerungsform,
in
Gesamthabitus und Schliffbild überraschend und erweckt Gedanken
entsprechende
zeitlich
Aufschlüsse werden miteinander nahezu rellen Streichens
(N
an
Ursprungs. Die betreffenden durch die Richtung des gene¬
Intrusion desselben
65°
E)
verbunden.
b) Die Hornblendegneise
Hornblendegneise finden sich hier in besonders schöner Aus¬ bildung, wenn auch wenig mächtig entwickelt. Die räumliche Anordnung in der Abfolge Diorit -> Hornblendegneise -> der einzelnen Typen weist kaum eine Störung in ihrem schalenartigen Bau auf, da Granit einfache Verhältnisse vorliegen. Nur dort, wo bereits der Diorit die Paragesteine nicht gleichmässig aufspaltete, sondern teilweise einschloss, las¬ sen sich Komplikationen feststellen. Von den bereits beschriebenen Va¬ Die
—
—
rietäten sind fast alle
verwirklicht; verbreitet sind
allem leicht
vor
re-
und Sammelkri¬
Diorite (netzförmige Epidotadern Zersetzungsprodukte in den Feldspaten) und feinstromatitische Gneise (vgl. Fig. 17). In den letzteren stellt fast in jedem Beispiel K-Feldspat einen Hauptgemengteil dar, wofür hingegen die grobkörnigen, sehr k-feldspatreichen Hornblendegneise mit graniteider Struktur fehlen. Eine kurze Beschreibung des feinstromatitischen Typs gestattet zugleich, die wenigen Unterschiede im Schliff zu den entspre¬ chenden Gesteinen des Cuolm tgietschen festzuhalten :
kristallisierte stallisation der
Mineralbestand:
Hornblende
30%
Epidot
Titanit
Sericit
15
Calcit
Apatit
Albit
15
Muskowit
Erz
Mikr okiin
18
Quarz
22
Hornblende betont, lagenweise angereichert, die sehr gute Kristallisationsschieferung; kräftiger Pleochroismus mit na hellgrün, n)3 bräunlichgrün, ny blau¬ grün. Vollständig frisch, nur selten Umwandlung in Muskowit + Epidot (s. S. 59). Albit leicht bis dicht mit Sericit gefüllt, in der Nähe der quarzreichen Bezirke stärker rekristallisiert, untergeordnet auch Klinozoisit-Epidothaufen. Quarz und K-Feldspat vorwiegend in selbständigen Strukturbereichen, stromatitisch bis häufiger ophtalmitisch ; Quarz mit schönem Mosaikgefüge (d 0,02 mm) an den Linsenenden, die im Zentrum die grossen K-Feldspäte tragen (d bis 2 mm). K-Feldspat mit Mikroklingitterung, leicht entmischt und randlich durch Albit korrodiert; neben Quarz die jüngste Bildung, da die Porphyroblasten kleinere Hornblendekristalle beim Wachstum eingeschlossen haben. Auffallend ist der Keichtum dieser Gneise an grossen, idiomorphen Titaniten. —
—
Val Bussein
Fig. eine
17.
55
(Aarmassiv-Ostende)
Stromatitische Hornblendegneise
am
Rande der Diorithnsen. Am Stielende
pegmatitische Zwischenlage, rechts anschliessend Chlontgneis, Diorit aufgespaltet und eingeschlossen wurde. Val Surplattas.
der
vom
völlig fehlt, jedoch im umgebenden die Hauptgemengteil darstellt, wird eine Deutungsweise,
Da Mikroklin dem Dioritkern
Granit einen
Stoffzufuhr ausschaltet,
gehen.
Gründen des Bauschalchemismus' kaum
aus
Dies wirft aber auch ein Licht auf die
rung der Paragesteine korper (s. S. 30).
an¬
mögliche Feldspatisiegranitischen Intrusiv-
durch die betreffenden
D. AMPHIBOLITE UND
ZUGEHÖRIGE HORNBLENDEGNEISE in zwei
Amphibolitische Gesteine finden sich im Untersuchungsgebiet der Umgebung Fuorcla Val Pintgagetrennten Komplexen. Die Gesteine des Maderanertales (vgl. [29]); Vorkommen den Heimstock entsprechen bereits von W. Huber [12] wurden jene aus der S-Flanke des Gwasmet beschrieben. 1. Die Gesteine der Fuorcla Val
Die Gesteine des Piz
allerdings kartierte
er
Dioriten der näheren
Valpintga
Pintga
hatte Fr.
Weber
aufgefunden;
sie teilweise als Diorite. Die Verwandtschaft mit
Umgebung
erwies sich
spater
als unwahrscheinlich.
Hans Peter
56
Vielmehr sind sie als des Maderanertales
Eugster
Analoga jener „Schollen-
zu
und
Bänderamphibolite"
betrachten, welche Sigrist [29] beschrieben hat
(räumliche Stellung). Sie stimmen mit den Beispielen des Geschel, BlinDüssialp bis ins Detail überein. Die Ansichten Sigrists,
densees und der besonders
was
die Herkunft der leukokraten Bestände betrifft, konnten
durchwegs bestätigt werden. Es sei deshalb nur noch ein kurzer Über¬ gegeben. Dem Gefüge nach können 4 Grundtypen unterschieden werden: a) Monoschematische und stromatitische Amphibolite b) Monoschematische bis feinstromatitische Hornblendegneise c) Amphibolitische Chorismite mit kaliumfeldspatreichem Neosom d) Amphibolitische Chorismite mit kaliumfeldspatarmem Neosom.
blick
a) Monoschematische
und
stromatitische
Amphibolite
Nematogranoblastische bis ausgeprägt porphyroblastische (Horn¬ blende) Amphibolite trifft man recht oft und auf dem ganzen Gebiet der Amphibolite s. 1. an, wenn auch weniger in grösseren Komplexen als in Einlagerungen beschränkten Umfanges innerhalb der Chorismite. Vor allem aber bilden sie den stereogenen Bestand der übrigen Typen, sei es als Schollen („SchoUenamphibolite"), sei es als dunkle Lagen in den Stromatiten. Das Verhältnis Hornblende
: Plagioklas schwankt sehr stark, etwa zwi¬ Plagioklas 65 und Hornblende 90, Plagioklas 10; d. h. neben Gesteinen mit dioritischem Chemismus treten eigentliche Amphibolfelse auf, die recht grobkörnig (bis 3 mm) ausgebildet sein können. Der Pleochroismus der Hornblende ist meist mittelstark, vorwiegend in grünen und grünbraunen Tönen; in einzelnen Fällen (bes. in sehr hornblendereichen Gesteinen, Hornblende
schen den Grenzen Hornblende 35,
makroskopisch und
zwar
für
tief
n«
grünschwarz) kann die Absorption beträchtlich stärker dunkelbraungrün bis satt grasgrün und ny tiefblaugrün.
Manche dieser
sein
Amphibolite sind in sich selbst bereits stromatitisch Bänderamphibolite ausgebildet, indem hornblende¬ reichere (bis nahezu plagioklasfreie) Schichten mit hornblendeärmeren wechsellagern. Das Hornblende-Plagioklasgefüge erweist sich in vielen Fällen als weitgehend rekristallisiert (Fig. 19). Allerdings wurde der Plagioklas später durchwegs zersetzt; er ist deshalb nirgends mehr bestimmbar. Das Verhältnis der Zersetzungsprodukte lässt auf starke Schwankungen im An-Gehalt schliessen. Neben Beispielen mit reiner Sericitisierung (bzw. Paragonit) findet man Feldspäte, welche fast aus¬ schliesslich von Klinozoisit-Epidotaggregaten erfüllt sind. Unter den NG fällt vor allem Titanit durch seine Häufung in manchen Gesteinen auf. struiert, d.h. als
Val Russein
57
(Aarmassiv-Ostende)
entsprechende granatreiche Scholle, wie sie Sigrist beschreibt wurde ebenfalls gefunden. Das Gestein besteht aus ca. 30% Granat (fleischrot, frisch), 40% Plagioklas (völlig mit Sericit und etwas KlinozoisitEpidot gefüllt), 30% Quarz (+ Titanit, Zirkon). Allerdings liegt es nicht in amphibolitischem Material, sondern in quarzdioritaplitischem Neosom. Eine dünne grüne Haut, in welcher der Granat ersetzt ist durch grosse Epidotkristalle Eine
(S.
49 in
(29)),
und etwas
umschliesst die Scholle.
Diopsid,
b) Monoschematische bis feinstromatitische Hornblendegneise
Gruppe sind mehr als Übergangstypen zu betrach¬ ten. Zum Hornblendeplagioklasgefüge treten neu hinzu Quarz und etwas K-Feldspat, jedoch noch nicht so, dass sie in selbständige Struktur¬ bereiche abgetrennt werden könnten. Makroskopisch und im Schliff stimGesteine dieser
18.
K-Feldspat.
Die
wird durch
men
Amphibolit bis Hornblendegneis. Komplikation der Lagen in der rechten eine Unebenheit hervorgerufen. Val Pintga
Feinstromatitischer
Fig. und
die Gesteine mit einzelnen
Hornblendegneisen
im
Im Neosom
Quarz
unteren Bildhalfte
de Russein.
Gefolge
der Cuolm
überein. Verbreitet sind Gesteine mit leicht
lagenwei¬ tgietschen-Diorite sen, perlschnurartig angereicherten leukokraten Gemengteilen (K-Feld¬ spat nur in grösseren Augen), die sich bereits eigentlichen Stromatiten nähern
(Fig. 18).
Die Inkonstanz dieser Perlschnüre
zeugt
von
beträcht-
58
Hans Peter
licher
Wanderungsfahigkeit.
Eugster
Dabei ist die Herkunft des Neosoms kaum
eruierbar. Grundsatzhch sind drei
Möglichkeiten gegeben
(Ausblutung aus den umgebenden Gneisen) a) b) Gramtaplitisches Neosom (Zusammenhang mit dem kaliumfeldspatreichen Neosom der amphibolitischen Chorismite, s. S 58) c) Quarzdioritisches Neosom (Zusammenhang mit dem kaliumfeldspatLateralsekretion
freien Neosom der
amphibolitischen Chorismite,
s
S. 61)
In einzelnen Fallen verleihen die Verbandsverhaltnisse einer der drei sind
Möglichkeiten grossere Wahrscheinlichkeit, Verallgemeinerungen jedoch unzulässig.
c) Amphibolitische
Chorismite
mit
kaliumfeldspatreichem
Neosom
kaliumfeldspatreichem Neosom (vgl. Fig 19 u. 21) und zeichnen besonders die topographisch hoherhegenden Gebiete aus in der Umgebung des Heimstocks (Kuppelform). Normalerweise bleiben die Neosom- und deutlich getrennt, doch meist wenige cm machtig Palaosomlagen kann auch nebulitische Ausbildung angetroffen werden. Amphibolitische Chorismite
besitzen
vor
mit
allem stromatitischen Bau
—
—
Fig.
19.
HbL
KF
Qz
Rechts rekristallisierter
Grenze wird durch
Qz: Quarz. KF: K-Feldspat. blende.
Amphiboht,
eine
PI
links
k-feldspatreiches
feine Chlorithaut markiert. 12
Plagioklas
Sc. Sencit.
zersetzt.
Chi
Chlorit.
Kl-Ep: Klmozoisit-Epidot.
Neosom. Die
1. Hbl. Horn¬
Val Russein
weitgehend
Das Palaosom stellt meist ein
maler
Ausbildung
titischer
(Typ a), öfters auch Hornblendegneis (Typ b, vor allem
teristisch
sind
dar
die
59
(Aarmassiv-Ostende)
Sammelkristallisation
ein
rekristallisierter
Amphibolit
nor¬
monoschematisch bis feinstroma-
bei nebulitischen der
Varietäten). Charak¬ Klmozoisit-Epidotaggregate
Feldspate durchschimmern) und die besonders in dünnen Lagen Ausbleichung der Hornblende. Die Grenze zum Neosom wird häufig durch eine grobblättrige Bi o ti t oder Ch 1 o r i t haut gebildet. In einzelnen Gesteinen wird eine Verdrängung der Hornblende durch einen farblosen, muskowitartigen Glimmer, der in schmalen Blattern in die Hornblende hineinspiesst und sie nach und nach auffrisst, sichtbar. Es leuchtet ein, dass dabei viel Epi dot ausgeschieden werden muss; gleichzeitig treten in dieser Gesellschaft zahlreiche Titanitkorner auf (vgl. Fig. 20). (meist
ohne dass
verbreitete
-
Hbl+(Sc-Ms+Ep) Fig.
20.
Umwandlung
der Hornblende in einen
muskowitartigen Glimmer unter Epidot. 40 : 1. Sericit. Sc-Ms: muskowitartiger Glimmer. Kl-Ep: Klinozoisit-Epidot. Ti: Titanit. Ausscheidung
Hbl: Hornblende.
Sc:
Für das Neosom
gilt:
Mineralbestand: z.B.
Die und
Quarz
25%
Sericit
K-Feldspat
25
Calcit
Albit
40
Chlorit oder Muskowit
10
quantitativen Verhaltnisse
Korngrosse
der
von
Neosomlagen. das,
variieren sehr stark,
Fur das
genau
Bestände auszeichnet;
schärfer
was
Gefuge
gegeneinander abgrenzbar
nur
je nach der Mächtigkeit Ausbildung der einzelnen der Mischgesteinsserien
und die
in den Chorismiten
Gemengteile gilt die
chymogenen
Apatit
sind die einzelnen Bezirke hier viel
wegen der grosseren Differenzen im Mineral¬
bestand. Andere Mineralarten als Quarz und
Feldspäte
bauen immer
nur
einen
60
Hans Peter
verschwindenden Teil des
Eugster sei
Chymogens auf,
Relikte auf Biotit zurückfuhren lasst, sei es,
wobei
die
Grobblattrigkeit
dieser
es
Chlorit, der sich meist durch
häufiger der Fall ist, Muskowit, pegmatitisches Gefuge des ganzen
was
Minerale
Bestandes voraussetzt; andernfalls werden sie durch Sericit ersetzt.
Nicht
nur
die
Ausbildung,
kunft des Neosoms sind
sondern auch die Probleme
analog
steinsserien. In manchen Fällen
um
die Her¬
wie in den Chorismiten der
Mischge-
in kontaktnahen Gebieten mit
—
vor¬
wiegend pegmatitischer Ausbildung Zugehörigkeit lichen Granitgneis im Felde direkt verfolgt werden, indem einzelne helle Lagen mit Granitapophysen kommunizieren. In vielen andern jedoch er¬ wachsen der Deutung Schwierigkeiten. Nur wird hier, aus chemischen Gründen, lateralsekretorischen Vorgängen weniger Gewicht beizumessen sein, ausser in gneisnahen Gebieten. Der grösste Teil des chymogenen Neosoms darf deshalb wohl mit Recht vom nördlichen Granitgneis hergeleitet werden. kann die
—
zum
nörd¬
„Schollenamphibolit". Amphibohtische Schollen liegen in einem quarzquarzdiontaplitischen Neosom; links merismitisch (eruptivbreccienartig), rechts stromatitisch. In der linken oberen Ecke jüngere, k-feldspatreiche pegmatitische Adern. Val Pintga de Russein. 1:25. Fig.
21.
dioritisch bis
Die
Aufschlüsse
in
der
SW-Flanke
des
Heimstockes, die
aus
„Schollen-
da sie keine kaliumfeldspatfreiem Neosom bestehen, werden bestimmte Richtung mehr auszeichnet vom kaliumfeldspatreichen Neosom vor allem phlebitisch aufgespaltet (Fig. 21). Zugleich durchschwarmt sie eine grosse
amphiboliten"
mit
—
—
Zahl
von
Apliten.
Val Russein
(Aarmassiv-Ostende)
d) Amphibolitische Chorismite
mit
61
kaliumfeldspatfreiem
Neosom Während Pflugshattpt Bestände
vom
[29] bereits
[28] noch die Gesamtheit der chymogenen zentralgranitischen Magma herleiten will, scheidet Sigbist
in 2
genetisch grundverschiedene Gruppen, in solche mit granitaplitischem, die er ebenfalls zentralgranitischen Familien zu¬ schreibt, und solche mit quarzdioritaplitischem Chemismus, welche dem später nachgeschobenen sauren Differenziat aus der Gesellschaft der basischen Intrusiva entsprechen. Diese Auffassung findet auch im vor¬ liegenden Gebiet ihre Stütze und scheint die einzig mögliche zu sein, die im Stande ist, die ausserordentliche phänomenologische Variabilität zu erfassen und
zu
deuten.
Amphibolitische Chorismite mit kaliumfeldspatfreiem Neosom sind vor allem merismiquarzdioritisch bis quarzdioritaplitisch
—
d.h.
—
tisch struiert. Neben einzelnen stromatitischen Bereichen finden sich allem eruptivbreccienartige Partien, wobei die Amphibolitstöcke schollenförmig vom chymogenen Neosom aufgespaltet werden (Fig. 21). Dabei entstehen in der Tat Bilder, die vermuten lassen, dass das amphi¬ bolitische Paläosom sich nicht durchwegs starr und unplastisch verhielt, im Gegensatz zur granitischen Beeinflussung sondern dass Defor¬ vor
—
mationen einzelner
—
Schollen, verbunden
sorption, stattfanden
mit Rekristallisation und Re¬
Der Unterschied
zum granitaplitisch(vgl. [29]). pegmatitischen Chymogen (kaliumfeldspatreiches Neosom) beschränkt sich deshalb nicht auf den Mineralbestand, sondern zeichnet sich auch
im
Grossgefüge
ab.
Die
Schliffbilder
mineralogische Zusammensetzung, Für den Mineralbestand des
sind
allerdings,
bis
auf die
sehr ähnlich.
Chymogens gilt
z.
B.:
Quarz
25%
Klinozoisit-Epidot
Apatit
Plagioklas
50
Zoisit
Zirkon
Chlorit
25
Calcit
Erz
Orthit
Quarz (d 0,4 mm) stark kataklastisoh. Plagioklas leicht
förmige
zersetzt:
kreis¬
oder
oder auch
netzförmig den Spaltrichtungen folgende Klinozoisit-Epidotaggregate, schöne Zoisitbesen; leichte Sericitisierung verbreitet. Dies sind die
einzigen Gesteine, in welchen bestimmbare Kalkalkalifeldspäte mit etwas höherem An-Gehalt (bis An 15) gefunden wurden. Penninblätter gleichmässig über das Gestein zerstreut.
Stromatite mit dem
genannten Mineralbestand sind im Gefolge der Schollenamphibolite, wie bereits erwähnt, ebenfalls anzutreffen. An
62
Hans Peter
wenigen Orten, Zusammenhang mit
den
nuierliche
die sie kennzeichnen, stehen sie in unmittelbarem den merismitischen
Übergänge
Gemeinsam
Eugster
Typen,
mit welchen sie konti¬
verbinden.
pegmatitisch-granitaplitischer
mit
Durchade-
rung können so sehr komplexe Bilder entstehen, die im Einzelfall eine säuberliche Trennung in genetisch ungleichwertige Bezirke verunmög¬ lichen. Eine öfters anzutreffende Erscheinung bereitet der Deutung ebenfalls Schwie¬ als Abgrenzung gegen rigkeiten. In Merismiten findet man einzelne Schollen, die den quarzdioritaplitischen Bezirk von einem schmalen pegmatitisch ausgebil¬ deten Quarzkaliumfeldspatsaum umschlossen werden, ohne dass je Zufuhr¬ kanäle sichtbar wären. Gehört er zum saureren Nachschub der Amphibolite, was wohl angenommen werden muss, dann ist seine Stellung nur dadurch erklärbar, dass er etwas älter als der quarzdioritaplitische Teil ist, dem Kaliumfeldspat durchwegs fehlt. Vielleicht hängt er mit tonalitaplitischen Tendenzen des sauren Differenziats zusammen, die Sigbist (29) erwähnt. —
—
Vor allem in den schlüssen südlich des
Dachpartien Sandpasses
—
—
am
Heimstock und in den Auf¬
wird die
retrograde Metamor¬ Chloritgneise sind
habitusbestimmend. Die dabei entstehenden
phose homogen bis ausgeprägt gebändert Unsicherheit
liegen
besonders
und können nur schwer und mit grosser
sie in der nördlichen
Mischgesteinsserie zugeordnet werden. Mineralogisch und strukturell entsprechen Chloritgneisen, welche S. 51 beschrieben wurden. —
wenn
—
sie den
2. Die Gesteine des Gwasmet
In den S-Flanken des Gwasmet stösst
innerhalb der
Mischge¬ amphibolitisches Stereogen (stellenweise bis Horn¬ blendegneis). Die feinkörnigen, leicht lagig struierten Amphibolite mit auffallend basischem Plagioklas wurden von W. Huber [12] bereits be¬ schrieben. Der Zusammenhang des granitaplitisch-pegmatitischen Chymogens, das sie phlebitisch bis stromatitisch durchsetzt, mit Apophysen des zentralen Aaregranits s.str. (teilweise porphyrische Varietät) steht ausser Zweifel. Die Abstammung des amphibolitischen Stereogens ist we¬ niger klar. Ein in ihrem Verband aufgefundener Konglomeratgneis (mit hellen Gneisgeröllen) lässt vermuten, dass es sich um Gesteine des süd¬ lichen Paragesteinskomplexes handelt also um Paraamphibolite —, man
steinsserie auf
—
welche in die südliche
Mischgesteinsserie eingequetscht wurden (s. S. 120). Beziehungen weder zu den oben beschriebenen amphibolitischen Stromatiten, noch zu den Hornblende¬ gneisen im Verband der Surplattas-Diorite (südlich des Gwasmet). Auf alle Fälle bestehen keine näheren
Val Russein
E.
GANG- UND ERGUSSGESTEINE
1.
Obgleich
63
(Aarmassiv-Ostende)
Pegmatite
die Intrusion der
und A pli te
granitischen
Gesteine
vorzugsweise aplipegmatitische
tischen Charakter aufweist, können doch auch zahlreiche
Bildungen
dieser
Gruppe zugeordnet werden. Bezeichnenderweise be¬ Untersuchungsgebietes (insbesondere grösste Verbreitung, werden gegen E langsam spär¬
sitzen sie im westlichsten Teil des
Val
Surplattas)
die
licher und fehlen der Val Gronda de Russein fast ganz. Normalerweise
vorwiegend parallel der Schieferung eingelagerte Gänge linsig-schlierige Zentralpartien grösserer aplitischer bzw. granitischer Komplexe. Charakteristisch sind die grossen graublauen KFeldspäte, die in einem weissen Gewebe von Quarz und Albit Hegen. finden sie sich als
oder dann als
Diese immer sehr stark zerbrochenen Mikrokline können mehrere
cm
gross werden. Albit fehlt nie, tritt jedoch in den meisten Typen stark zu¬ rück. In einzelnen Varietäten wurden hingegen sehr schöne Quarzalbit-
gefüge mit grossen idiomorphen und vollkommen frischen Na-Feldspäten angetroffen. Muskowit als Hauptgemengteil fehlt selten. In der südlichen Mischgesteinsserie besitzt der grösste Teil der Orthogesteinskomplexe aplitisch bis aplitgranitischen Habitus. Besonders die schmäleren Einlagerungen bestehen in der Regel (ausser den eigentlichen Granitapophysen) aus sehr hellem feinkörnigem Material. Dennoch ist selbst dann, wenn sie die Bezeichnung Aplit hier wenig angebracht —
granitischen Zyklus gehören —-, da sie sich lagerungsmässig unselbständig verhalten und sehr raschem Wechsel unterworfen sind. Als Basis wurde deshalb auch eine Einheit höherer Ordnung gewählt. Eigent¬ liche aplitische Ganggesteine fehlen ebenfalls nicht. Als sicherstes Merkmal dient wiederum die Lagerung, da Mineralbestand und Gefüge oftmals identisch sind. Die Aplite durchschlagen die Nebengesteine in der Regel und stehen sicherlich nicht in Zusammenhang mit dem chysicher
zum
mogenen Neosom der Chorismite. Normalerweise treten sie in Schwärmen auf und zwar vor allem in 2 Zonen: In den granitnahen Gebieten der
südlichen
Mischgesteinsserie
und in der nördlichen
sonders in der Val Gronda de einsetzen.
Cavrein),
Entstehungsmässig
wo
dürfte der
Mischgesteinsserie (be¬
sie mit recht scharfen Grenzen
Zusammenhang
mit den Gra-
nitintrusionen kaum anzuzweifeln sein. Für die Kartenskizze musste auf eine
Wiedergabe
einzelner
Gänge
Übersicht verzichtet werden.
oder ganzer Scharen
aus
Gründen der
Hans Peter
64
2.
Porphyrite
Eugster
und
Lamprophyre
Auf intermediäre bis basische
Ganggesteine stösst man an manchen Orten, wenn sie auch in diesem Gebiet nicht als häufig bezeichnet werden dürfen. Es sind immer einzelne, vorwiegend konkordant zum generellen Streichen eingelagerte Gänge, die bei den grobkörnigen Varietäten (Por¬ phyrite) ziemlich leicht, bei den Lamprophyren infolge der starken Verschieferung sich oft nur sehr schwer als Gänge zu erkennen geben. Besonders die Lamprophyre, die mengenmässig deutlich überwiegen, können selten über grössere Strecken verfolgt werden. Unter den Porphyriten besitzen die Hornblendedioritporphyrite die grösste Ver¬ breitung, während in Einzelfällen so viel Quarz hinzutreten kann, dass eigentliche Quarzdioritporphyrite resultieren. Der Plagioklas ist überall vollständig zersetzt. An einer einzigen Stelle wurde ein Hornblendebiotitdioritporphyrit angetroffen mit grobblättrigem Biotit und ausgebleichter Hornblende, wobei nur ein Teil des Biotits sichtbar aus Hornblende entsteht. Wie weiter im Westen, treten auch hier die Kersantite
gegenüber Spessartiten stark zurück. Die Hornblende ist im Vergleich zu den entsprechenden Porphyriten feinkörniger und meist etwas stärker braun pleochroitisch. In einzelnen Typen werden durch die Plagioklasleisten ophitartige Strukturbilder verursacht, so dass von Diabasspessartiten gesprochen werden könnte. den
Die Erkennbarkeit der
Lamprophyre
im Felde
hängt
verhältnissen ab, da sie sich in ihrem Habitus kaum
unterscheiden,
so
dass
eigentlich
nur
ganz
von
in Ausnahmefällen eine
ist, die dann mikroskopisch gesichert werden
muss.
Ein
von
den
den Verbands¬
Nebengesteinen
Entscheidung zulässig
guter Teil dieser Gänge
notgedrungen unerkannt bleiben. In der Kartenskizze wurden nur eingetragen, die sich bereits im Felde leicht als Gänge identi¬ fizieren lassen. Auf eine genauere mikroskopische Kennzeichnung sei verzichtet, weil analoge Gänge aus dem Aaremassiv zur Genüge beschrieben wurden (vgl. z.B. muss
deshalb
solche Vorkommen
W. Htjbbr
(12)). 3.
Eigenartigerweise terschied
Quarzporphyre
in diesem
den westlich und östlich anschüessenden
Gebiet,
im Un¬
eher als
Regionen, gelten. Auf der Kartenskizze konnten lediglich an wenigen schmale Einschaltungen angedeutet werden. zu
Seltenheit Orten
haben
Quarzporphyre
zu
Dieser Umstand ist wohl 2 verschiedenen Gründen zuzuschreiben: Einmal sicherlich den Besonderheiten der Intrusionen und Intrusionsbahnen, dann
(Aarmassiv-Ostende)
Val Russein
aber auch der Erkennbarkeit solcher Gesteine in ihrem hat
z.
65
heutigen Zustand. So
B. F. Weber auf seiner Karte wesentlich mehr Vorkommen
eingetragen,
besonders in den W- und E-Flanken des Heimstocks. Er zeichnet dort
Quarz¬
porphyrfinger, die, von einem Granitstock ausgehend, in die Paragesteine ein¬ dringen. Es ist klar, dass damit weniger einzelne Bezirke scharf gegeneinander abgegrenzt, als vielmehr die Injektionsmechanismen angedeutet werden sollen9). Mit Recht betont Sigbist (29), dass es sich bei diesen Gesteinen (speziell Maderanertal) nicht um extrusive, sondern um intrusive Bildungen (hypoabyssisch bis subeffusiven Charakters) handle. Für die vorliegende Arbeit wurden alle hellen Bestandsmassen, seien es auch Aplite, Pegmatite oder Quarzporphyre, soweit sie lagerungsmässig keinen selbständigen Charakter besitzen, einschliesslich des leukokraten ophtalmitischen und stromatitischen Akyrosoms im Begriff „chymogenes Neosom"
zusammengefasst
bei diesem Grade der
und
Verschieferung
zwar
ganz einfach
aus
dem
Grunde,
weil
eine
einigermassen befriedigende Trennung Kategorien aussichtslos ist. Das Chymogen umfasst deshalb auch Gesteine, mit Fug und Recht als verschieferte Quarzporphyre bezeichnet werden könnten.
dieser die
Anders verhält es sich mit jenen Aufschlüssen, die als Quarzpor¬ phyre ausgeschieden wurden. Hier sind die Gesteine noch gut erhalten geblieben und schon makroskopisch als solche leicht erkennbar. Sie stehen nicht in Beziehung zu irgendwelchen granitischen Gesteinen, son¬ dern sind jünger und von diesen unabhängig und dürfen wohl als spä¬ tere selbständige Nachschübe aufgefasst werden (und nicht etwa als Aus¬ läufer granitisch erstarrter Massen). Für die genauere die detaillierten
mineralogische und chemische Kennzeichnung Untersuchungen von Sigbist (29) hingewiesen werden,
kann auf ohne dass
jedoch darauf verzichtet sei, die wesentlichsten Punkte kurz zu streifen. Makroskopisch: In einer grünlichgrauen, bei den massigsten Varietäten völlig dichten Grundmasse zahlreiche kleine Feldspat- und Quarzeinsprenglinge. Mineralbestand:
Quarz
50%
Biotit
Albit
20
Calcit
Sericit
20
Epidot
10
Albit, der den grössten Teil der Porphyroblasten darstellt, in sehr schön idiomorphen (d 0,4 mm), nirgends gerundeten Kristallen, höchstens leicht zer¬ brochen. Quarz als Porphyroblast zurücktretend, gerundet und leicht undulös. Grobkörnige Epidot aggregate mit oder in den Albiten. Der sehr feinkörnige (d 0,005 mm) Quarz der Grundmasse zeigt zusammen mit dem Sericit sehr schöne Fliesstexturen.
folgender Bemerkung Fb. Webebs in (37) Abstieg vom Sandgrat bis Alp Rusein die breite Zone der Paraschiefer und -gneise mit granitischen und dioritischen Intrusionen, von welchen die ersteren häufige quarzporphyrische Apophysengänge in die Schiefer entsenden in Form von weisslichen Feldspat- bis Sericitschiefern". 9) Sehr deutlich geht
hervor
:
„.
.
.
so
dies auch
durchquert
man
aus
zunächst im
66
Hans Peter
Eugster
Bei zunehmender Verschiefe rung, wie sie gegen die Randzonen der einzel¬ nen
Pakete hin
und in der machen
zu
(Quarz
wird die Kataklase der
verfolgen ist,
Grundmasse
sich
beginnt
d 0,02—0,04
mm).
eine
Einsprengunge verstärkt,
Sammelkristallisation bemerkbar
Schreitet diese
Annäherung
der
zu
Korngrössen,
verbunden mit immer stärkerer
Verschieferung fort, dann resultieren helle und makroskopisch einsprenglingsfreie Gesteine, die einzelnen Vertretern der chymo-
genen Bestände sehr nahe stehen.
4.
Spilite
und
diabasartige
Gesteine
Spilite und diabasartige Gesteine konnten an mehreren Orten gefunden werden, vorab in der Val Gronda de Russein. Es liegen immer schmale, wenige dm mächtige, nahezu senkrecht stehende Sills vor, die sich, im Gegensatz zu den Lamprophyren, durchwegs über grössere Strecken verfolgen lassen. Diskordanzen mit dem Nebengestein lassen auf nachgranitisches Alter schliessen. Makroskopisch können die zu Chloritschiefern bis -phylliten umgewandelten Gesteine dank ihrer typi¬ schen Ausbildung meist ziemlich sicher erkannt werden: Feinschieferige hellgrasgrüne Gesteine mit flatschigen Chloritaggregaten in den s-Flächen. Neben sicher diagnostizierbaren Spiliten wurden auch Typen ange¬ troffen mit nur sehr undeutlich ophitischer Struktur, deren Feldspäte nicht bestimmbar waren. Ihre ganze Erscheinungsform lässt jedoch ver¬ muten, dass es sich ebenfalls um dislokationsmetamorphe Produkte dia¬ basartiger Gesteine handeln muss. Die
Spilite repräsentieren
z.
B.
folgende Extremtypen: 55%
Albit
50%
Albit
Chlorit
20
Chlorit 35
Augit
20
Calcit
Sericit
Sowie als NG
Epidot Quarz
10
Hornblende 10
Augitspilit, liegen schön idiomorphe Querschnitte gewöhnlichen Augit s zwischen den Albitleisten. Jeder Porphyroblast zeigt beginnende Uralitisierung (sehr feinfaserig) und gleichzeitig Chloritisierung. Die Im ersten Fall, einem
eines
Zwischenräume werden durch Chi or it schuppen, Hornblendefasern und fein¬
körnige Epidotaggregate gefüllt.
Sehr gut erhaltene
zweiten Fall, der meist auch stärkerer den Albitleisten
nur
Bei diesem
machen sich oft
ophitische Struktur. Im Verschieferung entspricht, sind zwischen
linsenförmige Chloritaggregate ohne Relikte zu erkennen. mandelsteinartige Strukturbilder bemerk¬ bar, wobei die Mandeln durch sehr grosse (bis 4 mm) Albiteinkristalle oder häufiger, durch Calcit-Quarzaggregate dargestellt werden. Im allgemeinen ist die epidislokationsmetamorphe Überprägung hier stärker. Typ
noch
Bemerkenswert ist, dass diese Sills
vor
gionen gefunden wurden. Zusammenhänge men sind naheliegend.
allem in den dachnahen Re¬ mit andern
alpinen
Vorkom¬
2. Teil: Der südliche
Die Gesteine dieses flanken der Val Gliems
Vorgipfel
des Piz Avat
67
(Aarmassiv-Ostende)
Val Russein
Komplexes
Paragesteinskomplex
finden sich
vor
allem in den Tal¬
vom Piz Gliems (P. 2868) bis zum nördlichen und (P. 2626) und hinauf zur Puntegliaslücke —
—
in den Abstürzen nach Westen. Dann können die Aufschlüsse über den
Cuolmet de Trun-Cuolmet de Muster und die Val Cavardiras bis hinauf
zur
Cavardirashütte
in der mittleren Val Gliems mit etwa
grösste Mächtigkeit
besitzt seine
beidseitigen Abhänge der verfolgt werden. Der Zug
1700 m, verschmälert sich gegen Westen nach und nach auf etwa 200
m.
10,5 km. Während
Untersuchungsgebiet Gesamtlänge beträgt wenig unterhalb der Puntegliaslücke von den nachgranitischen Sedimenten endgültig zugedeckt werden, lassen sie sich gegen W bis zur Rientallücke verfolgen (nach W. Htjber [12]), wenn auch nicht mehr als zusammenhängende Zone. Die Abtrennung dieses Komplexes vom bereits beschriebenen Gebiet rechtfertigt sich durch den völlig verschiedenen Gesteinsinhalt wie auch durch die speziellen tektonischen Verhältnisse. Die Beschrei¬ bung ist so gegliedert, dass zunächst, nach einer kurzen historischen Einführung, im petrographischen Teil die Gesteinsmannigfaltigkeit und die Probleme der Gesteinsbildung erläutert werden. Anschliessend soll auf einige stratigraphische und tektonische Beobachtungen hingewiesen werden, die für die Deutung des Baustils dieser Massivteile wichtig sein im
Die
diese Gesteine im E
können.
I. HISTORISCHES
Während die Gesteine des nördlichen ten Raum
Komplexes (im hier behandel¬ speziell vermerkt wurden,
in der Literatur kaum
natürlich) Paragesteine mehrfach erwähnt worden, kurzen vergleichenden Zusätzen, nämlich:
sind die südlichen nur
in
1878
von
von
L. Wehbli in
1910
von
J. Königsbebgbb in
(15) S.
1911
von
B. G. Escheb in
(7)
1922
von
Albebt Heim in
(11) S.
1941
von
Th. Hügi in
1948 1949
von von
W. Httbeb in
(14) S. (12)
H. Widmbb in
55.
23.
S. 73 und 74. 933.
31.
S. 613.
(39) S.
auch
Tafel XII 1 und 2, Tafel VI, Profil IX.
(10) S. 24ff., (38) S. 54 und
Albebt Heim in
1896
wenn
19 und 79.
Eugster
Hans Peter
68
Hornblendegneise und -schiefer Er halt magmatischen Ursprungs und vergleicht sie mit Kugeldioriten. In Profil IX der Tafel VI gibt er m der Nahe des Piz Ghems zum Botidolomit konkordante „Kohlenschiefer mit Anthrazitlagen" an. In Fig 1 und 2 der Tafel XII zeichnet er diese „Anthrazitschiefer" in Anlehnung an eine Detailskizze des Grates Stock Albert Heim erwähnt 1878 kurz die
sie
fur
Ghems
gron-Piz
Mesozoikum
von
Esoheb
Abnold
Alp
der
dass
Russein de Muster direkt
„Amphibolitzug"
dieser
noch
Hornblendegneise der „nordlichen Amphi pleochroitischen Hornblende, die südlich Er erkannte richtig, Strasschen ansteht.
am
—
Diorit
dem
mit
von
Schlans
in
keiner
direkten
steht. Der erwähnte, dem Russemdiont nahestehende Block, ist heute
Wege
am
zum
die Varietät mit der stark
—
Beziehung
konkordant
ebenfalls
ein.
Leo Wehbli beschreibt kurz die
bohtzone"
(6))
(1841
„Interposition
sichtbar und stammt
der
vom
Diorit des
Cuolm
tgietschen (seine
Granithauptzone").
J. Kootgsbebgeb bezeichnet den ganzen Gesteinszug als Grunschiefer, Serpentin und Amphiboht und halt ihn fur die Fortsetzung des Gmvsyemtes mit einer feinkornigen basischen Gang oder Apophysenfacies, eine, wie schon F. Weber in (11) bemerkte, falsche Deutung
B. G. Escheb streift im
Dissertation unter den „Carbonvorkommnissen
m semer
Todi-Gebiet" auch die Gesteine des
Stockpin9a).
Er scheint die Lokalität
nur aus
kennen, bezweifelt aber mit Recht die Konkordanz der Anthrazit¬
der Literatur
zu
schiefer mit
dem
Roti Dolomit,
die
er
den
Zeichnungen
von
A. Esoheb
und
Albebt Heim entnimmt
Konglomeratgneise erkannte, reichhaltiges Beobachtungsmaterial, das er anlasshch der Kartierung sammelte, nicht veröffentlicht10). Einzig Albebt Heim gibt einige mündliche Fb. Webeb, der als erster die wahre Natur der
hat leider
sein
Fb. Webees wieder, die hier zitiert werden, da sie, mit Ausnahme Einzelheiten, noch heute Gültigkeit besitzen. Albebt Heim schreibt
Mitteilungen von
„Betreffend Stratigraphie (nach Fb. Webeb) Altkristallin
sivstock
im
Der
nicht,
wie
Am SW
des
Abhang
Stockgron hegt
ein
granitischer
Intru
Paraschiefer
amphibohtische Zug Val Ghems Rusemstufe Cavrein ist Konigsberger annahm, eine östliche Fortsetzung der Giufsyemte, auch
äquivalent den Schollenamphibohten oder Dioriten, sondern ein Paraschiefer, Konglomeratamphibolit. Nussgrosse bis zu 1/i m Durchmesser grosse Gerolle von dioritischen und gabbroiden Gesteinen liegen m einer Grundmasse, die Amphibohtschiefer ist. Die Gerolle sind flachgequetscht, der Smaragdit-Gabbro dadurch sencitisiert. Puntaiglasgranit oder Syenit findet sich unter denselben nicht, die Muttergesteine der Gerolle sind meistens nicht mehr zu finden. Das Konglomerat mag alt- oder mittelkarbomsch sein, es tritt in zwei Zügen auf. Die schönste Ent nicht ein
Wicklung zeigt
SE unter P. 2596
es
Kontaktmetamorphosen,
m
der N-Seite
an
durch
die
altkristalhnen Paraschiefern erzeugt, sind öfters bach
Alp
(S Todi) Cavrein
von
Intrusiva zu
finden
Val Gliems.
des
Aar-M.
Bei 2191
an
m am
dessen Ghems-
und N davon stehen Frucht- und Knotenschiefer an; E neben der
an
einem
»*) Neue LK 10) Vgl. auch
Felshugel
sind schone
Piz Ghems die Hinweise
in
(37).
Granat-Chiastohth-Hornfelse ent-
wickelt; die bis fingergrossen Chiabtolithe sind Im Carbon
umgewandelt. Fernkontakt
im
69
(Aarmassiv-Ostende)
Val Russem
Hintergrund
von
T.
z.
in
Silhmamt durch
Val Gliems
zeigt
sich
alpine
ein
DM
schwacher
Turmahnnadelchen und Muskowittafelchen.
in
Carbon. Man kann älteres und jüngeres Carbon unterscheiden. Das altere
besteht
schwarzen Schiefern, Quarziten und
aus
an
der N-Seite der
an
der Schneerunse und
Brigelserhorner, an
am
der W Seite der
Abweichende Ansichten
Silhmamts, der
ergaben Kontaktmetamorphose
Konglomeraten (Zwickel
Grat zwischen
sich in
Stockgron
und Stock
davon
Pmtga,
Ghemslucke)."
bezüglich
der
Smaragditgabbros,
des
der Val Ghems und des Alters des ganzen
Komplexes.
Vergleichszwecken die Knotenschiefer der Val Ghems, Pegmatite. naheliegenden Gründen fehlenden beschreibt die westliche Fortsetzung der hier behandelten Gesteine,
Th. Hugi besuchte vermisste aber
—
W. HtTBBB die
seinem
in
die
zu
aus
—
Gebiet meist
nur
H. Widmeb untersuchte
noch als Schollen vorhanden sind.
ausser
den Gesteinen des autochthonen Sediment¬
An der Beruhrungsstelle am ergaben sich Sandpass Kartierung vorgelegten insofern einige Differenzen, als er die ganze Unterlage des Rotidolomits zwischen Kl. Todi und P. Cazarauls dem oberen Karbon (Bifertengrath- und Grunhornserie)
mantels auch die semer
mit
vor-
seme
mtraherzymschen Bildungen.
hier
der
zuweist, wahrend die men
bis
führten, welche
—
—
Begehungen mit jenen
von
von
S,
von
der Val Russem
Fb. Wbbeb
her, eher
zu
Annah¬
übereinstimmen11) (vgl. (37) und
Karte). II. ZUR PETROGRAPHIE
Weitaus den grossten Teil des
vorliegenden Komplexes nehmen reine Paragesteine ein, mit Ausnahme einiger sill- bis gangförmig intrudierter Eruptivgesteine und der Injektionszone. Fur die Gliederung dieser Gesteine, die an sich auf mannigfache Weise vorgenommen werden kann, waren zunächst feldpetrographische Grunde massgebend. Es mussten sich Untergruppen ergeben, die sich leicht gegeneinander abgrenzen lassen und denen gleichzeitig eine gewisse raumliche Bedeutung zukommt. Des¬ halb konnte der Grad der Metamoiphose nicht als Hauptmerkmal verwendet werden, weil die Verteilung fur eine Kartierung in diesem Mass¬ stab viel zu komplex ware. Hingegen genügt eine Gliederung, die sich eigentliche Passubergang wird nach der hier vertretenen Auffassung -gneise (diaphtoritische Hornblendegneise, oft leicht gestreift, einzelne recht grobkörnige Amphibohtlagen) und durch sehr stark ver¬ schieferte Granitgneise gebildet. Darüber folgen beidseits (im E und W) jene psephitisch-psamrnitischen Bildungen, die Fb. Wbbeb ins Oberkarbon und u)
durch
Der
Chloritschiefer und
H. Widmeb
Unter- noch
zur an
Grunhornserie stellt.
der
Obergrenze
Diskordanzen
sind
Granitgneises abgelagert Auffassung sind beim heutigen keineswegs verwunderlich.
eher nach der Intrusion des nördlichen
Diese Unterschiede anstehenden Gesteine
Klare
m
der
weder
an
der
festzustellen. Doch scheinen die Gesteine immerhin worden
zu sein.
Zustand der dort
70
Hans Peter
Eugster
Sedimentationsbedingungen, auf die Eigenschaften vor der Metamorphose stützt, weitgehend den Anforderungen. Deshalb gliedern auf die
psephitisch-psammitische, pelitisch-psammitische (psammitisch als Übergangsfacies zu gelten), chemische und organogene Bil¬ dungen. Spätere Abschnitte umfassen Gesteine der Injektionszone und besonders im pelitischen Ganggesteine. Erst in zweiter Linie wird dann Räume der Grad der Metamorphose mit einbezogen. Die Eruptivsills und -gänge werden bei den pelitischen Gesteinen erwähnt, da sie zur Deutung der Erscheinungen an jener Stelle notwendig sind. wir in
hat
nur
—
—
A. PSEPHITISCH-PSAMMITISCHER ABLAGERUNGSRAUM
Zu dieser Gesteinsfamilie
gehören
im besonderen
Psephitgneise Psammitgneise, sowie Quarzite. Mengenmässig dominieren die Psephitgneise und unter ihnen wiederum eigentliche Konglomeratgneise weitaus. Ja, es sind gerade die Konglomeratgneise, vor allem jene mit amphibolitischen Gerollen, die eines der Hauptmerkmale des südlichen und
Paragesteinskomplexes 1.
darstellen.
Polyschematische
Gesteine
(Psephitgneise)
polyschematische Gneise deckt sich hier nicht genau Bezeichnung Konglomeratgneise, da neben den fast immer deut¬ lich gerundeten Gerollen doch auch eckige Komponenten (primär, nicht durch nachträgliche Zertrümmerung) angetroffen werden können. Zu¬ nächst sollen eine Besprechung der wichtigsten Gesteinsbruchstücke, die als Grob-Komponenten der Psephitgneise auftreten, sowie eine Beschrei¬ bung der Zementzusammensetzung das Material liefern für allgemeinere Betrachtungen. Der Begriff
mit der
a) Die Gerolle (vgl.
auch
Fig.
22 und
23)
Nach ihrem gesteinsmässigen Charakter lassen sich die Gerolle (inkl. eckigen Komponenten) recht gut in 3 Hauptabteilungen scheiden, nämlich in helle, stark gerundete Gneise, in hornblendeführende Komponenten (insbesondere Amphiboüte) und in linsig-plattige die
Gneise und Quarzite. Es kann sich hier Überblick über die wichtigsten Gerölltypen
nur
—
darum
unter
handeln, einen
Erwähnung einiger
Val Russein
71
(Aarmassiv-Ostende)
Zwischen¬
an Gerollen, wenig Beispiel eines Konglomeratgneises, unten grobkörnig, Mitte fein¬ (links verschiedener Korngrosse masse. Amphibolite Gneise (im Beispiel ursprung¬ stark helle, gerundete kornig), linsig ausgequetscht; Sericit- und Chlontgneise. Die lich Turmalinpegmatite) ; hnsig-plattige Quarzite,
Fig.
reich
22.
spärliche
Zwischenmasse hornblendereich. Val Gliems, 1
:
2,5.
zu geben, und nicht seltener, aber besonders interessanter Beispiele dem Studium der mit ein lückenloses Verzeichnis, da dies, zusammen —
Gefugeverhältnisse,
Aufgabe
eine
fur sich darstellen würde.
a) Helle, stark gerundete Gneise und Quarzite (inkl. Granite und Monzonite) Gerolle dieser
Gemengteilen
Gruppe
fallen durch ihren
Mangel
und durch ihre nahezu isometrische
Gestalt auf. Im wesentlichen findet
man
drei
—
melanokraten
an
stark
gerundete
Gesteinstypen:
—
1. Biotit-
und Pegma¬ und Hornblendegranite (bzw. -gneise), Granitaplite Grösse Die 3. häufigste Quarzite. tite; 2. Hornblendemonzonite; dieser
Komponenten liegt
Durchmesser bis über 60
wenigen bis angetroffen.
bei
cm
Granite und Mineralbestand:
20 cm; doch wurden auch
" -
.
Granitgneise
Quarz
Chlorit
Titanit
Albit +
Sericit
Apatit
K-Feldspat
Zirkon
Zoisit-Epidot
Biotit
Hornblende
_
Granat
Hans Peter
Fig.
Eugster
Beispiel eines stark versehieferten Konglomeratgneises, etwas reicher an psammitiseher Zwischenmasse. Komponenten analog wie Fig. 22; beim Bleistift 23.
ausgequetschter Hornblendegranitgneis.
grosser, etwas
Val Gliems, 1
:
6.
Quarz stark kataklastisch, aber weitgehend rekristallisiert (d Albit bis 3
mm
weise schachbrettalbitische
Zeichnung. K-Feldspat
und Hornblende in wechselndem
und im frisch
um 0,2 mm). Sericit, An 8—10. Stellen¬
mit sehr schonen Zoisitbesen und wenig
Gegensatz
zur
fehlt fast
Verhältnis, Biotit
Hornblende nie fehlend. Biotitblatter
oder, in anderen Beispielen, weitgehend chlontisiert
hellgrün, ohne sichtbare Beziehung zum Biotit blastogranitisch (evtl. bis klastogramtisch)12). Charakteristisch ist weise wurde
er
das
erst relativ
Fehlen
des
und
vollständig. Biotit etwas überwiegend idiomorph und ganz
meist
;
Hornblende farblos bis
Chlorit.
Struktur
typisch
K-Feldspates: Möglicher¬
spät durch Albitsubstanz ersetzt. Auf Grund
der Schliffbilder besteht
jedoch kein Zweifel, dass diese Gerolle Bruch¬ Eruptivgesteinen waren. Manche Typen lassen eine starke quarzdioritische Tendenz erkennen. Die Granitaplite und Pegmatite (schriftgranitische Verwachsungen) bestehen aus einem fast reinen QuarzAlbit-Gefüge (+ Zersetzungsprodukte der Plagioklase). Etwas seltener tritt bei den Pegmatiten noch spärlicher Turmalin hinzu. stücke
von
Hornblendemonzonite Mineralbestand:
K-Feldspat Zoisit-Epidot
Albit +
Quarz
Titanit
Sericit
Apatit
Hornblende
12)
Dass diese Gerolle nicht mit
(zentraler,
sudlicher
Mineralbestand und
Aaregranit
Gefuge
auch
s.
spätherzynischen
Graniten der
str.) verwandt sein können, geht
aus
den
Altersbeziehungen
hervor
(s.
z.
Umgebung ausser
B. S.
aus
115).
Val Russem
73
(Aarmassiv-Ostende)
K-Feldspatkristalle (d bis 3 mm) werden teilweise albitisiert, teil¬ verdrangt. Albit mit Zoisitbesen-, Epidot- und Sericitemschlussen. Nahezu farblose, îdiomorphe Hornblendequerschnitte. Quarz nur Grosse
weise
in
randlich durch Albit
wenigen Zwickeln.
Hornblendegraniten treten diese Monzonite sehr stark zurück. Eine Parallelisierung mit monzonitischen Gesteinen des Puntegliasgebietes ware auf Grund der petrographischen Beschaffenheit möglich, besitzt jedoch keinerlei Beweiskraft. Die Quarzite werden entweder durch ein feinkörniges (0,1 mm) stark verzahntes und feldspatfreies Quarzgefuge aufgebaut, oder aber sie enthalten mm-grosse Albit- und Quarzeinsprenglinge (nicht klastischer Natur) und lassen sich damit als ehemalige Quarzporphyre ansprechen. Neben den
sich nicht seltenen
an
ß) Amphibolitische Gerolle amphibolitische Gerolle in den eigentliches Kennzei¬ chen dieser Gesteine bilden. Die Grosse der einzelnen Komponenten schwankt zwischen wenigen cm und mehreren dm (es wurden Exemplare bis 1 m gefunden), die Form zwischen ellipsoidartig und dunnlinsigDie Korngrösse je nach dem Charakter des Wirtgesteins plattig Schon Fe. Weber [11] erwähnt, dass
sehr verbreitet sind und ein
Konglomeratgneisen
—.
—
Gesteine variiert
grun-weiss gefleckten cm (bes. fur die Hornblende). Unterschiede auf das Verhältnis Hornblende. Plagioklas. dieser
von
0,1
bis
mm
zu
mehreren
beschranken sich im
übrigen
Mineralbestand: Hornblende Sericit +
Klmozoisit-Epidot
40—65%
Calcit
Apatit
60—35
Albit
Titamt
Quarz
Zirkon
Biotit
Hamatit
Chlorit
gibt durch ihr Verhalten zu einigen Erläuterungen Anlass, Komplex von allgemeiner Bedeutung sind. Häufige optische
Die Hornblende die fur den ganzen
Eigenschaften
grosser Hornblendeindividuen lauten
n a
In
farblos bis leicht
B.
grunstichig
y/c
n
n
ß hell grün bis licht braunlichgrun
n
y
(n
y
—
=
n
16°
a)
=
0,031
hellblauhchgrun
feinkornigeren
Daten rinden
z.
Gerollen kann man,
wenn
auch weit seltener, etwa
:
n «
nahezu farblos
nß gelbbraun n
y
hellgelbbraun
n
(n
Wc
=
y-n
21°
a)
=
0,027
folgende
74
Hans Peter
Eugster
Die normalen schwach
pleochroitischen Kristalle, die öfters noch fleekenartig enthalten, sind durchwegs von zahlreichen Epidoteinschlüshie und da begleitet von Titanit, erfüllt, die sehr wahrscheinlich mit einer
etwas dunklere Kerne sen,
Ausbleichung zusammenhängen. Andererseits findet man in der sericitreichen Grundmasse (Zersetzungsprodukte von Plagioklas) typische Pseudomorphosen von
Calcit, Sericit, farblosen Hornblendenadeln
und
Quarz nach Hornblende¬
querschnitten (Fig. 24). Massgebend für die weiteren Betrachtungen ist der Chemismus der Horn¬ blende. J.Jakob analysierte Proben von aussergewöhnlich grossen, schwach pleochroitischen und einschlussarmen Individuen (bis 4 cm) eines Amphibolitgerölls der Val Gliems13). Die optischen Daten lauten: farblos
n a
ny/c
n
ß hellbräunlichgrün
n
y
Hornblende
farblos bis licht
15°
=
(ny-na)
=
0,031
bläulichgrün
(Mischanalyse). Analytiker:
J. Jakob.
A9:
Basisnorm
8i02 Ti02 A1203 Fe203
51,28
Eu
0,4
Ru
0,4
0,57
Kp
1,4
Mt
0,2
4,66
Ne
8,3
An
5,0
0,22
Cal
3,0
Ab
13,8
FeO
Katanorm
12,44
Cs
17,0
MnO
0,37
Fs
0,2
Wo
22,7
MgO
14,08
Fa
15,1
Hy
20,0
CaO
12,07
Fo
29,9
En
22,4
Q
24,7
Fo
13,1
Na20 KäO H20 + H20-
1,54
Or
2,4
0,42
2,40 0,02
100,07 Die Strukturformel lautet:-
Si,.
A1IV!.I0 Cy
Ti„.!
Alvi„,
Fe'" 0.06
(OH)4.00
Mg6.
Mn„„
Fe"3.02
Summe der Kationen: 30,63
R— + R-
Nach der keit
zur
H2On
Systematik von P. Niggxi lauten Gruppe der Strahlsteine i. w. S.:
die
=
2,67
Bedingungen
für die
Zugehörig-
32 ^ B + Bvi + A ^ 30 16 ^ Si ^ 14 und R'" +
In
unserem
Falle
weshalb ein Glied der
beträgt strahlsteinartigen die
Summe
R'
=
2 bis
Hornblenden
R"* + R- zwischen 2 und 4, Si nicht unter 14,5
13)
550
m
WSW P. 2382.
2,5
AI + Fe-" + Na + K bereits
vorliegt,
für die
(evtl. 14,0).
2,67,
gilt:
Val Russein
Qz
+
(Aarmassiv-Ostende)
Sc
Qz+Sc
Fig.
Sc+Ep
Oben
Calcit (Ce), Sericit (Se) Pseudomorphosen (Qz) nach einer gewohnlichen Hornblende. Unten Pseudomorphosen Strahlstein (Hbl), Epidot (Ep), Sericit (Sc) und Erz nach einer gewöhnlichen 24.
von
(Hbl),
Strahlstem
und Quarz von
Hornblende,
ca.
60
:
1.
Diese sehr sehwach
pleochroitischen Varietäten sind sicherlich als Pseudo¬ gefärbten Hornblenden, die den „gemeinen" nahe¬ standen, aufzufassen. Es fragt sich nur, auf welchem Wege bei der Umwandlung gemeine Hornblende -»• Strahlstein Calcit entstehen kann. Em Formulierungsversuch ergibt folgendes Bild (vgl. auch Fig. 24) : morphosen
nach tiefer
Reaktion I: Calcit wird frei
"SiM AI, 044 I Mg3
|Al15Fe'
(OH),
.
"I Ca8
Fe'\
|
+ 4
(C03
(gemeine Hornblende)ände) 15
AI
044
Si12 Al4 O40
Mg6 Fe
(Sericit)
(strahlsteinartige Hornblende) + 14
Reaktion II:
SiO,
Bildung
i14Al2044 (0H)4
+
6
von
Fe203
AI»
(OH),
Fe
(0H)4
+
2 FeO
+
4
CaC03
Epidot
Mg3 Fe-4
Ca3
A1M Fe-,,
K
(gemeine Hornblende)
+ 2
(OH)'
K4
76
Hans Peter
pi15 I
Al
044
Mg6 Fe-3
Engster Siu Al4 O40
Ca,
+
Fe-.
(OH)«
(strahlsteinartige Hornblende) Al2
+ 2
-
8
AL
K,
(OH)8
.
(Sericit)
SiO, + 8 FeO
Fe-
(OH)
(Epidot) Reaktion III: Statt Sericit bildet sich etwas Chlorit, der aufnimmt
zugleich
das FeO
(selten).
Von 2 Teilen gemeiner Hornblende bleibt nur noch 1 Teil Strahlstein übrig, was den Mengenverhältnissen in den Calcit-Sericitpseudomorphosen durch¬ aus entspricht. Bei der Umsetzung gleicher Hornblendemengen kann nie Calcit frei werden, da die Strahlsteine ja Ca-reicher sind. Hingegen wurden in den Pseudomorphosen nur ausnahmsweise Fe-Erze angetroffen (vgl. Fig. 24), was darauf schliessen lässt, dass die Reaktion von Mg-reicherer Hornblende ausging. entsprechenden Formulierung ergeben sich deshalb Schwierigkeiten, Verhältnis K : AI so gewählt werden muss, dass bei der Umsetzung ganze oder einfache Bruchteile des
Wertigkeiten Mg
—r
—
auf Grund
„Sericit-Moleküls" entstehen,
nur
von
hat
(35)
AI-reiche Hornblenden + besitzt in
das
über die
unserem
nur in der neugebildeten Hornblende überschüssiges AI aufnehmen könnte, spärlich beobachtet. Die Beziehung, die
Schliff beobaohtungen
Mg,
—
Fe und
in seltenen Fällen und sehr
Tilley aufgestellt
—
weil
Vielfache
der Si-Ersatz durch AI ebenfalls bestimmt wird. Zudem darf das
verwendet werden. Chlorit, der wurde
wodurch
Bei einer
:
HaO
Falle also
-*
nur
Aktinolith + Klinozoisit + Chlorit 4-
sehr beschränkte
Gültigkeit.
Viel
Quarz
wichtiger
hin¬
gegen und noch wesentlich verbreiteter als die oben erwähnte
(Reaktion I)
Calcit-Sericitisierung Klinozoisit-Epidot (Reaktion II).
ist die
Umwandlung in Strahlstein + gilt dasselbe in bezug auf das Verhältnis Mg : Fe. Umwandlung in kleine Bio tit Schüppchen längs Spaltrissen
Für diese Reaktion
—
—
wurde
nur
in einem einzelnen Falle beobachtet. Den
Gewebe
übrigen
auf,
Teil
durch
der
das
Klinozoisit-Epidot-Aggregate ziemlich basisch
Gesteine
manchmal
baut noch
das
Sericit-Klinozoisit-Epidot-
Albite
schimmern.
lassen vermuten, dass der
Die
zahlreichen
Plagioklas ursprünglich
war.
Es sei betont, dass keine sen,
nirgends Relikte von Augiten, insbesondere auf Diallagpseudomorphosen schliessen Hes¬ Die Amphibolite stammen deshalb wohl von schon
Ilmenitblättchen, die
gefunden
wurden.
primär hornblendeführenden Gesteinen ab. meist fein¬ quarzfreien Amphiboliten findet man auch schwach spärlicher körniger geschiefert-geschichtete oder rich¬ bis mit zu 30 Vol% Quarz. Die übrigen tungslose Hornblendegneise Gemengteile bleiben sich gleich. Ausser den
und viel
—
—
Val Russein
77
(Aarmassiv-Ostende)
Mit anstehenden
amphibolitischen Gesteinen des Aarmassivs können verglichen werden. Doch lassen sie sich nicht einem bestimmten Vorkommen zuordnen, da sowohl die Ausbildung zu wenig typisch als auch die Variabilität im Aufbau zu gross und wenig gesetzmässig ist. diese Gerolle ohne weiteres
y) Linsig-f lattige Gneise, Eine im Detail ausserordentlich
und
Quarzite
variable, aber
im Gesamtcharakter
homogenere Geröllklasse bilden die schon rein gestalthaft übrigen (stark gerundeten) Gneisen sich abhebenden linsig-plat¬ und Quarzite. Es wurden folgende Gesteinstypen gefunden : Gneise tigen Chlorit-, Chlorit-Sericit-, Sericitgneise (mit allen denkbaren Men¬ genverhältnissen und Korngrössen der Hauptgemengteile), pigmentierte (Erz) und reine Quarzite, Sericit-Chloritquarzite, Epidotquarzite. Die Gesteine entsprechen der ganzen Fülle psammitischer (mit dem Grenzgebiet psammitisch-psephitisch) Sedimentation in Mineralbestand und Gefüge. Nicht nur die zahllosen Übergänge und Zwischenglieder, sondern auch die intensive Vermischung dieser Geröllsorten innerhalb der Konglomeratgneise erschweren eine eingehendere Beschreibung be¬ stimmter Beispiele. dafür von
um so
den
In der keine
Ausbildung
der HG
Quarz, Sericit, Chlorit,
Besonderheiten, ebensowenig
wie bei dein NG
(die
evtl.
Epidot
bestehen
ganze Serie der üblichen
Schwereminerale). Strukturell kennzeichnend sind die sehr oft noch gut erhaltenen (insbesondere bei Quarz und Albit, z. B. grosse eckige Körner in feinem Quarz-Sericit-Chlorit-Sand etc.). Die an manchen Stellen leicht und durch klastischen Relikte
verschiedene Anzeichen feststellbare Umkristallisation vermochte dennoch kaum den Charakter der Gesteine
zu
verwischen,
bestehen kann, dass diese Gneise als einsedimentiert wurden und ihre
so
dass heute kein Zweifel darüber
unmetamorphe Komponenten
Metamorphose
erst der
in die
Psephite
späteren Einfaltung
ver¬
danken.
Anschauung wird schon durch die Form der Komponenten nahegelegt : Neben normalen dünnen Linsen der verschiedensten Grössen, vor allem Platten, die in ihrer Hauptausdehnung oft das 20fache ihrer Dicke (höchstens wenige cm) erreichen können. Im Gegensatz zu den stark gerundeten Gneisen und Amphiboliten, die auch einzeln und in viel fein¬ Diese
körnigeren Gesteinen auftreten können, sind diese ihresgleichen vergesellschaftet und beschränken sich
Platten immer
auf recht scharf
rissene Zonen. Sie bestimmen den Charakter der betreffenden
ratgneise
meist
stromatitischen
mit um-
Konglome¬ diese oft dass zur was ausgesprochen Folge hat, völlig, Habitus besitzen. In viel geringerem Masse gilt dies für
Hans Peter
78
Eugster
allerdings meist etwas kleiner zusammen mit allen anderen Geröllsorten den Hauptbestand der Psephitgneise aufbauen (vgl. z.B. Fig. 22, 23, 25). die
die
linsigen Komponenten,
—
—
S) Spezielle Komponenten einige Komponenten erwähnt, die nicht durch petrographischen Charakter auffallen: PhylMenge, und Karbonatgerölle. Gesteinsbruchstücke lite, kohlige Phyllite (bzw. Tonschiefer) und kohlige Quarzite kennzeichnen, Als Besonderheit seien sondern durch den
Konglomeratgneise einen recht gut abgrenzbaren Zug, der völliges Fehlen von Hornblende in Zement und Komponen¬ ten besondere Beachtung verdient. Diese Gesteine bilden eine Schicht¬ folge von 30—120 m Mächtigkeit, die sich vom hintersten Teil der Val Gliems NW über dem Talboden gegen SW verfolgen lassen bis zum kleinen Wasserfall am Ausgang des Gliemstalbodens. Dann biegen sie westlich von P. 2626 (nördl. Vorgipfel des P. Avat) um in N-S-Streichen und schneiden die Grenze südlicher Aaregranit-südlicher Paragesteinskomvon zahlrei¬ plex mit einem Winkel von mehr als 45°. Diese Zone chen Vererzungen begleitet —, fällt durch ihre rostbraune Anwitterungsfarbe schon von weitem auf. Phyllite als Komponenten beschränken sich er wurde nur als besonderes Charak¬ jedoch keineswegs auf diesen Zug innerhalb der schon durch
—
—
teristikum erwähnt—, sondern finden sich auch
an
manchen anderen
Orten, sehr schön z.B. westlich des Piz Gliems (P. 2562), scheinen aber immerhin die
Übergangsgebiete
zwischen
psammitischem
und
psephiti-
schem Raum vorzuziehen. sind
feinkörnige Sericitphyllite, die keiner besonderen sie nicht manchen Phylliten der pelitischen Serie (Kap. B) glichen. Obschon keine gebänderten Varietäten gefunden wurden, lässt sich doch vermuten, dass ein ganz analoger Phyllit- (bzw. Tonschiefer)-komplex erodiert wurde wie jener der Val Gliems. Vielleicht muss deshalb im südlichen Paragesteinskomplex mit internen Abtragungen gerechnet werden. Diese Ver¬ mutung wird verstärkt, wenn man die kohligen Komponenten, die ebenfalls im oben beschriebenen Zug anzutreffen sind, betrachtet. Es sind schwarze Quarzite, eckige Sehmitzen von bis 20 cm Grösse, mit oft sehr schönen Graphitharnischen. neben Graphit Ein Teil des organischen Pigments besitzt wahrscheinlich noch anthrazitischen Charakter. Diese Gesteine decken sich in ihrer Ausbildung vollständig mit jenen, welche linsenförmige anthrazitische Einlagerungen in den Es
normale,
Erwähnung verdienten,
sehr
wenn
—
—
Gneisen westlich des Piz Gliems aufbauen.
Als grosse Seltenheit seien
Marmorgerölle genannt, die an weni¬ Konglomeratgneisen gefunden wurden.
gen Orten in hornblendereichen
Val Russein
79
(Aarmassiv-Ostende)
Sie sind meist klein (2—5 cm), wittern sehr rasch heraus und dürfen nicht mit den in den
Konglomeratgneisen eingelagerten Marmor- bis 114). Ihre Sparlichkeit wird
Kalksilikatlinsen verwechselt werden (s. S. nicht
nur
durch die leichte Verwitterbarkeit, sondern auch durch die Kalk¬
armut des Hinterlandes
bedingt.
e) Gegenseitige Beziehungen der Gerolle
Mengenmässig bestehen zwischen den verschiedenen Geröllsorten folgende Beziehungen: Helle gerundete Gneise und Granite stellen nie die Gesamtheit aller Komponenten eines Konglomeratgneises dar, sondern sie sind immer vergesellschaftet mit Amphiboliten oder lin¬ sigen Quarziten und Gneisen. Sie erreichen selten mehr als 40% des Ge¬ steinsvolumens und bilden in bezug auf Grösse, Gestalt, Auftreten etc.
Psammitische Zwischen masse
Fig. 25. Gerollformen schematisch. Die hellen Gneise und Granite (1) werden nur wenig deformiert, die Amphibohte (2) hingegen stark linsig ausgequetscht und die plattigen Gneise und Quarzite (3) hie und da verbogen, z. B. 1: 4.
den
unabhängigsten
Teilbereich der
Psephitgneise. Beziehungen
zur
Zu¬
sammensetzung der Zwischenmasse bestehen kaum, ebensowenig wie deutliche
Bindung
an
die Grösse der
übrigen
Gerolle. So stösst
man
80
Hans Peter
innerhalb
von
Psammitgneisen
Eugster
öfters auf vereinzelte
dm-grosse
Gerolle
dieser Art.
die Gesteine mit den extrem
plattigen Gnei¬ Komponenten. An den Übergangs¬ stellen treten selbst die Amphibolite (meist feinkörnige Varietäten) in dünnen Platten hinzu. Die Amphibolite, die morphologisch etwa zwi¬ wie die linsenförmigen schen beiden Gneisgruppen stehen, können Gneise und Quarzite grundsätzlich überall auftreten. So besteht auch Umgekehrt enthalten
sen
und
Quarziten
kaum artfremde
—
—
der
grösste Teil der hornblendereichen Konglomeratgneise aus ihnen. Zusammensetzung ist etwa: 40% Amphibolite, 40% linsige Gneise und Quarzite, 20% helle,
Eine sehr verbreitete
stark
gerundete
Gneise und Granite.
Bezeichnend ist die Art, wie sich die verschiedenen
gegenüber
mechanischen
Gerölltypen
Deformationen verhalten. Die isometri¬
schen Gneis- und
Granitkomponenten, die den grössten Widerstand lei¬ Veränderung ihrer Gestalt, was schon aus dem Strukturbild hervorgeht. Die Amphibolite hingegen werden oftmals linsig ausgequetscht (Hornblendekataklase) und lassen so eine plastische Verform¬ barkeit vermuten, die allerdings nur auf grössere Umkristallisationsbereitschaft zufolge gröberer Körnung zurückzuführen ist. Die linsigen da sie besonders den GraGneise und Quarzite werden oft verbogen Schärfe ausweichen ohne der Begrenzung zur an jedoch —, nitgeröllen Zwischenmasse einzubüssen, was für die Amphibolite keineswegs gilt. Den Amphibolitgeröllen gegenüber verhalten sie sich meist starr. Es er¬ gibt sich so eine ,,Idiomorphiefolge", die von den stark gerundeten hellen Gneisen zu den Amphiboliten führt (Fig. 25). sten, erleiden kaum eine
—
b) Die beschriebenen
Die Zwischenmasse
Fremdgesteinskomponenten liegen eingebettet in vorwiegend psammitischem Charakter.
eine Zwischenmasse mit
Dieser Zement kann bei Gesteinen mit extrem
plattigen Gerollen fast besonders in jenen, hingegen die durch ihre Geröllarmut den Zusammenhang mit den monoschematischen Gneisen vermitteln durchaus als Kyriosom aufzufassen. Da unter den wichtigsten Minerahen der Hornblende grosse Bedeutung zu¬ kommt was als recht ungewöhnücher Fall gelten darf —, gliedern wir für Karte und Beschreibung in hornblendeführenden und horn¬ ganz
ausfallen, ist
in manchen anderen
—
—
blendefreien Zement.
—
Val Russein
81
(Aarmassiv-Ostende)
a) Hornblendeführender Zement Mineralbestand:
Hornblende zers.
Plagioklas
± Albit +
Titanit
Epidot K-Feldspat
Quarz
Sericit
Apatit
Chlorit
Zirkon
Staurolith
Erz
Calcit
± Biotit
Mengenverhältnisse der Hauptmineralien sind sehr starken Schwankungen Plagioklas lassen sehr oft noch deutlich ihre klastische Herkunft erkennen (Gestalt und Korngrössenverhältnisse). Der frühere Ca-Gehalt der Plagioklase scheint aus den Zersetzungsprodukten zu schliessen (Verhältnis Die
unterworfen. Quarz und
—
Serieit
:
Klinozoisit-Epidot)
—
stark variiert
basische Glieder vertreten gewesen sein.
Albitbildung
zu
haben; neben
K-Feldspat
sauren
müssen recht
tritt sehr stark
zurück;
ist der Rekristallisation zuzuschreiben. Hornblende besitzt drei Stark
pleochroitische, ausgebleichte Verbreitung entspricht. stark pleochroitischer Hornblenden, die sich übrigens fast Gebiet innerhalb der Konglomeratgneise beschränken Erscheinungsformen:
und Die
wobei dem mittleren die grösste
n a
—
können etwa
hellgrünbraun
n
n
ß olivgrün-grünbraun
n
y
so
y
(n
Daten
die
Umgebung
des
lauten:
je,
y
optischen
ganz auf ein mittleres
—
Cuolmet de Muster, P. 2382
farblose Glieder,
—
=
n
22°
den
Assoziation 7 erhalt
werden, wobei dann schon in der Katanorm neben Cordierit freier Sillimanit auftritt nach der
Gleichung 3 Sill
Sind solche Gesteine zur
Ms-Bildung
Als
lysen
=
2 C +
IQ
zugleich kalireich, dann wird ein ergibt sich daraus
verbraucht nach (4). Es
die
neue
8.
Bi, Ms, Sill, (Cord/Fe-Cord), und als Grenzfall
9.
Bi, Ms, (Cord/Fe-Cord)
Anwendung
A 12 und A 13
kombinationen
Teil des Sill wiederum Gesellschaft:
wurden die verschiedenen Varianten für die Ana¬
durchgerechnet.
Es
ergeben
sich
folgende
:
Modifizierte Katanorm:
Cp
Ru
Mt
A 12
0,3
0,9
1,0
A 13
0,4
0,9
1,5
Or —
4,2
Ab
An
22,3
5,5
6,8
2,8
Schluss¬
Val Russein
Bi
Ms
A 12
14,8
4,1
A 13
8,5
24,1
(*
Cord
Pyp
13,2
2,3
35,6
13,8*
37,0
—
Almandinanteil
eine relativ
grössere Menge
A 13
saurerer
Plag, da
der höhere
Ab bilden liess.
Plag 20% Plag 26%
A 12
Q
0,4%)
d. h. trotz des höheren Ca-Gehaltes in A 12 ein
Na20 -Gehalt
107
(Aarmassiv-Ostende)
An An
gerade noch etwas primärer Muskowit auf, was zusammen mit geringen Granatgehalt sehr gut mit dem Modus übereinstimmt. Will man von hier aus zu den Chiastolithschiefern gelangen, so gilt, was unter Punkt 2 gesagt wurde (S. 106). Bei A 13 müsste freier K-Feldspat auftreten, was für keinen Fall Bei A 12 tritt also
dem
der Hornfelse zutrifft.
über die gegen¬
Vergleich mit den Schliffbeobachtungen seitigen Beziehungen der Mineralien ergibt: Ein
1. Cordierit kann neben
Chiastolith, Biotit und Granat
noch
(Komb. 5), Gleichung (2) nachgewiesen einseitig nach rechts abzulaufen ; sondern es stellt sich ein durch die (p, T)-Bedingungen gegebenes Gleichgewicht ein. Immerhin lässt sich sehr schön verfolgen, wie der Gehalt an Cordierit mit dem Auf¬ treten von Chiastolith deutlich abnimmt. In jenen Schürfen hingegen, die neben Chiastolith und Biotit auch noch primären Muskowit (Komb. 3) d.h.
werden
in vielen Fällen braucht nicht
enthalten, scheint Cordierit ganz zu fehlen. Wahrscheinlich wird, wie V.M. Goldschmidt vermutete, die Reaktion (6) ganz nach rechts ver¬ laufen,
wenn
in den Biotit
sie einsetzt, d.h.
(Mg/Fe)
wird
aus
(Cord/Fe-Cord)
restlos
übergehen.
2. Gesteine mit Cordierit neben Sillimanit ohne Granat
III)
bilden
nur
schmale lokale
Einschaltungen
in den
Typen
(Typ
I und II.
Die Gesteine sind dunkler und muten tonerdereicher an; doch fehlt eine
Ein schönes Vorkommen findet sich z.B. genau östlich der Alp¬ (400 m von P. 1814) in der Schlucht, auf der rechten Seite direkt
Analyse. hütte am
Bach.
K-Feldspat in allen Hornfelsen fehlt, darf A 13 nicht ohne Ausgangschemismus betrachtet werden. Man kann anneh¬ A hätte 13 zufälligerweise ein kaliumreicheres Gestein getroffen. men, Andrerseits entspricht jedoch das Alkaliverhältnis in A 13 viel eher den 3. Da
weiteres als
Werten eines normalen Tonschiefers als A 12. Da die Hornfelse sicher
Abkömmlinge analoger Tonschiefer sind, liegt die Annahme einer Ver¬ änderung im Alkaliverhältnis während der Kontaktmetamor-
108
Hans Peter
phose
Eugster
auf der Hand. Eine Na-Zufuhr und damit eine relative Erniedri¬
gung des K-Gehaltes kommt aus quantitativen Gründen nicht in Frage, denn der K20-Gehalt müsste nach den Analysen etwa auf die Hälfte
Hingegen könnte eine hypothetische Wegfuhr mit den Pegmatiten in Zusammenhang gebracht werden (siehe unten S. 110). Tatsächlich führten Feldbeobachtungen auf ähnliche Vermutun¬ gen: Schmale Pegmatite sind muskowitreich, grössere im Innern Ms-frei, am Rande muskowitführend. Diese Erscheinung wurde auf Wechselwir¬ kung mit dem Nebengestein zurückgeführt, d.h. auf Resorption kali¬ reicher molekulardisperser Phasen durch das chymogene Neosom und nicht auf partielle pegmatitische Schübe dagegen sprechen
reduziert werden.
—
die kontinuierlichen dann wäre die
Übergänge
Reihenfolge
—
oder interne Differentiationen
—
denn
eher
umgekehrt. Pegmatiten (s. S. 110) selbst fehlt, kann doch an der pneumatolytischen Entstehung der Turmaline in den Hornfelsen kaum gezweifelt werden, da die Koppelung an die thermischkontaktmetamorphe Provinz zu auffällig ist19). Eingeschwemmter (oder authigener?) Turmalin fehlt in den Phylliten der Val Gliems keineswegs; doch sind immer nur geringe Mengen vorhanden. Aus den bisherigen Erläuterungen ergeben sich für die Hornfelstypen I—III folgende Besonderheiten: a) Statt Orthaugit und Orthoklas bilden sich Biotit und Muskowit. Schuld daran ist wahrscheinlich der hohe Wassergehalt. b) Sillimanit entsteht nur in besonders tonerdereichen Einlage¬ 4. Obwohl Turmalin den
rungen, verdankt also sein Auftreten besonderen chemischen Ver¬ hältnissen.
ist
c) Für den Ersatz von Cordierit durch Chiastolith + Granat ehesten, zusätzlich zur Temperaturerhöhung, eine leichte Bean¬
am
spruchung
Mindestens lassen
Tendenzen
gerichteten Druck alle Chiastolithhornfelse,
durch
völlig fehlen,
eine deutliche
verantwortlich
zu
machen.
auch wenn diaphtoritische Kristallisationsschieferung er¬
kennen.
ß) Hornblendehornfelse (Typ IV) Mineralbestand:
Quarz
30—40%
Sericit
Plagioklas
25—35
Klinozoisit-Epidot
Zirkon
Chlorit
Magnetit
Hornblende
19
dass
)
An einzelnen
eigentliche
30
Stellen kann die
Luxullianite entstehen.
Turmalinisierung
Titanit
so
überhand
nehmen,
Val Russein
109
(Aarmassiv-Ostende)
Quarz vorwiegend polygonal. Als Plagioklas ein Andesin-Labrador (An bis deutlich zersetzt in ein Gemenge von Sericit und Klinozoisit18°, Epidot. Hornblende langprismatisch, leicht ausgefasert, farblos, ny/c 0,026 (Strahlstein). Deutlich idiomorph gegenüber den hellen Gemeng¬ (n y—n oc) teilen; beliebig angeordnet und sich gegenseitig durchdringend. Trotz nemato-
48—50%), leicht
=
=
blastischer Tendenz deutliche Hornfelsstruktur.
dieser
Entstehung
Die
nur
sehr lokal auftretenden Gesteine
muss
Chemismus zurück¬
der Sillimanit-Hornfelse auf
speziellen jene geführt werden. Zur Illustration wurden für A 12 und A 13 die maximal möglichen Hornblendebestände berechnet. Variante 1 gilt für Aktinolith, Variante 2 für Cummingtonit. wie
Varian te 1:
Cp
Ru
Hm
Ab
Ms
Pg
Akt
Ant
Fe-Ant
Q
A 12
0,3
0,9
0,7
12,6
17,0
13,6
8,5
6,0
4,4
36,0
A 13
0,4
0,9
1,0
4,8
37,2
2,8
4,5
7,1
5,2
Ms
Pg
Cumm
Zo
6,0
10,7
4,4
10,7
1,5
'
36,1
Varian te 2:
Cp
Ru
Hm
Ab
A 12
0,3
0,9
0,7
18,0
17,0
A 13
0,4
0,9
1,0
6,8
37,2
Pi A 12
Es wären also höchstens
Fe-At Fe-Ant
—
A 13
0,8
8,5%
etwa
entsprechend
MgOA
6,0
34,6
—
6,4
34,3
vom
Scherflächen,
muss
also schon
primär ein (Chemismus z. B.
10).
so
dass
wird
nur
ursprünglichen
und
durchsetzt
Grenzgesteine von
zahlreichen
Habitus bewahren konnte. In
folgende Mineralumwandlungen
Verschieferung
Verbindung
machen sich
->
Sericit
Biotit
->
Chlorit
Cordierit
->
Pinit
Granat
->
Chlorit
Plagioklas
->
Saussurit
Muskowit
-*-
Sericit
Es entstehen
so
Chlorit-Sericit-Phyllite,
ehemalige
vor
bemerkbar:
Chiastolith
der Relikte als
alpinen
noch ein recht beschränkter Teil der Ge¬
mit der deutlichen bis sehr intensiven
allem
IV
und CaO-Gehalt angenommen werden
Hornfeiskomplex
steine seinen
Cumm denkbar; zudem bliebe ein
Typ
y) Diapktoritische Hornfelse Der
Q
1,4
10,7%
Akt bzw.
reiner Albit zurück. Für die Hornfelse
wesentlich höherer
—
die
nur
noch
an
Hornfelse identifiziert werden können.
Hand
110
Hans Peter
Epinormen
Die
Eugster
lauten:
Hm
Ms
Ab
Zo
Gram
Cp
Ru
A12
0,3
0,9
0,7
17,0
22,3
4,4
—
A13
0,4
0,9
1,0
37,2
6,8
2,1
0,5
At
Serp
5,4 —
Q
11,7
37,3
14,5
36,6
und stimmen gut mit den Moduli überein.
Tatsächlich können noch fast immer reliktische Anzeichen fest¬
gestellt werden,
vor
Sericitpseudomorphosen nach Chiastolith und Chloritgewebe. Dass gerade Granat so lange er¬
allem
Granatrelikte in einem halten
bleibt, hängt wahrscheinlich
mit
der
Schutzhülle
zusammen
(Wiseman [40]).
Konglomeratgneise begrenzt. Wäh¬ Umwandlung erkennen lassen (Hornfelsstruktur der hellen Gemengteile), ist in den Gneisen schon sehr bald kein Einfluss mehr spürbar. Gegen N folgen Phyllite, Quarzite, Hornblende- und Biotitgneise (psammitisch bis feinkonglomeratisch) mit deutlich schwächerer Meta¬ morphose. Im S werden die Hornfelse durch
rend die kontaktnächsten Gesteine noch eine
8) Pegmatite wichtige Gesteinsgruppe muss hier noch kurz beschrieben werden: Die Pegmatite. Ihr Vorkommen ist auf die topo¬ graphisch tiefsten Stellen beschränkt, d.h. auf die Mündung der Val Pintga de Cavrein und auf die Schlucht östlich der Alphütte. Die Mäch¬ tigkeit der schwarmartig auftretenden Gänge schwankt zwischen meh¬ reren cm und wenigen m. Eine für die Genesis
Mineralbestand:
Quarz
50—60%
Sericit
Albit
40—50
Calcit
Muskowit Albit
(An 5—6%)
licht mit Sericit überstreut,
zerbrochene Albite in einem vor
0—20
nur
treppenförmig verbogene und Quarzgefüge. Muskowit
schwach kataklastisohen
allem in den Randzonen.
Diese Art der findet sich senden
nur
Pegmatite (reine Quarz-Albitgefüge
Muskowit)
innerhalb der Hornfelse und fehlt der nördlich anschlies¬
Injektionszone vollständig. e) Ursache
der
Metamorphose
Die Ursache der thermischen nicht
mit
so
leicht abzuklären, wie
es
Kontaktmetamorphose
ist
zunächst den Eindruck erweckt ; denn
Val Russein
111
(Aarmassiv-Ostende)
Aaregranits Frage. Am
die Intrusion des nördlich anschliessenden zentralen
nicht in
mehreren Gründen für die
Deutung Zusammenhänge im östlichsten Teil der Hornfelse, wenn man von P. 1861 weg gegen NW die Änderung der Metamorphose¬ intensität verfolgt. Bei P. 1861 werden die Konglomeratgneise durch kommt
aus
besten erkennt
man
die
abgelöst, also Gesteine mit sehr starker UmkristalMetamorphose hält an bis etwa 50—80 m süd¬ lich der Wegspur, die von Alp Cavrein nach Alp Russein hinüberführt. Am Weglein selbst stehen bereits rein dislokationsmetamorphe Phyllite an, die keinerlei thermische Beanspruchung aufweisen (A 13). Als diaphtoritische Hornfelse dürfen diese Sericitphyllite auf keinen Fall angesprochen werden, da sie einen völlig anderen Habitus besitzen (genau übereinstimmend mit jenem der Gliemsphyllite). Auch die geringste Spur einer reliktischen Struktur fehlt. Sie sind wohl als Ausgangsmaterial für die Hornfelse aufzufassen, nicht aber als Produkt retrograder Ent¬ wicklung. Dieses erstaunlich rasche Abklingen der thermischen Kon¬ taktmetamorphose gegen N schliesst die Intrusion des zentralen Aare¬ granits als Möglichkeit für die Erklärung aus, was schon aus der viel schwächeren Veränderung des phyllitischen Stereogens der südlichen Mischgesteinsserie hervorgeht. Der Kontakt des südlichen Aaregra¬ nites seinerseits ist zu weit entfernt (Horizontaldistanz ca. 500 m). Es bleiben somit noch die Pegmatite. Da man ihnen allein wohl kaum diese Wirkung zuschreiben darf, müssen beide Phänomene Pegmatite auf eine gemeinsame Ursache und thermische Kontaktmetamorphose zurückgeführt werden: Auf einen nicht mehr aufgeschlossenen Stock granitischer Gesteine, einen Stock, der vielleicht am ehesten mit dem südlichen Aaregranit in Beziehung stehen mag (s. S. 113). Chiastolithhornfelse
lisation. Dieser Grad der
—
—
Die zunächst etwas
gewagt und
konstruiert erscheinende Arbeits-
hypothèse gibt tatsächlich die einzige Möglichkeit, alle Erscheinungen widerspruchlos zu interpretieren. Sie lässt sich zudem durch zwei bereits genannte Beobachtungen stützen: a) Zunahme der Pegmatithäufigkeit gegen unten (die Umgebung von P. 1861 ist frei von Pegmatiten, während in 100
m
Horizontaldistanz auf nahezu 1800
m
bereits zahl¬
Pegmatite werden übri¬ Gänge auch von wenn selten, begleitet quarzporphyrischen Gesteinen), gens, Kontakthofes des (Dachpartie des b) linsenförmige Gestalt reiche
die Hornfelse durchschwärmen ; die
Stockes). Wie den Profilen auch
er zur
von
skizzierten
Fr. Weber entnommen werden
Anschauung.
kann, gelangte
112
Hans Peter
b)
Die Chiastolithschiefer der Val Gliems
Im Talboden der Val Gliems stösst
man
Eugster
am
—
auf 2400 m,
wenig
NE des
Riegels
Rande der Alluvion auf mehrere kleine Aufschlüsse
Chiastolithschiefern. Es sind
—
mit
gegen
metamorphe Derivate des pelitischen N sehr rasch von psephitischen Bil¬
dungen (hornblendefrei) abgelöst
werden. An der S-Grenze decken die
Sedimentationsraumes, die Alluvionen sie
zu.
Weniger metamorphe
Gesteine desselben
Ausgangsmaterials findet Hintergrund der Val Gliems. Es handelt sich dort um gewöhnliche, stark pigmentierte Phyllite, welche zusätz¬ lich zur Dislokationsmetamorphose in der unmittelbaren Umgebung ein¬ zelner Dioritporphyrite (Streichen SW-NE) Knotenbildungen erken¬ nen lassen. Die intensivere thermische Beeinflussung mit Chiastolithbildung scheint demnach auch in der Val Gliems an einen linsenförmigen Hof gebunden zu sein. Die Aufschlüsse bestehen neben einzelnen Knotenschieferpaketen man
vor
auch in Aufschlüssen im
allem
aus
Chiastolithschiefern bis -hornfelsen. Diese sind
sentlich zäher und
als die
we¬
kompakter gebaut übrigen pelitischen kömmlinge, bewahren jedoch immer eine straffe Kristallisationsschieferung. Mineralogisch ergeben sich weitgehende Analogien mit den Chiastolithhornfelsen der Alp Cavrein ; doch sind die oft sehr schön kreuzförmig gezeichneten Chiastolithprismen wesentlich kleiner. Mineralbestand:
Ab¬
Quarz
Plagioklas
Apatit
Cordierit
Granat
Titanit
Biotit-Chlorit
Turmalin
Muskowit
Epidot
Chiastolith Sedimentäre
Wechsellagerung macht sich im quantitativen MineralWeniger stark umgewandelte Typen besitzen ein feinkörniges Quarz gefüge mit gleichmässig verteiltem Chi or it oder Bio tit, eventuell lagenweise abwechselnd, als melanokratem Hauptmineral. Darin eingelagert, von der Schieferung unabhängig, finden sich mehrere mm grosse Chiastolithquerschnitte. Im Innern wurden sie vollständig durch feinschuppigen Sericit ersetzt, während die Randpartien dieser linsenförmigen Aggregate durch grobblättrigen Muskowit bestand bemerkbar.
eingenommen
werden. Granat, leicht chloritisiert, fehlt manchen Varietäten. Bei
stärkerer Umkristallisation entstehen
typische Hornfelsstrukturen. Besonders linsenförmigen Sericit-Muskowit-Pseudomorphosen (noch deutlich kreuzförmig gezeichnet) häufen sich grössere Cordieritporphyroblasten, die von Quarztropfen durchsiebt werden; doch sind leicht pinitisch zersetzte Individuen
in der Nähe der
auch in den
übrigen Teilen
des Gesteins
ist ebenfalls anwesend, scheint
jedoch
häufig
anzutreffen. Ein
Plagioklas Diagnose wird»
saurer
stark zurückzutreten; die
Val Russein
113
(Aarmassiv-Ostende)
da
Zwillingslamellen fehlen, sehr erschwert. Zahlreiche, pleochroitische Turmalinsäulen scharen sich in der Nähe
oft von
recht
grosse
gelb
Chiastolithknoten.
Mehrere
lamprophyrische Gänge durchsetzen diesen Komplex völlig unabhängig von den übrigen Richtungen. Doch ist im Nebenge¬ stein eine leichte Abhängigkeit der Chiastolithknotenzahl von der Gang¬ distanz wahrnehmbar. Es sind quarzführende Kersantite bis Hornoft mehrere m mächtig blendekersantite von graubrauner bis braunschwarzer Farbe und recht grobem Korn. —
Mineralbestand:
—
Chlorit
Titanit
Biotit
Turmalin
Apatit
Hornblende
Epidot
Erz
Plagioklas
zersetzt
Quarz
Plagioklas völlig mit Sericit gefüllt. Linsenförmige Aggregate eines grobblättrigen Biotits und einer farblosen bis leicht grünlichen Hornblende. Beide intensiv miteinander verwachsen, sonst aber ohne sichtbare genetische Beziehun¬ gen; grössere, oft ganz plagioklasfreie Aggregate im Innern hornblendereicher, gegen die Randzonen hin fast nur Biotit. Xenomorpher Quarz in den Zwickeln zwischen den Feldspäten. Ausserdem trifft
hornblendefreie und
den
Gang¬ Quarzgehalt. Einzelne dieser Lamprophyre wurden so stark epizonal überprägt, dass heute reine Chlor itschiefer vorliegen; doch lässt die durchgreifende Lagerung den Gang¬ rändern
—
Typen
man
—
vor
allem
an
mit recht hohem
gut erkennen. Kennzeichnenderweise wurde dabei der gänzlich chloritisiert, während die strahlsteinartige Hornblende
charakter noch Biotit
weitgehend erhalten blieb. Diese Gänge müssen mit der thermischen Kontaktmetamor¬ phose der Chiastolithschiefer irgendwie verknüpft sein, da sie den übrigen Gebieten ganz fehlen (zudem leicht hof förmige Anordnung der Chiastolithquerschnitte). Mit den Dioritporphyriten (s. S. 95) besteht wahrscheinlich kein Zusammenhang; denn diese folgen durch¬ wegs dem generellen Streichen (hier WSW-ENE bis SW-NE), während die Kersantite die NG beliebig durchschlagen, sich verästeln und auch mineralogisch und strukturell wesentlich anders gebaut sind. Die Lamprophyre besitzen, vom metamorphen Zustand aus betrachtet, für den Gliemskomplex ähnliche Stellung wie die Pegmatite für jenen der Alp Cavrein. Auch hier könnte aus der linsenförmigen Gestalt des Kontakt¬ hofes auf einen nicht mehr aufgeschlossenen Stock magmatischer Gesteine geschlossen werden. Der Zusammenhang mit dem südlichen Aaregranit s. str. ist für dieses Vorkommen noch naheliegender. Der heute südlich des Gliemstalaufgeschlossene Teil des südlichen Aaregranits fällt allerdings für die Deutung ausser bodens in ca. 150 m Distanz —
—
Hans Peter
114
Eugster
sichtbaren Kontakt
(P. 2868) ausge¬ prägte Bewegungshorizonte vorhanden sind, als weil diese thermische Kontaktmetamorphose sich auf ein sehr kleines Gebiet beschränkt (pigmentierte Phyllite im Hintergrund der Val Gliems!).
Betracht, nicht
so
sehr weil
am
C. CHEMISCHE UND ORGANOGENE ABLAGERUNGEN
1. Kalksilikatlinsen und Marmore
Paragesteinsprovinz, dass chemischen Ausscheidungen, insbesondere Kalken, nur sehr geringe Bedeutung zukommt. Dennoch wurden einige räumlich beschränkte Vor¬ kommen karbonatreicher Gesteine angetroffen, analog den in der west¬ lichen Fortsetzung mehrfach auftretenden Kalksilikatlinsen (vgl. W. Httber [12]). In der Injektionszone nördlich der Val Pintga de Cavrein sind Es
hegt
in der Natur der betrachteten
schmale calcitreiche Linsen in den Gneisen nicht einmal selten. Als schön¬ stes
Beispiel
steht eine mehrere
direkt
m arm or
Cavrein sura,
an.
am
m
mächtige
Platte
von
Bach der Val Cavardiras, etwa 900
Grammatitm
SW der
Der zentrale Teil dieser Linsen besteht meist
aus
Alp
Gram-
(z.B. 24% Grammatit, 76% Calcit; Dolomit fehlt gänz¬ Mg wurde restlos aufgebraucht), während sich an den Über¬ gängen langsam Hornblende, Quarz, Feldspäte, Sericit, Chlorit matitmarmor
lich, d.h. das
einschalten, bis Calcit ganz verschwindet. Einzelne zugartige Zonen der Gneise SW P. 2382, an welche die berühmten Epidotfundstellen (mit viel Papierspat) gebunden sind (vgl. (25) ), enthalten eben¬ falls zahlreiche, meist wenige cm dicke, karbonatreiche Lagen, ebenso wie die Gneise bei P. 2626.
einen Spessartit grenzender kontaktmetamorpher Mar¬ Injektionszone (Val Pintga de Cavrein) ist durch seinen abwei¬ chenden Mineralbestand erwähnenswert: Neben Calcit viel Diopsid, Ein
mor
an
der
wenig grün pleochroitische Hornblende. Hierher gehören eigentlich auch die Calcit-Epidot-Aktinolithlagen der Hornblendeschiefer in der Val Gliems (s. S. 93), die bereits mit den Sedimenten des pelitischen Raumes beschrieben wurden. etwas Vesuvian und
2.
Kohlige Einlagerungen
Graphitführende Gesteine wurden bereits beschrieben (s. S. 78). Hier soll nur noch eine grössere Linse kohliger Gesteine erwähnt
Val Russein
115
(Aarmassiv-Ostende)
werden. Sie
liegt in den Konglomeratgneisen südwestlich des Piz Güems, Mächtigkeit von wenigen m und lässt sich über 120 m ver¬ folgen. Gegen oben keilt sie langsam aus; gegen unten verschwindet sie im Schutt. Trägergestein ist ein stark am Fusse der Schrofenwand sehr schönen mit Quarzit kohliger gestriemten Graphitharnischen. Darin eingelagert finden sich mm bis cm dicke Lagen einst kohliger Sub¬ stanz ; heute bestehen sie hauptsächlich aus Graphit. Anthrazit, der mög¬ licherweise bes. in den mächtigeren ebenfalls anwesend ist, konnte nicht mehr sicher nachgewiesen werden. Analoge Linsen, nur von viel geringerem Ausmass, wurden in den schwarzen Phylliten westlich des Piz Gliems mehrfach angetroffen. besitzt eine
—
—
—
—
3.
Vererzungen
Auf Ver er zungs zonen sei
nur
deshalb kurz
hingewiesen,
weil Fr.
Weber in seiner Karte einen Hämatitschiefer in der Val Gliems erwähnt.
entsprechender Itabirit wurde bereits S. 34 beschrieben. Nun ist keineswegs das einzige erzreiche Gestein, sondern eigentliche Ver¬ erzungen mit Pyrit, Ilmenit oder Hämatit wurden an mehreren Stellen angetroffen. Da diese Erze immer schichtweise auftreten, ist es naheliegend, ihre Entstehung erzreichen Lösungen, die während der Sedimentation herbeigeführt wurden, zuzuschreiben. Die Erwähnung Ein
dies
einzelner besonders erzreicher Horizonte erwies sich für
stab als
wenig
unseren
Mass¬
sinnvoll.
D. DIE GESTEINE DER INJEKTIONSZONE
Im westlichen Teil des
Paragesteinskomplexes wurden die Gesteine Aaregranit stellenweise so stark beeinflusst, dass eigentliche Mischgneise entstanden. Das Stereogen vorwiegend wird von zahl¬ feinkörnige Psammitgneise mit einzelnen Geröllbänken reichen, meist wenigen m mächtigen Granitapophysen durchschlagen, und mit ihnen in unverkennbarem Zusammenhang in deren Gefolge stehend viele Aplite und Pegmatite eindrangen. Die Beziehungen vom
zentralen
—
—
—
—
zwischen Neosom und Paläosom in den dadurch verursachten Stroma-
titen, Ophtalmiten und Phlebiten entsprechen mineralogisch und struk¬ turell
jenen der südlichen Mischgesteinsserie. Hingegen sind die
Phyllite hier meist durch Biotit-, Chlorit- oder Hornblendegneise ersetzt. bezug auf die Zusammensetzung der Pegmatite und Aplite und der
In
116
Hans Peter
Neubildungen
Eugster
im
Stereogen gilt Entsprechendes. Als Besonderheit seien einzelne Turmalin- und Ort hit vorkommen (jene im Stereogen, diese in den Pegmatiten) erwähnt. In den südlichen Hängen der Val Cavardiras, am Kontakt mit dem südlichen Aaregranit, ist analoge Durchaderung mit pegmatitischem und aplitischem Material festzustellen, nur in viel geringerem Um¬ fange. E. GANGGESTEINE
Ausser den bereits beschriebenen
Ganggesteinen (Dioritporphyrite Untersuchungsgebiet nur noch einzelne Spessartite (westlich Alp Russein und Val Cavardiras, s. S. 114) sowie Granitporphyre und Quarzdioritporphyrite (Val Gliems, Cuolmet de Trun, vgl. Kartenskizze).
s.
S. 95, Kersantite
s.
S. 113) finden sich im
III. TEKTONIK UND SEDIMENTATION DIE ALTERSFRAGE
Während im
petrogenetischen Bereiche sich bei den Deutungsgrundsätzliche Schwierigkeiten ergeben, bleibt die Stel¬ lung dieses Komplexes innerhalb des ganzen Massivs und vor allem auch das Verhältnis zu den Nachbargesteinen wesentlich unklarer. Obschon systematische Untersuchungen tektonisch-stratigraphischer Natur nicht mehr in den Rahmen dieser Arbeit gehören, seien doch jene Beob¬ achtungen mitgeteilt, die auf die wichtigsten Probleme etwas Licht zu werfen vermögen. Daraus lässt sich anschliessend eine Arbeitshypo¬ these ableiten. Die Altersfrage wurde in einem separaten Abschnitt der zentralen Stellung und den besonderen Schwierig¬ um behandelt, keiten gerecht zu werden. versuchen kaum
A. ZUR TEKTONIK 1.
Beziehungen
Die Gesteine sind
zwischen
Schichtung
und
Schieferung
prägranitisch, wurden also mindestens von einer Spätphase herzynischen Orogenèse noch erfasst. Es müssen deshalb 3 Flächen erster Ordnung unterschieden werden: Schichtung, herzyder
Val Ruseein
(Aarmassiv-Ostende)
117
nische und
alpine Verschieferungsfläche. Von evtl. älteren Ver¬ Teilphasen wird vorläufig abgesehen. Der Verlauf der Schichtung lässt sich heute noch an sehr vielen Stellen rekonstruieren, sei es an stratigraphischen Faciesübergängen, sei es an der Lage der Gerolle. Schwieriger hingegen ist die Trennung und Zuordnung der zwei Hauptverschieferungsrichtungen. Doch zeigt sich gerade in ihrem Verhältnis zueinander der den umgebenden Gebieten grundsätzlich fremde Baustil. Im nördlichen Komplex streichen die al¬ pinen und herzynischen Verschieferungsflächen, die nur in Aus¬ nahmefällen nicht zusammenfallen, generell WSW-ENE. Für die alpine Beanspruchung gilt diese Richtung auch im südlichen Paragesteinskomplex, mit unwesentlichen Abweichungen; nicht so hingegen für die herzynische. Im zentralen und westlichen Teil dieser Zone erkennt man sehr schön, dass Schichtung und ältere Verschieferung nahezu N-S verlaufen (sehr deutlich z.B. in den Felsen SW unterhalb der Alp Russein). Weiter gegen E findet dann ein allgemeines Abbiegen nach schief erungen bzw.
E-W statt. Besonders gut erhalten blieben die N-S-Strukturen in den
kompakten zähen hornblendereichen Konglomeratgneisen, die der alpinen Beanspruchung den grössten Widerstand entgegensetzten. Die innersten Partien der grössten Konglomeratgneisstöcke werden nur noch von mehr oder weniger gescharten Verwerfungen durchzogen und in kleinen Blöcken gegeneinander versetzt, ohne dass eine weitere Veränderung stattgefun¬ den hätte. Sie besitzen deshalb noch ihren ursprünglichen her zyni¬ schen Mineralbestand. Gegen die Randgebiete hin und in kleineren Komplexen bestimmt allerdings die alpine Überprägung den heutigen Charakter der Gesteine. Sie hat dabei zugleich auch ältere Strukturen meist völlig zerstört. Vor allem aber fanden die grössten alpinen Differentialbewegungen in den Hauptschwächezonen statt, d.h. entweder in nachgiebigen Gesteinen (Phyllite etc.) oder an Diskontinuitätsflächen erster Ordnung (Granitkontakte). In den Konglomeratgneisen stimmen Schichtung und herzynische Ver¬ schieferung meist überein (sofern überhaupt von einer selbständigen herzynischen Verschieferungsphase gesprochen werden kann), d. h. die Differentialbewegungen wirkten sich ebenfalls in den vorgegebenen Diskontinuitätsflächen aus. Die Phyllite diese flyschartigen Bildungen, verhielten sich der mechanischen Bean¬ spruchung gegenüber weitgehend plastisch. Sie zeigen, besonders deutlich in den mittleren Teilen der Val Gliems, im Kleinen jene Verfältelungs- und Verknetungserscheinungen, die aus Flysch- und Bündnerschiefergebieten im Grossen bekannt sind. Dass es sich um herzynische Fältelungen handelt, beweisen die gradlinig durchschneidenden jüngeren (alpinen) Bewegungshorizonte (Vgl. Fig. 31). Die alpinen Bewegungen, die gewöhnlich, im Detail wie im Grossen, nur zu
hingegen,
118
Hans Peter
Eugster
Verschuppungen führten, können unter bestimmten Bedingungen jedoch eben¬ falls Kleinfältelungen veranlassen, im Stile von Flexuren. Sie finden sich vor allem in jenen Teilen der Phyllite, deren frühere Strukturen mit der alpinen Rich¬ einen nicht unwesentlichen Winkel
tung
diesem Falle die
(teilweise
kompakten
auch Zerbrechen nach
Eindrehen der
bildeten
(z.
B.
um
45°). Während
in
Gneise in
Bruchstücke),
subparallele Lamellen zerbrochen wurden vorgezeichneten Schwächezonen, verbunden mit
Hessen sich die leichter deformierbaren
Phyllite ver¬ asymmetrisch. Dass es sich um Effekte beweisen die diaphtoritischen Prozesse
Die Schenkel sind immer deutlich
biegen. alpiner Bewegungen (s. S. 93). Die
handelt,
hauptsächlichsten herzynischen Strukturen, soweit sie sich lassen, sind in Fig. 33 eingetragen. Der Bauplan ist
noch rekonstruieren
im Grossen einfach: N-S-Streichen im W und im
Zentrum, gegen E dann (teilweise bis WSW-ENE). Im
grossradiges Abbiegen hingegen sind besonders in den Phylliten mannigfache Kompli¬ kationen festzustellen. Kleinere Umbiegungen lassen sich vor allem auch südl. des Piz Cuolmet (bei P. 2382) und in den Hornfelsen der Alp Cavrein verfolgen. Der S-förmige Verlauf kann als Synklinale (P. 2382) und Anti¬ klinale (P. 1861) aufgefasst werden, mit einem Öffnungswinkel von etwa 135° und sehr steil nach SE (ca. 80°) einfallender Faltenachse. Gerade hier spielen, allerdings wohl schon alpine Bewegungen eine Hauptrolle. Im ganzen fand während der herzynischen Orogenèse eine Einfaltung dieses Komplexes statt mit nur geringer Verschuppung. Ganz anders äusserte sich die alpine Gebirgsbildung. Abgesehen von sehr un¬ tergeordneten Verfältelungen wirkten sich die Bewegungen in zahlrei¬ chen Verschieferungs- und Verschuppungsebenen aus, die generell ENEnach NE-SW
ein
Kleinen
WSW streichen und steil gegen SSE einfallen. Vor allem häufen sie sich gegen die N- und S-Grenze des Komplexes hin. Am autochthonen Sedi¬
mentmantel, der ebenfalls deutlich verschoben wurde, fand Mitschlep¬ pung der
Phyllite statt,
mehr
erhalten blieb.
gut
2. Das Verhältnis
so
dass die
zum
Der Grenzverlauf des
herzynische
Diskordanz nicht überall
südlichen und zentralen
Paragesteinskomplexes
Im W ist der Kontakt mit dem südlichen
Aaregranit
sei kurz beschrieben.
Aaregranit sicher Konglomeratgneise von zahlreichen Apliten und Pegmatiten durchschwärmt werden (Injektionszone). Am N-Grat des Piz Avat ist dieser Kontakt durch eine unzweifelhafte Bewegungsfläche ersetzt. Gänge fehlen hier ganz. Dieser Bewegungshorizont muss jedoch gegen W schon nach wenigen km in die Luft streichen. Gegen E (Puntegliasprimär,
da die
Strukturen
im s.
str.
südlichen
südlicher Aaregranit
und
M 1.50000
WSW-ENE
Ortho-
Mischgestemskomplex. alpinen Verschieferungsflachen streichen etwa
nordlicher
Die
2
Fig. 33. Herzynische Paragestemskomplex. 1
—
ursprünglichen Psammit-Psephit innerhalb des psephitischen Sedimentationsraumes
den Grenzflächen
—
aus
der
ferung völlig verwischt.
Lage der Gerolle (besonders bei langgestreckter Form) rekonstruiert wurden. Wo Fallzeichen fehlen, wur¬ den die herzynischen Strukturen durch die alpine Verschie-
oder
aus
sind Streichen und Fallen der
Schichtebenen, die
Angegeben
120
Hans Peter
lücke-Frisallücke) lichen
mag
Aaregranites
Eugster
sich weiter vertiefen. Dass die Grenze des süd¬
er
im östlichen Teil tektonisch
ist, während gegen W
eine nicht unbeträchtliche
Aufschmelzung (bzw. Verdrängung) stattge¬ funden haben muss, erkennt man schon am Verlauf. Bei P. 2626 gehen die herzynischen Strukturen der Grenze noch nahezu parallel, im W stehen sie fast senkrecht dazu. ist im S klar, da sich
Grenzziehung
Die
andere Gesteine
nirgends
Zwischenschalten. Etwas unübersichtlicher werden die Verhältnisse
jedoch
Grat des Piz
N, allerdings E, Gliems, folgt gegen N auf die Konglomeratgneise direkt der zentrale erst im westlichen Abschnitt. Im
im
Aaregranit.
Nördlich der
Alp
am
Russein de Trun stehen
Phyllite an, die Komplex gehören (südliche Mischgesteinsserie). Der Kontakt südlich des Piz Cuolmet (P. 2382) lässt sich ebenfalls genau lokalisieren, da wiederum der Grämt anschliesst, der auch längs der Injektionszone der Val Cavardiras die Grenze darstellt, wobei wahrscheinlich bereits
zum
nördlichen
Zugehörigkeit der südlichen Gesteine durch eingelagerte Konglo¬ meratgneise gesichert ist. Zweifelhafter erscheint hingegen die Um¬ die
gebung
der Cavardiräshütte.
Die Stellung Amphibolitgerölle
Granit,
bis
der Felsen östlich unterhalb der Hütte ist klar, da sieh dort
mit Durchmessern bis
hierher
zu
30
cm
fanden. Bei der Hütte wird der
Grenzziehung erleichterte, vollständig durch eine Injektions- und Schollenzone ersetzt. Da nun aber für das Stereogen der südlichen Mischgesteinsserie kein allgemeingültiges und leicht erkennbares Indiz besteht, ist es
der
heute nicht mehr
die
möglich,
noch Gesteine der südlichen
Hornblendegneisstereogen Gwasmet durchziehen,
aufgefasst
zu
entscheiden, ob
an
der Schollenzone nicht auch
Paragesteinsserie beteiligt sind,
der
schönen
Stromatite,
so
mehr als das
die
S-Hänge des südlichen Komplexes
ohne weiteres als
werden kann.
um
welche
Paragestein des Komplikationen sind sehr wohl denkbar. jenen Amphiboliten, die W. Huber (12) vom Fuss
Tektonische
Es sei erwähnt, dass in
des 2. südlichen Stremzahnes beschreibt, ebenfalls Gerolle bis
zu
cm-Grösse
gefun¬
den wurden.
B. ZUR SEDIMENTATION
1. Das Verhältnis zwischen
psephitischem Ablagerungsraum
Ein Blick auf die Kartenskizze
und
politischem
genügt, um die Komplexheit der Be¬ ziehungen zwischen psephitischen und pelitischen Ablagerungen darzu¬ legen. Im Hauptverbreitungsgebiet der pelitischen Bildungen, in der mittleren Val Gliems und den nördlich anschliessenden Hängen, werden für den Grenzverlauf vor allem 2 Richtungspaare bevorzugt : Die Schicht-
Val Russein
121
(Aarmassiv-Ostende)
ebenen
(herzynische Strukturen) streichen im SW-Teil N-S und biegen im E nach NE-SW um. Die orthogonalen Trajektorien, vor allem die Richtungen NW-SE und E-W, finden sich ebenfalls als Grenzlinien, wenn auch meist nur auf kurze Strecken ; es handelt sich dabei um lithologische Übergange in der Richtung des Streichens. Die Sedimentation der Gerolle erfolgte fur die einheitlichen Kom¬ plexe über ein grosseres Zeitintervall. Lang andauernde gleichartige Be¬ dingungen herrschten auch bei der Entstehung der zentralen Partien der Phyllite. Gegen die Randzonen hin jedoch sind ausgeprägte Konver¬ genzerscheinungen festzustellen. Einerseits werden die hellen Lagen in den gebanderten Phylliten immer grobkörniger und meist auch quarzreicher, bis sie echt psammitischen Charakter annehmen, das Gestein also aus einer Wechsellagerung von Peliten mit Psammiten besteht, an¬ dererseits schalten sich zwischen die Konglomeratbanke in immer gros¬ serer Zahl und Mächtigkeit Psammitbander ein, die die Psephite u. U. völlig ersetzen. In diesen Grenzzonen können wenig
machtige und
isolierte
mergelig-tonige
Einengung sich
des Beckens
der Bach
im
in
verwirrender
Sedimente ablosen. Dies im
oberen
südöstlichsten Teil,
Riegel
durch
Mannigfaltigkeit einzelne,
GeroUschube
abrupt erfolgte
scheinbar
gilt in
besonders fur die
Schiefer fnsst.
kommend, folgen auf sehr schone Konglomeratgneise nach im
beidseitige
der mittleren Val Gliems,
die weicheren
einem
oft
schmale, nahezu
kurzen
wo
Von NE
Übergang
Streichen
nach 150
m
(Wechsellagerung Psammit Pellt) gebanderte Phyllite, die bereits wieder durch psephitische Bildungen ersetzt werden. Viel rascher noch
naturgemass die Wechsel senkrecht zum Streichen. Es ware in diesem Gebiet auch sinnlos, profilmassig die Gestemsabfolge quantitativ zu beschreiben, da
sind
keinem der
Querschnitte repräsentativer Charakter 2. Der
zukommt.
pelitische Ablagerungsraum
Der Gesamtcharakter der
pehtischen Sedimentation sei in diesem Hauptmerkmal bilden die
nochmals kurz skizziert. Das
Zusammenhang kurzfristig-zyklischen Beckens
vor
allem auf die
Wechsel, die
Pigmentierung,
sich
in den
im
zentralen Teil
Übergangsstellen
des
auch
Korngrosse und Bauschalchemismus auswirken und die wohl auf Koppelung mit orogenetischen Vorgangen schhessen lassen. Es bestehen damit weitgehende Analogien mit der Flyschsedimentation (vgl. Widmeb, [39]). Effekte submariner Rutschungen konnten ebenfalls festgestellt werden. Die Hauptmasse der Sedimente entspricht tonigen bis mergeligtonigen Bildungen (bzw. bis sandig-arkoseartig) seichter und raum¬ lich beschrankter Festlandbecken, die raschen Wechseln unterworfen auf
122
Hans Peter
Eugster
gewissen Zeiten erfolgte Einlagerung organischer Substan¬ geringerer Menge gleichzeitig mit der Bildung der Ton¬ in eigenen, wenn auch sehr schmalen kleinen Lin¬ aber mineralien, oder sen, zusammen mit fast reinem Quarzsand (wahrscheinlich nahezu ab¬ geriegelte seichte Tümpel). Recht inkonstant war auch die Zufuhr kalk¬ haltiger Lösungen aus dem Hinterland. Sie veranlasste im allgemeinen die Entstehung stark mergeliger Zwischenlagen oder, in selteneren Fällen die Bildung schmaler vielleicht bei starken Austrocknungstendenzen Kalk- bis Dolomitschichten. Einzelne Vererzungen verdanken ihre waren.
Zu
zen, entweder in
—
—
Existenz eisen- und titanreichen Wässern.
3. Der
psephitische Ablagerungsraum
Eigenschaften, gegenseitige Beziehungen der Gerolle wurden bereits Die Flüsse wurden
an
Komplexen Amphibolite
Verteilung
verschiedenen Orten erwähnt.
gespiesen durch
ein
sehr hornblendereicher
bzw.
und räumliche
Hinterland,
basischer
das
aus
grossen
Eruptivgesteine
bestand. Andere Aufschlüsse üeferten helle
Gneise,
Material,
Hornblendegranite und allem aber in gewissen Perioden stark akti¬ viert und die Sedimentation teilweise oder ganz beherrschend, erfolgte der Abtrag (bzw. bei Flussverlegungen die Zufuhr) von Sandsteinen, aplitisch-pegmatitisches Monzonite. Gleichzeitig, vor
Ar kos en und Quarziten. In dieser Gesellschaft stösst auf Reste interne
von
Tonschiefern und
Abtragungsperioden schliessen
müssen im Hinterland selten gewesen
oft auch
man
kohligen Bildungen,
von
lassen.
sein,
was
die auf
Kalke, bzw. Marmore auch die
geringe
Bedeu¬
für die Sedimentation in den Becken beweist.
tung kalkhaltiger Lösungen Die Rundung der Gabbros, Diorite, Amphibolite, Gneise und Gra¬ nite deutet auf einen mittleren Transportweg (vielleicht auch nicht länger als wenige km), während in einigen Zonen die hornblendefreien, an Quarziten und Chloritgneisen reichen Psephitgneise, die ihren brecciösen Charakter noch nahezu bewahrt
Verschwemmung —
eine
—
auch für die stärker
sich noch kaum bemerkbar macht. Intensive
scheint auch
bezüglich
Der Habitus dieser
der Herkunft
Psephitgneise,
zu
der
Zentralmassive
gerundeten
Vermischung
herrschen. vor
Hornblendezement bestimmt wird, ist für alte
allem durch
psephitische
Amphibolite und alpinen
Gesteine der
(z.B. Karbonkonglomerate etc.) etwas ungewohnt. Schon Bildung unter speziellen Bedingungen
stand lässt auf lokale
leichte
erkennen lassen. Es wundert deshalb nicht, dass die
Selektion nach Gestalt und Grösse Gerolle
haben, kaum
dieser Um¬
schliessen.
Val Russein
(Aarmassîv-Ostende)
123
4. Das relative Alter
Aus der Art der Sedimentation sollte es an sich möglich sein, die Richtung der relativen Altersfolge zu bestimmen (Asymmetrie der Schübe). Die gebänderten Phyllite besitzen jedoch völlige Symmetrie der Unter- und Obergrenze ; beide sind scharf gezogen, selbst bei Wechsel¬ lagerung mit Psammiten. In einzelnen Konglomeratgneisen in den SHängen der Val Gliems hingegen konnten plötzliches Einsetzen und lang¬ sames Ausklingen von schwarzen Quarzitkomponenten festgestellt wer¬ den. Die Schichtung streicht dort nahezu NE-SW, die ältere scharfe Grenze Hegt im NW. Für die nordöstlichsten Teile des südlichen Paragesteinskomplexes gilt deshalb ganz grob: Abnahme des Alters von NW (überwiegend Pelite) nach SE (fast ausschliesslich Psephit-Psammite) (am ehesten anzuwenden auf die Serie zwischen den Hängen SW unterhalb des Piz Gliems und P. 2626, dem NW-Vorgipfel des Piz Avat). Weiter gegen SW werden die tektonischen Komplikationen bereits so umfassend, dass von einer generellen Altersfolge über grössere Distanzen nicht mehr gesprochen werden kann. Die Bestimmung im Einzel¬
fall ist kaum mehr durchführbar und verliert ohnehin ihren Sinn; denn wahrscheinlich fanden auch innerhalb der
Verschuppungen
und
Verwaltungen
Konglomeratgneise
zahlreiche
statt.
C. ZUR ALTERSFRAGE
1.
Möglichkeiten
einer
Altersbestimmung
Schlüsselpunkt einer jeden tektonischen Analyse des Untersuchungs¬ gebietes bildet die Altersbestimmung des südlichen Paragesteinskomplexes, da allein in ihm die Sedimentation noch so gut rekonstruierbar ist, dass einige Aussicht auf eine Lösung besteht. Im nördlichen Komplex hat das Stereogen zu starke und zahlreiche Umbildungen erlitten. Die persönliche Ansicht des Verfassers sei als Behauptung vorweg¬ genommen : Es handelt sich bei diesen im 2. Teil beschriebenen Gesteinen
um
Schichtfolge, die gleichzeitig mit der Serie des Bifertengrätli (auf der NE-Seite des Tödi) und anschliessend abgelagert wurde. Die Phyllite (inkl. die höher metamorphen Schiefer) entsprächen eine
der
Bifertengrätliserie
nach
Widmer, besässen
also
spätwestphali-
124
Hans Peter
Eugster
sches
(bzw. stephanisches) Alter. Konglomerate wurden gleichzeitig, möglicherweise auch früher, sicher aber in grosser Mächtigkeit in den anschliessenden Zeiträumen gebildet (z.T. etwa entsprechend der Grunhornserie Widmers).
z.T.
Die 1.
Hypothese
stutzt sich auf
Faciesanalogien.
Arbeiten
von
B. G. Escher
folgende
Die Schichten des
(7),
Th. Hugi
5 Punkte
Bifertengrath
:
sind
vor
allem
in
den
(39) beschrieben.
und H. Widmeb,
(14)
Nach den Untersuchungen von H. Widmeb (39) ist die Gestemsfolge (Basalkonglomerat-) Bifertengratliserie-Grunhornserie als normale Serie aufzu¬
fassen, die
vom
oberen Karbon wahrscheinlich bis
erlitten durch die Intrusion des
ms
Perm reicht. Teile davon
Begleitgesteine eine leichte thermische Kontaktmetamorphose. Facielle Identität besteht in bezug auf die pelitischen und pelitisch-psammitischen Sedimente (gebanderte Phyllite und Schiefer). Die hellen Lagen der Bifertengratliserie scheinen im Mittel etwas grober gekörnt zu und entsprechen
sein
Todigramts
und
seiner
gebanderten Phyllite der Val Ghems pelitisch-psammitischen (Wechsellagerung)
als jene der normalen ehesten
am
Varietäten, welche sich
den
den Übergangsstellen vom rem pelitischen zum psamMergelige Zwischenlagen fehlen im Bifertenfenster ein Zeichen fur die noch unruhigere Sedimentation in noch seichtere Tümpel (damit auch der grossere Bestand an organischen Relikten) Metamorphoseintensitat und -arten sind recht ähnlich. Grossere Differenzen bestehen im psephitischen Gebiet, indem Amphibohtgerolle und Hornblendezement im Bifertengrathgebiet völlig fehlen. Hingegen wurden in der Val Ghems Psephitgneise gefunden, welche von den „Fingernagelkonglomeraten" Widmebs kaum zu unter¬ an
mitischen Räume häufen.
—
—.
scheiden sind. Die Altersstufen lassen sich sehr gut im
Teil
unteren
ebenfalls
pehtisehe
korrelieren,
und
da
in
der Val Ghems
pehtisch-psammitische
Gesteine
(Bifertengratliserie) vorherrschen, die gegen oben durch Konglomeratgneise ent¬ sprechend der Grunhornserie abgelost werden. Das kleine Konglomeratgneisvorkommen am N-Grat des Piz Ghems, das die Phyllite vom zentralen Aaregranit scheidet, konnte als Basalkonglomerat aufgefasst werden; es enthalt bereits einige Amphibohtgerolle. Doch sollte man sich vor zu weitgehendem Parallehsieren hüten, da zahlreiche tektonische Komplikationen unbekannten Ausmasses sicher vorhanden sind. Bei der
Beurteilung
sehen werden,
einzigen schaft mit
dass
im
Gesteine unserem
der faciellen
Analogien
Bifertenfenster,
des
m
einer
als
Argument
Distanz
Aarmassivs anstehen, die
Material erkennen lassen
—
von
eine
darf nicht über¬ wenigen km,
die
deutliche Verwandt¬
mit Ausnahme jener raumlich sehr
beschrankten Vorkommen, welche der
entsprechenden Korrelation bereits unter¬ worfen wurden (Maderanertal, Wendenjoch, Lotschental etc.) Allen übrigen Parabestanden der „nördlichen Schieferhulle" fehlen solche Anklänge. 2. Pflanzenreste. Trotz eifrigsten Suchens ist es bis heute erst an einer einzigen Stelle gelungen, ziemlich sichere, wenn auch sehr spärliche Pflanzen¬ reste zu finden (Val Ghems). W. J. Jongmans bezeichnete die Reste als wahr¬ scheinlich zu Stengeln von Farnen oder Pteridospermen gehörig. Der Fossil¬ horizont entspräche nach der hier vertretenen Ansicht jenem des Bifertengrath. —.
Val Russem
organischer Bildungen. Graphitisch pigmentierte bis ebensowenig wie dem Biferten-
3. Relikte
graphitreiche
Gesteine fehlen der Val Ghems
fenster,
hier auch etwas weniger verbreitet sind
wenn sie
angedeutet lucke
—.
Gerade die schwarzen
veranlassten
Sedimenten
125
(Aarmassiv-Ostende)
A. Escher,
Phylhte
A. Heim
—
Grunde wurden bereits
des Piz Ghems und der
und
B. G.
Escheb,
von
Punteghas-
karbonischen
sprechen. Es ist jedoch unzulässig, wenn man, wie es Fb. Weber gegenüber ausgesprochen hat (s. S. 69), die organisch pigmentierten Gesteme, deren Vorkommen sich nahezu auf die östlichsten Teile des Komplexes beschrankt, von den übrigen Phylhten und Konglomeratgneisen abtrennt (ähnlich wie Huoi die Knotenschiefer und Hornfelse von der Bifertengrathsene abgetrennt zu
Albert Heim
hat) und damit ja
nichts
allem als
anderes
als
Karbon
lokale
wurden doch bereits 300
(bzw. Oberkarbon) bezeichnet;
Einlagerungen
in
der
südlichen
denn
es
sind
Paragestemsserie,
Punteghaslucke, m unzweifelhaft strati Carbon im Hintergrund von Val Ghems".. .Fernkontakt in Turmahnnadelchen und Muskowittafelchen".) eindeutige (,, ein Aufschluss der Konglomeratgneise mit mehreren cm grossen Gerollen angetroffen. allerdings zu Webebs Zeiten noch mit Eis bedeckt war Auf Grund „kohliger" Ablagerungen kann noch keine Altersbestimmung vor¬ genommen werden. Aber sie beweisen immerhin die Übereinstimmung mit den nicht nur lithologisch, Sedimentationsbedingungen des Bifertengratli graphischem
m
westlich der
Verband mit dem
-
„
—
—
—
sondern auch klimatisch—. 4. Herzynische Strukturen. Im tektomschen Abschnitt wurde bereits nahegelegt, dass der hier in Frage stehende Massivteil einen dem umgebenden Gebiet grundsätzlich fremden Baustil besitzt. N-S-Strukturen fehlen dem übrigen Aarmassiv und müssen deshalb als Ergebnisse relativ j unger voralpiner Bewegungen gedeutet werden. 5. Räumliche Lage. Die Linie, welche die Phylhte der Val Ghems mit dem Bifertengratli verbindet, streicht nahezu NE SW und fallt damit mit den Strukturen in der Nahe des Piz Ghems zusammen. Allerdings darf nicht übersehen werden, dass die Falten und Schuppen am Bifertengratli selbst völlig anders
verlaufen.
2.
Bedeutung
für die
angrenzenden
Gesteine
angeführten Argumenten einiges Gewicht zugesteht, folgende Konsequenzen ergeben Die Ablagerung dieser Paragesteine erfolgte intraorogen, d h. zwi¬ schen zwei herzynischen Hauptfaltungsphasen, wobei der zweite Faltungszyklus fur die Einfaltung in die vor- bis fruhherzynischen Wenn
dann
man
den
sich etwa
Massivteile verantwortlich
gemacht
werden
muss.
Eine Diskordanz zwi¬
schen den oberkarbonischen Sedimenten und den noch alteren
Gesteinen,
Beginn der herzynischen Orogenèse bereits vorhanden gewesen sein müssen (insbesondere das Stereogen des nordlichen Mischgesteinsim Gegensatz zum Bifertenkomplexes), ist im Untersuchungsgebiet der sudliche Paragesteinskomfenster nirgends mehr feststellbar, da welche bei
—
—
126
Hans Peter
Eugster
spätherzynischen Eruptivgestei¬ vorwestphälische, früh- bis mittelherzyeingefasst nische Bewegungen kann deshalb nur indirekt geschlossen werden, auf Grund des gänzlich verschiedenen Baustils im nördlich anschliessen¬ den Teil, d.h. der südliche Paragesteinskomplex muss durch nachträg¬ liche Einfaltung bzw. -quetschung in den bereits vorhandenen Massivteil seine besondere Stellung erhalten haben. Diese Einquetschung fand eindeutig vor der Intrusion des südlichen und zentralen Aaregra¬ nites statt, also sicher noch im obersten Karbon (Stephanien); denn permisches Alter kommt für die Granitintrusion nicht mehr in Frage. Während für die Schichten des Bifertengrätli, im Verband mit der klei¬ nen Masse des Tödigranites, eine erst permische Faltung (saaUsche Phase nach Stille, erst nach der Bildung des Quarzporphyrs und der zugehörigen Aufbereitungszonen, vgl. [39]) an sich denkbar wäre, bleibt diese Möglichkeit für unsere Schichtfolge ausgeschlossen. Widmer hat im Bifertenfenster im nachwestphälischen Paläozoikum nur diese saa¬ lischen Bewegungen Aufschiebung von Altkristallin auf permische Ge¬
plex
vollständig
beidseits
von
wird. Auf
nen
—
steine
—
sicher nachweisen können, während Anzeichen für frühere Dis¬
lokationen im obersten Karbon recht
hingegen Verlagerung der biet
muss
vorgranitische
spärlich —
sind. Im
also sicher
vorliegenden Ge¬ vorpermische
—
oberkarbonischen Sedimente angenommen werden. Da¬
für aber fehlen sichere
Anhaltspunkte für nachgranitische paläo¬ Bewegungen. Die herzynische Gebirgsbildung hat sich in diesem Räume demnach mit Sicherheit in mindestens drei Teilphasen abgespielt, wobei nur die beiden jüngeren etwas genauer datiert werden können:
zoische
1. Phase: Vor der 2. Phase:
Ablagerung
Im obersten
3. Phase: Im
der
Karbon,
Perm,
nach der
gehörigen
Gesteine.
vor
Bifertengrätliserie. der Intrusion der zentralen Granite.
Bildung
der
Quarzporphyre
und der
zu¬
liegt nahe, auch die hauptsächliche Dislokation der Schichten am noch vor der Intrusion des Bifertengrätli mit der zweiten Phase in Tödigranits Beziehung zu bringen, um so mehr, als die karbonischen Gesteine des Maderanertales vor der Intrusion der entsprechenden nachgranitischen Quarzporphyre (vgl. [29]) eingefaltet wurden. Über das Vor¬ handensein nachgranitischer paläozoischer Bewegungen besteht dort kein Zweifel, hingegen kommt ihnen vielleicht mehr lokale Bedeutung zu. Fest steht, dass nach der Entstehung der oberkarbonischen SediEs
—
—
Val Russein
127
(Aarmassiv-Ostende)
mente, aber noch während der herzynischen
Orogenèse, auch interme¬ Eruptivgesteine eindrangen (Diorite und Dioritporphyrite20). Bezieht man auch jene Gesteine der weiteren Umgebung (insbeson¬ dere Maderanertal) in das Gesamtbild ein, welche seit langem als Karbon bezeichnet werden auf Grund von Faciesanalogien mit den Bifertengrätlischichten —, dann ergeben sich etwa folgende Zusammenhänge:
diäre
—
Zu den beiden oft erwähnten
und des
Tscharrengebietes
„Karbonmulden"
[28, 29] käme
ebenfalls oberkarbonischer Gesteine
nun
des Bristenstäfeli
südlich davon ein
hinzu, welcher sich
von
Komplex der Pun-
über Val Gliems-Val
Cavardiras-Chrüzlipass (vgl. W.Hfber verfolgen lässt. Im östlichen und besonders im mittleren Teil dieser dritten Zone herrschen psephitische Gesteine vor. Das westlichste, sicher nachgewiesene Konglomeratgneisvorkommen liegt nörd¬ lich der Ault-Stremlücke. Bifertengrätli und die Gesteine des Sandpasses nehmen zwischen diesen drei Zügen etwa eine mittlere Stellung ein. tegliaslücke [12])
bis
zur
Rienttallücke
Die Ursache
der
Häufung spätpaläozoischer Bildungen in diesem doppelter Natur sein: Da wir uns im Dach des gegen E absinkenden Massivs befinden, waren die in den peripheren Zonen besonders reich vertretenen Gesteine der nachalpinen Erosion weniger stark ausgesetzt. Die auffallende Verschmälerung des Sedimentzuges westlich der Alp Cavrein lässt sich möglicherweise darauf zurückführen, dass gegen W nach und nach nur noch tiefer eingekeilte Horizonte zu Tage treten. Andererseits war die Wahrscheinlichkeit, erhalten zu bleiben, um so geringer, je näher die entsprechenden Sedimente den zentralen Intrusionsgebieten lagen. Damit sei auf jene Schichten (vor allem am Kontakt zum südl. Aaregranit) hingewiesen, deren Ebenen die Kontaktfläche zum Granit völlig schief schneiden. Abschnitt des Aarmassivs mag
Demnach wäre also der im 2. Teil dieser Arbeit beschriebene süd¬
Paragesteinskomplex des östlichen Aarmassivs als eine Art „Übergangsformation" aufzufassen, die jünger ist als das Substrat vieler Para- und Mischgesteinskomplexe der Hauptschieferhülle. Es handelt sich um spätpaläozoische, vorwiegend klastische Sedimente, welche während liche
der
in einer sicher vorgranitischen Phase herzynischen Orogenèse Bildungen eingeklemmt wurden. In sie drangen dioritische Magmen ein und wenig später auch Ausläufer der granitischen Intrusionen. Die mise en place der herzynischen granitischen Magmen erfolgte in dieser Region bis nahe an die damalige Erdoberfläche. Damit hängt sicherlich die quarzporphyrartige Ausbildung vieler spätherzynischer Ge¬ steine zusammen, sowie die Eigenart mancher Mischgesteine des Granit¬ —
—
in die älteren
kontaktes. 20) Wohl
am
vergleichbar mit dioritischen Eruptivgesteinen Briançonnais (vgl. 14a).
ehesten
Karbon des Wallis und
aus
dem
128
Hans Peter
3.
Beziehungen
zu
den
Eugster
nietamorphen
Provinzen
Von diesen
Ergebnissen ausgehend, können nun auch die verschie¬ Metamorphosearten und die zugehörigen Mineralbestände recht gut auseinandergehalten und zeitlich eingegliedert werden. Die Gesetzmässigkeiten, die an verschiedenen Orten bereits gestreift wurden, seien hier nochmals zusammengefasst. Im nördlichen Ortho- und Mischgesteinskomplex waren vor der Bildung der Chorismite (d.h. vor der Granitintrusion) haupt¬ sächlich epimetamorphe Sericit- und Chloritphyllite, -schiefer und -gneise vorhanden. Biotitgneise (mit primärem Biotit) waren mindestens z.T. bereits chloritisiert worden (Relikte in Gesteinen mit sekundärem Bio¬ tit). Der Mineralbestand der eingelagerten Amphibolite und Diorite denen
scheint
vor
gesehen
von
der Granitintrusion nicht verändert worden
zu
sein
—
ab¬
der
Zersetzung der Feldspäte (Sammelkristallisation der Zer¬ Während der spätherzynischen Bil¬ setzungsprodukte spätherzynisch) der Chorismite (in Zusammenhang mit den Granitintrusionen) ent¬ dung stand in dieser Region vielerorts eine jüngere (grün pleochroitische, fein¬ schuppige) Biotitgeneration, die als Produkt einer thermischen Kon¬ taktmetamorphose aufgefasst werden kann. Dieser herzynische Mineralbestand wurde während der alpinen Gebirgsbildung nur in jenen Horizonten den neuen Bedingungen angepasst, welche durch starke Be¬ wegungen ausgezeichnet waren (ausgesprochene Verschuppung, Transla¬ tionsbewegungen einzelner relativ starrer, steilstehender Blöcke). Die entsprechenden Diaphtorite enthalten nur noch Sericit und Chlorit als melanokrate Gemengteile. Die alpinen Bewegungsflächen, die etwa WSW ENE verlaufen, scheinen dabei mit den wichtigsten herzynischen Struk¬ —.
-
turelementen zusammenzufallen 21 ). Sicher alpine TJltramylonite sind ebenfalls vorhanden, wenn auch recht spärlich (besonders in der Val Gronda de Russein). Sie sind an recht flach liegende Horizonte gebunden, genau parallel zu wenige 100 m höher anstehenden Schuppen mesozoischer Sedimente (z. B. SW Piz Dado).
Wesentlich verwickelter
gestalten sich die Verhältnisse im süd¬ Paragesteinskomplex, da hier gleichzeitige Dislokationen an verschiedenen Orten (etwa entsprechend der Tiefe der Einfaltung) ver¬
lichen
schieden starke Umkristallisationen bewirkten. ben die
21)
Eindeutig abtrennbar blei¬ herzynischen Kontaktprovinzen: Am Granitkontakt Horn -
Nur in einzelnen Fällen wurden
spätherzynische Verwerfungen (zwischen Granites) festgestellt, die nahezu
der Intrusion des zentralen und des nördlichen
N-S streichen
(vgl. Fig.
9 und
Fig. 13).
Val Russein
Chiastolith, Sillimanit, Cordierit, Granat etc.,
felse mit
129
(Aarmassiv-Ostende)
Knotenschiefer mit Chlorit und Biotit.
tische) Dislokationsmetamorphose
Die
am
Dioritkontakt
herzynische (vorgranipelitischen Se¬
führte für den
dimentationsraum in kontaktnahen Gebieten in oberflächennäheren
zu
Strahlstein- und Biotit¬
Sericit- und
Regionen Chloritphylpsephitisch-psammitischen Räume waren die Hauptmineralien zur Zeit der Sedimentation je nach Ort Sericit und Chlorit oder Biotit und gemeine Hornblende. Sericit und Chlorit blieben während den herzynischen und alpinen Dislokationen weitgehend erhal¬ ten. Biotit und stark pleochroitische gemeine Hornblende trifft man vor allem noch in den zentralsten und am tiefsten gelegenen Gebieten an (Alp Russein de Muster, S Cuolmet de Muster etc.), welche auch während der herzynischen Einfaltung weniger stark beansprucht wurden (nur ver¬ einzelte N-S-Verwerfungen). Zum stabilen Mineralbestand in herzynisch stärker verschieferten Gesteinen (vor allem an den Grenzgebieten zum pelitischen Ablagerungsraum) gehört hingegen eine strahlsteinartige Horn¬ blende. Biotit wurde je nach der Stellung des betreffenden Gesteins ent¬ schiefern,
zu
liten bis -schiefern. Im
weder verschont oder aber bereits chloritisiert. Die deshalb
herzynischen so
klar
von
den
Mineralbestände können in diesem Gebiet
nur
alpinen abgetrennt werden, weil die entspre¬
Übergangsformation
sich
völlig schief schneiden. Im stabilen alpinen Mineralbestand sind nur allerdings nur in Bewegungshorizonten erreicht wurde
noch
chenden
Verschieferungsrichtungen
in dieser
—
—
Sericit und Chlorit
letzt, lange
vorhanden, und
nach dem
Biotit,
zwar
wird der Strahlstein erst
chloritisiert. Die Hornfelse werden
dort,
der
zu¬ wo
in Sericitschloritschie-
alpinen Diaphtorese verfallen, -phyllite umgewandelt. Die alpine Gebirgsbildung äussert sich auch im südlichen Paragesteinskomplex vor allem in einer Verschuppung, wobei die Bewegungshorizonte jenen des nördlichen Gebietes parallel sie einer intensiven
fer bis
laufen. Im allgemeinen ergeben sich also, wenn man die hier Anschauungen als gültig anerkennt, für die tektonischen genetischen Interpretationen wertvolle Hinweise.
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Lebenslauf
Ich, 1925 in
Hans Peter Eugster, von Trogen (AR), wurde am 19. November Landquart (GR) geboren. Hier besuchte ich während 7 Jahren
Volks- und Sekundärschule. Nach 5 Jahren Mittelschule in Chur erhielt ich
Eidg. Maturität Typ C. Ab Herbst 1944 studierte ich an der Abt. X der Eidg. Techn. Hochschule Zürich Naturwissenschaften und erwarb 1948 das Diplom als Ingenieur-Geologe. Die Ausarbeitung der vor¬ liegenden Dissertation wurde im Winter 1948/49 unterbrochen, während¬ dem ich als Kristallograph am Eidg. Institut für Schnee- und Lawinen¬ forschung, Weißnuhjoch/Davos, tätig war. Sie wurde im Februar 1951 1944 die
beendet. In der Zwischenzeit versah ich verschiedentlich Assistentenstellen am
Mineralogisch-Petrographischen
Institut der E.T.H.
*VORLAGE-GROSS-ETH*
Vorlage
*
V
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ROSS-ETH*
