Petrographische Untersuchungen - ETH E

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



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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Val Russem

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Chemismus

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Oulianoff N. der

27.

a.

PArpille

Le massif de

—

Oulianoff N.

Ecl.

Les massifs

—

Oulianoff N.

alpine. 28

et

ses

hercyniens

abords. Beitr.

—

Les

anciens

geol.

z.

Karte

Beitrag

—

kluftlagerstatten

zur

Aiguilles-

(1934)-.

l'orogenèse

(1944).

Beitrage

—

des

et

massifs du Mont-Blanc et de l'Aar et

helv. Bd. 37

geol.

Pflugshaupt P.

Sigbist F.

du Mont-Blanc

Fuhrer der Schweiz. Basel

zur

Pétrographie

des östlichen Aaremassives.

(1927).

Schweiz. Mm. Petr. Mitt. Bd. 7 29.

Die Mineralien der Schweizer¬

Schweiz, N. F. Lief. 54 (1924).

Rouges. Geolog. 27

—

(1940).

Basel

alpen.

Kenntnis der

Pétrographie

und der

alpinen

Zerr-

des östlichen Aaremassivs. Schweiz. Mm. Petr. Mitt. Bd. 27

(1947). 30.

Staub R.

Aktuelle

—

Mitt. Bd. 28 31.

Staub W.

Fragen

alpinen Grundgebirge.

im

Schweiz. Mm. Petr.

(1948).

—

Karbon und

Porphyre

im

Maderanertal. Ecl.

geol.

helv. Bd. II

(1910). 32.

Staub W.

Geologische Beschreibung der Gebirge zwischen z. geol. Karte der Schweiz, N.F. Lief. Mineralogische Tabellen. 2. Aufl. Leipzig (1949)

—

und Maderanertal. Beitr. 33. 34.

Strunz H.

—

Swidebski B.

—

La

partie occidentale du Massif de l'Aar

la Massa. Mat. pour la carte 35.

Tilley C. E.

géol.

m

low

(1911).

entre la Lonza et

de la Suisse. N.S. Livr. 47

The status of Hornblende

—

Schachental 34

(1919).

grade metamorphic

zones

Magazine Vol. LXXV No 893 (1938). Geologisch-petrographische Studien am Gastern-Massiv. Ges. Bern (1911).

of Green Schists. Geol. 36.

Truninger E. Mitt

37.

der Natf.

Weber F.

—

—

Linthal-Tierfehd-Sandalp-Clariden-Todi-Ponteghas-Truns.

Geol. Fuhrer der Schweiz. Basel 38

Wehrli L.

land.

—

Beitrage

Das

geol. Karte Zur Geologie

z.

39.

Widmer H.

40.

Wiseman J. D. H.

—

Dioritgebiet

—

(1934). von

Schlans bis Disentis

der Schweiz. N.F. Lief. 14 der

Todigruppe.

The Central and

im

Bundner Ober¬

(1904).

Diss. Univ. Zurich

South-West

(1949).

Highlands Epidiontes.

Quart. Journal of the Geol. Soc. of London, Bd. XC (1934). 41.

Zbinden P.

—

Geologisch-petrographische Untersuchungen

licher Gneise des Aaremassivs

(1949)

(OberwaUis).

im

Bereich süd¬

Schweiz. Mm. Petr. Mitt. Bd. 29

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

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