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
<x) Monoschematische Varietäten
19
ß) Ophtalmite
23
y) Stromatite
b) Lagerungsverhältnisse, Genetisches
2. Die nördliche
27
Mischgesteinsserie
a) Monoschematische
3.
25
Gesteine und
32
Mischgesteine
vom
normalen
Typus
33
b) Migmatite
35
Zusammenfassung
41
2
Hans Peter
C.
Diorite und
Eugster
42
zugehörige Hornblendegneise
1. Die Diorite des Düssistoeks
43
2. Die Diorite des Cuolm
46
tgietschen
Der normale Diorit
a)
46
b) Hornblendegneise (inkl. Amphibolite und Chloritgneise)
a) Amphibolite
49
ß) K-Feldspatfreie Hornblendegneise
50
y) K-Feldspatführende Hornblendegneise
51
8) Chloritgneise
51
3. Die Diorite der Val
D.
49
Amphibolite
und
Surplattas
52
zugehörige Hornblendegneise
1. Die Gesteine der Fuorela Val
55
Pintga
Amphibolite
Hornblendegneise
kaliumfeldspatreichem Neosom
kaliumfeldspatfreiem Neosom
a)
Monoschematische und stromatitisehe
b)
Monoschematische bis feinstromatitische
c) Amphibolitische Chorismite
mit
d) Amphibolitische Chorismite
mit
55
56
...
.
.
58
.
61
2. Die Gesteine des Gwasmet
E.
Gang1.
2.
3.
4.
und
62
Ergussgesteine
63
Pegmatite und Aplite
Porphyrite und Lamprophyre
Quarzporphyre
Spilite und diabasartige Gesteine
2. Teil: Der südliche
63
64
64
66
Paragegteinskomplex
I. Historisches
II. Zur
A.
67
Pétrographie
69
Psephitisch-psammitischer Ablagerungsraum
1.
70
Polyschematisohe Gesteine (Psephitgneise)
a)
70
Die Gerolle
a) Helle,
stark
70
gerundete
Gneise und Quarzite
(inkl. Granite
und
Monzonite)
ß) Amphibolitische
71
Gerolle
73
y) Linsig-plattige Gneise und Quarzite
77
8) Spezielle Komponenten
e)
b)
2.
B.
Gegenseitige Beziehungen
78
der Gerolle
79
Die Zwischenmasse
80
a) Hornblendeführender Zement
ß) Hornblendefreier Zement
81
82
c) Die Beziehungen zwischen Komponenten und Zwischenmasse...
Monoschematische Gneise (Psammitgneise) und Quarzite
Politisch-psammitischer Ablagerungsraum (inkl.
eingelagerten Eruptivgesteine)
1.
57
.
Phyllite
a) Gebänderte Phyllite
die sill- und
82
84
gangförmig
84
84
und Schiefer
85
Val Russein
b)
2.
Stark
pigmentierte,
(Aarmassiv-Ostende)
schwarze
Phyllite
86
c) Karbonatphyllite
d) Chlorit- und Chloritbiotitphyllite
87
e) Genetisches
88
88
Knoten-, Biotit- und Hornblendeschiefer der Val Gliems und die darin
Sills und
eingelagerten
a)
Gänge
89
Die Paraschiefer
89
a) Knotenschiefer
89
ß) Biotitschiefer
90
y) Hornblendeschiefer
90
b) Diorite
und
Dioritporphyrite
c) Lagerungsverhältnisse, Genetisches
95
99
3. Hornfelse und Chiastolithschiefer
a)
Die Hornfelse der
Alp
Cavrein
101
101
sura
a) Normaltypen
103
ß) Hornblendehornfelse
108
y) Diaphtoritische Hornfelse
b)
C.
und
Grenzgesteine
110
e) Ursache der Metamorphose
110
Die Chiastolithschiefer der Val Gliems
112
Ablagerungen
114
1.
Kalksilikatlinsen und Marmore
114
2.
Kohlige Einlagerungen
Vererzungen
115
D. Die Gesteine der
114
Injektionszone
115
Ganggesteine
116
III. Tektonik und Sedimentation. Die
Altersfrage
116
A. Zur Tektonik
1.
Beziehungen
116
zwischen
2. Das Verhältnis
zum
Schichtung
und
Schieferung
Aaregranit
südlichen und zentralen
B. Zur Sedimentation
1.
Das Verhältnis zwischen
116
118
120
psephitischem
und
pelitischem Ablagerungs¬
120
raum
C.
109
8) Pegmatite
Chemische und organogene
3.
E.
3
2. Der
pelitische Ablagerungsraum
121
3. Der
psephitische Ablagerungsraum
122
4. Das relative Alter
123
Zur
123
1.
2.
3.
Altersfrage
Möglichkeiten
einer
Altersbestimmung
Bedeutung für die angrenzenden Gesteine
Beziehungen zu den metamorphen Provinzen
Literaturverzeichnis
123
125
128
129
Hans Peter
4
Eugster
Vorwort
vorliegenden Arbeit waren die Sommermonate der
gewidmet, der Ausarbeitung, die am Min. Petr. Inst,
der E.T.H. in Zürich erfolgte und 1948/49 für ein Jahr unterbrochen wurde (Tätig¬
keit als Kristallograph ad interim am Eidg. Inst, für Schnee- und Lawinen¬
forschung Weissfluhjoch/Davos), die Zwischenzeit. Allen jenen, die während
Den Feldaufnahmen
zur
Jahre 1947, 1949 und 1950
beigestanden haben,
dieser Jahre mir mit Rat und Hilfe
Dank
richtigsten
J. Jakob,
Dr.
aussprechen,
R. L. Pauker,
Studienkollegen
Dr.
A. Niggli, T.S
.
möchte ich meinen auf¬
allem den Herren Proff. Dr. C. Btjrri, Dr.
vor
F.
meinen Freunden und
und
Quervain
de
Önay
und L. Zawadynski. Ganz besonders aber
fühle ich mich meinem sehr verehrten Lehrer, Herrn Prof. Dr. P. Niggli
pflichtet;
er
hat einen
guten
Teil
Zur
Das
Untersuchungsgebiet
Biala)
an, im NE
ver¬
beigetragen.
Einführung
befindet sich
am
östlichen Ende des
Aar¬
(Piz Cavardirasder autochthone Sedimentmantel, während
massivs. Im S schliesst der südliche
Piz Posta
dieser Arbeit
Gelingen
zum
im N und NW die Aufnahmen bis
den-Glarus und Graubünden-Uri
zur
Aaregranit
s.str.
Wasserscheide zwischen Graubün-
ausgedehnt wurden,
d.h. bis
zur
Linie
Tödi-Düssistock-Piz Cavardiras. Den Anschluss vermitteln die Arbeiten
von
Widmer
([39],
im
NE), Sigrist ([29], im NW) und W.
Der östliche Teil des Gebietes wurde bereits
W).
(M 1:50000).
Die Neuaufnahmen
ter Disentis und
Klausenpass
erfolgten
der
neuen
Nomenklaturen entnommen sind. Die
aus
petrogenetischen
räumlich
auf
von
Vergrösserungen
([12],
im
der Blät¬
Landeskarte, welcher auch die
Zweiteilung
und tektonischen
Huber
Fr. Weber kartiert
der Arbeit
Überlegungen
ergibt
sich
und lässt sich auch
gut durchführen.
Zusammenfassung
gliedert sich in zwei Teile.
vorherzynischen Bildungen des Gebietes
Die
Arbeit
Der
die
erste
behandelt
die
älteren
Altkristallin
eigentlichen
eingelagerten herzynischen
Eruptivgesteine. Von den zwei Komplexen granitischer Natur steht der eine
in Verbindung mit dem zentralen Aaregranit s. Str., während der andere chemisch,
mineralogisch und strukturell Analogien mit den Gastern-Innertkirchnergraniten
erkennen lässt. Die heute mehr oder weniger stark verschieferten Erstarrungs¬
produkte herzynischer Magmen werden von einer Gneis-Schieferhülle umman¬
telt
den für das Untersuchungsgebiet ältesten und meist chorismatisch struierten
Die nähere Untersuchung lässt einen Komplex von Phylliten, ParaGesteinen
der
Zentralmassive
—
—•.
gehören
—,
sowie
die
—
darin
zum
Val Russein
schiefern und -gneisen erkennen mit helleren
und
Lagerungsform
dieser
5
(Aarmassiv Ostende)
Akyrosome1)
auf
Bestandsmassen, wobei Struktur
Entstehung
aus mobiler (vorwiegend
molekulardisperser) Phase schliessen lassen. Fehlen die hellen Bestände, so kann
vom eigentlichen Palaosom, dem Kyriosom einer Mischgestemssene
gesprochen
werden. Das vermutliche Chymogen1) der Phlébite1), Stromatite und Ophtalmite
stammt teilweise sicher
granitischen Restlosungen ab; fur einen andern Teil
raumlich zeitliche (nicht notwendigerweise stoffliche)
Verknüpfung mit der Bildung granitischer Gesteine fest. Die Intrusion des zen¬
tralen Aaregranits erfolgte im Untersuchungsgebiet (Dachregion) bei relativ tiefen
Temperaturen und oberflachennah. Aus der nördlichen Mischgestemssene werden
hingegen ultrametamorphe Gesteine (Migmatite) beschrieben. Die Entstehungsart
steht mit Sicherheit
der
von
nur eine
Schmelzflusse lasst
sich
nicht
mehr
Gebiete Kontamination bis différentielle
hältnis der nebuhtischen
Migmatite
zu
rekonstruieren,
Palmgenese
rehktischen
doch
kann
fur kleine
angenommen werden
Einschlüssen).
(Ver¬
Fur das Gesamt¬
gebiet der gramtischen Gesteine muss aus chemischen Gründen auf grossraumig
homogene Magmenbildung geschlossen werden, d. h. auf eine Differentiation oder
tiefgelegene Anatexis mit sehr starker stofflicher Durchmischung. Dioritische
Gesteine aus dem herzynischen Zyklus treten in zwei getrennten, aber genetisch
zusammengehörigen Stocken auf. Ein kleineres drittes Vorkommen besitzt selb¬
ständigen Charakter. Randlich ist sehr starke Durchaderung mit granitischgramtaphtischem Chymogen festzustellen. In den Altbestand eingelagert findet
man Amphibolite, welche mit Varietäten des Maderanertales praktisch über¬
einstimmen
zweite Teil
Serie
vorwiegend klastischer
herzynischen
Gebirgsbildung selbst. Die Gesteine des pelitischen Raumes (Tonschiefer,
mergelige und sandige Tonschiefer), jetzt als Phylhte vorliegend, besitzen zykli¬
schen Charakter und sind als synorogene, fly schartige Bildungen kleinerer Festlandbecken zu betrachten. Die psephitischen Ablagerungen besassen vorwiegend
heute z.B. hornblendereiche Konglomeratgneise mit Amphikonglomeratischen
bolitgerollen —, teilweise auch brecciosen Charakter. Psammite kennzeichnen eher
Ubergangsgebiete. Durch thermische Kontaktmetamorphose, verbunden mit
selektiver Dislokationsmetamorphose, entstanden aus den Phylhten Knoten-,
Biotit- und Hornblendeschiefer. Die Kontakthofe können sill- bis lagergangartig eingedrungenen und zu Dioriten und Dioritporphyriten erstarrten Mag¬
men zugeordnet werden. Zwei Vorkommen von Hornfelsen und hornfelsartigen
Der
(eventuell
bis
umfasst
eine
chemischer) Sedimente,
metamorphe
vermutlich
aus
der Zeit der
—
Gesteinen mit Chiastohth, Sühmamt, Cordierit etc. werden beschrieben, wobei die
Umkristalhsation wahrscheinlich auf kleinere, nicht mehr
aufgeschlossene Stocke
granitischer Natur zurückzuführen ist. Kalksilikatlinsen und kohlige Ein¬
lagerungen treten an verschiedenen Orten auf. Einer altersmassigen Parallelisation dieses vorgranitischen Komplexes mit Gesteinen des Bifertengratli (Bifertengrath- und Grunhornsene) kommt aus faciellen Gründen recht hohe Wahrschein¬
lichkeit
zu
(Oberkarbon).
Auch tektomsch-strukturelle Besonderheiten
sprechen
spatherzynische Bildung.
Das ganze Gebiet stellt eine Provinz polymetamorpher Gesteine dar.
beiden orogenetischen Hauptzyklen (herzynische und alpme Gebirgsbildung
fur intra- bis
x) Vgl.
die Definitionen z.B.
in
23a.
Die
mit
Hans Peter
6
Teilphasen)
verschiedenen
phosen,
während
dem
Eugster
verursachten eine bis mehrere Dislokationsmetamor¬
85m-
bis
spätorogenen Magmatismus der paläozoischen
Kontaktmetamorphosen verschiedener Art zugeschrieben werden
müssen. Eine Trennung in selbständige isotemporale metamorphe Provinzen lässt
sich nicht mehr streng durchführen; immerhin können aus der heutigen petrounter Benützung der tektonisch-stratigraphischen
graphisehen Beschaffenheit
recht klare Hinweise auf jeweilige Art und Intensität der UmkriInterpretation
Periode mehrere
—
—
stallisationen gewonnen werden.
1. Teil: Der nördliche Ortho- und
Geographisch
Mischgesteinskomplex
umfassen Gesteine dieses
Komplexes
die nördlichen
und nordwestlichen Nebentäler der Val Russein mit ihren Talabschlüssen
Pintga de Russein, Val Gronda
Surplattas, gegen N und NW bis
Val Gronda und Val
und Val
Cavrein und Val
zur
zwischen
Glarus,Uri und Graubünden, gegen NE bis
nachherzynischen
die
vorliegenden
Gebiet
um
durch
grossräumigen Gliederung des Aar¬
entsprechender Stellung zur
Daraus, dass
die östlichsten Gesteine dieser
Massiv noch in unmittelbarem
S.
Bedeckung
befassten, rechnen Zonen dieser und
nördlichen Schieferhülle der zentralen Batholite.
sich
de
Sedimente des Autochthons.
Alle Autoren, die sich mit einer
massivs
zur
Pintga
Wasserscheide
Spezialbedingungen,
die
es
Art, die
sich im
mit dem
Zusammenhang stehen, handelt, ergeben
später
genauer
zu
kennzeichnen
sind
(s.
41).
Der
Gliederung liegen
neben
mineralogisch-texturellen
allem auch die Verbandsverhältnisse
Grunde. Eine
Merkmalen
vollständige
Trennung in genetisch verschiedene Typen ist unzweckmässig, weil gerade
für die Mischgesteine als wichtigste Eigenschaft gilt, dass schon das Hand¬
stück Bereiche unterschiedlichster Entstehung umfasst.
In einem ersten Abschnitt werden die Komplexe granitischer Natur
zu besprechen sein, anschliessend daran die vorwiegend chorismatisch
ge¬
bauten Gneise, Schiefer und Phyllite, die sie umhüllen. Dann folgen die
dioritischen Gesteine mit den in ihren Verband gehörigen Hornblende¬
gneisen, die Amphibolite und als Abschluss die Gang- und Ergussgesteine.
Für die Gliederung der Granite gilt folgendes:
W. Hitbeb [12] hat im SW anschliessenden Gebiet südlichen Aare¬
granit s.str. und zentralen Aaregranit s.str. unterschieden. Der südliche
Aaregranit s. str. bildet in den Stgeina de Lumpegna und Stgeina de
Glievers die südliche Abgrenzung unseres Gebietes. Der zentrale Aare¬
hier nur mehr in kleineren Stöcken selbständigen Charakgranit s.str.
vor
—
zu
Val Russein
ters
—
des als
(Aarmassiv-Ostende)
baut mit den ihn umschliessenden
7
Hüllgesteinen den südlichen Teil
„nördlicher Ortho- und Mischgesteinskomplex" zusammengefassten
Gebietes auf. Den nördlichen Teil beherrscht wiederum ein zweifelsfreier
Granitkomplex, der die rein lokale Bezeichnung „nördlicher Granit¬
gneis" erhält, vorerst ohne damit etwas über ein Analogon oder die
Fortsetzung gegen W auszusagen. Entsprechend wird in eine südliche
und eine nördliche Mischgesteinsserie gegliedert.
A. GRANITGNEISE
1. Der zentrale
Granitgneis
Bereits Fr. Weber hat den
granitischen Charakter dieser Gesteine
Beschreibung im westlich anschliessenden Gebiet wurde
durch W. Hub er [12] gegeben. Von seinen drei Typen tritt vor allem der
mittlere auf
granitisch-gneisiger Typ —, während porphyrische Varie¬
täten das Untersuchungsgebiet am Gwasmet eben noch berühren.
Differentialbewegungen während der herzynischen und alpinen
Gebirgsbildungen wirkten sich im vorliegenden Abschnitt besonders stark
betont. Eine
—
aus.
Es verwundert nicht,
wenn
heute selbst in den
gut
erhaltenen Par¬
tien stark bis extrem verschieferte
Granitgneise vorliegen. Die grani¬
ergibt sich damit weniger aus dem Gefüge als aus den Be¬
ziehungen zum Nebengestein. Dort, wo granitische Gesteine nur als
schmächtige Einlagerungen in den Misch- und Paragesteinen auftreten,
bereitet deshalb die Zuweisung zum Orthogesteinskomplex oft erhebliche
Schwierigkeiten.
tische Natur
Im Handstück ist die Variation meist recht gross und unsystema¬
so überraschender ist die Konstanz im D ü n n s c h li f f. Auf Grund
tisch. Um
des Mineralbestandes
ergibt sich eine Trennung in einen Normal-Typ und
eine albitreiche (bzw. K-Feldspatarme) Varietät, wobei kennzeichnen¬
derweise diese den schmalen, sehr stark verschieferten Einlagerungen in
den Mischgesteinen zugehört, während jener vorwiegend die grösseren
geschlossenen Stöcke aufbaut. Die Gesteine eines grösseren, innerhalb der
südlichen Mischgesteinsserie isolierten Vorkommens
feinkörniger und
werden
dunkler
als dritter Typ beschrieben.
—
—
a) Normaltyp des
zentralen
Granitgneises
grössten Stock, zugleich mit der schönsten Ausbildung und den
besten Aufschlussverhältnissen, findet man an den N-Hängen der Val
Den
Pintga
de Cavrein
(Muota Cavrein) bis gegen Surplattas hinauf.
8
Eugster
Hans Peter
Makroskopisch: Helle, feinkörnige,
rötlich
Gneise.
gefärbte
40% (30—50) Epidot
(20—30) Chlorit
K-Feldspat 25
Albit
25
(20—35)
5
Sericit
( 5—10)
Apatit
Biotit
Erz
Mineralbestand: Quarz
Titanit
Orthit
0,04 mm) mit einzelnen kataklastischen
(d
K-Feldspat (d
Pflaster
Quarz: Polygonales
(0—8)
5
Zirkon
um
bis 2 mm) dicht mit HämatitschüppEpidot bestreut, fleckig auslöschend und durchwegs mikroperthitisch
bis (vorwiegend) perthitisch entmischt. Mikroklingitterung selten und in deutlicher
Abhängigkeit von mechanischer Beanspruchung. Weit verbreitet hingegen rand¬
liche Verdrängung durch Albit (mit einschlussfreiem Rand), nur spärlich verbunden
mit Ausscheidung schmaler Quarzstengel; weniger häufig sind albitisierte Indi¬
viduen. Einschlüsse tropfenförmiger Quarzkörner finden sich häufig, sowie auch
Risse, die meist mit Quarz-Sericit, seltener mit Albit, ausgeheilt wurden. Albit
(d 2 mm) An 4—8%, nie basischer. Fein lamelliert nach dem Albitgesetz, seltener
Relikten grösserer Körner.
chen und
gleichzeitig. Fast einschlussfrei, licht verteilte Sericitschuppen oder lockere Klinozoisit-Epidothaufwerke. Daneben eine feinkörnigere
(d 0,1 mm), deutlich rekristallisierte Generation, meist in Verbindung mit dem
polygonalen Quarzgefüge. Grobschuppiger Sericit, öfters in Begleitung einzelner
grösserer Muskowitpakete, bildet selbständige, netzförmig verzweigte Züge,
besonders häufig in der Nähe albitreioher Zonen ; sie werden durch das polygonale
Quarzpfiaster aufgespaltet. Feinschuppige-schilfartige Aggregate eines bräunlich¬
grün pleochrotischen Bio tits erwecken den Eindruck von Neubildungen; kon¬
nach Albit und Periklin
stante
Paragenesen
mit
feinkörnigem Epidot
und
Einzelne Handstücke
Erz.
(ältere?), grobblättrige und tief braun pleochroitische Biotit
generation, jedoch ohne sichtbare genetische Beziehungen zur ersten. Als kon¬
besitzen eine zweite
stanter
-
Nebengemengteil
während Chlorit
zum
2.
b)
Epidot, oftmals angereichert
Typus der Granitgneise überleitet.
nur
Albitreioher
in den Sericithäuten,
Granitgneis
Gruppe werden alle jene Granitgneise zusammengefasst,
gegenüber dem K-Feldspat vorwiegt (bzw. welche
K-Feldspat führen).
Zu dieser
bei welchen Albit
keinen
Makroskopisch geringe Unterschiede, vorwiegend grünlich und im allgemeinen
2 Extremglieder sollen die Variations¬
auch etwas dunkler. Mineralbestand:
breite veranschaulichen.
Quarz
35%
Albit
35
K-Feldspat
20
bzw.
30%
Muskowit
60
Biotit
Zirkon
—
Epidot
Titanit
Calcit
Sericit
5
—
Chlorit
5
10
Apatit
Orthit
Erz
In den feldspatreichen Gesteinen ist der Quarz durchwegs gröber (d 0,1—0,2
mm), wohl ursprünglich weniger stark zertrümmert, aber auch schwächer rekri¬
stallisiert; Böhm'sche Streifung, undulierende Auslöschung, gezackte Umrisse.
Val Russem
9
(Aarmassiv-Ostende)
K-Feldspat vorwiegend mikroperthitisch.
Albit
(d
2
locker
mm)
und etwas Calcit überstreut, seltener mit Klmozoisit. Öfters
in
der
mit
Sericit
Richtung
der
Zwilhngslamellen undulos auslöschende Quarztropfen als Einschlüsse; häufig
parallel den Spaltbarkeiten eingelagerte K-Feldspatsubstanz mit typischen Verdrangungsstrukturen und zwar vorwiegend in sencitarmen Albiten. Diese Erschei¬
nung gehört wahrscheinlich m den Zyklus der Kataklase (inkl. Chloritisierung des
Biotits und Epidotbestaubung der Feldspate) und ist damit junger als die Myrmekitbildung im Normaltyp. Chlorit: Grasgrün pleochroitischer Pennm, durchwegs
mit Einschlüssen von Epidot und Erz, meist in + geschlossenen Zügen. Braune
Flecken mit höherer Doppelbrechung deuten auf Umwandlung aus Biotit. Sericit
Besonders m den albitreicheren Typen m selbständigen Zügen, zusammen mit
Chlorit. Biotit- Neben den Relikten im Chlorit auch m grün pleochroitischen
Aggregaten ohne sichtbare genetische Zusammenhange (Neubildung').
•
Ausser den beschriebenen
eine deutliche und
die neben der Kataklase
er¬
lassen, finden sich auch Gesteine mit weit stärkerer Zertrümme¬
kennen
Gefugekorner, besonders
Die Erscheinungen der
rung der
paketen.
jenen
weitgehend
Granitgneisen,
strukturbestimmende Rekristallisation
in den
wenig machtigen Granitgneis¬
Granitkataklase stimmen genau mit
uberein, welche W. Huber beschrieben hat ([12], S. 573ff.).
c) Dunklerer, feinkorniger Granitgneis
Nordlich des Sedimentkeiles, der
vom
Piz Dado gegen W tief ins
Kristallin hineinzieht, wurde ein
Komplex granitischer Gesteine ange¬
troffen. Der Habitus dieser feinkornigen dunkelgrauen und sehr homo¬
genen Granitgneise Hess auf eine gewisse Verwandtschaft mit dem zen¬
tralen Granitgneis schliessen. Die Analyse eines strukturell und minera¬
logisch entsprechenden Gesteines (A3, s. S. 14)
allerdings eine Einla¬
nordlichen
im
diese
Granitgneis
bestätigte
Vermutung, wes¬
gerung
—
—
halb das Gestein
an
dieser Stelle beschrieben sei.
Mineralbestand: Quarz
30%
Calcit
K-Feldspat
20
Epidot
Zirkon
Albit
35
Chlorit
Erz
Sericit
10
Biotit
Bezüglich
Mitte zwischen
Apatit
5
des Mineralbestandes stehen diese Gesteine ziemlich genau
Typ
a
und b
(deutliche Albitvormacht,
aber Biotit statt
m
der
Chlorit).
gegenüber Typ b, die über weite Strecken auffallige
Gefuge. Im Felde ist eine Unterscheidung von
leicht
sehr
Granitgneisen
möglich und zwar, neben Färbung und
Bemerkenswert ist, besonders
Konstanz
in
Mineralbestand und
den anderen
Textur,
durch
eine
charakteristische
dunkleren Aderchen
unabhängig
Zeichnung.
von s
quer
Die Gesteine werden
durchschlagen (aus
von
schmalen
Biotit und Sericit
bestehend).
Quarz: Grossere, stark kataklastische Individuen
neben
feinkornigerem,
nur
Hans Peter
10
Sericit).
verheilt
mm) frisch, jedoch
1
mit Calcit oder Biotit; randliche
weit
vermischt mit
fleckig auslöschend, Zerrisse
Verdrängungen durch Albit ausgeprägt
Quarzgefüge (d 0,005—0,01
schwach rekristallisiertem
K-Feldspat (um
(um 0,2 mm)
mm,
stark
fortgeschritten, Mikroklingitterung
Albit
Eugster
wenigen
an
nur
locker mit Sericit besetzt, öfters
und oft
Stellen wahrnehmbar.
zusammen
mit
Calcit, stellen¬
Epidot; zerrissen oder linsig-spindelförmig ausgezogen; Sericit in
schmalen Zügen (mit Quarz vermischt) die Feldspäte umfliessend. Biotit: bräun¬
lichgrün pleochroitische Aggregate zusammen mit Sericit; sicher als Neubildung,
da als Rissfüllung im K-Feldspat und in den schmalen, von der Schieferung
weise
mit
unabhängigen Äderchen.
2. Der nördliche
Granitgneis
Untersuchungsgebietes stösst man auf einen
homogen gebauter Gneise, die als geschlossenes Pa¬
mächtig) von den Strahligen Stöckli über den Piz Cam-
Im nördlichen Teil des
Komplex
auffallend
ket
(max. 1200 m
brialas, den S-Grat
des Heimstocks bis in den Talabschluss der Val
Gronda de Russein hinüberziehen. Eine kleine
Hintergrund
bereits
so
der Val
flach ein
Pintga
(60 bis
max.
sehr steilen Talflanken in einer
Richtung
Erweiterung
findet im
de Russein statt. Die Grenzflächen fallen
70°), dass sich die Intersektionen
mit den
Knickung der Grenzlinien auswirken. Die
jener der zentralen Granitgneise
des Streichens stimmt mit
überein.
Untersuchungen führten zur Ansicht, dass es sich um
tionsmetamorph überprägte Gesteine granitisc.her Natur
Die
muss.
Die
bemerkenswerte
Konstanz
in
Mineralbestand
und
dislokahandeln
Textur
stellen sie in scharfen
Gegensatz zu den ursprünglich sedimentären und
gemischten Hüllgesteinen. In zahlreichen Aufschlüssen beweisen wenige
bis mehrere m mächtige exogene Schollen den geologisch selbstän¬
d.h. intrusiven
Charakter dieser Gesteine (Fig. 1). Exogen¬
digen
thermische hornfelsartige Kontaktwirkungen auf die Nebengesteine konn¬
ten nicht mehr mit Sicherheit nachgewiesen werden (Verschieferung) ;
—
—
dafür scheint eine
umhüllenden
um
so
intensivere stoffliche
Paragesteine stattgefunden
zu
Verschiedene Aufschlüsse wurden schon
ausgeschieden.
Beeinflussung
haben (s. S.
von
der
32).
Fb. Weber als Granit
zeigte sich besonders deutlich im westlichen, ausser¬
liegenden Gebiet, dass weniger einzelne isolierte Kuppen
als
eine
ziemlich geschlossene mächtige Platte.
vorliegen,
mindestens in den homoge¬
Makroskopisch sind die Gesteine
Doch
halb seiner Karte
—
neren
Partien
scheiden. Im
vor.
—
ziemlich leicht
Gegensatz
zum
Charakteristisch sind die 2—5
den
umgebenden Typen zu unter¬
Granitgneis herrscht Grünfärbung
mm
grossen Feldspateinsprenglinge
von
zentralen
Val Russein
Fig.
1.
Schollen
eines
11
(Aarmassiv-Ostende)
feinkornigen Biotitgneises un homogenen
Granitgneis. Val Gronda de Cavrein.
nordliehen
feinkörnigen bis dichten Grundmasse. Die stärksten Variationen
Handstück, die allerdings beträchtlich sein können, werden durch ver¬
schieden intensive Verschieferung verursacht. Die schönsten und massig¬
sten Varietäten finden sich leicht zugänglich z.B. in folgenden Aufschlüs¬
in der
im
sen:
Val Gronda de Russein in den SE-Flanken des
Heimstockes,
Fuss der E-Wand des Piz Cambrialas direkt über dem vorderen
am
Hänge¬
gletscher, in der näheren Umgebung der Cavreinlücke und schliesslich in
den Strahligen Stöckli. Weit häufiger sind die stark bis sehr stark verdie
schieferten Granitgneise, bei welchen die zahlreichen Feldspäte
leicht linsenförmig ausge¬
K-Feldspäte graublau und die Albite weiss
Bei den sehr stark
werden.
umflossen
Sericithäuten
den
und
von
quetscht
verschieferten Typen, die den Hauptbestand bilden, ist die Möglichkeit
einer Verwechslung mit Psammitgneisen in Handstück und Schliff denk¬
bar. Einige Sicherheit in der Interpretation lässt sich dann nur durch die
Verbandsverhältnisse gewinnen ; doch sind jene Aufschlüsse, bei welchen
sich der Granitcharakter durch Schollen oder Einwirkungen auf das Ne¬
bengestein im Felde nachweisen lässt, keineswegs spärlich.
—
—
Mineralbestand:
K-Feldspat
35% (30—40)
20
(15—30)
Albit
25
Sericit
Quarz
Klinozoisit-
Apatit
Epidot
Zirkon
(20—35)
Calcit
Rutil
Orthit
Erz
10
( 0—10)
Biotit
5
( 0—10)
Chlorit
5
( 0—10)
12
Hans Peter
Eugster
Quarz:
bildend
Entweder vollständig zertrümmert ein sehr feinkörniges Gewebe
(0,005 mm) oder, seltener, mit polygonalen Umrissen weitgehend rekri¬
stallisiert (0,02 mm).
K-Feldspat Porphyroblasten
bis -klasten
von
2 bis 5 mm;
Kataklase, Entmischung, Mikroklingitterung, randliche Korrosion durch sicher
jüngeren Albit und Schachbrettalbitisierung analog wie im zentralen Granitgneis.
Bei der Entmischung wurden in manchen Individuen neben den schmalen, einiger
massen einer Spaltrichtung parallel laufenden Albitspindeln kurze breitkeilförmige
Albitspickel beobachtet, die, unter sich ebenfalls gleich orientiert, einer davon
verschiedenen Richtung folgen. In einzelnen Gesteinen fällt auf, dass trotz der
sehr weitgehenden Zertrümmerung des Quarzes die K-Feldspateinsprenglinge fast
-
unversehrt
sein
zu
scheinen; zugleich
Albiten
abhängig
der Textur der
von
und
enthalten sie zahlreiche Einschlüsse
Chloritblättern.
Quarztropfen,
Die
Zwischenmasse,
nach Abschluss der
so
von
Begrenzung ist kaum
dass an eine Wachstumsphase
Beanspruchung gedacht werden
äussere
hauptsächlichen mechanischen
könnte. Weitere Anhaltspunkte liegen allerdings nicht vor. Albit: Etwas klein¬
körniger als die K-Feldspäte, Ausbildung analog wie im zentralen Granitgneis.
Bei den albitisierten K-Feldspäten ist sehr schön sichtbar, wie nur der Albitanteil
mit Sericit belegt wird. In den Albiten selbst zeichnen sich Spannungszonen durch
Sericitanhäufungen ab. Sericitisierung ist stärker verbreitet als Umwandlung in
Klinozoisit-Epidothaufwerke.
Das Verhältnis zwischen Chlorit und Biotit ist recht wechselvoll.
Verbreitet sind
allem
Typen, die nur Chlorit enthalten. In manchen
Chloritaggregate durch feinschuppigen, grün pleochroitischen Biotit ersetzt, jedoch nie vollständig. Relikte älterer Biotit¬
generationen sind nirgends mehr feststellbar.
Während die Unterscheidung der beiden Granitgneise im Handstück
keine Mühe bereitet, sind die typischen Merkmale im Schliff weit weniger
deutlich ausgeprägt. Der nördliche Granitgneis enthält etwas mehr dunkle
Gemengteile und einen stärkeren und konstanteren Hiatus zwischen Feldspateinsprenglingen und Zwischenmasse, ist aber sonst im Detail über¬
raschend ähnlich gebaut.
Exogene, gegen das homogene Nebengestein scharf abgesetzte
Schollen findet man im nördlichen Granitgneis recht häufig (s. S. 10).
vor
Varietäten werden die
Zahlreich sind Chlorit- und
Chloritbiotitgneise, welche dem Stereogen der
Chorismite2) durchaus entsprechen. Neben feinkörnigen Biotitgneisen
besonders in der Umgebung amphi(mit primärem Biotit) trifft man
bolitischer Gesteine
nicht selten Amphibolite und Hornblendegneise.
Als Seltenheit seien Schollen von talkführenden Strahlsteinschiefern, so¬
—
—
wie Chloritsericitschiefern mit
Gronda de Cavrein
2)
S. S. 19.
—
Serpentinpseudomorphosen
erwähnt.
—
aus
der Val
Val Russein
3. Die
13
(Aarmassiv-Ostende)
gegenseitigen Beziehungen
der
granitischen
Gesteine
Zusammenhang des zentralen Granitgneises mit
Hauptstock des zentralen Aaregranites s.str. ist kaum anzuzweifeln,
obgleich das Zwischenstück, welches die Verbindung mit dem Oberalp¬
stock herstellt, noch nie genauer untersucht worden ist (Schwarz-Stöckli
im hintersten Brunnital). Viel schwieriger zu deuten hingegen sind Her¬
kunft und Zugehörigkeit des nördlichen Granitgneises. Einige Sicher¬
heit in der Interpretation wird erst dann zu erreichen sein, wenn die Be¬
ziehungen zu den westlich anschliessenden Gesteinen bekannt sind. Da
auf Vergleichsbegehungen verzichtet werden musste, können nur einige
Vermutungen geäussert werden.
Die Altersverhältnisse ergeben sich aus folgenden Beobachtun¬
:
gen Grössere Komplexe des zentralen und nördlichen Granitgneises tre¬
ten nirgends miteinander in Kontakt. Besonders im westlichen Teil (Val
Gronda de Cavrein etc.) stösst man jedoch innerhalb des nördlichen Gra¬
nitgneises zonenweise auf zahlreiche schmale, parallel der Verschieferungsebene eingelagerte Apophysen des zentralen Aaregranites. Die hel¬
len, nahezu massigen Gesteine scheiden sich schon im Felde deutlich von
den dunkleren, stärker verschieferten nördlichen Granitgneisen und be¬
sitzen genau entsprechende Stellung und entsprechenden Habitus wie die
Granitapophysen und Ganggranite innerhalb der südlichen MischgeDer unmittelbare
dem
steinsserie
(s. S. 27). Sie beweisen das höhere Alter des nördlichen Gra¬
nitgneises.
Näheres über die
Zugehörigkeit kann aus den chemischen Ver¬
Granitproben wurden analysiert und
hältnissen gewonnen werden. 5
zwar:
A 1
:
Normaltyp
des zentralen
gensten Stock, Muota Cavrein, 200
A 2
:
Granitgneises,
m
aus
dem grössten und homo¬
SE P. 2539.
Apophyse des zentralen Granitgneises im nördlichen Granitgneis,
Hagstäcken-N-Grates, kurz vor der Lücke.
am
W-Fuss des
A 3 : Feinkörnige Varietät eines Granitgneises innerhalb der nördlichen
Granitgneise, Val Gronda de Cavrein, linke Talseite, 250 m N von P. 2065.
A4:
Normaltyp
des nördlichen
E-Wand des Piz Cambrialas
(S-Gipfel,
Granitgneises,
P.
3208), wenig
nahezu
massig,
am
Fuss der
NE des nördlichen Gletscher¬
randes.
A 5
:
Stark
rechte Talseite,
verschieferter
am
nördlicher
Fuss der Felsen 200
m
Granitgneis,
Val
NE P. 2204.6.
Pintga
de
Russein,
14
Hans Peter
A.1
A2
A3
A4
A5
75,21
69,97
71,95
67,10
69,45
.
Si02
Ti02
A1203
Fe203
Eugster
0,26
0,52
0,49
0,99
0,86
13,26
14,87
14,31
15,13
13,88
FeO
0,74
1,42
1,31
1,59
1,42
0,70
1,18
1,06
3,04
2,41
0,04
MnO
0,01
0,06
0,01
0,05
MgO
0,42
1,02
0,71
1,84
1,61
CaO
0,58
1,26
0,68
1,91
1,12
Na20
K20
3,35
3,22
4,08
2,87
2,67
4,82
5,03
4,30
3,56
4,21
p2o5
0,10
0,13
0,25
0,23
0,19
H20 +
H20-
0,64
1,19
0,94
1,99
1,63
0,01
0,02
0,02
0,06
0,05
100,10
99,89
100,11
100,36
99,54
Analytiker:
H. P. ElJGSTER
Niggliwerte:
si
al
fm
c
alk
k
mg
Al
456
47,3
10,5
4,0
38,2
0,49
0,27
A 2
351
44,0
17,8
6,6
31,6
0,50
A3
385
44,9
15,4
3,8
35,9
0,41
0,35
A4
299
39,7
28,7
9,1
22,5
0,45
0,44
A 5
344
40,8
27,1
5,7
26,4
0,51
0,44
.
0,24
Basisnormen:3)
A 1
Cp
Ru
Kp
Ne
Cal
Sp
Hz
Fs
0,1
0,2
17,4
18,4
1,7
1,7
0.8
0,8
A2
0,3
0,3
18,2
17,7
3,3
3,8
A3
0,6
0,3
15,4
22,2
1,0
2,9
—
1,0
A4
0,4
0,7
13,1
15,9
5,2
5,9
—
A5
0,4
0,6
15,5
14,9
2,6
5,9
~
1,5
1,4
Fo
—
0,3
—
Fa
Q
0,5
58,4
1,5
53,1
0,8
54,4
1,7
1,0
3,6
52,5
1,5
0,5
2,9
55,2
En
Hy
Q
0,1
31,7
Katanormen:
Cp
Ru
Mt
An
Ab
Or
0,1
0,2
0,8
2,8
30,7
29,0
A2
0,3
0,3
1,5
5,5
29,5
30,3
7,0
A3
0,6
0,3
1,4
1,7
37,0
25,7
5,3
A4
0,4
0,7
1,7
8,7
26,5
21,8
10,8
—
A5
0,4
0,6
1,5
4,3
24,8
25,8
10,8
—
Al
Standard-Epinormen:
Ru
Hm
Or
Cp
Al
0,1
0,2
0,6
24,2
Cord Fe-Cord
3,1
Ab
Ms
Zo
30,7
6,7
2,3
1,5
—
1,8
At
—
—
0,4
—
1,1
24,1
0,1
26,1
1,3
3,7
24,4
0,7
2,8
28,3
Ant Fe-Ant
1,0
1,0
Q
33,2
A2
0,3
0,3
1,0
22,8
29,5
10,5
4,5
—
2,4
1,7
A3
27,0
0,6
0,3
1,0
18,8
37,0
9,4
1,4
—
1,7
A4
1,4
28,4
0,4
0,7
1,2
13,2
26,5
12,1
6,9
3,3
2,7
A5
4,0
29,0
0,4
0,6
1,0
19,8
24,8
8,4
3,4
5,0
0,6
3,2
32,8
')
Symbolisierungen
nach P. Niggli, z.B. in
(3, 20).
Val Russein
(Aarmassiv-Ostende)
15
Bioti tvarian ten:
Cp
Ru
Hm
Or
Ab
Al
0,1
0,2
0,6
22,2
30,7
6,7
2,3
1,6
1,6
34,0
A2
0,3
0,3
1,0
18,7
29,5
10,5
4,5
3,8
2,7
28,7
A3
0,6
0,3
1,0
15,7
37,0
9,4
1,4
2,7
2,2
29,7
Bei der
möglichst
Berechnung
der
Ms
Standardepinormen
viel Ant und Fe-Ant
gebildet,
=
umgesetzt wurde. Erst die Biotitvariante
den nördlichen
Granitgneis (A
verbreitet ist, wurden
nur
wirklichen Verhältnissen
4 und A
die
Bi
A 2 und A 3
Gleichungen
2Q
8 Fe-Bi + 2
Q
gut überein.
stimmt mit dem Modus
5),
Q
Fe-Bi
wurde für A 1,
das dann nach den
5 Ant + 5 0r=8Bi +
5 Fe-Ant + 5 Or
Zo
Für
in welchem
Chloritnormen
Biotitneubildung weniger
angegeben: sie entsprechen den
weitgehend.
A 3 stimmt mit den beiden
Analysen
des zentralen
Granitgneises
1 und A
2). Recht deutlich verschieden sind die beiden Ana¬
lysen des nördlichen Granitgneises und zwar fallen besonders der niedrige
Alkaligehalt, das hohe fm und der hohe Tonerdeüberschuss auf. Dennoch
überein
(A
ist eine
gewisse
Verwandtschaft unverkennbar.
Das klarste Bild
den
neuen
gewinnt
man aus
dem QLM-Dreieck
(Fig. 2). Ausser
Aaregranitanalysen ein¬
Analysen wurde der grösste Teil der
Lit. [24] die Nr. 1, 2, 4, 5, 6, 7, 8, 9, 10, 11, 12, 17, 19, 20,
getragen (in
24, 25, 26, 27, 28, 29, 31, 32, 33, 34, 35, 36, 39, 44, 45, 46, 47, 48, 49, 50,
51, 60, 61, 67, 74, 75, 253, 262, 264, 265, 266, 267, 268, 277, 278, 280,
281, 282, 285, 286).
A 1, A 2 und A 3 lassen sich sehr schön in das Feld der bereits
ana¬
lysierten Zentralgranite eingliedern. A 1 entspricht durchaus einem mitt¬
leren Typ des zentralen Aaregranits, allerdings mit deutlich aphtischer
Tendenz, während A 2 und A 3 etwas höheres M besitzen als der Schwer¬
entsprechendem Q. Eigenartiger ist die Stellung
Q/L einen überraschend hohen
M-Wert aufweisen. Entsprechende Tendenzen findet man jedoch in den
Gastern- und Innertkirchnergraniten, wenn auch im Mittel die Q-Werte
punkt
von
der Granite mit
A 4 und A 5, die für ihr Verhältnis
dort etwas tiefer
liegen.
Die überraschende Ähnlichkeit kleinerer Granit¬
vorkommen des Maderanertales mit dem
hat Sigeist
Eine
nen
[29]
Gasterngranit
im Handstück
bereits vermerkt. Sie trifft auch hier in vollem Masse
zugleich
granitischen
gewisse Übereinstimmung
Tödigebietes (vgl. Hügi [14]) festzustellen.
ist
des
mit den
zu.
Gestei¬
16
Hans Peter
Eugster
,Q
<70
Vft?
M
'
"?
Fig.
2.
<ô>
<£
^
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.
—
—
<x) Monoschematische Varietäten
<xl.
Sericitphyllite
Makroskopisch: Grau mit hellem Seidenglanz
Erzgehalt hellbraun anwitternd.
auf
den
s-Flächen,
bei
leichtem
Mineralbestand:
Quarz
60—40%
Chlorit
Sericit
40—60
Epidot
Zirkon
Rutil
Erz
Quarz feinkörnig (d 0,02—0,04 mm)
mit deutlich
Die
zeilenartiger Anordnung
wenigen grösseren Körner (d bis
ein
homogenes
Gewebe bildend, oftmals
der Einzelindividuen
1
parallel der s-Fläche.
mm) mit Zeichen kataklastischer Bean¬
spruchung. S er ici tschuppen durchwegs streng eingeregelt; in sericitärmeren
Typen gleichmässig über das Gestein verteilt (analog wie bei den Sericitquarziten
und mit den Zwischengliedern zu diesen überleitend), in sericitreicheren zu selb¬
ständigen
Schnüren
zusammengeschlossen,
die ihrerseits fast monomineralische
20
Hans Peter
Eugster
linsenförmige Quarzpflaster umschliessen. Pennin: Vereinzelte Blatter, fast
durchwegs assoziiert mit feinkörnigen Epidotaggregaten. Grössere Chloritaggregate parallel s stark linsenförmig ausgezogen. Als Erz feinkörnige Magnetite;
zahlreiche feinnadelige Rutile.
Zu diesem Normalbestand können noch Biotit und Albit hinzu¬
treten in den
Übergangstypen,
die mit den stromatitischen
ten bzw. den monoschematisch-porphyroblastischen oder
ophtalmitischen Sericitphylliten
a
2.
Biotitphyllipolyschematisch-
und -schiefern verbinden.
Sericitchloritphyllite
Eigentliche Chloritphyllite sind in dieser Zone von recht untergeord¬
Bedeutung. Sie können die Sericitphyllite gelegentlich ablösen, sind
jedoch auch in der Richtung des Streichens kaum auf grössere Strecken
verfolgbar. Der deutlich grünliche Farbton verrät die Anwesenheit er¬
heblicher Chloritmengen sehr bald, während die Textur dieselbe bleibt.
neter
Mineralbestand:
Quarz
35—45%
Sericit
30
Epidot
Zirkon
Calcit
Titanit
Chlorit 35—25
Erz
Quarzgefüge analog wie « 1. Chlorit: Ein schwach (bläulichgrün) bis mittel¬
(grasgrün) pleochroitiseher Klinochlor, der sich meist zu linsenförmigen oder
zu
kurzen, leicht gewundenen Aggregaten zusammenschliesst, umflossen von
Sericit. Kleine Epidotkörner gleichmässig über das Gestein zerstreut. Calcit
stark
-
einzelkörner oder -linsen in stark variablen
der
Karbonatgehalt
so
stark
ansteigen,
a
Sericitquarzite
3.
Mengen.
dass
In einzelnen Gesteinen kann
eigentliche Calcitphyllite
entstehen.
Sericitquarzite
besitzen im südlichen Teil innerhalb der
Phyllitgruppe
recht grosse Verbreitung, jedoch meist mit polyschematischem Aufbau.
Besonders auf Surplattas (Rundhöcker westlich Muota Cavrein) fallen die
graublauen bankartigen Einlagerungen
auf.
Makroskopisch: Graublaue, recht kompakte Gesteine, jedoch durchwegs
geschiefert. Auf ausgeprägten Schieferfiächen schwach grünlich-grauer
Seidenglanz.
deutlich
Mineralbestand:
Quarz
70—80%
Sericit
20—10
Albit
0—10
Epidot
Apatit
Erz
in 2 Generationen: Als
Quarz
Grundgewebe ein sehr feinkörniges Aggregat
(d 0,005—0,01mm); darin eingelagert linsenförmig bis unregelmässig begrenzte
Bereiche mit grösseren, sehr schön polygonal struierten Individuen (d um 0,05 mm),
die durch unter sich
parallele Anordnung
die s-Fläche leicht andeuten. Sericit in
Val Russem
sehmalen, netzförmig verzweigten,
einzelnen grosseren
21
(Aarmassiv-Ostende)
im
ganzen streng
parallelen Zügen.
Individuen
unregelmassig begrenzten
Albit
(d bis 0,5 mm),
an
in
den
Korngrenzen oft durch rekristalhsierten Quarz verdrangt. Fem lamelhert mit
häufig verbogenen Zwilhngslamellen, spärliche Einschlüsse von femschuppigem
Sericit. Epidot entweder m grosseren Kornern (d 0,1 mm) perlschnurartig parallel
s aufgereiht und von vollständig rekristalhsiertem Quarz umgeben, oder in linsiglsometnschen Aggregaten diablastisch mit Quarz verwachsen.
Gleichkornige
monoschematische Gneise sind
Trotzdem seien sie der
selten anzutreffen.
nur
halber kurz erwähnt. Sie lassen
Vollständigkeit
Hauptmineral in Chlont-, Muskowit- und
Biotitgneise gliedern. Ihr Auftreten ist vorwiegend an die N-Grenze der
Zone gebunden.
a 4.
Chloritgneise
sich nach dem melanokraten
Als
Beispiel
sei ein Vorkommen
Cuolm
tgietschen beschrieben.
Makroskopisch Dunkeigrune, stark geschieferte Gesteine. Kompakterer
besonders im Querbruch gut sichtbar
scheiden
gröbere Körnung
deutlich von den Chloritphylhten.
Habitus und
sie
vom
—
Mineralbestand
—
Quarz
40—50%
Biotit
Zirkon
Albit
30—45
Calcit
Erz
Sericit 1
Chlont
j
15~Z5
Feinkörniger Quarz (d 0,02 mm)
weise
deutlich rekristalhsiert
stark verzahnte Individuen
gewebe recht
undeutlich
Epidot
bildet mit Sericit das
Grundgewebe,
stellen¬
Darm einzelne grossere undulos auslöschende und
bis 0,4
(d
mm).
Sericit
und
vor
allem
sencitreichere
im
Albit;
im
Grund¬
Streifen
parallel s.
Albit
Leicht ausgezogene Emzehndividuen (d um 0,2 mm) mit verbogenen
Zwilhngslamellen und Zerrissen. Meist dicht mit Sericit gefüllt, m allgemein sericitarmeren Typen jedoch nur locker mit saussuntischen Zersetzungsprodukten über¬
streut. Pennin m Emzelblattern oder zugartig angereichert; reliktische Partien
mit höherer Doppelbrechung deuten auf Umwandlung aus Biotit. Calcit sehr
inkonstant, feinkörnige Epidot aggregate.
sencitarmere
5.
oc,
Muskowitgneise
Schone Vertreter finden sich z.B. auf der linken Talseite der Val
Surplattas,
nahe der N-Grenze der Zone oder in den westlichen Flanken
des Piz Dado.
Makroskopisch
Helle
kompakte
Gesteine mit grossen
flatschigen
meraggregaten.
Mineralbestand:
Quarz
45%
Calcit
Apatit
Albit
25
Biotit
Zirkon
Sericit
15
Chlont
Muskowit
10
Khnozoisit-Epidot
K-Feldspat
5
Ghm-
22
Hans Peter
Quarz:
gonales
In fast monomineralischen
Pflaster bildend
(d 0,04 mm)
;
und undulös auslöschend. Aus dem
Eugster
linsigen Bereichen,
ein sehr schön
poly¬
grössere Individuen stark verzahnt
feinschuppigen Sericitgewebe beginnen sich
einzelne
einzelne Albitindividuen herauszuheben,
am
Rande noch stark mit Sericit besetzt;
im Zentrum fast überall isometrische und nahezu
opake Haufwerke mit feinkör¬
geschlossenen Zügen zwischen den teilweise
rekristallisierten Albiten. Einzelne Muskowitblätter gleichmässig zerstreut. Im
Innern der Sericitbänder feinschuppige, grün pleochroitische Bio tit aggregate als
typische Neubildung. Calcit nur in den reinen Quarzlinsen. Das Gestein zeigt
schon sehr deutliche Anklänge an ophtalmitische Gefügebilder.
nigem Klinozoisit-Epidot.
Sericit in
a
6.
Biotitgneise
Ähnliches gilt für die achorismatischen Biotitgneise, die in analoger
Stellung
auftreten.
Makroskopisch: Kompakte,
deutlich
auf den s-Flächen zahlreiche tiefbraune
Mineralbestand:
geschieferte graugrüne Gesteine,
Biotitschuppen erkennen lassen.
Quarz
30%
Chlorit
Apatit
Plagioklas
50
Muskowit
Zirkon
(zersetzt)
Biotit
20
Calcit
Orthit
Klinozoisit-Epidot
Erz
die
Quarz (d um 0,3 mm) in linsig ausgezogenen, stark kataklastischen Körnern,
zeilenartig in s eingeregelt. Porphyroblasten von zersetztem Plagioklas (bis 2 mm),
Feldspatsubstanz als solche nicht mehr erkennbar, jedoch mit sehr deutlicher
Umgrenzung; erfüllt mit Sericit und Klinozoisit-Epidot, feinkörnige fast
opake Klinozoisit-Epidotaggregate schachbrettartig über die einzelnen Individuen
verteilt, dazwischen einheitliches Gewebe von Sericitschüppchen. Hellkastanien¬
braun pleochroitische, grobblättrige (d 0,6 mm) Biotitpakete umschliessen die
Porphyroblasten; öfters alternierend mit Chlorit oder ausgebleicht.
Die
porphyroblastischen Gneise
Übergangsglieder
als
und Schiefer sind
gewissermassen
zwischen den homöoblastisch-monoschematischen
Typen einerseits und den ophtalmitischen andrerseits aufzufassen. Die
makroskopisch erkennbaren Feldspäte stellen als Einzelkristalle noch
keine selbständigen Strukturbereiche dar.
a
7. Sericitschiefer mit
Schon die Art ihres Auftretens
Ophtalmiten,
Stromatite)
zu
den
an
finden,
die monoschematischen
Phylliten
zum
verknüpft
da sie sich oftmals dort
diese Gesteine eng mit den
wo
Ophtalmite (bzw.
evtl.
Phyllite
Feldspäten
gröberes Korn
Verbandsfestigkeit, was in der Benennung „Schie¬
besitzen sie
und wesentlich höhere
fer"
Feldspatporphyroblasten
—
ausser
Ausdruck kommen soll.
grenzen. Im Unterschied
den
—
Val Russein
Mineralbestand:
23
(Aarmassiv-Ostende)
Quarz
40%
Calcit
Sericit
30
Epidot
Zirkon
K-Feldspat
15
Chlorit
Erz
Albit
10
Biotit
Apatit
5
Feinkörniges, homogenes Quarz-Sericitgewebe. Quarz besonders in der
Feldspatporphyroblasten deutlich rekristallisiert (0,01—0,03 mm).
K-Feldspatindividuen u.U. bis 2cm gross, häufig zerbrochen und die Risse
mit Quarz-Sericit ausgeheilt. Am Rande sehr deutlich durch Albit verdrängt, ein¬
zelne Individuen schachbrettartig albitisiert, andere schwach perthitisch entmischt.
Kataklase jünger als die randliche Verdrängung durch Albit ; die an einigen Stellen
schön sichtbare Ausscheidung wurmförmiger Quarzstengel bei der Myrmekitbildung
macht wahrscheinlich, dass die Verdrängung früher mindestens z. T. durch einen
basischeren Plagioklas erfolgt sein muss. Grosse Porphyroblasten schliessen Grundgewebsmineralien ein, z. B. Albite mit einschlussfreiem Rand, zahlreiche Quarz¬
tropfen, Calcite, Biotitschuppen, Erz. Albit ebenfalls als Porphyroblasten, kleiner
und weniger zahlreich; Einschlüsse von sehr fein verteiltem Zoisit und Epidot,
Sericit in den Zerrissen. Biotit: feinschuppig, grün bis leicht bräunlieh-grün
pleochroitisch, als Neubildung vor allem in den sericit- und erzreicheren Partien.
Nähe zahlreicher
a
8.
Sericitquarzite
Recht ähnlich
gebaut
Mineralbestand:
Feldspatporphyroblasten
mit
Sericitquarzite.
sind die
Quarz
65%
Biotit
Sericit
15
Calcit
Zirkon
K-Feldspat
15
Epidot
Erz
Albit
5
Apatit
Muskowit
gekörnt (d 0,005 mm), Rekristallisation
der Zahl der Porphyro¬
von
Abhängigkeit
(d
blasten. Biotit tief braun pleochroitisch. Im übrigen analog gebaut wie die porphyroblastischen Schiefer. Die bedeutend geringere Grösse der Feldspatporphyro¬
blasten (d um 0,5 mm) hängt möglicherweise zusammen mit der unterschiedlichen
Wegsamkeit der Gefüge.
Erst in diesen sericitarmen Gliedern wird es evident, dass den porphyrotrotz der geringeren Korngrösse
blastischen Albiten
grundsätzlich dieselbe
Stellung zukommt wie den K-Feldspäten. Einige Beispiele porphyroblastischer
bei stärkerem Zurücktreten des K-Feldspates
Gesteine, die vorwiegend Albite
enthalten, zeigen jedoch, dass das Wachstum der Albite mit einer weit stärkeren
Umkristallisation des Grundgewebes (insbesondere Quarz) verbunden war, als
Quarz
in der Grundmasse sehr fein
bis 0,02 mm) wiederum
in
klarer
—
—
—
—
K-Feldspäte vorhanden
Mengen Muskowit.
wenn nur
liche
sind.
Gleichzeitig
führen solche
Typen
beträcht¬
ß) Ophtalmite
Mengenmässig
sind
treten. Eine im grossen
Ophtalmite und Stromatite
gesetzmässige Verteilung
etwa
—
gleichstark
ver¬
durch die zahlrei-
Hans Peter
24
Eugster
ergibt
eingelagerten Granitgneispakete oftmals durchbrochen
sich dadurch, dass diese vorwiegend den südlichen' Teil der Zone, an¬
schliessend an den zentralen Granitgneis, bevorzugen, während jene eher
chen
—
Übergänge
nördliche Gebiete kennzeichnen. Zudem sind alle
linsen-augenartigen
lagenartigen
Es gilt auch hier wiederum, einige für
Extremtypen zu charakterisieren.
j8l. Sericitphyllite + Quarzalbit-
zwischen
anzutreffen.
Interpositionen
Gruppe repräsentative
hellen
und
die ganze
bzw.
Quarzkarbonataugen
Makroskopisch unterscheiden sich diese Gesteine von den monosehematischen Sericitphylliten kaum; die hellen Augen sind, da der phyllitische Habitus gewahrt blieb, durchwegs klein (wenige mm bis max. 1 cm).
Mineralbestand:
Quarz und Sericit
60—40%
Biotit
Sericit
30—55
Calcit
Zirkon
K-Feldspat
0— 5
Zoisit
Erz
Albit
0—10
im
Grundgewebe,
(primär
Sericitstreifen
den und
oftmals Alternieren
sedimentäre
quarzfreien
im Grundgewebe sehr fein (d 0,002—0,005 mm)
dem schön polygonal struiert (d 0,04 mm) in
zusammen
einzelnen
Apatit
Quarz
von
quarzführen¬
Wechsellagerung). Quarz,
und kaum rekristallisiert;
ausser¬
reinen
Quarzlinsen, häufig
gut rekristallisierten Relikten grösserer Quarzindividuen bzw.
mit
Feldspatindividuen. K-Feldspat:
fast
Nur in den hellen Linsen in
brochenen Kristallen, Risse mit feinem Quarz verheilt. Albit emerseits
zer¬
analog
Porphyroblast in den sericitreichen Partien, licht
feinschuppiger Epidotaggregate. Biotit
als grünbraun pleochroitische Neubildung in augenreichen Zonen, vermischt mit
polygonalem Quarz; nur in den sericitreicheren Gesteinen und in deutlicher
selbst im Schliffbereich
von der Erzführung. Einzelne Typen
Abhängigkeit
enthalten im quarzreichen Grundgewebe zeilenartig angeordnete Epidotcalcit-
wie
mit
K-Feldspat,
andererseits als
Sericit überstreut,
—
oft Einschlüsse
—
aggregate.
Beziehungen zwischen monoschematischen und ophtalmitischen
Sericitphylliten entsprechen genau jenen zwischen monoschematischen
und ophtalmitischen Chloritphylliten, so dass sich eine nähere Beschrei¬
bung der Chloritphyllite mit Quarzfeldspataugen erübrigt. Aus demselben
Grunde sei auf die Beschreibung der ophtalmitischen Sericitquarzite ver¬
zichtet. Mengenmässig weitaus den wichtigsten Anteil stellen Gestein&
Die
der nächsten
Gruppe, Sericitalbitgneise,
dar.
ß 2. Sericitalbitgneise + Quarzfeldspataugen
Makroskopisch: Augengneisartige Typen, jedoch
dunkel.
stark
geschiefert;
recht
Val Russem
Mineralbestand:
Grosse
Quarz-
45%
Muskowit
K-Feldspat
25
Calcit
Zirkon
Sericit
15
Epidot
Erz
Albit
10
Zoisit
und
(d 0,04 mm), neben
Chlorit
5
K-Feldspatlmsen
In
Sericitgewebe.
Apatit
Quarz
Biotit
armen
25
(Aarmassiv-Ostende)
den
einigen
undulos
in
femschuppigen, quarz¬
polygonales Quarzpflaster
Relikten gröberer Korner.
einem
schon
sehr
Linsen
auslöschenden
K-Feldspatporphyroblasten bis 2 cm, perthitisch entmischt und vom Rande her
durch Albit verdrangt; Hamatitschuppchen und Epidotbestaubung fleckig ver¬
7 schhessen sie zahlreiche Grundgewebsteilt; Risse mit Calcit verheilt. Wie bei
mmerahen ein. Albit rekristalhsiert m den sencitreichen Partien, die spindel¬
förmigen Umrisse schon sehr gut vom Grundgewebe abgehoben, licht mit Sericit
überstreut und von Sericitzugen mit zahlreichen feinkörnigen Epidothaufen
umflossen. Biotit in grunbraun pleochroitischen Aggregaten kennzeichnet wie¬
derum die Umgebung der leukokraten Linsen. Einzelne Muskowitpakete ent¬
sprechen m ihrer Ausbildung den Chlorit blättern (geregelt eingelagerte Epidot
a
-
und
Erzkorner).
Calcit
Von diesem
ophtalmitischen
den
Grundtyp
Quarzlmsen.
aus
lassen sich ohne weiteres alle auftretenden
Gneise durch kleine Variationen ableiten. Ebenfalls sei
darauf verzichtet,
Chlorit als
in
jene Augengneise
Hauptgemengteil
naher
zu
beschreiben,
die statt Sericit
fuhren.
y)
Stromatite
bespre¬
hellen
Bandnergneise
Charakter
Bestandsmassen
vom
bis
granitisch-aplitiaderartigen
lagigen
scher Gesteine. Die Berechtigung, zwischen stereogenem und chymogenem Anteil zu unterscheiden, wird sich aus dem Abschnitt Lagerungs¬
verhaltnisse und Genetisches ergeben (s. S. ..). Den Hauptbestand des
Stereogens stellen nun, im Gegensatz zu den Ophtalmiten, die phyllitiAls letzte
Gruppe
chen. Es handelt sich
bleiben die stromatitischen Gesteine
hauptsachlich
zu
mit
um
schen Glieder dar.
yl. Biotitsericitschiefer
Makroskopisch: Stereogen
bis
im
-phyllite + Sericitalbitgneis
allgemeinen
etwas dunkler
gefärbt als bei
eingelagert
den monoschematischen Gliedern ; die hellen Blatter meist konkordant
mit ahnlicher
Mächtigkeit,
oftmals
jedoch
im
Streichen wieder auskeilend.
Mineralbestand:
Stereogen-
Quarz
30—40%
Epidot
Apatit
Sericit
30—40
Pennm
Zirkon
Biotit
20—40
Erz
26
Hans Peter
Eugster
Biotit
Chymogen: Quarz
50—60%
K-Feldspat 5—10
Albit
10—25
Sericit
20—30
Stereogen: Feinfilziges Gewebe
aus
Erz
Epidot
Calcit
Quarz,
Serieit und Biotit: Quarz
pleochroitiseher Biotit in wechselnden Mengen.
Chymogen: Weitgehend rekristallisiertes kataklastisohes Quarzgefüge, oft
schön polygonal (d bis 0,04 mm) ; darin einzelne Feldspatindividuen. K-Feldspat
perthitisch entmischt, fleckig auslöschend, Risse mit Sericit oder Quarz-Serieit aus¬
geheilt, randlich beginnende Verdrängung durch Albit; spindelförmige Kristalle
etwas aus s abgedreht. Albit häufig mit verbogenen Zwillingslamellen; etwas
um
0,005
mm,
zahlreicher
braun
auftretend gegen
dunkleren stereogenen Partien hin, licht mit
die
Sericit überstreut, als Einschlüsse
grün pleochroitische Biotitaggregate6).
Sericit-
linsenförmige Quarzgefüge sowie die grösseren Feldspäte. Biotit: Nur an den Grenzen des Chymogens, mit deutlich stärkerem Grün¬
stich als im erzreicheren Stereogen. Calcit auf Quarzfeldspatlagen beschränkt.
Züge
reichere
umschliessen
y 2.
Chloritalbitgneis + Sericitalbitgneis
In ihrem Auftreten stimmen die stromatitischen
Chloritalbitgneise
mit den monoschematischen überein.
Makroskopisch:
Sehr
kompakte, hellgrün gestreifte
Gesteine.
Mineralbestand:
Stereogen
Das
gneisen.
produkt
Quarz
40—50%
Sericit
Zirkon
Albit
35—45
Epidot
Erz
Chlorit
15
Biotit
Stereogen entspricht
ziemlich genau den achorismatischen Chloritalbit-
Albit zumeist noch dicht mit Sericit
aus
gefüllt.
Pennin als
Umwandlungs-
Biotit, der in Relikten noch vorhanden ist.
Chymogen
Quarz
55%
K-Feldspat
10
Klinozoisit-Epidot
Epidot
Albit
25
Calcit
Sericit
10
Chymogengefüge entspricht jenem der hellen Lagen in den stroma¬
im Unterschied zum Stereogen
Biotitphylliten (y 1). Die Albite sind
lockeren Klinozoisit-Epidothaufen überstreut. Biotit fehlt gänzlich.
Das
titischen
nur
mit
—
y 3.
—
Biotitgneis + Sericitalbitgneis
wie bei y 2
Makroskopisch: Zu den grünbraunen Beständen treten
wenige mm dicken Chymogenlagen. Mineralbestand und Gefüge
ergeben sich direkt aus der Kombination der monoschematischen Biotitgneise
(a 6) mit den leukokraten Gneislagen der Stromatite (z. B. y 1).
—
die hellen, meist
5) Biotitneubildung,
s.
S. 33.
-—
Val Russein
27
(Aarmassiv-Ostende)
stereogenen Gneisen, dass durch das Hin¬
molekulardisperser
eigenem, innerhalb des Gefüges
keine
Änderungen (z.B. durch Umkristallisagut abgrenzbarem Bereich,
tion) gegenüber den achorismatischen Vertretern festzustellen sind
ganz im Gegensatz zum phyllitischen Stereogen (Albitrekristallisation,
Bemerkenswert ist bei den
Phasen mit
zutreten
—
Biotitneubildung).
Ganz allgemein gilt
demnach für den
hauptsächlichsten Bildungsbe¬
reich der einzelnen Mineralien innerhalb der chorismatischen Gesteine
etwa
Folgendes:
Quarz: Sowohl im Chymogen als auch im Stereogen, jedoch oftmals mit
Gefügeunterschieden (Korngrösse, Rekristallisation etc.).
K-Feldspat: Im Chymogen und als Porphyroblasten im Stereogen.
Albit: Im Chymogen leicht sericitisiert; im Stereogen stark gefüllt (u.U.
mit Klinozoisit-Epidot-Aggregaten).
Chlorit: Ausschliesslich im Stereogen.
Bio tit: Neubildung im Stereogen und zwar in den Grenzgebieten gegen das
Chymogen hin; auch als ältere Generation im Stereogen. Im Chymogen spärlich.
Sericit: In selbständigen Zügen vorwiegend im Chymogen.
Epidot: Ausschliesslich im Stereogen.
Calcit: Vorwiegend im Chymogen.
b) Lagerungsverhältnisse, Genetisches
wichtigsten Fragen bei der Abklärung der genetischen Ver¬
hältnisse ist die nach der Abstammung und Herkunft der hellen Be¬
standsmassen, während über das Ausgangsmaterial der dunkleren
Eine der
Bereiche
und monoschematischen Bestände
schiefer, sandiger
Tonschiefer
(bis
kaum Zweifel bestehen. Insbesondere die
gesteine
—
aus
der Reihe Ton¬
kalkarmer
Mergel),
Entscheidung,
als Exo- oder Endochorismite aufzufassen
Sandsteine
sind, lässt sich
ganz bestimmten Fällen treffen. Es gilt deshalb, einige
herauszugreifen, ohne aber verallgemeinern zu wollen.
—
ob die Misch¬
nur
typische
in
Fälle
Charakteristischerweise grenzen die grösseren Granitkomplexe (vor
allem im westlichen Abschnitt) nicht mit scharfem Kontakt an ihre Hüll¬
geschlossenen Stock aus greifen zahlreiche, wenige
mächtige Lamellen granitischer Gesteine fingerförmig
in die Nebengesteine ein. Die Gesteine dieser Apophysen unter¬
scheiden sich weder mineralogisch noch strukturell von den gewöhnlichen
Typen der Granitgneise. Nur in wenigen Fällen handelt es sich um Gänge
gesteine;
sondern
bis mehrere
vom
m
pegmatitischer
Natur.
28
Fig.
Hans Peter
3.
Arterit,
beidseits
Chymogen
eingefasst
Eugster
durch
in einem biotitreichen
Granitgneis. Granitisches
Stereogen. Crap de Bos.
zentralen
d.h. in ihrer un¬
Gefolge solcher Injektionen bis Apophysen
nach
und
nach
sich
bzw.
ihnen
als weitere
aus
Umgebung
Fortsetzung im Streichen entwickelnd —, findet man oft sehr schöne
Arterite: Ein biotitreiches Stereogen mit intensiv ptygmatisch gefäl¬
teltem Albit- oder Albit-K-Feldspatgneis als unzweifelhaft chymogenem
Neosom. Der direkte Zusammenhang mit dem Granit lässt sich im Felde
an vielen Stellen verfolgen, so dass die Interpretation als Exochorismite
wohl keines weiteren Beweises mehr bedarf (vgl. Fig. 3). Am besten lassen
sich diese Verhältnisse im Val Surplattas, westlich Muota Cavrein und
auf Crap de Bos studieren.
In diesem Gebiet ergibt sich gleichfalls klar, dass auch dem Chymogen
der Stromatite grösstenteils exogene Herkunft zugeschrieben werden
Im
—
mittelbaren
muss, d.h. die betreffenden Stromatite sind als
injizierte Phyllite
bzw.
vom
Granit lit par lit
Gneise
anzusprechen. Entweder können
die Stromatite als Extremfälle der Arterite aufgefasst werden, und zwar
dann, wenn sich das leukokrate, ptygmatisch gefältelte Chymogen nach
und nach (mit zunehmender Entfernung vom Granit) konkordant in die
Schieferrichtung des Stereogens einordnet, oder aber, wenn Arterite als
was be¬
Zwischenglieder zwischen Granitgneis und Stromatiten fehlen
—
sonders im östlichen Teil weitaus
häufiger
zutrifft
—,
Chymogenlagen lassen sich wiederum direkt in den
folgen. Im letzteren Falle nimmt die Verunreinigung
die
granitnächsten
Granit hinein
ver¬
des Granites durch
Val Russein
4.
Fig.
bis
Ophtalmitisch-stromatitische Injektion (lit
Rechts
-schiefer.
homogener
rel.
Hintergrund
(parallel
konkordant
der
29
(Aarmassiv-Ostende)
zentraler
Piz Russein
-
par
lit)
in
Granitgneis.
Biotitsericitphyllite
Muota
Cavrein, im
Piz Urlaun.
Verschieferung) eingelagerte
exogene Schollen
hin beträchtlich zu und zwar öfters so weitgehend,
gegen die Randzonen
dass nicht mehr von einer scharfen Grenze zu den Stromatiten gespro¬
chen werden kann, sondern
nur von
einem kontinuierlichen Übergang. Der
Unterschied liegt einzig darin, dass in den Stromatiten das stereogene Paläo-
überwiegt (Kyriosom), während im randlichen Granit die exo¬
noch als Akyrosom bezeichnet werden dürfen (vgl. Fig. 4).
genen Schollen
Diese Deutung gilt aber streng genommen nur für die granitnahen
som
leicht
Stromatite. Innerhalb der
Mischgesteinszone
treten
auch in nördlicheren Gebieten immer wieder auf und
dann,
wenn
das Paläosom
phyllitischen
Habitus
jedoch
zwar
Stromatite
mit Vorliebe
besitzt. Andrerseits
Granitgneise nicht auf die südlichen Teile, auf die in
der Karte ausgeschiedenen Komplexe beschränkt, sondern bilden bis zum
nördlichen Granitgneis hinauf zahlreiche schmale bis einige Dutzend m
bleiben auch die
mächtige Einlagerungen
in den Chorismiten.
Meist sind sie als solche
recht leicht erkennbar, entweder durch die Verbandsverhältnisse
seltener diskordant
—
kon¬
oder durch
kordant bei ausgeprägter Inkonstanz,
den Mineralbestand, der keinem der rein stereogenen Bereiche auch
—
nur
annähernd gleicht, einige seltene Feldspatquarzite evtl. ausgenommen. Es
oft
zeigt sich nun, dass zwischen dem Auftreten dieser Granitgneise (recht
albitreiche
Vertreter)
und den stromatitischen
Einschaltungen
eine
un-
Hans Peter
30
Eugster
Koppelung besteht,
verkennbare
auftretenden Stromatite, die mit der
so
dass auch für die vereinzelt
an
Granitgneiszug (Surplattas etc.) anschliessenden lit-par-lit-Injektionszone, wo die Zusam¬
menhänge viel leichter zu übersehen sind, nicht in direkter Verbindung
stehen, Zufuhr des chymogenen Bestandes von aussen her angenom¬
men
den breiten
werden darf.
Der
geführt
Gegenbeweis
Fälle sicherer Lateralsekretion
—
kann nicht
Andrerseits sind aber auch Stromatite mit sicherer,
werden.
direkt beweisbarer
Grenzregion
—
Injektion
finden,
aus
dem
dass
granitischen
Bereich
nur
in der
genommen für einen guten Teil der
streng
Entscheidung verzichtet werden muss. Die hofförmige Verknüpfung der Stromatite mit Granitgneispaketen kann ja auch
so gedeutet werden, dass nur der Vorgang der Ausschwitzung durch die
Granitintrusion ausgelöst wurde (vgl. Fig. 5).
Noch schwieriger abzuklären sind dieselben Fragen bei den Ophtalmiten, da die hellen Augen nur sehr selten mit grösseren chymogenen
Bereichen und Injektionsbahnen in Verbindung stehen. So bleiben in
manchen Fällen folgende gegensätzliche Deutungsweisen gleichberech¬
tigt nebeneinander bestehen: Bildung der Porphyroblasten (ob echte
Ophtalmite oder monoschematisch-porphyroblastische Gesteine spielt
grundsätzlich keine Rolle) 1. durch pneumatolytische Metasoma¬
tose in Verbindung mit der Granitintrusion
Durchgasung des
mit
K-reichen
Phasen
und 2. durch reine Sammel¬
Nebengesteins
zu
so
Stromatite auf eine
—
—
kristallisation
interne
grössere
bunden
zu
Eine
los,
leichter
Lateralsekretion, ohne dass damit
und
magmatische
Stoffzufuhr
ver¬
sein brauchen.
Lösung dieser Fragen auf chemischem Wege ist aussichts¬
Stereogen in sich zu variabel ist; aus dem Gefüge ergibt sich
die Bildung der Porphyroblasten den jüngsten Wachstumspro
da das
nur, dass
zess
mit
Stoffumlagerungen
-
darstellt
lässt sich
—
mit Ausnahme der
lediglich
Quarzrekristallisation
—.
Im Felde
gesetzmässige Verknüpfung ophtalmitischer Ge¬
Granitgneisen
feststellen (vgl. Fig. 6). Diese Beobachtung beweist auch hier bloss, dass
zwischen der Entstehung der leukokraten Augen und der Granitintru¬
sion ein ursächlicher, nicht aber unbedingt ein stofflicher Zusam¬
menhang bestehen muss (Wachstum der Porphyroblasten durch Stoff¬
zufuhr oder als Effekt einer Sammelkristallisation im Gefolge des allge¬
meinen Réchauffements). Eine endgültige Entscheidung wird in nächster
Zeit mit den heutigen Methoden, ohne allzugrossen Aufwand, kaum zu
eine
steine entweder mit Stromatiten oder eventuell direkt mit
erwarten sein.
Val Russein
31
(Aarmassiv-Ostende)
m
*/,t%
43-
Fig. 5. Apophyse des zentralen Granitgneises („Ganggranit") in stromatitisch
(evtl. bis phlebitisch-) -ophtalmitischen Gneisen mit einem biotitreichen Stereogen.
Das chymogene Neosom in der Nahe solcher Apophysen sichtlich angereichert;
doch kann selbst in diesem
Beziehung
besteht oder
nur
Beispiel
nicht entschieden werden, ob eine stoffliche
eine raumlich-zeitliche
Koppelung.
Val
Gronda de
Cavrein.
Fig. 6. Ophtalmit mit grossen K-Feldspäten, in der Umgebung pegmatitischaplitischer Einlagerungen aus dem Gefolge der Granitapophysen. Val Pintga de
Russein.
32
Hans Peter
Eugster
Zwei
Beobachtungen verleihen indessen auch in Fällen, in welchen
Beziehungen zum Granitkomplex erkennbar sind, der
exogenen Stoffzufuhr grössere Wahrscheinlichkeit: 1. In einigen porphyroblastischen Phylliten besteht ein so ausserordentlicher Hiatus in
der Korngrosse zwischen Grundgewebe (d 0,02 mm) und Porphyroblasten (d 2 cm), dass einer Deutung durch reine Sammelkristalhsation
Schwierigkeiten erwachsen. 2. An mehreren Orten ergibt sich sehr schön,
dass zwischen Zahl und Grösse der Porphyroblasten einerseits und dem
Chemismus des Stereogens andrerseits keine Abhängigkeiten beste¬
keinerlei direkte
hen; insbesondere können sericitarme Quarzite einen ähnlichen Gehalt
an porphyroblastischen Feldspäten (wenn auch etwas feinkörniger) auf¬
weisen, wie die sericitreichen Schiefer bis Phyllite. Andernorts sind wohl
Unterschiede im
Stereogenchemismus vorhanden, aber an sich sind beide
zur Bildung der Porphyroblasten befähigt (Nor¬
Gesteinstypen
malfall in diesen sericitreichen Gesteinen).
stofflich
2. Die nördliche
Mischgesteinsserie
Der nördliche
Granitgneis grenzt mit relativ scharfem Kontakt an
Spuren einer Kontaktmetamorphose, wenn
auch von untergeordneter Bedeutung, sind vorhanden. Ebenfalls treten
hin und wieder schmale Granitgneiskomplexe innerhalb der älteren Ge¬
die südliche Mischgesteinsserie.
steine auf,
losgelöst vom Hauptstock. Trotz alledem lässt sich die süd¬
Grenzziehung des Granites befriedigend durchführen. Nicht so im
Norden. Dort finden sich, als breite Einschaltungen oder als nördliche
Umhüllung, feldspatreiche Gesteine, an deren Aufbau eine nicht unbe¬
trächtliche Menge Paramaterial beteiligt ist. Diese Zonen, die gegen den
Granitgneis noch schwieriger abzugrenzen sind als z.B. die südliche
Mischgesteinsserie gegen den zentralen Granitgneis, sollen zusammengefasst werden zur Serie der nördlichen Mischgesteine. Die zuge¬
hörigen Gesteine seien in zwei Gruppen gegliedert:
liche
a) Monoschematische Gesteine (vorwiegend reine Paragesteine)
und Mischgesteine vom normalen Typus (Stromatite und Ophtalmite) ;
b) Migmatite.
Die
Abtrennung
von
räumlichen Gründen und
Fragestellungen,
der südlichen
vor
welche die
Mischgesteinsserie erfolgt aus
speziellen
allem auch im Hinblick auf die
Migmatite betreffen.
Val Russein
(Aarmassiv-Ostende)
33
a) Monoschematische Gesteine und Mischgesteine
normalen
Grundsätzlich kann für die
vom
Typus
Gruppe a)
auf die bereits beschriebenen
Hüllgesteine hingewiesen werden. Neue Gesteinstypen kommen nicht
hinzu; indessen sind die Mengenverhältnisse merklich verschoben. Phyllite (hauptsächlich Chloritphyllite) werden hier ebenfalls angetroffen,
doch nur sehr sporadisch; dasselbe gilt für die Quarzite. Den Haupt¬
bestand stellen die Chloritalbitgneise und
diesen gegenüber leicht
zurücktretend
die Biotitalbitgneise dar und zwar sowohl in der
monoschematischen Ausbildung wie auch als Ophtalmite und Stromatite.
Die porphyroblastischen und polyschematischen Typen führen zusätzlich
bei den grobgemeng¬
Kaliumfeldspat als wichtigen Hauptgemengteil
ten als Charakteristikum der chymogenen Bezirke.
Auf eine detaillierte Schliffbeschreibung sei verzichtet. Doch sollen
jene Punkte, die bedeutungsvoll zu sein scheinen, hier nochmals und etwas
allgemeiner formuliert werden, obschon sie implicite in der Beschreibung
der Hüllgesteine des zentralen Granites bereits enthalten sind. Sie um¬
fassen nur den genetisch interessantesten Teil, die strukturell poly¬
—
—
—
schematischen
1.
Bestände.
Die Rekristallisation
treten durch die
bereiche
—
Verbreitung
des
lässt unmittelbare
eines
Gesteins
—
insbesondere
ver¬
Mosaikgefüges monomineralischer Quarz¬
Abhängigkeit vom Mengenverhältnis
Stereogen:Chymogen erkennen, und zwar ändert sich die Erschei¬
nungsform des stereogenen Paläosoms grundsätzlich, lange bevor das
chymogene Neosom als Kyriosom bezeichnet werden darf.
2. Kaliumfeldspat, sei es als Porphyroblast in den monoschema¬
tischen oder als Hauptgemengteil des Neosoms in den grobgemengten
Typen, wird fast in jedem Gestein randlich durch kleinkörnigere und
jüngere Albite korrodiert. Weniger verbreitet, aber in manchen Gesteinen
weit fortgeschritten ist eigentliche Schachbrettalbitisierung. In einzelnen
Vertretern hat sie
sich, ohne
gebreitet,
dass
trum der
grösseren
von
der
äusserlich ersichtlichen
Grund,
ehemaligen K-Feldspatsubstanz
nur
so
Kristalle Relikte erhalten blieben. Auch
albitisierte Individuen lassen sich
von
primären
stark
aus¬
noch im Zen¬
vollständig
Albiten durch Unter¬
schiede in der
Korngrösse, eventuell in der Intensität der Sericitisierung
Inhomogenitäten in der Auslöschung, meist leicht trennen.
Weit verbreitet ist auch in dieser Gesteinsgruppe die Neubildung
oder durch
3.
des
Biotits. In chloritfreien Biotitschiefern und
siert Biotit meistens das
Stereogen,
wobei
er
-gneisen
charakteri¬
mit Vorliebe der Grenz-
34
Hans Peter
Eugster
zone
Chymogen-Stereogen folgt. In den Chloritbiotitgneisen mit
eindeutig trennbarem Neosom und Paläosom zeigt sich sehr schön, dass
die Verbreitung der Biotitbildung
analog wie die Rekristallisation
des Quarzes
der
von
abhängt
Durchmischung mit hellen Bestands¬
wie
dem
die leukokraten Quarz-Kaliumfeldspat- (even¬
massen. In
Masse,
tuell Quarz-K-Feldspat-Albit-)bezirke an Bedeutung gewinnen, wird der
Pennin durch Biotit ersetzt. Dabei verschwinden die Erzeinschlüsse, die
in Pennin immer enthalten sind, während Epidot, Sagenite und Zirkonkörner auch im Biotit erhalten bleiben. Dass es sich um Neubildungen
handeln muss, erkennt man am besten in jenen Gesteinen, welche neben
Chlorit erst in kleinen Mengen Biotit führen. Dieser spiesst dann meist
schilfartig vom Rande her in die linsenförmigen Chloritaggregate ein und
verdrängt sie nach und nach. Aus dieser Beobachtung folgt, dass bereits
der Granitintrusion (bzw. der Zuwanderung des Chymogens)
vor
dislokationsmetamorphe Epigesteine mit Chlorit als melanokratem Haupt¬
mineral vorhanden waren. Diese ältere (herzynische) Chloritgeneration
eben durch ihre strukturellen Beziehungen zum Biotit
ist meist gut
vom Chlorit jener Gesteine abzutrennen, die einer alpinen
Diaphtorese unterworfen waren (z.B. Typ a4 S. 21).
Für alle Beobachtungen, welche die Lagerungsverhältnisse, die
Beziehungen zum Granit betreffen, wie auch für die Bemerkungen
—
—
—
zur
—
Genesis, Ursachen der Blastese, Herkunft der moleku¬
lardispersen Phasen etc. kann auf das, was bei der Besprechung der
südüchen Mischgesteinsserie gesagt wurde, verwiesen werden (s. S. 27).
Vor allem im nördlichen Teil des Untersuchungsgebietes, in der Um¬
gebung der Fuorcla de Cavrein und des Gross Düssi wird das Gesamt¬
bild der Gesteine stellenweise etwas ruhiger, indem die monoschematischen Paragneise und -schiefer mächtiger werden. Sie gehen damit
in jene Gesteinskomplexe über, welche z.B. Sigrist [29] unter der Be¬
zeichnung „Sericitgneis" zusammenfasste. Immer wieder werden sie je¬
doch unterbrochen durch chorismatische Bestände und sichere Granit¬
gneise.
Es bleibt noch ein
Sondergestein zu erwähnen, das im nördlichen
Komplex
gefunden werden konnte: Ein Hämatitder
etwa
Hälfte
zur
aus Quarz und je zu einem Viertel aus Albit
gneis,
und Hämatit besteht. Analoge Bildungen wurden auch im südHchen
Paragesteinskomplex angetroffen (s. S. 115).
nur
an
einer Stelle
Vorkommen: Am
Eingang
der Val
Felsen auf der rechten Talseite ; als
bildeten nördlichen
Granitgneis.
Pintga de Russein, in den untersten
Einlagerung im dort recht inhomogen ausge¬
Val Russein
35
(Aarmassiv-Ostende)
Makroskopisch: Feinstromatitisches, graublaues,
schweres
Gestein, das
auf
den Schieferflächen zahlreiche Erzharnische aufweist.
Mineralbestand:
Quarz:
Quarz
55%
Albit
25
Hämatit
20
Apatit
Zirkon
Kataklastisches
Gefüge mit deutlicher Rekristallisation. Linsen¬
(d 0,2 mm) werden von polygonal begrenzten Mörtelkranz¬
förmige
Individuen
körnern
(d 0,01 mm) umschlossen;
Mosaikgefüge.
Sericit
stellenweise auch homöoblastisches
Albit in einzelnen Streifen
parallel
der
Schieferung
feinkörniges
leicht ange¬
sonst gleichmässig über das Gestein verbreitet ; leicht linsig-spindelförmig
ausgequetscht und sericitisiert, wobei der Sericit zu selbständigen Zügen auszu¬
treten beginnt. Hämatit blättchen (d 0,2 x 0,2 x 0,01 mm) durchziehen das Ge¬
stein, sehr streng in die Schieferung eingeregelt. Die öfters verbogenen Einzelblättchen schliessen sich zu ± geschlossenen Erzhäuten zusammen. Unter den
reichert,
auffallend
Apatit,
spärlich vorhandenen Neben-
und
Übergemengteilen
besitzt
der in zahlreichen und grossen Einzelindividuen auftritt,
einige
nur
der
Bedeu¬
tung.
Die
genetische Stellung
dieses vereinzelt auftretenden
besondere die Herkunft des Hämatits, lässt sich
vorläufig
Anhaltspunkte vorliegen. Am einfachsten
primär sedimentären Erzgehaltes.
da keine weiteren
Annahme eines
Gesteins, ins¬
nicht
abklären,
ist wohl die
b) Migmatite
Mit der
Bezeichnung Migmatite (im Sinne P. Nigglis [21]) sei
Gruppe von Übergangsgesteinen zusammengefasst, welche die
rein magmatischen Gesteine vom Typus des nördlichen Granitgnei¬
normal-chorismatischen Mischgesteinen (Ophtalses mit den
hier eine
mite, Stromatite, Phlébite) verbinden. Einerseits schliessen die ausge¬
prägte Inhomogenität des Gefüges und gut erhaltene reliktische
Bildungen die Annahme einer ungestörten Kristallisation aus homo¬
gener Schmelze aus; andrerseits fehlt die
Möglichkeit,
in räumlich klar
getrennte stereogene und chymogene Bereiche zu scheiden, d.h. die Glie¬
derung in Neosom und Paläosom fällt dahin.
Bewusst sei darauf verzichtet, auf die grundsätzliche Problematik,
die Gesteinen dieser Art
keine
neuen
innewohnt, näher einzugehen, da sich dabei
Gesichtspunkte ergäben. Hingegen sollen die
einige spezielle Erläuterungen kurz zusammenge¬
wesentlichen
Beobachtungen
und
fasst werden.
Diese Gesteine stellen auch in ihrer räumlichen
glied
zen
Extremtypen, indem sie an den Gren¬
Granitgneis und nördlicher Mischgesteinsserie
dar zwischen den erwähnten
zwischen nördlichem
Lage ein Zwischen¬
36
Hans Peter
Eugster
erscheinen. Sie kennzeichnen
gehäuft
schlossene grössere
nicht
allerdings
als vielmehr einzelne
Region,
sehr eine ge¬
isolierte, aber recht
so
zahlreiche Zonen.
Die innere strukturelle Variabilität ist
notonerem Mineralbestand
—.
lässt in vielen Fällen alte
fiatschige Ausbildung
ahnen. Man könnte dann
von
enorm
—
bei
um so mo¬
Die schon im Felde auffallende
flaserigGefügerichtungen noch
verwischt-stromatitischen Textur- und
Strukturbildern sprechen. Die Migmatite grenzen oft unvermittelt
homogene Granitgneise (vgl. Fig.
diesen durch alle denkbaren
stand
jenem
der
7 und
Übergänge
Granitgneise
sehr
an
10); oft aber sind sie mit
verbunden. Da der Mineralbe¬
nahesteht,
stellen diese
Übergänge
nichts anderes dar als sukzessive
Gefügeänderungen. Chloritaggreschliessen
sich
zu
gewundenen
gate
Zügen zusammen, welche die augenbis linsenförmigen Anreicherungen der hellen Gemengteile umfassen ; die
insbesondere die K-Feldspäte
wachsen und erhalten por.Feldspäte
—
—
phyroblastischen
richtungslos
Charakter. Dabei bleibt die Textur
—
wie erwähnt
—
oder bildet ältere
Richtungen ab. Bei der Annäherung an
die normal-chorismatischen Mischgesteine verliert sich diese Flaserigkeit, da sich nach und nach zwei getrennte, in sich homogene Be¬
stände herausbilden, alles Erscheinungen also, welche schon zur Genüge
beschrieben wurden.
Bemerkenswert und für die ganze Problematik der Bildungsweise
kennzeichnend, sind schollenförmige Einschlüsse und ihr Verhal¬
Wirtgestein. Den besten Eindruck
Photographien (Fig. 9 bis 14).
ten
zum
Entweder
gneise6),
sind
die sich
diese
vom
durch ihr
es
sind
Schollen
erhält
Chlorit-
Untergrund wenig
man
und
durch ein paar
Chloritbiotit-
abheben und deshalb oft
Eigengefüge
(vgl. Fig. 9
Hornblende-, Hornblendebiotit- und
bemerkbar machen
nur
und
Fig. 10) oder
Biotitgneise7)
mit scharf gezogenen Konturen
wischt-stromatitischen
(Fig. 12 und 13). Besonders bei den ver¬
Migmatiten erkennt man sehr schön, wie diese
Schollen einzelne Strukturelemente des Wirts beeinflussen
sie z.B.
parallele Lagen aufspalten
—,
—
indem
ohne aber selbst, oder höchstens in
sehr bescheidenem Masse, Substanz des Substrates aufzunehmen. Vor allem
den
Biotit-
und
leukokrate Bestände
ausser
Hornblendegneisschollen fehlen zugewanderte
(Quarz- und Quarzfeldspat-Teilgefüge) gänzlich
aplitischen Adern,
—
welche auch in den
Migmatiten jünger
sind als
e) Mit feinschuppigem, grün pleochroitischem Biotit als Neubildung.
') Mit fein- bis grobblättrigem, dunkelkastanienbraunem primärem Biotit.
Val Russein
Fig. 8. 1 Scholle eines
Biotitgneis, stellenweise
mogenes
Neosom
grobkörnigen Amphibolits. 2 Feinkörniger dunkler
K-Feldspatporphyroblasten ; durehadert von: 3 Chygranitaplitischer Zusammensetzung. Val Gronda de Cavrein,
sehr
mit
ca.
alle
übrigen
Strukturelemente
erkennbar auch in
dern
chymogenere
—
1
:
8.
(schematisch dargestellt
Fig. 12). Hingegen
können sich
und
neralbestand und oft auch im
sehr
Fig. 8, gut
den Schollenrän¬
eigentümliche Verhalten lässt
Chloritbiotitgneisschollen, die im Mi¬
Gefüge mit dem Wirtgestein identisch sind
z.B. ebenfalls leicht stromatitisch struiert
deutlich ablesen. Nur
man
an
in
Mäntel ausbilden. Dieses
sich bei den Chlorit-
—
37
(Aarmassiv-Ostende)
wenn
naturgemäss viel weniger
abgedreht wurden, erkennt
—-,
die Schollen leicht
schön, dass die interne Streifung älter ist und nicht
kann mit den
zusammen¬
Gefügerichtungen
Nebengesteins (Fig. 9). In
stellenweise in sicht¬
apütische Durchaderung
barer Abhängigkeit von zentralgranitischen Apophysen
auch der
Migmatite so intensiv, dass sich diese Beziehungen nicht mehr klar er¬
hängen
manchen Fällen ist die
des
—
—
kennen lassen.
Im weiteren fällt
nicht innerhalb der
auf, dass die Schollenzahl oftmals ihr Maximum
homogenen Granitgneise erreicht, sondern in den
flaserigen Migmatiten (Fig. 10). In dem Masse aber, wie sich bei der
Annäherung an die übrigen Mischgesteine ein rein stereogener Bereich
von einem chymogenen scheidet, verschwinden sie. Es scheint so zu sein,
wie wenn sich zwischen das Nebengestein (Para- oder Mischgestein) und
den homogenen intrusiven Granitgneis ein Übergangsglied einschaltet,
welches in einem bestimmten Zeitpunkt etwa zu ähnlichen Teilen aus
38
Hans Peter
Eugster
molekulardispersen und aus festen Phasen bestand und das sich gegen¬
über dem Nebengestein aktiv oder mindestens selbständig verhält.
Fig. 11, leicht schematisiert, zeigt die Zusammenhänge in einem beson¬
ders übersichtlichen Fall, deshalb besonders übersichtüch, weil das Ne¬
bengestein
feinkörniger,
Deutung dieses
ein
Für die
monoschematischer
Biotitgneis
Verhaltens
sich zwei Alternativen:
ergeben
Mgmatite
1. Der chorismatische Charakter dieser
späteren Stadium,
genen,
—
m. a.
W. die Schollen wurden
darstellt.
stammt
von
aus
einem
einem homo¬
magmatisch-intrusiven Gestein eingeschlossen, das nachträglich
intensiv von molekulardispersen
irgendwelcher Prozesse
im Verlauf
—
Phasen durchtränkt wurde.
Dabei müsste aber für das zuwandernde
Chymogen so schlechte Wegsamkeit geherrscht haben, dass kom¬
paktere Schollen, insbesondere Hornblende- und Biotitgneise, nicht mehr
beeinflusst wurden. Die Herkunft dieses Chymogens mag wiederum ent¬
weder von der Intrusion granitischer Gesteine oder von lateralsekreto¬
rischen Vorgängen abgeleitet werden.
2. Den Migmatiten, die wohl zur Zeit ihrer Bildung als nicht allzu
schwer beweglicher Brei (flüssig-fest) aufgefasst werden dürfen, kommt
eine gewisse Wände
wenn auch sehr lokal und beschränkt
rungs- und Intrusionsfähigkeit zu, die gestattet, dass sie einzelne,
vielleicht schon vorgebildete oder abgelöste Schollen umfliessen und ein—
—
-
schliessen.
Eine überall
gegeben werden ;
meist lässt sich nicht einmal im Einzelfall eine sichere Entscheidung
treffen. Für den grössten Teil der Migmatite steht jedoch eine unzwei¬
deutige Koppelung mit der Intrusion des Magmas fest, das dem
Fig.
7.
takt
an
Fig.
9.
gültige
Antwort kann wiederum nicht
Flaserig-nebulitisch ausgebildeter Migmatit, der mit recht scharfem Kon¬
völlig homogenen nördlichen Granitgneis grenzt. Val Gronda de Russein.
den
Zwei stromatitische
Chloritbiotitgneisschollen (eine grössere beim Stielende
zu dieser, senkrecht darunter) in verwischt stromatitischem Migmatit. Die grössere Scholle deutlich abgedreht. Rechts jüngerer Aplit,
einer häufigen Verwerfungsrichtung folgend. Val Gronda de Cavrein.
und eine kleinere,
parallel
Fig. 10. Links homogener nördlicher Granitgneis; dann mit scharfer Grenze ein
flaseriger Migmatit mit zahlreichen stromatitischen Chloritbiotitgneis- (undeutliche
Begrenzungen) und monoschematischen feinkörnigen Biotitgneisschollen (Stielende).
Val Gronda de Cavrein.
II. I" Kugstcr Potrogr I ntcrsnt liungi m un
Gebiete dei Val Riissem ( \armassn -Ostendc )
FiR.
Fig.
9
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Fig.
Fig.
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1-'
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14
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Val Russein (Aarmassiv
Ostende)
39
Fig. 11. 1 Monoschematischer feinkorniger Biotitgneis 2 Flaseriger Migmatit
3 Homogener nordlicher Gramtgneis. Der flaserige Migmatit verhalt sich dem rein
Stereogenen Nebengestein gegenüber aktiv. Val Gronda de Cavrein 1 10
nordlichen
Durchtran-
kung
dem Palao-
mit
Granitgneis zugrunde lag. Ob allerdings die
granitischem Material stattfand oder ob dieses aus
selbst stammt und
som
nur
durch das Réchauffement im
Granitintrusion ausgelost wurde, bleibe
dahingestellt.
Gefolge
der
In einzelnen Fallen
Fig. 12. Stromatitische Biotitgneisscholle (beim Bleistift), vom Chymogen
Wirtgestems unbeeinflusst, in nebulitisch bis stromatitischem Migmatit.
des
Val
Gronda de Cavrein
Fig.
13.
Unterschiedliches Verhalten
und feinkornigen
von Chlontbiotitgneisen
Hornblendegneisen gegenüber molekulardispersen Phasen. Aus den
monoschematischen Chlontbiotitgneisen (gute Wegsamkeit fur das Chymogen)
entstehen Ophtalmite bis Stromatite, wahrend die Biotit und Hornblendegneise
Biotit- und
kaum
beeinflusst
werden
Jüngerer Pegmatit,
einer
Verwerfung folgend.
Val
Gronda de Cavrein
Fig.
Gefalteiter stromatitischer
Migmatit. Altere Strukturen werden selbst
Stereogen (Chlontgneise) dem Neosom nur wenig
Widerstand entgegensetzt (rechte Bildhalfte). Kompaktere Hornblendegneislagen
bleiben nahezu unberührt Links nebuhtischer Migmatit, der nach und nach m
homogenen Granitgneis übergeht. Val Gronda de Cavrein.
14.
dort noch
abgebildet,
wo
das
40
—
Hans Peter
vor
tite
allem
um
dann,
wenn
sich innerhalb verwischt-stromatitischer
einzelne Schollen
legen (Fig. 12)
—
eine beschrankte
Durchbewegung
muss
Eugster
hofformige
Migma-
Zonen mehr nebulitischer Natur
dem Gesamtbestand der
Migmatite
ohne Zweifel
Wanderungsfahigkeit zugeschrieben werden; die
Homogenisierung veran¬
hatte dann eine leichte
lasst.
Andere
Beispiele
wiederum lassen sich rein durch die Annahme
verschiedener
Wegsamkeit verstehen (Fig. 13). Weil das kompak¬
tere Biotitgneis- (eventuell auch Hornblendegneis- )stereogen
ursprung¬
lich wahrscheinlich wechsellagernd mit monoschematischen Chlorit- und
dem chymogenen Neosom viel grosseren Wider¬
Chloritbiotitgneisen
stand entgegenstellte, blieb es „schollenartig" erhalten (bis auf einzelne
isolierte Augen). Das übrige Palaosom erhielt verwischt-stromatitischen
Charakter. Im Beispiel durchschlagt ein jüngerer Pegmatit mit aplitieiner sehr deutlichen Verwerfung folgend
schem Salband
den mono¬
schematischen und chorismatischen Bestand und zweigt an der Grenze
beider eine Ader ab, die sich konkordant zwischenschaltet (Pegmatit in
Zusammenhang mit zentralen Granitapophysen).
Auch bei der Bildung dieser, rein auf Grund der besonderen Gefugeverhaltnisse als Migmatite bezeichneten Gesteine, mögen sich dem¬
nach die extremalen Prozesse irgendwo in der Mitte die Hand
—
—
—
—
reichen.
Fig.
15.
Beispiel
eines
sicher alteren, intensiv verfaltelten
diskordanter
Diontaplit.
Migmatits.
Dussistock Sudflanke.
Unten
ein
Val Russein
41
(Aarmassiv-Ostende)
Ein paar Besonderheiten bleiben noch
zu
erwähnen
:
Besonders bei den
Über¬
eigentlichen Stromatiten und Migmatiten stösst man nicht
selten auf intensive Verfältelungen. In Fig. 14 erkennt man sehr gut, dass
einzelne Zonen des Paläosoms (z. B. die feinkörnigen, kompakten Biotitgneislagen)
weit besser erhalten blieben und damit eine wohl ältere Verfaltung viel klarer
abbilden. Teilweise gehören Migmatite dieser Art noch sicher in den Zyklus der
gangsgliedern
nördlichen
apliten
zwischen
Granitgneise;
teilweise sind sie ebenso sicher älter, da sie
des Düssistock-Diorits quer
„ältere Migmatite" scheinen in den
gesteinsserie recht verbreitet zu sein;
Einzelfällen möglich.
3.
werden
durchschlagen
(Fig. 15).
von
Diorit-
Gerade solche
nördlichen Gebieten der nördlichen Mischdoch ist
eine
sichere
Zuordnung
nur
in
Zusammenfassung
was aus den Kapiteln A und B resultiert,
zusammengefasst.
Im Untersuchungsgebiet wurde gegenüber zentraleren Partien des
Aarmassivs eine in bezug auf das ganze Massiv (besonders die herzyni¬
schen Intrusionen) ursprünglich weniger tief gelegene Zone blossgelegt,
wahrscheinlich weil dieses Gebiet während der alpinen Gebirgsbildung
weniger stark gehoben wurde. Für den zentralen Aaregranit befin¬
det man sich deshalb in einer ausgesprochenen Dachregion. Daraus
erklären sich manche der Besonderheiten (und wohl auch ein Teil der
Differenzen zu den Auffassungen Led ermann s [16]): 1. Kaum grössere,
geschlossene, batholitartige Stöcke, sondern schmale, stark ausfin¬
gernde Platten, jedoch mit scharfer Begrenzung gegen das Nebenge¬
stein. 2. Keine eigentlichen Hornfelskontakte, dafür aber 3. Bildung
zahlreicher Chorismite, für welche zum Teil die Abstammung der mole¬
kulardispersen Phasen, immer aber die ursächliche (räumlich-zeitliche)
Verknüpfung mit Intrusivgesteinen granitischer Natur feststeht, sowie
ein beträchtlicher Wande¬
mit Ausnahme der Porphyroblasten
sicher
granitischer Abstammung bewirkte die
rungsweg. Das Chymogen
Bildung polyschematischer Gesteine weniger durch teilweises Aufschmel¬
zen als durch Aufblättern; deshalb entstanden auch vorwiegend Arterite, Stromatite und Ophtalmite und weniger Nebulite. Die Intrusion
selbst muss bei relativ tiefen Intrusionstemperaturen und -drucken und
bei geringer Sedimentbedeckung erfolgt sein.
Am nördlichen Granitgneis scheinen ursprünglich wesentlich
tiefere Partien aufgeschlossen zu sein. Deshalb besitzen in den Randzonen
anatektische Vorgänge grössere Bedeutung
Bildung von Migmatiten—.
Das granitische Magma ist sicher als intrusiv, als allochthon gebildet
An dieser Stelle sei das,
kurz
—
—
—
42
zu
Hans Peter
betrachten. Ob
syntektisch
es
im
Eugster
gesamten als ursprüngliches Differenziat, als
palingen aufzufassen ist, lässt sich nicht ab¬
oder gar als
klären. Chemische
Zusammenhänge mit anderen aarmassivischen Granit¬
gemeinsame Bildungsweise vermuten (Gastern-Innertkirchnergranit), d. h. Differentiation irgendwelcher bereits bestehender
Schmelzflüsse oder aber, wenn Palingenese stattfand, dann grossräumig
und in grosser Tiefe Stoffaustausch (d. h. nicht an der Beobachtungs¬
stelle). Im Detail muss lokal sicher Kontamination angenommen
stöcken lassen
werden.
Für
Schollen),
kleine Teilbereiche
kann
vermutet
dass selbst texturell
werden
(Verhalten
granitischer
inhomogeneren
Zusammensetzung (nebulitische Migmatite) eine gewisse, wenn auch
sehr beschränkte räumliche Verlagerungsfähigkeit zukommt. Daher
könnte die Bildung kleiner Gebiete homogener granitischer Gesteine
einer differenziellen Palingenese zugeschrieben werden; d. h. sie
wären als abgequetschte Exsudate der nebuütischen Migmatite, als parautochthon homogenisierte Derivate anzusprechen. Es sei betont, dass
diese Schlussfolgerungen nur für örtlich und räumlich ganz beschränkte
Gebiete gelten können und nicht ohne weiteres verallgemeinert werden
zu
Gesteinen
dürfen.
Bezüglich
der
normal-chorismatischeü
Gesteine
trennbarem Paläosom und Neosom bestehen für beide
serien
analoge Verhältnisse,
mit
scharf
Mischgesteins-
sowie auch für die
Stellung der stereogenen
vorgranitischen Chloritkann
dass
das
generation
geschlossen werden,
stereogene Paläosom im
da
die
Zeitpunkt,
chymogenen Bestände zuwanderten, in einem epimetamorphen Zustand vorgelegen haben muss. Doch lässt ein grosser Teil
Bereiche. Aus dem Vorhandensein einer sicher
des Paläosoms die sedimentäre Herkunft noch heute strukturell sehr gut
erkennen.
C. DIORITE UND ZUGEHÖRIGE HORNBLENDEGNEISE
Im nördlichen Abschnitt des
Untersuchungsgebietes
finden sich drei
getrennte Komplexe dioritischer Gesteine: Am Gross-Düssi, am Cuolm
tgietschen und in der Val Surplattas. Obschon in jedem Fall eine leichte
bis
ausgeprägte Dislokationsmetamorphose den ursprünglichen Charak¬
ter dieser
über ihre
Eruptivgesteine
Bildungsweise.
etwas
verwischte, besteht doch kein Zweifel
Val Bussein
43
(Aarmassiv-Ostende)
1. Die Diorite des Düssistocks
Am Klein-Düssi und in den randlichen Felsen des
SE des Gross-Düssi treten Gesteine
Fruttstock [29] auf
unser
Hängegletschers
Dioritkomplexes Düssistock-
des
Gebiet über. Mit den
von
Sigrist beschrie¬
Typen
weitgehend Übereinstimmung,
Beschreibung verzichtet wird. Hingegen sei auf spezielle Er¬
scheinungen, die sich hier besonders schön verfolgen lassen, nochmals
aufmerksam gemacht.
Für den grobkörnigen, leicht bis deutlich verschieferten Normaltyp
gilt folgender mittlerer Mineralbestand:
benen
besteht
weshalb auf eine
ausführliche
40—50%
Biotit
Apatit
Hornblende
30—40
Chlorit
Titanit
K-Feldspat
5—15
Quarz
5—10
Plagioklas
zersetzt
Calcit
Orthit
Zirkon
Innerhalb dieses
biotitdiorite
Normaltyps wurden kaum eigentliche Hornblendeangetroffen, hingegen wesentlich hornblendereichere
Schlieren.
Die leukokrate Facies
(Randfacies
in
[29])
weist zwei
getrennte
Tendenzen auf:
a) Biotitdioritische Tendenz; Normaltyp
Plagioklas
zersetzt
50%
etwa:
Epidot
Biotit-Chlorit
20
Titanit
Hornblende
10
Apatit
K-Feldspat
12
Orthit
8
Zirkon
Quarz
Während der Biotit meist nahezu ganz chloritisiert erscheint, ist die hell¬
grün pleochroitische
Kerne mit Relikten
Dieses Gestein
Sigbists
—
Hornblende
immer
vollständig frisch. Zersetzte
einer braun pleochroitischen Varietät fehlen.
es entspricht etwa dem Hornblende-Biotit-Diorit
—
kann als
saure
malen Diorit gegen seine
Randfacies mit stetem
hin
Übergang
den
nor¬
oder aber, als
abgrenzen
Nebengesteine
selbständiger Nachschub, den Hornblendediorit schoUenförmig auflösen
{vgl. Fig. 16). Wahrscheinlich handelt es sich um eine Restschmelze,
welche vor abgeschlossener Intrusion des normalen Dioritmagmas den
bereits ausgeschiedenen festen Bestand in Schollen zerlegte. Die Schollen
besitzen, wohl als Folge einer leichten internen Differentiation (Kristal¬
lisationsbeginn am Rande), meist einen breiten dunkleren, hornblende¬
reicheren Saum.
44
Hans Peter
Eugster
7
Fig. 16. 1 Normaler Hornblendediorit. 2 Basischer, hornblendereicherer Saixm.
3 Aplitische Randfacies, welche den normalen Diorit schollenformig aufspaltet.
Dussistock-Sudflanke, 1 : 15.
b) Monzonitische bis quarzmonzonitische Tendenz; z.B.
40—50%
Orthit
Hornblende
10—30
Apatit
K-Feldspat
15—30
Titanit
0—15
Zirkon
Plagioklas
zersetzt
Quarz
Biotit-Chlorit
Gesteine mit monzonitischen bis
zeichnen
an
5
quarzmonzonitischen Tendenzen
einzelnen Stellen die
Übergangszonen
kenn¬
zwischen normalen
Dioriten und den leukokraten Biotitdioriten. Sehr oft besitzen sie ausge¬
prägt schlierenartigen Charakter, was die Abgrenzung stark erschwert.
Auffallend ist die
K-Feldspäte
Häufung
mm grossen, völlig xenomorphen
Orthite. Die normalerweise frische
der mehrere
und der grossen
zonaren
Hornblende ist in der Nähe der K-Feldspäte
weitgehend biotitisiert (gleich¬
K-Feldspates durch Albit).
Die leukokraten Facien gehören sicherlich auch zum normalen
Diorit und verdanken ihre Eigenart teils leichten Differentiationen, teils
anderen Kristallisationsbedingungen. Kartographisch konnten nur grös¬
sere, relativ homogene Zonen ausgeschieden werden, vor allem im Dach
zeitig randliche Verdrängung
des
des Dioritstocks. Dieser lasst
nämlich, wie
mit dem Gelände entnehmen
kann, schönen
sonders im E und N
biegen
man
schon den InterSektionen
Kuppelbau
erkennen. Be¬
die Grenzflächen sehr steil nach unten.
Am
Val Russein
Fuss der Felswände
E) sind
im
mals
am
zwei
an
SE-Ende des
getrennten
45
(Aarmassiv-Ostende)
Cavreingletschers (d.h.
700
m
weiter
Orten die obersten Teile des Dachs noch¬
aufgeschlossen.
Der südliche Teil des normalen Diorits ist sehr stark mit Granit
-
Granitapliten und Pegmatiten durchadert, jedoch
typische chorismatische Hornblendegneise entstanden
im Gegensatz zu den entsprechenden Gesteinen des Cuolm tgietschen
apophysen,
ohne dass dabei
—
—.
Um die
chemischen
Verhältnisse etwas genauer erfassen zu
können, hat J. Jakob 2 grobkörnige normale Hornblendedioritproben,
welche Sigeist im Gebiete des
Si02
Ti02
A1203
Tschingelsees sammelte, analysiert :
A6:
A7:
54,62
54,09
1,20
1,21
15,65
13,13
Fe203
2,20
1,89
FeO
4,29
5,18
MnO
0,12
0,14
MgO
5,06
7,04
Analytiker :
CaO
5,71
6,30
J. Jakob
Na20
4,97
5,42
K20
p2o5
3,88
3,69
0,61
0,53
H20 +
H20co2
1,69
1,50
0,02
0,04
0,05
100,07
100,16
Niggliwerte:
si
al
fm
c
alk
k
mg
ti
P
A6
154,1
26,1
36,2
17,1
20,6
0,34
0,58
2,6
0,7
A7
141,0
20,2
42,6
17,5
19,7
0,31
0,64
2,4
0,6
Basisnormen:
Cp
Ru
Kp
Ne
Cal
Cs
Fs
Fa
Fo
Q
A6
1,1
0,8
13,9
26,7
5,3
4,8
2,3
5,1
10,5
29,5
A7
1,0
0,8
12,9
28,7
0,5
8,1
2,0
6,1
14,4
25,5
Katanormen:
Cp
Ru
Mt
An
Or
Ab
A6
1,1
0,8
2,3
8,8
23,2
A7
1,0
0,8
2,0
0,8
21,5
Hy
En
44,5
6,4
5,2
14,0
-
47,8
10,8
6,8
19,2
-10,7
Q
6,3
Alkaligehalt auf, besonders Na20, welcher
negativen Quarzzahl der Katanorm (absichtlich nicht mit Olivin
Zunächst fällt der sehr hohe
sich auch in der
Wo
berechnet) bemerkbar
macht.
Hans Peter
46
Nach den
blendediorit
Schliffintegrationen
vor
(etwa
dadurch, dass ein Teil des
an
Das
(29) liegt
Q-Manko
dem Gesteinschemismus
alkalireich und (vor allem für A 7)
arm an
verzichtet, zumal auch
schliessen
zu
—
recht
sein wird. Da über den Mineral¬
Ala03
chemismus weiter nichts bekannt ist, sei auf die
variante
ein normaler Hornder Katanorm entsteht
gebundenen Natriums "in Wirklichkeit in der
optischen Daten muss es sich um eine gemeine
aus
—
Sigrist
(29)).
Ab
Hornblende steckt. Nach den
Hornblende handeln, die
von
Probe 1 in
Eugster
Berechnung
das Verhältnis Ab
:
einer Hornblende¬
An im Modalbestand nicht
feststeht.
2. Die Diorite des Cuolm
tgietschen
Vom Fuss der Cambrialas-Ostwand zieht ein Keil dioritischer
Gesteine gegen den Talboden der Val
E,
Pintga
de Russein. Weiter im
tgietschen, spaltet er sich in mehrere ziemlich flach ein¬
(Intersektion!) Platten auf, wobei gegen die Val Gronda de Rus¬
hin Hornblendegneise die Fortsetzung übernehmen, indem sie
am
Cuolm
fallende
sein
den Diorit nach und nach ersetzen. Auf der linken Seite der Val Gronda
de Russein finden sich keine
grösseren Komplexe
rein dioritischer Ge¬
steine mehr.
a) Der normale Diorit
Ausbildung in Handstück und Schliff lässt weitgehende Über¬
einstimmung mit den dioritischen Gesteinen des Düssistocks erkennen.
Allerdings sind selbst die massigsten Partien durchwegs stärker verschie¬
Die
fert. Die Hornblenden erscheinen deshalb nicht als scharf umgrenzte
Prismen bis Nadeln, sondern als mehr oder
Flecken,
während
gleichzeitig
weniger verwischte grüne
Plagioklas einen stärker grünlichen
ganz; K-Feldspat wurde nur an we¬
der
Farbton annimmt. Biotit fehlt
nigen Orten angetroffen.
Der Normaltyp ist plagioklasals jener des Düssistocks.
und
quarzreicher
und damit heller
Mineralbestand:
Plagioklas
zersetzt
50—65%
Hornblende 1
Chlorit
Quarz
}
10—15
K-Feldspat
Titanit
Muskowit
Apatit
Epidot
Zirkon
Calcit
Erz
Plagioklas vollständig gefüllt, etwa zu gleichen Teilen Sericit und Klinozoisit-Epidot. Bekristallisierte Albite schimmern nur in wenigen Gesteinen durch.
Hornblende: Braun pleochroitischer Kern mit heller gefärbter Hülle (na farb¬
los, nß liohtbräunlichgrün, ny hellgrasgrün). Ilmenitfahnen, zusammen mit
Val Russein
feinkörnigen Titanitaggregaten
47
(Aarmassiv-Ostende)
treten auch in der hellen
Epihornblende
auf. In
den stärker verschieferten Dioriten werden diese Hornblenden teilweise chloritisiert
und teilweise durch eine neue, fast farblose und
(Strahlstein) pseudomorph
Bpidot,
häufig so
der sich in
feinfaserige Hornblendegeneration
Chloritisierung Ausscheidung von
feinkörnigen Aggregaten
zwischen die Penninblätter
dicht bestäubt, dass die Blätter im Schliff senkrecht
und Titaniteinschlüsse sehr verbreitet. Quarz:
nen, Erz-
morph,
ersetzt. Bei der
zwischen die
einlagert;
(001) opak erschei¬
durchwegs völlig
eingeklemmt,
und Hornblendeindividuen
Plagioklas-
xeno-
stark
kataklastisch.
Kaliumfeldspat wurde nur in einem Fall angetroffen und zwar
in extremer schriftgranitischer Verwachsung mit Quarz. Struktur: Nemateid bis
nematogranoblastisch.
Basischere Schlieren, sowie leukokratere Randfacien feh¬
len, d.h. die
Ausbildung ist in den rein dioritischen
homogen. Die Analyse des Normaltyps8) lautet:
A8
Bereichen auffallend
Niggliiwerte:
Si02
Ti02
A1203
53,81
si
155,9
1,79
al
30,4
fm
36,2
Fe203
4,20
c
21,7
FeO
4,65
alk
11,7
MnO
0,10
MgO
3,65
CaO
7,01
Na20
K20
PA
H20 +
H20-
17,78
k
0,27
mg
0,43
3,04
ti
3,8
1,67
P
0,3
0,27
2,20
Analytiker :
0,09
H. P. Ettgsteb,
100,26
Basisnorm:
Cp
A8
Ru
0,6
1,3
Kp
Cal
Ne
6,0
16,7
18,6
Cs
Fs
Fa
Fo
Q
1,0
4,5
5,7
7,8
37,6
Katanorm:
A 8
Cp
Ru
Mt
An
Or
Ab
Wo
Hy
En
Q
0,6
1,3
4,5
31,0
10,0
28,2
1,3
4,5
10,4
+8,2
Hornblende variante:
A 8
Cp
Ru
0,6
1,3
Die
Mt
An
Or
Ab
Hornbl.
Q
4,5
31,0
10,0
28,2
17,3
7,1
Hornblende, die alkalifrei berechnet wird (genügend Q), besitzt die
Zusammensetzung (4,9 Akt
8)
4-
12,4 Cumm).
Am Fuss der Felsen 500
Russein.
m
SE P. 2077, rechte Talseite der Val
Pintga
de
Im
Mg
Eugster
Hans Peter
48
Vergleich
etwas
tiefer;
A 6 und A 7 ist der Gehalt
zu
vor
viel eher einem normaldioritischen
Verwandschaft unverkennbar. A 7
A 6 und A 8. Man
AI und Fe etwas höher,
an
allem aber ist das Gestein alkaliärmer und
geht
wohl kaum fehl,
—
wenn
zum
diese Gesteine
man
selben
Veränderungen
von
A6->-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°
<x)
(evtl. bis 28°)
etwa
um
0,025
blaugrün
Optische Daten und Umwandlungserscheinungen wurden bereits bei den
amphibolitischen Komponenten besprochen; sie gelten in vollem Umfange auch
hier. Oft findet man jedoch nicht Pseudomorphosen von Strahlstein + Begleit¬
pleochroitischen Hornblende, sondern an die intakten aus¬
oft mit dunklerem
gebleichten und mit Epidot überstreuten Querschnitte
Kern
lagern sich wirr bis garbenförmig feine farblose neugebildete Hornblende-
mineralien nach einer
—
—
nädelchen,
bleichte
so
die der Fig. 29 ganz entsprechen. Ausge¬
typisch psammitischen Charakter besitzen :
feinkörnigen Zwischenmasse.
dass Bilder entstehen,
Querschnitte können
u.
U.
Mehrere mm-grosse Prismen in einer
irgendwelcher anderer melanokrater Mineralien, insbesondere
Augite, konnten auch hier nirgends festgestellt werden. Die zahlreich
vorhandenen Umwandlungen und Neubildungen beziehen sich immer auf
Reaktionen innerhalb der Hornblendegruppe. Bei geröllarmen und stär¬
Relikte
ker verschieferten
Konglomeratgneisen
ist zusätzlich eine Chloritisie-
rung der Hornblenden, die auch die Strahlsteine erfasst,
(analog
den
freie
beobachten
Hornblendeschiefern).
Hauptmineralien Quarz, Plagioklas und Hornblende
definitionsgemäss nur Hornblende anwesend sein, d.h. auch quarz¬
amphibolitische Zemente sind anzutreffen, ebenso wie plagioklas-
Von den drei
muss
zu
Hans Peter
82
freie. Sericit
wechselnden
Eugster
(als selbständiges Mineral) und
Mengen
Biotit können in sehr
hinzutreten. Biotit seinerseits leitet hinüber
zu
den
viel selteneren hornblendefreien Biotitzementen.
ß) Hornblendefreie
Zwischenmasse
Sammelgruppe umfasst die übrigen Zemente, bei welchen
Quarz und Plagioklas Chlorit und Sericit die Hauptrolle
spielen. Biotit besitzt, wie schon angedeutet, eine Sonderstellung, da
Diese
neben
reine Biotitzemente sehr selten sind und Biotit in Gesellschaft mit Horn¬
blende sich nahezu auf das
Verbreitungsgebiet der stark pleochroitischen
übrigen Zwischenmassen findet sich
Hornblenden beschränkt. In den
entweder viel Sericit oder viel Chlorit oder beides ; sie können neben der
gneisigen auch ausgesprochen quarzitische Zusammensetzung
Nebengemengteile und Akzessorien bleiben dieselben; mine¬
ralogisch ergeben sich kaum Besonderheiten.
normalen
aufweisen.
c) Die Beziehungen zwischen Gerollen und Zwischenmassen
Es ist evident, dass die
Zusammenhänge
ment bei diesem besonderen
zwischen Gerollen und Ze¬
Mineralbestand sich deutlich abzeichnen
Beobachtungen im Felde bestätigen. Jene Konglomerat¬
die
reich
an amphibolitischen Gerollen sind, besitzen durchwegs
gneise,
hornblendehaltigen Zement. Unter den Übergangstypen finden sich so¬
wohl Konglomeratgneise mit einzelnen Amphibolitgeröllen und horn¬
blendefreiem Zement sowie umgekehrt hornblendefreie Gerolle in einer
hornblendehaltigen Zwischenmasse.
Während die zentralen Partien der Konglomeratgneise
bes. Cuolmet de Trun (Alp Gliems), Cuolmet de Muster (P. 2382) und Stocs (NW
nahezu ausschliesslich von hornblendereichen Kon¬
Alp Cavrein)
müssen,
was
—
—
glomeratgneisen mit zahlreichen Amphibolitgeröllen (meist vorherr¬
schend) eingenommen werden, findet gegen die Randzonen hin eine
immer stärkere Aufspaltung statt, in der Weise, dass sich mehr und mehr
hornblendefreie Psephitgneise Zwischenschalten, bis schliesslich horn¬
blendeführende Zemente nur noch in schmalen Zügen anzutreffen sind
oder ganz ausfallen. Die Begrenzung solcher isolierter Hornblendegneis¬
züge ist senkrecht zum Streichen vorwiegend symmetrisch, meist
scharf, häufig jedoch auch durch einen sukzessiven Übergang ersetzt. Im
Val Russein
Streichen lässt sich oftmals ein
gehaltes
langsames Ausklingen
des Hornblende¬
feststellen.
Bezeichnend
ist, dass jenen Psephitgneisen, welche die schwarzen,
gerundeten Quarzite
kaum
83
(Aarmassiv-Ostende)
enthalten
(s. S. 78), Hornblende gänzlich
fehlt.
Herkunft
d)
von
Komponenten
und Zwischenmasse
Der Zustand der GeröUe bei der Sedimentation kann nicht mehr
mit Sicherheit rekonstruiert werden ; doch lässt sich fast bei allen
eine bestimmte
Entstehungsweise
deten hellen Gneisen und Graniten bestehen in
phen
bzw.
Typen
noch vermuten. Bei den stark gerun¬
eruptiven Charakter kaum
bezug
auf den met amor¬
Zweifel. Im
Gegensatz dazu
linsig-plattigen Komponenten wahrscheinlich noch als Se¬
dimente transportiert. Dies geht vor allem aus dem Grad der Umkristallisation hervor (nur schwache Verwischung der psammitischen Struk¬
turen) und ergibt sich schon aus der Gestalt (grössere Widerstandsfähig¬
keit der Granite und daher weitere Transportwege etc.). Strenge Gültig¬
keit besitzt eine solche Gliederung naturgemäss nie. Die amphibolitischen GeröUe
besonders die grobkörnigen
dürfen wohl am ehesten
von gabbroiden (bis dioritischen) Eruptivstöcken geliefert worden
sein, da die Gesteine teilweise noch deutlich Tiefengesteinsstrukturen
wurden die
—
—
erkennen lassen.
Bei der Zwischenmasse steht die klastische Herkunft
von
Quarz
Feldspäten auf Grund der Strukturbilder ausser Zweifel. [Die
Hauptfrage betrifft naturgemäss die Hornblende. Einzig die Annahme,
und
dass
es
sich
um
einsedimentierten Hornblendesand
mag allen Tatsachen
handle,
gerecht
Gegen
dolomitisch-mergeliger Zwischenmasse infolge
lokationsmetamorphose sprechen unter anderem folgende
Entstehung
zu
werden.
eine
aus
1. Die Gestalt einzelner
ver¬
spätere autochthone
der Dis¬
Punkte:
Hornblenden, die durchaus klastischen Ursprung
Umwandlungserscheinungen von stark pleochroitischen
Epihornblenden (bei Bildung an Ort und Stelle hätten direkt
Epihornblenden entstehen müssen, analog wie in den Hornblendeschie¬
fern, s. S. 90), 3. die unverkennbare Korrelation zwischen amphiboliverrät,
Gliedern
2.
die
zu
tischen Gerollen und Hornblende der Zwischenmasse im Auftreten.
An sich leuchtet ein, dass beim
reichen
Abtrag
eines Hinterlandes mit zahl¬
amphiboütischen (bzw. dioritisch-gabbroiden) Gesteinen auch
Hornblendegehalt erreichen kann. Psam-
der feinere Sand einen hohen
mitische Hornblende tritt kennzeichnenderweise dann auf,
wenn
stärker
84
Hans Peter
gerundete
Gerolle
vorhanden
Eugster
sind, die einen längeren Transportweg
verraten.
Ganz
entsprechende
C. E. Btjbckhaedt
(2)
Gesteine
den Tessinerdecken wurden
aus
übrigens
von
beschrieben.
2. Monoschematische Gneise
Achorismatische
(Psammitgneise)
und
Quarzite
grössere homogene
Komplexe auf,
Einlagerungen in
den Konglomeratgneisen bzw. Phylliten; d.h. sie sind vor allem an die
Grenzgebiete zwischen psephitischem und pelitischem Räume gebunden.
Innerhalb grobpsephitischer Partien fehlen sie fast ganz.
Gneise
treten
kaum
als
sondern viel eher als inkonstante
Mineralbestand und
schen
Zwischenmasse,
Sericitgneise.
Ausbildung
d.h.
es
sind
stimmen genau überein mit der
Hornblende-,
Biotit-,
psammiti-
Chlorit-
oder
psammitische PalimpsestTypen
völlig achorismatischen Gneisen ohne Relikte hin¬
gegen ist eine Entscheidung über die Herkunft (sedimentäre Natur) nur noch auf
Grund der Vergesellschaftung möglich.
lassen noch deutlich
Manche
strukturen erkennen. Bei den
Räumlich ebenso
unselbständig
sind Quarzite, die
nur
der Voll¬
ständigkeit
Beispiele
P. 2626 (N-Vorgipfel des P. Avat) und auf Alp Cavrein sura. Zu Quarz
als Hauptmineral tritt nur noch sehr wenig Epidot, Sericit, Calcit, Erz
und hie und da etwas Graphit. Es muss sich um Ablagerung eines fast
reinen Quarzsandes gehandelt haben.
halber erwähnt seien. Schöne
fanden sich z.B. bei
B. PELITISCH-PSAMMITISCHER ABLAGERUNGSRAUM
(inkl. die
sill- und
gangförmig eingelagerten Eruptivgesteine)
1.
Massgebend
Phyllite
für das Verständnis aller andern
Typen der pelitischen
vorwiegend dislokationsmetamorphen Phyllite, da
sie eine Rekonstruktion des ursprünglich-sedimentären Zustandes noch
am ehesten gestatten. Wir unterscheiden neben der verbreitetsten
gebän¬
derten Varietät eine schwarze pigmentierte Abart, sowie Kar¬
bonat- und Chloritphyllite.
Serie sind die rein bis
Val Russein
(Aarmassiv-Ostende)
85
a) Gebänderte Phyllite und Schiefer
Das
hauptsächlichste Verbreitungsgebiet sind die Westhänge des
Alp Russein de Trun hinunterziehen, mit Ausnahme
Piz Gliems, die gegen
der obersten Zonen.
Doch handelt
es
sich keinesfalls
um
ein einheit¬
liches
geschlossenes Vorkommen, sondern man stösst immer wieder auf
Einlagerungen von Knoten-, Biotit- und sogar Hornblendeschie¬
fern und
zwar um so
zahlreicher, je weiter
man
SE, d.h.
gegen
gegen die
mittleren Abstürze der Val Gliems
vordringt.
Eigentlich müssten diese Gesteine Feinstromatite genannt werden,
die ihre Bänderung der Wechsellagerung zweier, allerdings verwandter
Strukturbereiche verdanken, wovon der eine dem pelitischen, der an¬
dere dem pelitisch-psammitischen Übergangsgebiet oder aber
ganz
dem psammitischen Raum angehört. Die Mächtigkeit der einzelnen
Bänder ist sehr wechselvoll
zueinander
gen
cm.
denen
—,
schwankt
—
sowohl in sich als auch in ihrem Verhältnis
jedoch
meist zwischen
Verbreitet sind Werte zwischen 0,5
Lagen
unterscheiden sich
cm
wenigen
und 1
makroskopisch
und eini¬
mm
cm.
Die verschie¬
meist in ihrem Farb¬
ton, manchmal auch in der Körnigkeit. Die helleren grobkörnigeren
Lagen
erhalten öfters einen deutlich
grünen Stich, während die
tischen Bänder ein dunkles mattes Grau
rein
peli¬
kennzeichnet14).
Mineralbestand:
Quarz
40-70%
Sericit
30
Chlorit
—
60
0-20
Epidot
Apatit
Magnetit
Turmalin
Goethit
Rutil
Graphit
Hämatit
Titanit
Zirkon
In den hellen
Lagen ein feinkörniges homogenes Quarzsericitgewebe mit
angedeuteter Kristallisationsschieferung durch leicht linsenförmige
Sericitaggregate ; Quarz, meist um 0,005—0,02 mm, nur sehr schwach rekristalli¬
siert. Darin gleichmässig verteilt feinste Chloritschuppen. Epidot (evtl. Klinozoisit) in zahlreichen feinstkörnigen Haufwerken (d 0,005 mm), Turmalin und
Apatit spärlich. Rutil, Titanit, Zirkon in vereinzelten kleinen Körnern.
Schwache Pigmentierung von allem durch lichte Magnetitbestäubung.
Dunkle Lagen: Sericit vorherrschend; Quarz und Chlorit treten etwas
nur
schwach
zurück,
noch
feinkörniger; die übrigen Gemengteile etwas reichlicher. Zusätzlich
Goethitschuppen und im Übergang zu den schwarzen Phylliten
Hämatit- und
ein
graphitisches Pigment,
14) Obgleich
das
vom
Magnetit allerdings
kaum
zu
trennen ist.
Begrenzungen der einzelnen Lagen
parallel verlaufen, stösst man recht oft auch auf gestörte
Bilder, wie Kreuzschichtung, komplexe Detailstrukturen einzelner Lagen (vgl.
Fig. 26), Effekte submariner Rutschungen (vgl. Fig. 27) etc.
in den meisten Fällen die
einfach und unter sich
Hans Peter
86
Eugster
dunkle
Lage
Komplexe Detailstrukturen einzelner Lagen der gebanderten Phylhte.
Lage besteht selbst wieder aus einer intensivsten und recht unregelmassigen Wechsellagerung heller und dunkler Bereiche. Die übrigen dunklen Lagen
der unmittelbaren Umgebung können in sich völlig homogen gebaut sein. Val
Fig.
26.
Eine dunkle
Ghems,
In den
treten
Übergangsgliedern
Korngrössenunterschiede
der Grenze des
pelitischen
Raumes
deutlich hervor, da einzelne Quarzkörner
gross werden können. Gleichzeitig tauchen bereits
(K-Feldspate und Albit) auf, so dass im Extremfall Psam-
bis 0,5 und 1
Feldspate
mitgneise
an
3:1.
mm
mit Sericitschiefern
wechsellagern.
b) Stark pigmentierte, schwarze Phyllite
Diese Phylhte sind in sich homogen gebaut. In ihrem einen End¬
glied entsprechen sie den pelitischen Lagen der gebanderten Phylhte.
Von hier aus bestehen zwei Tendenzen, die einerseits zu Magnetitphylliten führen, andererseits zu eigentlichen Graphitphylliten.
Das
Quarz-Sericit-Chlorit-Gefuge
gegenüber den dunklen Lagen der
bänderten Varietäten nicht verändert, ebensowenig wie die Stellung
Nebengemengteile ; Hauptcharakteristikum bildet das Pigment.
Das wichtigste und grösste Vorkommen, westlich unterhalb des
ist
ge¬
der
Piz
Gliems-N-Grates, wurde auf der Kartenskizze getrennt ausgeschieden.
Überdies stösst man an manchen andern Stellen auf Einlagerungen ge¬
ringerer Mächtigkeit, besonders z.B. SW P. 2868 (in der Umgebung der
Anthrazitlinse), SW der Puntegliaslücke, in den schmalen pelitischen
Bildungen westlich der Val Russein etc. Magnetitphyllite mit grossen
Val Russein
dunkle Lage
Fig.
87
(Aarmassiv-Ostende)
helleLage
Detailstrukturen
gebanderter Phyllite. Eine „Verschieferungsrichtung" (1)
ursprünglichen Schichtflachen (2). Die Verformung muss aller¬
dings weitgehend plastisch erfolgt sein (und sehr lokal), so dass es sich wahr¬
27.
steht schief
zu
scheinlich
den
um
Effekte submariner
Rutscbungen
handelt. Val
Gliems,
2:1.
meist
Magnetitoktaedern und feinem Magnetitstaub als Hauptpigment
in Verbindung mit etwas Graphit
bilden Ausnahmefälle von geringer
Bedeutung. Die Hauptmasse wird durch äusserst feinkörnigen, öfters
leicht lagig angereicherten Graphit tiefschwarz gefärbt. Es sind jene
—
—
Gesteine, die bereits
Escher
von
Arnold Escher
[7] erwähnt wurden. Im
und A. Heims stehen sie
jedoch,
durch alle
zu
den
Gegensatz
zu
[10] und B. G.
Auffassung A. Eschers
richtig vermutet, nicht
den mesozoischen Sedimenten.
gebänderten Phylliten
Übergänge
Albert Heim
zur
wie B. G. Escher
konkordant, sondern diskordant
Beziehungen
[6],
sind
klar,
Die
da sie mit diesen
verbunden sind.
c) Karbonatphyllite
wenig verbreiteten Gesteine seien nur kurz erwähnt. Sie finden
Einlagerung z.B. am N-Grat des Piz Avat (in der Nähe der
Grenze zum Granit), in der Mündung der Val Surplattas, in den pigmen¬
tierten Phylliten des Piz Gliems etc. Mineralbestand und Gefüge entspre¬
chen weitgehend den dunklen Lagen der gebänderten Phyllite mit Aus¬
nahme des Karbonatgehaltes, der bis 50% betragen kann. Das Kar¬
bonat tritt vor allem in zwei getrennten Formen auf, entweder als linsiglagig angereicherte feinkörnige Aggregate (meist Calcit) oder als einDiese
sich als
Hans Peter
88
zelne, bis
Calcit).
2
idiomorphe Porphyroblasten (aus der Reihe SideritPorphyroblasten zerfasern an den spitzen Linsenenden leicht
mm
Die
und werden
Engster
grosse
von
Quarz durchsiebt.
und
d) Chlorit-
Chloritbiotitphyllite
Grüne, chloritreiche Phyllite kennzeichnen den S-Rand des Kom¬
plexes in einer nahezu durchgehenden Zone (mit Ausnahme der Val Cawiederum wenig verändert
vardiras). Das Quarzsericitgewebe
des
Gesteins
noch
baut nur
auf, während der Rest von einem
50—60%
stark grasgrün bis leicht bläulichgrün pleochroitischen Klinochlor er¬
—
füllt
wird,
—
der sich in Linsen bis Streifen zusammenschliesst. Zu den üb¬
lichen
Nebengemengteilen
gnetit
nahezu fehlt.
tritt Caicit, während
Graphit
ganz und Ma¬
Phylliten dieser Zone trifft man am Rande der Chloritfeinschuppige (bis 0,05 mm) idiomorphe, bräunlichgrün pleochroitische Biotitaggregate, die von aussen her den Chlorit verdrängen
(zweifellos Neubildungen).
In manchen
linsen auf
e)
Es handelt sich
um
Genetisches
pelitische (bis psammitische) Ablagerungen
in
räumlich recht beschränkte und zudem, wie ein Blick auf die Karten¬
zeigt, ziemlich variable Becken. Die Sedimentationsbedingungen
zyklischen Änderungen unterworfen (Wirksamkeit jahres¬
zeitlicher Wechsel keineswegs ausgeschlossen). Ihren heutigen Habitus
verdanken die Gesteine einer oder mehreren Dislokationsmetamorpho¬
sen, die neben der leichten Um- und Sammelkristallisation nur wenige
Neubildungen zur Folge hatten (Chlorit, Biotit, Graphit). Der Gehalt
an organischen Substanzen gab zur Bildung von graphitischem Pigment
Anlass. Die spärlichen Nebengemengteile (Epidot, Turmalin, Zirkon etc.)
sind wohl weniger als Neubildungen während der Sedimentation oder der
Metamorphose anzusprechen denn als eingeschwemmte Schwere¬
mineralien. An den wenigen Orten, die vom Hinterland durch karbonat¬
reiche Wässer gespiesen wurden, schied sich etwas Caicit aus. Wenigstens
deutet die Form der Porphyroblasten viel eher auf autochthone Ent¬
stehung als auf nachträgliche Zufuhr.
Mit Ausnahme der Chloritphyllite, deren Bildung wahrscheinlich mit
diaphtoritischen Vorgängen verknüpft war, zeigen die Gesteine noch
heute den stärksten Grad ihrer epizonalen Umwandlung. Anzeichen
kataklastischer Beeinflussung fehlen fast ganz.
skizze
waren
Val Russein
2.
89
(Aarmassiv-Ostende)
Knoten-, Biotit- und Hornblendeschiefer
der Val Gliems und die darin
Sills und
eingelagerten
Gänge
a) Die Paraschiefer
Besonders innerhalb der
wieder auf stärker
gebänderten Phyllite stösst man immer
umgewandelte Gesteine mit sehr variablem Charakter.
Es sind Knoten-, Biotit- und Hornblendeschiefer. Ein
Ausscheiden
war
verhältnisse
undenkbar; sogar eine stark schematisierte
der ausserordentlich Wechselvollen
infolge
würde bei diesem Massstab
falschen
nur zu
Vorstellungen führen.
gliedern nach dem melanokraten
lassen sie sich leicht
Petrographisch
Hauptmineral. Allerdings
Übergänge verbunden,
typen handelt.
so
getrenntes
LagerungsWiedergabe
sind sie untereinander durch alle denkbaren
dass
sich bei der
es
Beschreibung
um
Grenz¬
a) Knotenschiefer
Gesteine dieser Art wurden schon sehr oft beschrieben
pelitischer
von
Kontakten
Sedimente mit
Eruptivgesteinen („Fruchtschiefer"). Gegen¬
über den Phylliten besitzen sie einen ganz bedeutend kompakteren
Habitus. Hauptkennzeichen sind die flach linsenförmigen bis ellipti¬
schen, oft auch recht unregelmässig begrenzten Knoten, die mit ihrem
grössten Durchmesser meist nahezu in der Ebene des Hauptbruches
liegen, ohne jedoch allzustreng an die s-Fläche geknüpft zu sein. Die
Grösse der Einzelknoten schwankt zwischen 2
isoliert auf oder schliessen sich
men.
Schieferungsebene
stück recht konstanten Winkel ein.
Knoten auch im
Hauptbruch
Mineralbestand:
Quarz (meist
um
begrenzten
Hauptachsen der
einen
Haufen
zusam¬
Linsen mit der
merklichen, im selben Hand¬
Gleichzeitig
ist eine
Überprägung
der
unverkennbar.
Quarz
40—60%
Epidot
Chlorit
25—35
Titanit
Biotit
15
Zirkon
Sericit
0—15
Turmalin
Hornblende
0— 5
Erz
0,02—0,04 mm) mit deutlich kataklastischen Reliktstruk¬
turen, bildet mit Sericit
homogenes
und 1,5 cm; sie treten
willkürlich
zu
In manchen Fällen schliessen die
vorherrschenden
mm
zusammen
(lagenweise
Gewebe. Chi or it aggregate in
in
wechselnden
langgezogenen
Mengen)
ein
Linsen stellen die makro¬
skopischen Knoten dar. Die optischen Daten deuten auf einen Klinochlor bis
Ripidolit. Einzelne Chloritschuppen auch sonst im Gestein zahlreich. Braun
pleochroitische Bio tit blättchen (d 0,04 mm) teils gleichmässig über das Gestein
90
Hans Peter
zerstreut,
begleitend.
teils
die
Chloritlinsen
Hornblende
nur
Eugster
randlich
als
oder
durch
Übergangsmineral,
in
Parallelverwachsungen
völlig farblosen, fein¬
faserigen, oft garbenförmigen Büscheln. Epidot, häufig zusammen
in feinkörnigen Aggregaten. Als Erz Magnetit oder Ilmenit.
mit Titanit,
ß) Biotitschiefer
Im Verband der Knotenschiefer und mit diesen durch alle Über¬
gänge verbunden, finden sich fast immer auch Biot it schiefer.
Die
grossen Chloritknoten werden dabei durch viele kleinere (um 1 mm) und
zahlreichere Knötchen
ersetzt,
welche
aus
einzelnen Biotitblättchen
bestehen.
Mineralbestand:
wird.
Biotit
ersetzt
garben
ohne sichtbare
Analog
Quarz
wie die Knotenschiefer,
nur
dass Chlorit durch
grobkörniger (d 0,04—0,05 mm) und
typisch polygonal struiert. Biotit in idiomorphen stark pleochroitischen Blättern,
weitgehend in die Schieferungsfläche eingedreht. Von den Rändern her in die
Chloritlinsen hineinwachsend und diese nach und nach verdrängend; bei Einzel¬
blättern durch Parallelverwachsungen. Dabei nicht selten sehr verschwommene
Umgrenzung; schöne Sagenite. In manchen Gesteinen Einzelblätter oder Aggregate
die die eingeregelten Biotite quer durchsetzen, sonst analog
von Querbiotiten,
ausgebildet (makroskopisch im Querbruch kleine Knötchen). Die Hornblendeöfters
Beziehung
zu
etwas
Biotit,
von
der s-Fläche nahezu
unabhängig.
y) Hornblendeschiefer
Die Hornblendeschiefer bilden nach Aussehen und
Ausbildung einen
heterogenen Komplex. Die fast massigen bis stark verschieferten,
graugrünen Gesteine lassen Öfters schon makroskopisch, vor allem im
Querbruch, kleine farblose bis hellgrüne Hornblendeprismen erkennen.
recht
Typen
mit sehr
feinnadelig ausgebildeter Hornblende können hingegen
nur mit einiger Mühe auf Grund ihres grünlichen Schimmers und der
stark rostbraunen Anwitterungsfarbe als solche bestimmt werden. Bei
massigen Varietäten liegen die Hornblendeprismen nahezu beliebig ange¬
ordnet
mit einer kaum merklichen Scharung in der s-Fläche
im
Unterschied zur straffen Regelung bei feinschiefrigen Vertretern. Diese
erlangen, bei genügender Anordnungsfreiheit im Hauptbruch oft garbenschieferähnlichen Habitus, mit Garben von allerdings bloss etwa 3 cm
Länge.
Im Gegensatz zu den Biotitschiefern, bei welchen die ursprüngliche
Schichtung wohl erhalten bleibt (Pigmentierung etc.), aber kaum einen
mit Ausnahme von
spürbaren Einfluss auf den Biotitanteil ausübt
—
—
—
Extremfällen
(Wechsellagerung
von
groben
Arkosen mit
Peliten)
—
ist
Val Russein
für den
Hornblendegehalt
(Aarmassiv-Ostende)
Abhängigkeit vom schichtweise
Ausgangsmaterials festzustellen. Vor allem
eine enge
wechselnden Chemismus des
entscheidend scheint der Ca-Gehalt
die
grössere
91
zu
sein. Diesem Umstand ist auch
Variabilität zuzuschreiben.
Texturell
sich eine
ergibt
Gliederung
in 2
Hauptgruppen:
a) Stark verschieferte Typen
1
Mineralbestand:
Quarz
Biotit
Titanit
Hornblende 20—30
Albit
Apatit
Sericit
Epidot
Zirkon
Staurolith
Erz
45—55%
10—20
Chlorit
0—20
Homogenes Quarz-Sericit-Gewebe, im Verhältnis lagenweise leicht wech¬
Quarz 0,05 mm. Daneben fast monomineralische Quarzlinsen, grössere
selnd,
klastische Reliktkörner
(undulös auslöschend)
fibroblastisches Gewebe
schen
von
und etwas Albit. Ein
feinfilziges
Hornblendefasern, die Faser mit folgenden opti¬
Eigenschaften :
alle
Richtungen farblos, ny/c
(ny—na)
Es
handelt
sich
=
um
einen
Grössere Querschnitte oftmals mit
Enden stark
kann auch
fällen, bei
ausgefranst.
völlig fehlen;
=
16°—18°
0,025—0,029, grosser Achsenwinkel.
Strahlstein
(bis strahlsteinartige Hornblende).
polysynthetischer Zwillingslamellierung, an den
Chlorit normalerweise in den üblichen
als
Umwandlungsprodukt
diaphtoritischen Gesteinen (vgl. S. 93).
aus
Klinochlorknoten,
Hornblende
nur
in
Spezial¬
lb) Massige Typen
Wesentlich
mannigfacher
sind die Leicht verschieferten bis nahezu
massigen Hornblendeschiefer. In beliebig und rasch wechselnder
Folge lösen sich 3 Grundtypen von Schichten ab : Sericitreiche, pigment(Titanit-Epidot-Erz) und karbonatreiche Lagen (vgl. Fig. 28).
Am verbreitetsten sind die sericitreichen Lagen.
Mineralbestand:
Sericit
Quarz
30—50%
0—15
Epidot-Titanit
Zoisit
Hornblende 25—40
Cordierit
Ilmenit
Apatit
0—10
Biotit
Chlorit
Radialstrahlige, langstengelig-faserige Hornblendeprismen
bis schwach pleochroitisch :
Anordnung, farblos
na
farblos
nß licht bräunlichgelb
ny
farblos bis leicht bläulich
ny/c
=
16°—20°
in
beliebiger
92
Hans Peter
Jim
Hbl
Eugster
Qz
Sc
Hbl
fo
Fig. 28. Massiger Hornblendeschiefer, selektive Metamorphose. Sericitreiche,
pigment- (Titanit-Epidot-Erz) und karbonatreiche (ursprünglich mergelige) Lagen.
Ca. 5: 1. Hbl: Hornblende, Sc: Sericit, Um: Ilmenit, Qz: Quarz, Ep: Epidot,
Ti
:
Titanit, Cc
:
Calcit.
Zahlreiche Erzeinschlüsse. Im
feinschuppigen Sericitgewebe kleine Anhäufungen
Epidot mit etwas Titanit; stellenweise können, der Anordnung nach,
pinitische Zersetzungsprodukte vermutet werden. Als Erz Urnen it blätter.
von
Etwas
weniger mächtig,
aber weitverbreitet
sind
pigmentierte
Lagen.
Mineralbestand:
Hornblende
35'
Mengenverhältnisse
Epidot-Titanit
30
Quarz
20
Schwankungen. Nebengemeng
teile analog wie oben.
Sericit
10
Erz
Hornblende stärker
mit starken
-
5
zerlappt, gebuchtete Umgrenzung, kurzstengelig, stark
Epidot-Titanit-Sericit. Als Pigment sehr feinkörnige, fast opake
Epidot-Titanit-Haufwerke, zusammen mit Erzstaub, retikulär. Sericit und
Quarz (etwas gröber und stärker gelappt) in den Zwischenräumen, Ilmenit
weniger blättrig.
durchsiebt mit
Val Russem
(Aarmassjv-Ostende)
93
Sonderfall, obschon im mittleren Teil der Val Gliems recht oft
Als
auftretend,
wenn
auch nicht immer in dieser
Reinheit,
sind
eigentliche
Kalksilikat lagen.
Mineralbestand:
Epidot
45%
Titamt
Calcit
35
Erz
Hornblende 20
Hornblende nahezu isometrisch, stark
gebuchtet und zerfetzt, meist mit
umgeben. Epidot m grosseren Emzelkornern und in Aggre¬
gaten, als Nebengemengteile fast nur Titanit und sehr wenig Erz, Quarz nur in
den Grenzlagen.
einem
Calcitsaum
Zwischen diese hornblendereichen Schiefer
eingeschaltet
immer wieder die bereits beschriebenen Knoten- und
Hornblende
findet
man
Biotitschiefer, die
als NG fuhren. Der ganze
Komplex ist in bezug auf die
Hornblendebildung
Beispiel fur selektive
Metamorphose; bezuglich der Metamorphoseart und damit dem Ver¬
hältnis zwischen Chlorit und Biotit, ist allerdings eine leichte Komplika¬
tion zu beobachten (s. S. 99).
nur
ein ausserordentlich schönes
Der
Vorgang
der Hornblendekristallisation lasst sich
schon
sehr
spielen
Strahlstein aus,
verfolgen.
dann
beginnt
Reicht
die
Ca-Gehalt
der
Bildung
der
nur
fur
feinfaserigen
Rande der Chloritknoten. Die einzelnen Garben sind
in
in
einzelnen Bei¬
geringere
Mengen
Büschel meist
sich
wirr
verfilzt
am
und
verdreht
(vgl. Fig. 29). Dickere Nadeln bis Prismen entstehen kaum. Bei grosserem
wohl mit recht hoher linearer
potentiellem Hornblendegehalt spnessen zunächst
einzelne langgezogene Stengel (Querschnitt in
Knstalhsationsgeschwmdigkeit
Fig. 29), unter sich wiederum halbradialstrahhg bis leicht garbenformig gruppiert,
die gleichzeitig oder wenig spater als Knstallisationszentren von einer ebenfalls fein¬
—
—
faserigen,
oft
nahezu
spharohtisch
struierten
dabei entstehenden Bilder sind fur die Art der
Im
allgemeinen
ist der
Generation
benutzt
Keimbildung
werden.
Die
sehr charakteristisch.
Habitus, den diese Gesteine wahrend der Zeit
ihrer intensivsten Umkristallisation
(höchste Temp,
und
grossterDruck)
erhielten, noch heute völlig erhalten, ohne jede Spur einer retrograden
Tendenz.
Einige Spezialfälle nur lassen diaphtoritische Prozesse er¬
kennen15).
Die Probe eines massigen, sericitreichen Hornblendeschiefers16)
wurde analysiert. Die Werte lauten:
15
)
In
Gesteinen, welche
zahlreiche
alpine
Scherflachen
der Strahlstem nach und nach durch Chlorit ersetzt,
Durchbewegung.
Biotit verschwindet viel früher. Dass
handelt, ergibt sich
16)
aus
Val Gliems, 200
der
m
Streichrichtung
NNW P. 2228.
und der
jedoch
es
sich
durchziehen, wird
nur
bei intensivster
um
alpine Vorgange
Diaphtorese.
Hans Peter
94
Eugster
Quarz* Serial-
m
Hornblende
Chlorit
Hornblende
Fig.
am
(Strahlstein). Oben Bildung der Garben
Querschnitt eines langgezogenen
Stengels als Kristallisationszentrum für die feinfaserige Generation. 40 : 1.
29.
Feinfaserige
Rande
von
Hornblendebüschel
Chloritknoten. Unten wirkt der
A 10
Si02
Ti02
A1203
Fe203
54,95%
1,37
16,32
2,75
FeO
6,88
MnO
0,14
MgO
7,56
CaO
2,67
Na20
K20
2,41
PA
H20 +
H20-
0,18
2,06
2,85
0,02
100,16
Analytiker :
H. P. Ettgsteb,
Niggliwerte:
si
al
fm
c
alk
k
mg
ti
P
155,6
27,2
54,2
8,2
10,4
0,36
0,59
2,9
0,2
Val Russein
95
(Aarmassiv-Ostende)
Basisnorm:
Cp
Ru
Kp
Ne
Cal
Sp
Fs
Fa
Fo
0,5
1,0
7,4
13,3
7,4
9,8
2,9
8,4
11,2
Q
38,1
Katanorm:
Cp
Ru
Mt
An
Or
Ab
Hy
En
Cord
Q
0,5
1,0
2,9
12,3
12,3
22,2
9,2
14,9
18,0
6,7
Epinorm:
Cp
Um
Hm
Ab
Ms
Pg
Akt
Cumm
Q
0,5
2,0
1,0
5,9
17,3
22,9
18,6
21,7
10,1
3,0
40,3
40,2
Epinorm wurde möglichst viel Paragonit gebildet,
Serpentin ebenfalls fehlt, wird mit dem bei
zurückbleibenden
(Fo + Fa) Cummingtonit gebildet.
Aktinolithentstehung
Bei der
Berechnung
der
da im Modus kein Albit auftritt. Da
der
Die tatsächlich auftretende Hornblende
muss
demnach etwas Ca-ärmer sein als
ein reiner Strahlstein.
Vergleicht man diese Analyse mit jener des homogenen, nicht gebänderten
Phyllits (A 13, s. S. 104, entspricht etwa den dunkleren Lagen der gebänderten
besonders in bezug auf den MgOPhyllite), dann erkennt man die Unterschiede
und CaO-Gehalt
sehr schön (selektive Metamorphose).
—
—
b)
Diorite und
Dioritporphyrite
Innerhalb der Knoten- und Hornblendeschiefer stösst
man
hin und
Gesteinen mit dem
langgezogene Einlagerungen von
Eruptivgesteine. Es sind, was schon die Betrachtung
im Felde ergibt und was alle späteren Untersuchungen bestätigten, Dio¬
rite und Dioritporphyrite. Die Diorite sind mittelkörnig, weiss-grün
gesprenkelt und treten in steilstehenden Linsen von max. 15 m Mäch¬
tigkeit und einer Länge von gegen 100 m auf. Diese Linsen lassen in ihrem
Auftreten eine starke Häufung in der oberen Mündungsstufe der Val
einzelne ausgewählte, besonders schöne Beispiele
Gliems erkennen
wurden in der Kartenskizze eingetragen—, sind jedoch auch in einem
wieder auf schmale
Habitus normaler
—
weiteren Umkreise vereinzelt anzutreffen. Die meisten Vorkommen
wer¬
pelitischen Derivaten umschlossen, doch enthalten auch die
Konglomeratgneise an mehreren Orten analoge Linsen, die sich aber
in ihrer Wirkung auf das Nebengestein viel weniger stark bemerkbar
machen und daher das Auffinden erschweren (Fig. 30). Das west¬
lichste Beispiel wurde südlich der Alp Cavrein sura, bei P. 2680 bekannt,
den
von
Hans Peter
96
Eugster
Dioritporphyrite im Konglomeratgneis (beim Stielende 2 gerundete Granit
zur ursprünglichen Schichtflache
(gleich¬
zeitig Verschieferungsebene) der Konglomeratgneise und sind deshalb stark
gebuchtet. Val Ghems.
Pig.
30.
-
gneise). Die Gangrander stehen schief
das südöstlichste in den Gneisen zwischen P. 2626 und P. 2358, über dem
Talboden der Val Gliems.
Viel starker verbreitet
—
extensiv und intensiv
—
als die immerhin
Dioritporphyrite, deren Lage¬
rungsform jener von typischen Gangen entspricht. Die Mächtigkeit
schwankt zwischen wenigen dm und wenigen m; sie können öfters über
mehrere 100 m verfolgt werden. Im Gegensatz zu den gleichkornigen
Dioriten (um 2 mm) lassen sie schon makroskopisch porphyrische Struk¬
recht isolierten Dioritlinsen,
sind die
fleckenformig angeordnete Hornblendenadeln in einer dichten
Grundmasse, erkennen. Das Verbreitungsgebiet geht noch über jenes
der Diorite hinaus, indem Gange bis gegen die N-Grenze des Komplexes,
tur, durch
westlich unterhalb des Piz
grosse
Gliems, gefunden wurden; auch besteht eine
zahlenmassige Überlegenheit.
Mundungsstufen
der Val Gliems
ders im nördlich anschUessenden
Die
Gange bevorzugen
des
Umgebung
Phyllitkomplex zeigt
(in
der
ebenfalls die
Baches).
sich das
Beson¬
langsame
Ausklingen sehr schon.
Die Richtung des Streichens, etwa SW-NE, stimmt mit der herzyni¬
in diesem Teil der Val Gliems
schen Richtung
generell uberein,
einzelnen
im
nicht jedoch
(vgl. Fig. 31). Herzynische Detailstrukturen,
wie Faltelungen etc., werden glatt durchschlagen.
—
—
Val Russein
97
(Aarmassiv-Ostende)
Eig. 31. Herzynische Faltelung in gebanderten Phylliten (helle Lagen bereits
psammitisch) wird von einem Dioritporphyrit durchschlagen. (1): Jüngere Verschieferungsrichtung. Val Gliems, 1 : 10.
Mineralbestand:
Hornblende
zers.
Plagioklas
60—70%
Epidot
Titanit
30—40
Chlorit
Erz
Quarz
Hornblende in sehr schon
schwach
—
Rand. Die
aber stark
optischen
na
fleckig
Daten fur
idiomorphen, kurzprismatischen Stengeln. Eher
pleochroitisch : Dunklere Kerne mit hellerem
die Endglieder lauten :
—
ny/c
hellgelbgrun
n/8 braunlichgrun
19°—20°
=
(ny—na)
licht
alle
Richtungen farblos, ny/c
=
0,023
und
blaulichgrun
ny
=
15°—16°, (ny—na
=
0,031)
Epidot, Titanit und Erz. Beginnende Chloritisierung,
engmaschige Sagenitgewebe enthalten kann. Plagio¬
klas entweder völlig zersetzt
vorwiegend Sericit mit zahlreichen Klinozoisitoder dann leicht durchschimmernd und als Albit (An 6—8%)
Epidot-Haufen
bestimmbar (rekristalhsiert). Die Korngrosse, soweit sie sich an den ZersetzungsReich
an
Einschlüssen
von
wobei der entstehende Chlorit
—
—
98
Hans Peter
Produkten
noch abschätzen lässt,
Eugster
entspricht
in den Dioriten
jener
der Hornblenden
mm); bei den Dioritporphyriten wesentlich kleiner (0,05—0,1 mm). Quarz
in den Dioriten fast fehlend, in Randzonen einzelner Gänge bis auf 20% ansteigend.
Als Erz Ilmenit, wenig Pyrit.
(d
um
1
Um das Verhältnis zwischen Hornblende und
men, wurden Proben
Probe Nr.
1
Hornblende
Plagioklas
Im Mineralbestand
porphyriten
Plagioklas
zu
bestim¬
integriert :
Vol%,
59
+ NG
41
ergeben
2
3
62
72
38
28
sich zwischen Dioriten und Diorit¬
keine Differenzen. Die
Beziehungen sind klar, da sich die
Gefüge und Lagerung beschränken. Es sind Pro¬
dukte desselben magmatischen Schubes, der in grösseren Sills gleich¬
körnig, in schmalen Gängen porphyrisch erstarrte. Dies ergibt sich schon
Unterschiede auf
aus
der Tatsache, dass einzelne Sills,
folgt,
wenn
man
nach und nach den Charakter echter
Gesteinsfamilie könnte nach dem
sie im Streichen
Gänge
englischen Sprachgebrauch
ver¬
annehmen. Die ganze
als
Epi-
diorite bezeichnet werden.
Um die chemischen
Beziehungen zu den Dioriten des nörd¬
Komplexes (z.B. Düssistock-Cuolm tgietschen) abzuklären, wurde
grobkörnige Probe17) analysiert.
lichen
eine
All
Si02
Ti02
A1203
Fe203
Niggliwerte :
49,17%
si
1,22
13,66
114,0
al
18,7
fm
51,8
22,3
3,48
c
FeO
6,75
alk
MnO
0,11
MgO
9,39
k
0,34
CaO
8,99
mg
0,63
Na20
2,20
K20
PA
H20 +
H20-
7,2
1,45
ti
2,1
0,43
P
0,4
2,45*
Analytiker :
0,01
H. P. Ettgsteb
99,31
Basisnorm:
Cp
Ru
Kp
Ne
Ct
Cs
Fs
Fa
Fo
Q
0,7
0,9
5,4
12,2
14
6,0
3,8
7,6
20,1
29,0
Val Gliems, 200 m ENE P. 2228.
*) Wahrscheinlich zu niedrig (Entwässerung
17)
der
Hornblende!).
Val Russein
99
(Aarmassiv-Ostende)
Katanorm:
Cp
Ru
Mt
An
Or
Ab
Wo
Hy
En
Q
0,7
0,9
3,8
23,8
9,0
20,3
8,0
7,6
26,8
-0,9
Hornblende variante:
Cp
Ru
Mt
An
Or
0,7
0,9
3,8
22,0
8,1
Bei der
blende
aus
verwendet.
Ab
Hbl
Cumm
Q
15,5
35,3
14,2
-0,5
Plagioklas
45,6 (An 48)
Hornblende
49,5
Berechnung der Hornblende variante wurde
Amphibolitgeröll (s. S. 74), die optisch
dem
Wiederum
verbleibende kleine
wird
das
Quarzmanko
restliche
(Fo
+
Fa)
zu
die Formel der Horn¬
nahezu übereinstimmt,
Cumm
silifiziert.
Das
weist darauf hin, dass die Hornblende in Wirk¬
lichkeit noch etwas Na-reicher ist.
Mit
den
Dioriten
Düssistock
und
Cuolm
tgietschen
Verwandtschaft; besonders auffallend sind der hohe Gehalt
CaO und der
MgO,
sind Tendenzen
niedrige Alkaligehalt. Teilweise
der Analyse A 7 in verstärktem
skopisches und mikroskopisches Bild lassen
(hingegen evtl. verwandt mit den Dioriten
—
abgesehen
an
besteht
(FeO
vom
kaum
Fe203),
Alkaligehalt
+
—
Masse vorhanden. Auch makro¬
eine getrennte
Abstammung vermuten
Surplattas, s. S. 53).
der Val
Leider liessen sich die
Altersbeziehungen Diorit-Granit (ins¬
Aaregranit) nicht abklären, da keine entsprechenden
Aufschlüsse gefunden wurden. Sicher ist lediglich, dass die Intrusion erst
nach der Einfaltung bzw. Steilstellung des Paragesteins.komplexes erfolgt sein muss. Strukturelle und regionale Gründe (interme¬
diäres Tiefengestein) sprechen eher für vorgranitische Entstehung.
besondere südlicher
c) Lagerungsverhältnisse, Genetisches
Die
Beziehungen
zwischen
Knoten-
und
Glimmerschiefern
einerseits und Hornblendeschiefern andererseits wurden bereits
läutert. Sie sind
Der
vor
allem bestimmt durch den Gehalt
Hornblendeanteil
Gew-°/00 MgO
und 1,2
Untersucht
des
Gesteins
Gew-°/00
benötigt
pro
an
Ca und
Volum-%
etwa
er¬
Mg.
1,4
CaO.
räumlich die
gegenseitige Abhängigkeit der Knotenergibt sich ein sehr charakteristisches Bild.
Diese Schiefer treten innerhalb der Phyllite
vor allem der gebänderten
Varietät
auf
und
ausnahmslos
zwar
so, dass die Ränder
paketweise
durch Knotenschiefer gebildet werden, während die Biotitschiefer erst
weiter innen folgen. Im Zentrum dieser symmetrisch gebauten Pakete
stösst man regelmässig auf Diorite oder Dioritporphyrite.
man
und der Biotitschiefer, dann
—
—
100
Hans Peter
Eugster
Der gesetzmässig h of förmige Bau solcher Knoten- und Biotit¬
schieferzüge ist naturgemäss am besten dort zu erkennen, wo nur wenige
Gänge in die Phyllite eindrangen, d.h. wo sich die Knotenschieferränder
noch nicht gegenseitig berühren (keine Überschneidungen). Er bestätigt,
was
bereits der Gesamteindruck der Gesteine vermuten lässt: Die Kno¬
die
Kontaktprodukte,
und Biotitschiefer sind thermische
ten-
den
aus
Phylliten
bei
der
entstanden. Stoffliche
Magmen
destens sind nicht die
Die Biotitschiefer
Intrusion
Beeinflussung
dioritischen
der
scheint
zu
fehlen;
geringsten Anzeichen dafür vorhanden.
gehören dem innern, die Knotenschiefer
min¬
dem
äusseren Hof an, wobei die Biotitschiefer bei schmalen isolierten Gän¬
gen auch ganz ausfallen können. Die Breite des Kontakthofes der Porphyrite übersteigt das 10- bis 20fache der Mächtigkeit des entsprechen¬
den
Ganges
zustellen
nur
(Überschneidungen
Bänderung
der
schwieriger fest¬
Gängen etc.). Die
selten. Bei Dioriten ist diese Grösse viel
Phyllite
mit der
Wirkung
von
bleibt bei der Umkristallisation meist
gut erhal¬
ten, scheint aber für den quantitativen Mineralbestand kaum eine Rolle
zu
spielen.
Die Grenzlinie zwischen Diorit bzw.
Gang und dem innersten Kon¬
nur bei Konglomeratgneisen ent¬
taktgestein
stehen oft stark gebuchtete Formen (Fig. 30). Auf alle Fälle gehen die
Grenzen innerhalb der thermisch beanspruchten Zone dieser Linie pa¬
rallel und nicht irgendwelchen älteren Strukturen.
Bei einigen der mächtigsten Dioritlinsen wurde direkt am Kontakt
eine schmale Zwischenlage horn felsartiger Gesteine angetroffen. Es
sind makroskopisch dichte, bläulich-grüne Gesteine von nur wenigen cm
Mächtigkeit.
ist meistens scharf gezogen ;
Mineralbestand:
Hornblende
Bpidot
Apatit
Quarz
Serieit
Titanit
Plagioklas
Chlorit
Pyrit
Cordierit
Biotit
K-Feldspat
Hornblende kurzprismatisch (d 0,2 mm), Umrisse lappig-buchtig, leicht
pleochroitisch, stellenweise beginnende Chloritisierung. Die hellen Gemengteile
bilden ein typisches Hornfelsgefüge, meist polygonal mit nur geringer Verzahnung.
Cordierit
vom
Rande her leicht
pinitisiert, häufig
um
0,1
mm,
neben einzelnen
grösseren, stark von Quarz durchsiebten Individuen, Drillinge selten. Oligoklas
(An um 20) licht mit Serieit überstreut, kaum Zwillingslamellen. K-Feldspat
frisch.
Retikuläre, nahezu kugelige Pyritansammlungen, besonders zwischen
Hornblendekristallen.
Val Russein
Der
der in die
Komplex
einerseits
aus
(Aarmassiv-Ostende)
101
Phyllite eingelagerten
Schiefer besteht also
Gesteinen, bei welchen der Einfluss einer thermischen
Kontaktmetamorphose kaum angezweifelt
aus Hornblendeschiefern, die ihre Entstehung
selektiven
Metamorphose
werden
kann, andrerseits
teilweise sicherlich einer
mit starken
Differentialbewegungen
Typen dürfen aus strukturellen
und textureilen Gründen nicht als reine Kontaktprodukte aufgefasst wer¬
den ; denn eine nachträgliche Verschieferung im Gefolge diaphtoritischer
Vorgänge fällt für die Deutung ausser Betracht. Zudem lassen manche
Biotitschiefer durch ihre straffe Kristallisationsschieferung auf ausge¬
prägte Stresswirkung schliessen. Schon deshalb wäre eine Trennung
in rein kontakt- (Knoten- und Biotitschiefer) und rein dislokationsmetamorphe (Hornblendeschiefer) Produkte zu schematisch. Andrerseits findet
man z.B. im nordöstlichen Teil des pelitischen Raumes (wenn auch spär¬
lich) Phyllite, welche aus chemischen Gründen kaum weniger zur Horn¬
blendebildung prädestiniert gewesen wären (insbes. die karbonathaltigen
Phyllite); d.h. für die Entstehung der Hornblendeschiefer war, ausser
den örtlich ohne Zweifel wirksamen Differentialbewegungen, eine allge¬
meine Temperaturerhöhung Voraussetzung. Die Temperaturer¬
höhung ist wohl auf die Intrusion und Erstarrung der dioritischen Mag¬
verdanken. Vor allem stark verschieferte
men
zurückzuführen. Man kann also für die ganze Gesteinsserie
thermischen
Kontaktmetamorphose, kombiniert
prägten Differentialbewegungen, sprechen.
von
einer
mit ausge¬
Zufälligorweise erscheinen dolomitisch-mergelige Einlagerungen innerhalb der
Phyllite gerade in jenen Zonen gehäuft, welche die intensivste thermische Bean¬
spruchung erlitten haben, vielleicht als Folge der Austrocknungstendenzen in dem
sich gegen S verengenden Becken.
3. Hornfelse und Chiastolithschiefer
diaphtoritischen Derivate sind innerhalb
Untersuchungsgebietes in zwei getrennten Vorkommen anzutreffen:
Auf Alp Cavrein sura und im Talboden der Val Gliems. Jenes auf
Alp Cavrein wurde von Er. Weber entdeckt. Die Prozesse und Gesetz¬
mässigkeiten der Mineralbildung lassen sich an diesem grösseren und in
sich variableren Verband sehr schön verfolgen und reproduzieren.
Hornfelse und ihre
des
a) Die Hornfelse der Alp Cavrein
Aufschlüsse finden sich rund
in den
Hügeln
um
P. 1861,
an
um
die
sura
Alp Cavrein:
Felsköpfen
den untersten
östlich davon
des
S-Hanges
102
Hans Peter
und beidseits der
Mündung
zelte Anzeichen einer
der Val
Eugster
Pintga
die sich weder gegen W noch E weiter
an
de Cavrein. Es sind verein¬
grösseren, recht schlecht aufgeschlossenen Zone,
verfolgen lässt.
Im S
sie
grenzt
hornblendereiche
Konglomeratgneise ; gegen N nimmt die thermische
sehr rasch ab.
Beanspruchung
Makroskopisch können diese ausserordentlich zähen und sehr fein¬
körnigen Gesteine kaum gegliedert werden. Gut erkennbar sind einzig
die grossen Chiastolithporphyroblasten und Biotit; Gehalt an Sillimanit, Hornblende oder Granat lässt sich meist mehr
vermuten als
bestimmen. Chiastolith kann ganz besonders schön in den
geschliffenen
Felsbuckeln
80
ca.
m-
Querschnitte
NW
von
P. 1861 studiert werden. Die bis 5
cm
hellgrau heraus,
Pigmentkreuze
Doppelkreuze sind nicht selten (vgl. Fig. 32). Gesetzmassige Anordnung innerhalb des Gesteins kann nicht festgestellt werden,
hingegen ausgeprägt schlierenartige Scharung. Gesteine mit Sillimanit,
die übrigens recht selten sind, verraten ihren speziellen Mineralbestand
durch einen faserig-seidigen Glanz im Hauptbruch, bes. auch auf Har¬
grossen
wittern
wobei die
dunkel bleiben.
nischen.
Fig.
32.
Beispiele
der
kreuzförmigen Pigmentierung von Chiastolithquerschnitten.
Alp Cavrein sura, 2 : 1. Sp: Spaltrisse.
Die
ursprünglich richtungslose Textur (am schönsten noch südlich
Alphütte) wurde durch spätere Differentialbewegungen sehr oft
bis weitgehend zerstört, besonders stark gegen die nördliche Grenze
über der
leicht
hin. Die Gesteine seien zunächst ohne
Berücksichtigung der retrograden
Tendenzen beschrieben.
Auf Grund der
4
wichtigsten
Mineralien
ergibt
sich eine
Gliederung
in
Haupttypen:
Typ
Typ
Typ
Typ
I:
Biotit, Cordierit, Granat, ±Muskowit
II: Biotit,
III:
Chiastolith, Granat, ±Muskowit, ± Cordierit
Biotit, Sillimanit, Cordierit
IV: Hornblende.
Dazu kommen als Durchläufer die HG Quarz und Plagioklas und
die Akzessorien Turmalin, Epidot, Staurolith, Apatit, Titanit, Rutil, Zir-
kon, Magnetit.
Val Russein
103
(Aarmassiv-Ostende)
Typ I kennzeichnet vor allem die Gebiete südlich und westlich der
Alphütte, Typ II die Umgebung von P. 1861. Typ III und IV finden
sich sehr untergeordnet als lokale Einschaltungen.
a) Die Normaltypen (I—III)
Schätzungen des quantitativen Mineralbestandes sind kaum durch¬
führbar, da die gleichzeitige Anwesenheit von Quarz, saurem Plagioklas
(meist ohne Zwillingslamellen) und Cordierit die Diagnose sehr erschwert.
Anhaltspunkte können den Analysenberechnungen entnommen werden
(S. 104).
Quarz (d 0,1—0,2 mm) leicht gelappt-gebuchtet oder sehr schön polygonal.
Plagioklas: Oligoklas bis Andesin mit charakteristischer Häufung der Werte
um 10—15% An und 30—40% An, frisch. Cordierit: Oft fast
ganz frisch, nur
leicht pinitisiert. In eckigen Körnern analog wie Quarz, grössere Porphyroblasten
stark durchsiebt mit tropfenförmigem Quarz (wertvoll für die Diagnose, da
Drillingsverwachsungen fast ganz fehlen), im allgemeinen grosse Achsenwinkel.
Biotit: Konstantester Gemengteil, stark pleochroitische, oft leicht verbogene
Blätter, zahlreich Erz- und Rutileinschlüsse. Wird in den massigen Typen von
den hellen Mineralien deutlich an die Korngrenze geschoben, deutet in andern
leichte (syngenetische) Kristallisationsschieferung an oder bildet durch gesetzmässige Anordnung alte Fältelungen ab. Muskowit fehlt oft ganz, sonst in zwei
deutlich getrennten Generationen,
wovon
die ältere sicher
zur
Hornfelsbildung
gehört: Selbständige Pakete in analoger Stellung wie Biotit. Ein farbloser Granat
(d 0,2—0,3 mm) fehlt nur in Typ III. Chiastolith: Rhombenförmige Querschnitte
mit
nur
filziges
verwaschen
Gewebe
von
setzung und Gestalt
das
gesetzmässiger Pigmentierung, in jedem Fall in ein dichtes
farblosen Glimmerschüppchen umgewandelt18). Zusammen¬
der Pseudomorphosen (meist grosse Rechtecke) lassen jedoch
Ausgangsmaterial
noch fast immer erkennen. Im Filz einzelne zerrissähnliche
grösseren Muskowitblättern ; als Einschlüsse besonders Granat (Reak¬
2, S. 104), Turmalin und Erz. Sillimanit: Fibroblastisches Gewebe aus lang¬
Adern mit
tion
prismatisch bis nadeligen, parallel angeordneten Kristallen mit guter Querabson¬
derung. Turmalin: Kleine grünbraun pleochroitische, oft zonare, idiomorphe
Prismen. Magnetit: Einzelne Oktaeder oder Erzstaub als Pigment.
K-Feldspat fehlt in Hornfelsen vollständig.
Um die
überblicken
einem
18
Gesetzmässigkeiten
der Mineralkombinationen besser
können, wurden
Analysen ausgeführt. A 12 stammt von
(Felsköpfe südlich der Alphütte), A 13
zu
massigen
) Wann
Hornfels
diese
Typ
2
I
Umwandlung stattfand
—
ob
spätherzynisch oder alpin —,
jenen Gesteinen anzutreffen,
lässt sich nicht mehr ermitteln. Doch ist sie auch in
welche in Mineralbestand und
erkennen lassen
(d.
h. nicht
Gefüge
nur
Sie mag vielleicht sogar in der
erfolgt
sein.
keinerlei weitere Anzeichen einer
Diaphtorese
alpin verschieferten Hornfelsen, s. S. 109).
Schlussphase der thermischen Beanspruchung
in den
Hans Peter
104
Eugster
dislokationsmetamorphen Phyllit ( N P. 1861, direkt am
Weglein nach Alp Russein). A 13 muss als hauptsächlichstes Ausgangsge¬
stein für die Hornfelsbildung betrachtet werden (sicher kein diaphtoritischer Hornfels, vgl. S. 111).
von
einem rein
A 12
si
64,54%
67,52%
Si02
TiOa
A1203
Fe203
1,21
1,27
13,68
15,64
A 13
A 12
A 13
292
275
al
34,8
39,4
fm
43,9
42,5
5,7
3,8
15,6
14,3
0,95
1,36
c
FeO
5,11
4,65
alk
MnO
0,04
0,05
MgO
3,47
3,40
ti
3,9
4,1
CaO
1,26
0,83
P
0,3
0,5
Na20
K20
P2Oä
2,40
0,73
k
0,35
0,80
1,98
4,23
mg
0,51
0,51
0,16
0,28
C02
0,00
0,01
H20H20+
0,05
0,02
2,71
3,38
100,54
100,39
H. P. Etjgsteb
Analytiker:
Basisnorm:
Ne
Cal
Fs
Fa
7,3
13,4
3,3
1,0
6,2
16,0
4,1
1,7
1,5
5,5
Kp
Ru
Cp
A12
0,3
0,9
A 13
0,4
0,9
Hz
Sp
A 12
9,8
A 13
14,9
—
Fo
Q
2,6
55,2
0,6
54,4
—
Katanorm:
A 12
A 13
Cp
Ru
Mt
Q
Or
Ab
0,3
0,9
1,0
28,7
12,2
22,3
0,4
0,9
An
A 12
5,5
—
A 13
2,8
1,1
Orthoklas und
26,1
1,5
Fe-Cord
Cord
26,7
Hy
18,0
7,6
3,5
27,3
6,4
—
fehlen
Orthaugite
6,8
Plag
En
20%
26%
An
An
den Modalbeständen
völlig.
An ihre Stelle treten Biotit, Muskowit und Granat. Die
neten
Katanormkombinationen sieh
nächst rein theoretisch
Es
Mineralassoziationen seien
zu¬
gelten folgende Beziehungen :
(En/Hy)
(Cord/Fe-Cord)
(Cord/Fe-Cord) +
10 Or + 12
(2)
35
(3)
11
(5)
Hornfelse
den berech¬
abgeleitet.
(1)
(4)
ergebenden
der
aus
5 Or + 3 Sill +
20 Or + 33
+
8
(2 W)
(En/Hy)
(1 W)
(Cord/Fe-Cord)
+
(4W)
=
16 Bi + 6
=
16
=
16
=
7 Ms +
=
28Ms + 16
Q
(Pyp/Alm)
(Pyp/Alm)
1
+ 12 Sül + 5
+ 3
Q
Q
Q
(Pyp/Alm)
+
9Q
Val Russein
Aus den
lässt sich schliessen, dass der entstehende Granat reiner
Analysen
oder nahezu reiner
105
(Aarmassiv-Ostende)
sein
Pyrop
(bei
muss
A 13
0,4% Alm);
der Biotit ist eher
Fe-reich.
Die Schlusskombination,
die sich
allem
abhängig vom K-Gehalt
sichtigen sind (Q und Ab + An
mehr aufgeführt).
diesen 5
aus
des Gesteins
(Or),
Gleichungen ergibt,
folgende Fälle zu
wobei
ist
vor
berück¬
sind immer anwesend und werden deshalb nicht
1. Relativ kaliarme Gesteine:
Aller Or wird
Biotitbildung
zur
zurück:
nach
(1) verbraucht.
Dabei bleibt
(En/Hy)
Bi, (En/Hy), (Cord/Fe-Cord).
Nun wird nach
nach den
der restliche
(3)
Mengenverhältnissen
Orthaugit zur Granatbildung verbraucht.
folgende Kombinationen zurück:
Je
bleiben
a) Bi, (Pyp/Alm), (Cord/Fe-Cord)
ß) Bi, (Pyp/Alm), (En/Hy)
Bi, (Pyp/Alm)
y)
In den
schuss
gebraucht
Gesteinen herrscht immer
vorliegenden
(mit
einer
Ausnahme,
s.
S.
grosser Tonerdeüber-
so
109), dass (En/Hy)
vor
(Cord/Fe-Cord)
auf¬
wird. Fall ß kommt deshalb hier nicht in Betracht.
2.
Kalireichere Gesteine:
Bei der Biotitbildung nach (1)
(En/Hy) gerade, dann entsteht
bleibt Or
übrig. Entsprechen
sich Or und
8) Bi, (Cord/Fe-Cord)
Überschüssiges
Zweck
muss
zunächst
Kombination
Paragenesen
Or wird
von
aus
(2)
Muskowitbildung nach (4) verbraucht. Zu diesem
entsprechender Menge freigesetzt werden; die
(4) ergibt Gleichving (5). Es können dabei folgende
zur
(2)
mit
Sill in
entstehen:
«)
0
Bi, Ms, (Pyp/Alm), (Cord/Fe-Cord)
Bi, Ms, (Pyp/Alm), Or
,) Bi, Ms, (Pyp/Alm)
Die Kombination £ fällt wiederum weg, da in
Gesteine bei der
Or
übrig
Hornfelsbildung vorlagen,
unserem
Falle keine
dass nach der
so
Ms-Bildung
K-reichen
noch freier
bliebe.
Tritt Andalusit
Reaktion
(2),
d. h.
Gleichung liefert,
oder Sillimanit frei auf, dann
Cordierit wird durch
wenn
sie ganz nach einer
geschieht
Sillimanit
und
es
Granat
auf Grund der
ersetzt.
Richtung verläuft, folgende
drei
Diese
Mög¬
lichkeiten :
a) Sill, (Pyp/Alm)
b) (Cord/Fe-Cord), (Pyp/Alm)
c)
Kombiniert mit
tionen.
(Cord/Fe-Cord),
den Fällen a—1\
Sill
ergeben
sich 7 denkbare Mineralassozia¬
106
Hans Peter
Eugster
Typ
In
Typ
1.
Bi, Ms, (Cord/Fe-Cord), (Pyp/Alm)
I
+Ms
2.
Bi, (Cord/Fe-Cord), (Pyp/Alm)
I
-Ms
3.
Bi, Ms, Sill, (Cord/Fe-Cord), (Pyp/Alm)
II
+Ms +Cord
4.
II
+Ms -Cord
5.
Bi, Ms, Sill, (Pyp/Alm)
Bi, Sill, (Cord/Fe-Cord), (Pyp/Alm)
II
-Ms +Cord
6.
Bi, Sill, (Pyp/Alm)
II
-Ms -Cord
7.
Bi, Sill, (Cord/Fe-Cord)
III
II ist Sillimanit überall durch Chiastolith ersetzt.
Es besteht im weitern die interne
(Cord/Fe-Cord)
14 Ms 4- 33
(6)
Beziehung
=
16 Bi + 24 Sill + 7
Q
Auf Grund dieser Reaktion verneint V. M. Goldschmidt
Koexistenz der
5
Mineralien
(8) die Möglichkeit einer
(ausser der Muskowit sei sekundär), indem er
einseitigen Verlauf annimmt. Damit würde Kombination 3 wegfallen. Nach ana¬
logen Überlegungen könnte aus Gleichung (2) geschlossen werden, Kombination 5
sei undenkbar. Die Erläuterung hierzu wird weiter unten, von den Beobachtungen
ausgehend, gegeben (s.
S. 107).
Für die weitere Diskussion müssen
1.
folgende
gehaltes des Ausgangsmaterials.
2. Ausgehend von diesen Assoziationen
(2) : 1 -s- 4 und
tieren werden, hängt
tion
3. Die
ten
Punkte
berücksichtigt werden:
Frage des Kali-
Ob die Kombination 1 oder 2 entsteht, ist allein eine
2
Basisnormen, da
in der Basisnorm die
erhält
man
4 und 6 nach der Reak¬
6. Ob die Kombinationen 1 bzw. 2 oder 4 bzw. 6 resul¬
Bildungsbedingungen (p, T) ab.
man auf keinem Wege aus den benütz¬
bei der Bildung von Sill nach (2) immer auch Granat ent¬
ist nur in Al203-reicheren Gesteinen denkbar, bei welchen
Kombinationen (Fa/Fo) oder (Fa/Hz) durch (Hz/C) ersetzt
nur von
granatfreie
stehen muss; d. h. sie
->
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
0
A
G
E
-
G
>
A3
ROSS-ETH*

Naturwissenschaften/Chemie GEOLOGIE - KGS Stuhr

De IJsselvallei, verrassend anders, 47 km.

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