Förderkoffer für Begabte:
Tektonikarena Sardona, wichtigste Gesteinstypen
und Glarner Hauptüberschiebung
Bachelorarbeit 2010/11 im Fachbereich Erdwissenschaften
Institut für Geologie Universität Bern
Simon Walker
06-920-458
Betreuung durch Prof. O.A. Pfiffner
Förderkoffer für Begabte: Tektonikarena Sardona, wichtigste Gesteinstypen und Glarner Hauptüberschiebung
Inhaltsverzeichnis
1. Einleitung ......................................................................................................... 3
1.1 Förderkoffer ...................................................................................................................... 3
1.2 Tektonikarena Sardona – UNESCO Weltnaturerbe ......................................................... 3
1.3 Glarner Hauptüberschiebung ............................................................................................ 5
Geografische Lage ........................................................................................................................................5
Geologische Übersicht ..................................................................................................................................5
Lithologien ....................................................................................................................................................7
1.4 Ziele und Aufgabenstellung .............................................................................................. 9
1.5 Methoden ........................................................................................................................ 10
Probenahme ................................................................................................................................................ 10
Gesteinspräparation .................................................................................................................................... 11
Gesteinsbeschreibung ................................................................................................................................. 11
2. Tektonikarena Sardona: Gesteine und ihre Genese .................................. 12
2.1 Altkristallin ..................................................................................................................... 13
Gesteinsbeschreibung TS 1: Epidot-Chlorit-Quarz Gneis .......................................................................... 13
Alter und Genese des Altkristallins ............................................................................................................ 14
2.2 Verrucano ....................................................................................................................... 14
Historisches zur Nomenklatur..................................................................................................................... 14
Gesteinsbeschreibung TS 2: feinkörniges Konglomerat ............................................................................. 15
Gesteinsbeschreibung TS 3: roter Tonschiefer ........................................................................................... 16
Gesteinsbeschreibung TS 4: grauer Chlorit-Serizit-Tonschiefer ................................................................ 18
Alter und Genese des Glarner Verrucanos .................................................................................................. 19
2.3 Röti-Dolomit ................................................................................................................... 21
Gesteinsbeschreibung TS 5: Dolomitgestein .............................................................................................. 21
Alter und Genese des Röti-Dolomits .......................................................................................................... 22
2.4 Quinten-Kalk .................................................................................................................. 23
Gesteinsbeschreibung TS 6: mikritisches Kalkgestein ............................................................................... 23
Alter und Genese des Quinten-Kalks .......................................................................................................... 23
Inhaltsverzeichnis
1
Förderkoffer für Begabte: Tektonikarena Sardona, wichtigste Gesteinstypen und Glarner Hauptüberschiebung
2.5 Nordhelvetischer Flysch ................................................................................................. 24
Historisches zur Nomenklatur..................................................................................................................... 24
Gesteinsbeschreibung TS 7: muskovitreicher Kalkarenit ........................................................................... 25
Alter und Genese des Nordhelvetischen Flyschs ........................................................................................ 26
2.6 Lochsitenkalk .................................................................................................................. 28
Gesteinsbeschreibung TS 8: Kalk-Mylonit ................................................................................................. 28
Alter und Genese des Lochsitenkalks ......................................................................................................... 29
3. Tektonikarena Sardona: Schauplatz einer Gebirgsbildung ..................... 31
3.1 Grundlegende Betrachtungen zur Bildung von Deckengebirgen ................................... 31
Überschiebung ............................................................................................................................................ 31
Plattentektonik – die alles erklärende Theorie ............................................................................................ 31
Deckengebirge – Kollision zweier Kontinentalplatten ............................................................................... 32
3.2 Die Glarner Hauptüberschiebung als Forschungsstätte .................................................. 33
Pionierarbeiten ............................................................................................................................................ 34
Von der Doppelfalte zur Deckentheorie ..................................................................................................... 35
3.3 Die Rolle des Lochsitenkalks ......................................................................................... 35
3.4 Tektonischer Bau der Glarner Alpen nach heutigem Wissensstand ............................... 37
Dank .................................................................................................................... 40
Literaturverzeichnis .......................................................................................... 41
Erklärung ........................................................................................................... 43
Titelbild: Piz Sardona – Piz Segnas mit Überschiebungslinie unterhalb der Berggipfeln. © IG Tektonikarena
Sardona, Foto: Ruedi Homberger, Arosa.
Inhaltsverzeichnis
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Förderkoffer für Begabte: Tektonikarena Sardona, wichtigste Gesteinstypen und Glarner Hauptüberschiebung
1. Einleitung
1.1 Förderkoffer
Mit dem Konzept der Förderkoffer der Pädagogischen Hochschule Graubünden (PHGR) sollen Lehrpersonen und Schulteams bei der Umsetzung von Differenzierungsmassnahmen im
Regelklassenunterricht unterstützt werden. Der Förderkoffer soll dazu als Lehrmittel dienen,
um Interessierten und Begabten einen Einstieg oder eine Vertiefung in spezielle Thematiken
zu ermöglichen. Dafür wird dem Koffer neben konkretem Anschauungsmaterial auch Fachliteratur als Hilfe für die Lehrpersonen beim Gebrauch beigelegt. Jedem Förderkoffer liegt zusätzlich ein Handbuch bei, das auch als Selbststudium für die Schülerinnen und Schüler gedacht ist. Die Förderkoffer befinden sich in der Mediothek der PHGR und können dort kostenlos bezogen werden.
Mit den Bachelorarbeiten 2010/11 im Fachbereich Erdwissenschaften der Universität Bern
werden der PHGR drei weitere Förderkoffer im Bereich Geologie zur Verfügung gestellt. Im
hier vorliegenden Exemplar wird das Weltnaturerbe der UNESCO „Tektonikarena Sardona“
mit seinen wichtigsten Gesteinstypen und der Glarner Hauptüberschiebung thematisiert. Der
Förderkoffer baut auf dem Basismodul „Gesteinstypen und ihre Entstehung“ auf. Interaktion
gibt es zusätzlich mit dem Förderkoffer „Gesteine des Kantons Graubünden“.
1.2 Tektonikarena Sardona – UNESCO Weltnaturerbe
Am 8. Juli 2008 wurde der zentrale Teil des Gebirges im Grenzbereich der Kantone Glarus,
St. Gallen und Graubünden unter der Bezeichnung „Tektonikarena Sardona“ zum UNESCO
Weltnaturerbe erklärt. Das Gebiet ist in Abbildung 1 dargestellt und umfasst eine Fläche von
ungefähr 330 km2 rund um den 3‘056 m ü. M. hohen Piz Sardona. Die Gebirgslandschaft beinhaltet keine stetig bewohnten Siedlungen oder grössere Infrastrukturbauten. Die Aufnahme
in die Welterbeliste der UNESCO war nach inniger Prüfung der Kandidatur beschlossen worden. Folgendes Kriterium war im Beschluss 32 COM 8B.14 des Welterbekommitees (2008)
dafür ausschlaggebend:
„Kriterium (viii): Erdgeschichte, geologische und geomorphologische Merkmale und Prozesse: Die
Tektonikarena Sardona bietet einen aussergewöhnlichen Einblick in die tektonischen Prozesse der Gebirgsbildung und ist seit dem 18. Jahrhundert ein wichtiges Objekt der geologischen Forschung. Die gute
Erkennbarkeit der Glarner Hauptüberschiebung ist ein wichtiges, aber nicht das einzige herausragende
1. Einleitung
3
Förderkoffer für Begabte: Tektonikarena
ktonikarena Sardona, wichtigste Gesteinstypen und Glarner Hauptüberschiebung
Merkmal. Die Felsaufschlüsse oberober und unterhalb der Überschiebung sind dreidimensional sichtbar und
haben wertvolle Erkenntnisse fürr das Verständnis der tektonischen Vorgänge bei der Gebirgsbildung geg
liefert. Die geologischen Merkmale der Stätte sind für Besucher/-innen
Besucher/ innen ohne Weiteres erkennbar. AufAu
grund der Kombination der deutlichen Sichtbarkeit des Phänomens in einer Berglandschaft mit der Geschichte der Stätte als Forschungsobjekt und mit ihrer anhaltenden Bedeutung für die Geologie hebt sich
die Stätte von anderen vergleichbaren Gebieten ab.“
Nebst eindrücklich sichtbaren geologischen Phänomenen und der Geschichte der Stätte als
Forschungsobjekt,
orschungsobjekt, beinhaltet das Gebiet des Weltnaturerbes ausserdem unberührte NaturlandNaturlan
schaften mit vielfältiger alpinen Flora und Fauna. Die langfristige Erhaltung, Schutz und
Pflege, Nutzung sowie Zugänglichkeit des Weltnaturerbes obliegt den 19 angrenzenden
angrenz
Gemeinden und wurde mittels Vereinbarung festgelegt. Damit soll den aussergewöhnlichen GeG
gebenheiten Rechnung getragen werden und die Tektonikarena Sardona auch für weitere geoge
logische Forschungstätigkeiten zum Erlangen von detaillierten Kenntnissen über gebirgsbildende Prozesse gefördert werden.
Abbildung 1: Geographische Lage der Tektonikarena Sardona. Das Gebiet des UNESCO--Weltnaturerbe ist rot
eingefärbt. Bild aus der offiziellen Homepage:
Homepage www.tektonikarenasardona.ch
1. Einleitung
4
Förderkoffer für Begabte: Tektonikarena Sardona, wichtigste Gesteinstypen und Glarner Hauptüberschiebung
1.3 Glarner Hauptüberschiebung
Der nachstehende Text ist grundlegend nach dem Artikel "Die Glarner Hauptüberschiebung:
Kandidatur als UNESCO-Weltnaturerbe" von Imper (2004) zusammengestellt und ergänzt.
Geografische Lage
Die Glarner Hauptüberschiebung ist an spektakulären Berggipfeln und diversen Aufschlüssen
als messerscharfe, leicht zurückwitternde, gelbliche Kerbe zu sehen (siehe Titelbild). Diese
markante Überschiebungsfläche hat eine gewölbte Form. Von den südlichsten Aufschlüssen
auf rund 1‘300 m ü. M. gelegen zwischen Ilanz, Flims und Tamins, steigt die Überschiebungsfläche zunächst steil in nordwestlicher Richtung an, wird gegen den Flimserstein flacher
und zeigt seine Kulmination auf über 3‘000 m ü. M im Bereich der Bergketten Ringelspitz Tristelhorn im Osten, Piz Sardona – Piz Segnas – Tschingelhoren – Piz Vorab im Zentrum
sowie Hausstock – Ruchi im Westen. Von da an fällt die Überschiebung kontinuierlich gegen
Nordwesten ein und tritt am berühmten Aufschluss an der Lochsite bei Sool/ Schwanden auf
570 m ü. M. ein letztes Mal auf, bevor sie unter der Erdoberfläche verschwindet. Insgesamt
kann die Ausdehnung der Glarner Hauptüberschiebung über 30 km in Ost-West Richtung und
mehr als 20 km Nord-Süd Richtung verfolgt werden.
Geologische Übersicht
Das Gebirge der Glarner Alpen innerhalb und um die Tektonikarena Sardona herum besteht
aus Teilen von helvetischen Decken. Die allochthonen helvetischen Decken wurden weit nach
Norden über den infrahelvetischen Komplex geschoben, welcher nur wenig disloziert wurde.
Die Glarner Hauptüberschiebung bildet dabei die Grenze zwischen dem Infrahelvetikum im
Liegenden und den helvetischen Schubmassen im Hangenden. Überschiebungsprozesse führten dazu, dass heute an der Glarner Hauptüberschiebung 250 bis 300 Millionen Jahre alter
Verrucano der Glarner Decke über viel jüngeren Gesteinen zu liegen kommt. Im Süden sind
dies 100-150 Millionen Jahre alte Kalke, im nördlichen Teil Flyschgesteine, die vor 35 bis 50
Millionen Jahren gebildet wurden. Dazwischen eingeklemmt findet man den nur 1-2 m dicken
Lochsitenkalk. Der Kalk wirkte bei der Deckenbewegung als eine Art Schmiermittel und ermöglichte das nordwärts gerichtete Gleiten der Glarner Decke als zusammenhängendes Paket.
Dabei wurde der Lochsitenkalk unter hohen Druck- und Temperaturbedingungen richtiggehend durchgeknetet.
1. Einleitung
5
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Die Lagerungsverhältnisse an der Glarner Hauptüberschiebung können besonders eindrücklich an der Lochsite bei Sool/ Schwanden (GL) betrachtet werden. Der Gesteinsaufschluss ist einer der bekanntesten im alpinen Raum und von immenser Bedeutung für die Erkenntnisse, wie Gebirge durch Deckenüberschiebungen entstanden sind. Im Naturhistorischen
Museum in New York wurde die Lochsite originalgetreu nachgebaut. Abbildung 2 zeigt eine
detaillierte Geländeskizze der Lochsite. Die Zeichnung wurde von Albert Heim, basierend auf
Escher, angefertigt: Der Lochsitenkalk wittert stark zurück. Er ist wenige Dezimeter mächtig,
gelbbeige angewittert und zeigt eine marmorartige Knetstruktur, entstanden durch die starke
plastische Verformung, während die Überschiebung in grosser Tiefe aktiv war. Der Kalk wird
durch eine scharfe Linie, auch Septum genannt, getrennt. Dies ist eine spätere Schubfläche, an
welcher der Lochsitenkalk unter geringeren Temperaturen und Drucken spröd zerbrach. Im
Liegenden der Überschiebung sind junge Flyschgesteine aufgeschlossen. Über dem
Lochsitenkalk liegen die alten Konglomerate der Verrucano-Formation, welche gegen die
Überschiebung hin ihre Farbe durch Alteration von Rot- zu Grüntönen ändern.
5
1 Flysch
4
2 Lochsitenkalk
3
3 Septum
2
4 grüner Verrucano
1
5 roter Verrucano
Abbildung 2: Gesteinsaufschluss der Glarner Hauptüberschiebung an der Lochsite bei Sool/ Schwanden (GL).
Originalzeichnung aus Alb. Heim (1878), basierend auf Escher.
1. Einleitung
6
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Lithologien
Im grossräumigen Gebiet der Glarner Hauptüberschiebung trifft man verschiedenste Gesteinstypen unterschiedlichen Alters an. Sie alle geben Einblick in die längst vergangenen Erdzeitalter ihrer Entstehung und beinhalten wichtige Informationen, die zur Rekonstruktion der gebirgsbildenden Prozesse beitragen können. Im Rahmen dieser Arbeit wurden acht unterschiedliche Gesteinstypen aus sechs verschiedenen Lithologien ausgewählt. Diese Lithologien
sind grundlegend am Bau des Gebirges beteiligt und können in vier Grobeinheiten unterteilt
werden (Tabelle 1). Die ausführliche Beschreibung der einzelnen Lithologien mit ihren Gesteinstypen ist ein zentraler Teil dieser Arbeit und befindet sich im Kapitel 2 „Tektonikarena
Sardona: Gesteine und ihre Genese“. Dort sind auch die spezifischen Literaturangaben für
die nachstehende Zusammenfassung aufgeführt. Folgende Ausführungen sollen einen groben
Überblick verschaffen.
Tabelle 1: Grobeinteilung der Lithologien und Einordnung in die geologische Zeittabelle. Die Lithologie des
Lochsitenkalks entstand aus Gesteinsfetzen unterschiedlichen Alters sowie dynamisch hydrothermalen Prozessen
und ist deshalb separat als Tektonit aufgeführt.
Grobeinheit:
Geologische
Zeitperiode:
Beginn vor
Millionen
Jahre:
Tektonit
Känozoische
Sedimente
Quartär
65
Mesozoische
Gesteinstyp (Abkürzung):
Lochsitenkalk
→ Kalk-Mylonit (TS 8)
Nordhelvetischer
Flysch
→ Kalkarenit (TS 7)
Quinten-Kalk
→ mikritischer Kalk (TS 6)
Röti-Dolomit
→ Dolomitgestein (TS 5)
145
Jura
Sedimente
Ausgewählter
1.6
Tertiär
Kreide
Lithologie:
205
Trias
250
→ grauer Schiefer (TS 4)
Perm
290
Prä-triadische
Gesteine
→ roter Tonschiefer (TS 3)
→ Konglomerat (TS 2)
Karbon
355
Frühpaläozoikum
und älter
1. Einleitung
Verrucano
Altkristallin
→ Gneis (TS 1)
7
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- Prä-triadische Gesteine:
Die prä-triadischen Gesteine sind als Produkte der variszischen und älteren Orogenesen anzusehen.
Die ältesten Gesteine gehören zur alten kontinentalen Kruste des europäischen Kontinents,
dem prä-triadischen Grundgebirge. Es handelt sich dabei um das Altkristallin des Aarmassivs.
Die Gesteine des Altkristallins sind über 300 Millionen Jahre alt, waren einst Teil des riesigen
Urkontinents Pangäa und wurden bereits lange vor der Alpenfaltung von früheren Gebirgsbildungen erfasst und geprägt. Es sind dies heute polymetamorphe Gneise und Mylonite sowie
Granite und Syenite. Das Aarmassiv ist im Bereich der Glarner Hauptüberschiebung unter
anderem im Fenster von Vättis anstehend. Der meiste Teil liegt als grosser Kristallinkomplex
unter den jüngeren helvetischen Decken verborgen. Durch die Stauchung der kontinentalen
Kruste während der alpinen Gebirgsbildung hat sich das Aarmassiv aufgewölbt.
Die permokarbonen Sedimente des Verrucano wurden als kontinentale Abtragungsprodukte des variszischen Gebirges in einem tektonischen Graben, diskordant auf dem Altkristallin,
vor 250 bis 300 Millionen Jahren abgelagert. Die bis zu 1,5 km mächtige, heterogene Sedimentabfolge besteht an der Basis aus schlecht sortierten, grobkörnigen Konglomeraten. Nach
oben werden die Konglomerate feinkörniger und gehen über in tonige Schiefer. Teilweise
enthält der Verrucano Einlagerungen von vulkanischem Material. Die Farben variieren von
blutrot und violettrot über blassgrün bis zu kräftig lauchgrün. Das Ablagerungsbecken war
mindestens 60 km lang und bis zu 30 km breit. Der gesamte sedimentäre Trog wurde während
dem alpinen Gebirgsbildungsprozess ausgestülpt und nach Norden auf jüngere Sedimente
geschoben. Die Gesteine bilden heute die Basis der Glarner Hauptüberschiebung. Im südlichen Bereich zeigen Teile des Verrucano am Überschiebungskontakt deutlich sichtbare
metamorphe Überprägung.
- Mesozoische Sedimente:
Ausgelöst durch das Aufbrechen des Grosskontinents Pangäa zu Beginn des Mesozoikums,
bildete sich allmählich das Meeresbecken der alpinen Tethys aus. Über dem Altkristallin und
Verrucano wurden im Mesozoikum hauptsächlich marine Sedimente abgelagert.
In der mittleren Trias lagerten sich die Gesteine des Röti-Dolomit ab. Diese
Dolomitgesteine entstanden an flachen Küsten im intertidalen Bereich, im Zusammenhang
mit dem Wechsel von Austrocknungs- und Überschwemmungsphasen des vorstossenden Tethys-Meeres.
1. Einleitung
8
Förderkoffer für Begabte: Tektonikarena Sardona, wichtigste Gesteinstypen und Glarner Hauptüberschiebung
Die jurassischen Sedimente zeugen von der fortschreitenden Entwicklung der Tethys zu
einem ausgedehnten tiefen Meeresbecken. Die Kalkgesteine des Quinten-Kalk entsprechen
mikritischen Kalkablagerungen in grosser Meerestiefe zur jüngsten Zeit des Juras (Malm). Sie
bilden heute eine mehrere hundert Meter mächtige und homogene Kalkformation.
- Känozoische Sedimente:
Die känozoischen Gesteine sind geprägt durch die bereits fortgeschrittene alpine Orogenese.
Vor rund 100 Millionen Jahren wurde die Öffnung der Tethys gestoppt und es begann die
allmähliche Kollision von Ur-Afrika mit Ur-Europa. Durch die konvergenten Plattenbewegungen wurden von Süden her Gesteinsmassen auf die europäische Platte aufgeschoben.
Diese Situation führte im alpinen Vorland zur Ausbildung eines schmalen Tiefseetrogs mit
steilen submarinen Abhängen. Darin wurde im frühen Tertiär der Nordhelvetische Flysch
durch episodische Umlagerung von Abtragungsmaterial mittels submarinen Schlammströmen
geschüttet. Dies ist ein Sammelbegriff für die mächtigen Schichtfolgen aus Brekzien,
Kalkareniten, Kalksteinen, Quarziten und Ton- sowie Siltlagen. In den jüngsten tonigen und
siltigen Schiefern wurden viele guterhaltene Fossilien entdeckt. Die Flyschabfolge wurde
schon bald nach ihrer Bildung von den aus Süden heranrückenden Gesteinspaketen überfahren und ist deshalb heute im Liegenden der Glarner Hauptüberschiebung anzutreffen.
- Tektonit:
Die Entstehung des Lochsitenkalk steht im direkten Zusammenhang mit der Bewegung der
Glarner Schubmasse an der Überschiebungsfläche. Die grosse Reibung an der Basis führte
dazu, dass sich Gesteinsfetzen der liegenden Lithologien lösten und durch die enormen
Scherkräfte duktil verformt wurden. Zudem kam es an Ort und Stelle zu Kalzitausfällung
durch dynamisch hydrothermale Prozesse. Der Lochsitenkalk entstand so im Känozoikum
(zwischen Oligozän und Miozän) als Produkt der tektonischen Situation und wirkte als
Schmiermittel unter der Basis der Glarner Hauptüberschiebung.
1.4 Ziele und Aufgabenstellung
Diese Bachelorarbeit beinhaltet das Bereitstellen eines Förderkoffers im Fachbereich Geologie als Lehrmittel für die Pädagogische Hochschule Graubünden. Thematisiert wird das Gebiet des UNESCO Weltnaturerbes Tektonikarena Sardona. In diesem Sinne werden die wich1. Einleitung
9
Förderkoffer für Begabte: Tektonikarena Sardona, wichtigste Gesteinstypen und Glarner Hauptüberschiebung
tigsten Gesteine, die am Aufbau der Gebirgslandschaft beteiligt sind ausgewählt, beprobt und
präpariert, um so als handliche Anschauungsstücke dem Förderkoffer beigelegt zu werden.
Die Handstücke werden makroskopisch ausführlich beschrieben und interpretiert. Es soll gezeigt werden, wie man die Gesteine aufgrund ihrer mineralogischen Zusammensetzung sowie
Gefügeausbildung benennt und wie man durch Beobachtungen im Handstück Rückschlüsse
auf die unterschiedlichen Bildungsbedingungen machen kann. Jedes einzelne Gestein gibt uns
Einblick in eine längst vergangene Zeit. Durch die chronologische Betrachtung der verschiedenen Lithologien von alt zu jung, soll die paläogeographische Entwicklung schrittweise belichtet werden.
Weiters wird die Bildung von Deckengebirgen behandelt, die Glarner Hauptüberschiebung
als aussergewöhnliches Beispiel für tektonische Prozesse der Gebirgsbildung thematisiert, die
spezielle Rolle des Lochsitenkalk besprochen und auf die Stellung der beschriebenen Gesteine
im Gebirgsverband eingegangen.
Die Arbeit wird dem Förderkoffer als wissenschaftliche Hintergrundinformation beigelegt.
Zusätzlich wird ein übersichtliches Handbuch erstellt, welches den Gebrauch des Förderkoffers kurz und prägnant unterstützt.
1.5 Methoden
Probenahme
In einem ersten praktischen Schritt wurden im Oktober 2010 die ausgewählten Lithologien
beprobt. Es wurden jeweils drei Handstücke pro Gesteinstyp entnommen. Die spezifischen
Lokalitäten der Aufschlüsse sind nach Rücksprache mit Prof. O. A. Pfiffner ausgewählt worden. Aus logistischen Gründen befinden sich diese wo möglich, an einfach zugänglichen Lokalitäten am Rande der Glarner Alpen. Spezielle Aufschlussverhältnisse, die später zum Beschreiben der Handstücke von Bedeutung sind, wurden bereits im Feld notiert. Es wurde viel
Wert darauf gelegt, dass die Qualität der Handstücke die typischen Eigenschaften wiedergibt.
Als Hilfe zum Auffinden der richtigen Gesteine im Feld dienten folgende geologische Kartenwerke:
- Oberholzer, J., 1920: Geologische Karte der Alpen zwischen Linthgebiet und Rhein:
Flumser-Alpen, Graue Hörner, Ringelspitz, Calanda. Spezialkarte Nr.63 (1:50'000).
- Oberholzer, J., 1942: Geologische Karte des Kantons Glarus. Unveränderter Nachdruck
1984, Spezialkarte Nr. 117 (1:50'000).
1. Einleitung
10
Förderkoffer für Begabte: Tektonikarena Sardona, wichtigste Gesteinstypen und Glarner Hauptüberschiebung
Gesteinspräparation
Um spezielle Gefügemerkmale im Handstück hervorzuheben, wurden die Gesteinsproben des
Lochsitenkalk (TS 8), Konglomerats (TS 2) und grauen Schiefers (TS 4) der VerrucanoLithologie in der Werkstatt des geologischen Instituts mit einer Steinsäge angeschnitten (Abbildung 3). Die Proben des grauen Schiefers (TS 4) mussten zusätzlich mit Epoxidkleber behandelt werden, da diese sonst leicht zerbrechen würden.
Abbildung 3: Handstückpräparation mit der Gesteinssäge
Gesteinsbeschreibung
Die Beschreibungen beziehen sich auf makroskopische Beobachtungen der entsprechenden
Handstücke. Dafür wurden die üblichen Hilfsmittel wie Lupe, Stahlnagel und Salzsäure verwendet. Eigene Beobachtungen sowie Interpretationen über Alter und Genese wurden mit
Literatur verglichen.
1. Einleitung
11
Förderkoffer für Begabte: Tektonikarena Sardona, wichtigste Gesteinstypen und Glarner Hauptüberschiebung
2. Tektonikarena Sardona: Gesteine und ihre Genese
Insgesamt liegen acht verschiedene Gesteine aus sechs Lithologien vor. Sie werden in chronologischer Reihenfolge von alt zu jung (TS 1 bis TS 8) behandelt, um so die Millionen Jahre
alte geologische Geschichte schrittweise aufzurollen und die paläogeographische Entwicklung
der Alpen aufzuzeigen. Die Lokalitäten der acht Proben sind auf der Übersichtskarte (Abbildung 4) aufgeführt. Die exakten Koordinaten sind den entsprechenden Unterkapiteln zu entnehmen. Die Gesteinsbeschreibungen erfolgen aufgrund von Beobachtungen der vorliegenden
Handstücke. Folgende Punkte werden jeweils systematisch diskutiert:
-
Farbe im verwitterten Zustand und im frischen Bruch
-
Mineralogische Zusammensetzung
-
Gefüge
-
Spezielles
-
Gesteinsname
Abbildung 4: Übersichtskarte mit Lokalitäten der Handstückentnahme. Die Abkürzungen der jeweiligen Proben
sind in Klammern vermerkt. Karte modifiziert aus Google Earth.
2. Tektonikarena Sardona: Gesteine und ihre Genese
12
Förderkoffer für Begabte: Tektonikarena Sardona, wichtigste Gesteinstypen und Glarner Hauptüberschiebung
2.1 Altkristallin
Gesteinsbeschreibung TS 1: Epidot-Chlorit-Quarz Gneis
Das vorhandene Handstück wurde ungefähr 1 km westlich der Ortschaft Vättis (SG) entnommen. Der Aufschluss liegt direkt an der schmalen Strasse in Richtung Calfeisental, unmittelbar Taleingangs (Koordinaten: 751 787/197 212).
Die frische Farbe des Gesteins ist grünlich grau. Auf verwitterten Oberflächen sind neben
dunkleren Farbtönen, gelbbraune und dunkelbraune Flecken auszumachen.
Der grösste Teil der Zusammensetzung wird durch Quarzkristalle aufgebaut. Einerseits
kommt Quarz als grauweiss milchige, linsenartige Körner vor. Sie sind maximal 2 mm gross
und stets in kleinere Fragmente zerbrochen, womit die milchige Ausprägung entsteht. Zum
anderen zeigt Quarz eine blassgrüne Farbe und bildet feinkörnige, Millimeter dicke, lagige
Bändchen. Quarz macht rund 65% des Gesteins aus. Am zweithäufigsten, mit etwa 20%, ist
Chlorit vorhanden. Chlorit ist ein Schichtsilikat und bildet typischerweise dünne schuppenartige Kristalle. Durch ihre dunkelgrüne Farbe sind sie deutlich zu erkennen. Die Chloritplättchen brechen spröd, können mit einem Stahlnagel mühelos abgeschält und zu weissem Pulver
zermahlen werden. Anhäufungen von Chlorit auf Flächen fühlen sich leicht seifig an und verursachen seidigen Glanz. Neben Chlorit sind weitere grüne Mineralien vorhanden, die jedoch
deutlich härter und kleinprismatisch ausgebildet sind. Dabei handelt es sich um Epidot. Epidot
macht ungefähr 5-10 Volumenprozent des Gesteins aus. Des Weiteren führt das Gestein winzige, metallglänzende Pyritkristalle. Sie kommen als einzelne Würfelchen sowie als kleine
verwachsene Aggregate vor, stechen durch ihren Glanz und die kupfergelbe Farbe hervor.
Punktweise reagiert das Gestein mit Salzsäure und deutet auf karbonathaltige Substanzen.
Einzelne Karbonatkristalle können aber mit der Lupe nicht beobachtet werden.
Das Gesteinsgefüge ist gerichtet. Die Chloritminerale fliessen in sehr dünnen Lagen um
die Quarzanhäufungen und Epidotkörner herum. Somit definiert Chlorit eine fein ausgebildete
Schieferung mit 1-2 mm Abstand zueinander. Entlang den Schieferungen zeigt das Gestein
deshalb eine erhöhte Spaltbarkeit. Dies führt zu Flächen, die mit dunkelgrünen ChloritSchüppchen besetzt sind und stufenweise undulöse Oberflächen bilden. Quarz liegt zwischen
den Chloritschichten als ausgequetschte Linsen und wirre, zermahlene Lagen vor. Pyrit überwächst häufig zerbrochen Quarzkörner und ist deshalb nach der Quarzdeformation entstanden.
Die Spannungen während der Deformation scheinen die Quarzkörner so stark beansprucht
zu haben, dass sie sich entlang korninternen Brüchen mittels kataklastischem Fliessen und
2. Tektonikarena Sardona: Gesteine und ihre Genese
13
Förderkoffer für Begabte: Tektonikarena Sardona, wichtigste Gesteinstypen und Glarner Hauptüberschiebung
feiner Rekristallisation neu angeordnet haben. Solche Prozesse führten zu Korngrössenreduktion des Quarzes und zur Ausbildung von feinkörnigen Lagen. Das Handstück ist trotz der
feinen Schieferungen relativ kompakt und allgemein betrachtet gneisartig ausgebildet.
Mineralbestand und Gefüge sind die wichtigsten Bennenungskriterien metamorph überprägter Gesteine. Bei der Namensgebung werden die Minerale mit aufsteigendem Modalbestand vor den Gefügebegriff gestellt. Es handelt sich also um einen Epidot-Chlorit-Quarz
Gneis.
Alter und Genese des Altkristallins
Im Fenster von Vättis treten die östlichsten Aufschlüsse des Aarmassivs auf. Sie bilden lokal
ein Gewölbe, welches von helvetischen Sedimenten diskordant überdeckt ist. Die Deutung
von altkristallinen Gesteinen ist stets mit Schwierigkeiten verbunden, bedingt durch ihr hohes
Alter und die zum Teil mehrfache metamorphe Überprägung. Hügi (1941) unterteilt im fensterartigen Aufschluss bei Vättis das Altkristallin in Syenite, muskovitreiche und muskovitarme Gneise sowie Mylonite. Das Fehlen von Kalifeldspäten erklärt er durch Lösungsvorgängen und Stoffumsetzungen, die mit der intensiven mechanischen Überprägung einherging.
Das Alter der genannten Gesteine wird als prä- oder frühkarbonisch genannt. Mehrfach wurden die Gesteine orogenetischen Prozessen ausgesetzt und dadurch polymetamorph überprägt.
Heute liegen sie als Produkte der känozoischen Alpenfaltung vor. Es ist anzunehmen, dass die
Deformationen der Alpinen Gebirgsbildung an Schwächezonen gebunden sind, welche bereits
in früheren Orogenesen zur Zeit des Karbons geschaffen wurden und alpin reaktiviert wurden.
2.2 Verrucano
Historisches zur Nomenklatur
Die Bezeichnung „Verrucano“ hat eine lange Vergangenheit. Ihre Einführung und Übertragung für die betreffenden Gesteine der Glarner Decke sollen kurz behandelt werden. Milch
(1892) hat dazu in seinem Werk „Beiträge zur Kenntnis des Verrucano“ historische Dokumente aufgearbeitet und zusammengestellt: Seiner Ansicht nach wurde der Begriff „Verrucano“ erstmals 1832 von Savi als Lokalnamen für rote Konglomerate der Monti Pisani in der
italienischen Region Toskana eingeführt. Über die Gesteine der Glarner Alpen, die heute als
Glarner Verrucano bezeichnet werden, sind schon früh im 19. Jahrhundert berichtet worden.
2. Tektonikarena Sardona: Gesteine und ihre Genese
14
Förderkoffer für Begabte: Tektonikarena Sardona, wichtigste Gesteinstypen und Glarner Hauptüberschiebung
Man war bemüht, die bunten Konglomerate, Grauwacken und Tonschiefer miteinander zu
korrelieren und zusammenzufassen. Aus dieser Zeit sind Bezeichnungen wie „SernfterKonglomerate“ entsprungen, die von Escher vorerst als Lokalnamen aufgefasst wurden. Die
Ähnlichkeit der Konglomerate der Monti Pisani mit alpinen Gesteinen, inklusive jenen im
Gebiet der Glarner Hauptüberschiebung, veranlasste Studer im Jahr 1850, den Begriff Verrucano auf diese alpinen Gesteinsformationen zu übertragen. Heer erkannte später die Altersunterschiede zwischen dem italienischen und dem Glarner Verrucano und schlug aufgrund dessen 1865 „Sernifit“ als lithologische Bezeichnung für die betreffenden Gesteine der Glarner
Alpen vor.
Nach Trümpy (1966) soll man Verrucano im alpinen Raum als lithostratigraphischen
Sammelbegriff für die bunten detritischen Sedimente mit eingeschalteten Vulkaniten gebrauchen. Diese sind als Produkt der endgültigen Abtragung des variszischen Gebirges anzusehen.
Zur Präzisierung schlägt er zudem vor, die einzelnen alpinen Verrucanoformationen mit regionalen Zusätzen zu nennen, so zum Beispiel „Glarner Verrucano“. Ausserdem soll man „Sernifit“ speziell für die grobklastische Beckenrandfazies des Verrucano auffassen, mit ihren
schlecht gerundeten Komponenten und wenig sortiertem Gefüge. Diese Auffassung entspricht
dem heutigen Gebrauch.
Gesteinsbeschreibung TS 2: feinkörniges Konglomerat
Die Handstücke stammen aus dem nördlichsten Teil des Bachbetts vom Murgbach, ungefähr
400m südlich der Ortschaft Murg (SG) beim Walensee (Koordinaten: 734 932/219 092).
Das heterogen aufgebaute Gestein zeigt eine rosa bis rotviolette Farbe und verwittert beigegrau. Die Rotfärbung kommt durch oxidiertes Eisen Fe3+ in Hämatit Fe2O3 zustande.
Hauptbestandteil der Grundmasse sind grobsandige, angerundete Körner. Kantendurchscheinende, weissgraue bis blass rosafarbene Quarzkörner mit muscheligem Bruch und Glasglanz dominieren mit einem geschätzten Volumenanteil von 30-40 %. Des Weiteren finden
sich in derselben Grössenordnung undurchsichtige, weinrote Gesteinsbruchstücke und untergeordnet Feldspatkörner. Die Grundmasse wird durch chemische Ausscheidungen verfestigt.
Leichtes Aufschäumen bei Kontakt mit Salzsäure indiziert, dass der feinstkörnige Anteil karbonatführend ist. Makroskopisch können über den Zement keine genauen Angaben gemacht
werden. Ferner beinhaltet das Gestein Komponenten mit einer Grösse von 2 bis zu 20 mm.
Entsprechend ihrer Grösse werden sie zur Fein- und Mittelkiesfraktion gezählt. Es handelt
sich dabei um Gesteinsbruchstücke älterer Gesteine sowie monomineralischen Komponenten,
2. Tektonikarena Sardona: Gesteine und ihre Genese
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vorwiegend aus Quarz. Die grösseren Bruchstücke zeigen sowohl angerundete (subangulare)
als auch eckige (angulare) Kanten.
Das Gestein ist schlecht sortiert, ohne Anzeichen von Gradierung. Es bildet sich so eine
dichte, korngestützte Grundmasse aus grobsandigen Körnern, in welcher grössere Komponenten regellos schwimmen. Häufig sind die grösseren Klasten zerbrochen und durch weisse
Quarzäderchen verheilt. Vielfach ziehen die Adern weiter durchs Gestein und sind folgedessen Zeugen mechanischer Belastung, nachdem das Gestein bereits lithifiziert war. Solche Belastungen können durch gebirgsbildende Prozesse mit gerichteten Spannungen hervorgerufen
werden oder eine Folge von Kompaktionsprozessen sein.
Ryf (1965) hat in seiner Dissertation die verschiedenen Verrucanoserien im Murgtal studiert. Anhand seiner Geröllzählungen ergibt sich ein genaueres Bild der Zusammensetzung
der Kiesfraktion und damit des Liefermaterials der grossen Klasten: Quarzporphyre, Hämatitspilite, Quarzite und Quarz mit je rund 20% sowie ungefähr 15% Granite machen dabei den
Hauptanteil aus. Untergeordnet fand er auch Gneise, Hornsteine und andere Sedimentbruchstücke. Die Lokalität seiner Auszählungen stimmt mit jener des Handstücks nicht genau
überein, gehört jedoch zur selben stratigraphischen Serie und sollten deshalb als groben Überblick aufgefasst werden.
Sedimente, die aus Abtragung von älteren Gesteinen resultieren und deren Fragmenten
aufgebaut sind, zählt man zu den klastischen Sedimenten. Für die Benennung sind Korngrösse
sowie Verfestigungsgrad und die Zusammensetzung der Komponenten ausschlaggebend. Im
Falle des vorliegenden Handstücks handelt es sich um ein verfestigtes, feinkörniges Konglomerat mit feldspatarmer Grauwacke als Grundmasse. Die Auslegung des Namens zwischen
Konglomerat oder Brekzie ist aufgrund der heterogenen Kornrundung nicht scharf abzugrenzen. In der Literatur trifft man für diese Gesteine beide Bezeichnungen an. Vielfach wird das
Gestein auch als „Fanglomerat“ angesprochen. Es sind dies schlecht sortierte, klastische Sedimente mit gerundeten sowie eckigen Komponenten verschiedener Grössen. Der Begriff
impliziert zudem die Ablagerung der Komponenten in einem alluvialen Schwemmfächer,
welche später zementiert werden (Neuendorf et al. 2005). Fanglomerat ist deshalb also mehr
als genetischer Begriff solcher Gesteine aufzufassen.
Gesteinsbeschreibung TS 3: roter Tonschiefer
Die Proben stammen aus dem südlichen Murgtal (SG), etwa 350 m nordöstlich von Mornen,
am steilen Talhang Richtung Alp Mütschüel (Koordinaten 734 047/213 171).
2. Tektonikarena Sardona: Gesteine und ihre Genese
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Förderkoffer für Begabte: Tektonikarena Sardona, wichtigste Gesteinstypen und Glarner Hauptüberschiebung
Das Gestein zeigt eine satte weinrote Farbe mit weissgrünen Linsen. Verwitterte Partien
sind durch etwas hellere Rottöne charakterisiert. Die starke Rotfärbung kommt, analog TS 2,
durch Pigmentspuren von oxidiertem, dreiwertigem Eisen als Hämatit Fe2O3 zustande.
Mit der Lupe erkennt man lediglich winzig kleine Körner im Grobsilt- bis Feinsandbereich, die durch ihren weissen und silbrigen Glanz hervorgehoben werden. Es handelt sich
dabei vorwiegend um Quarz und Serizit mit geschätzten 5 Vol.-%. Der restliche Teil des Gesteins wird durch Tonmineralien aufgebaut. Diese sind so klein, dass sie auch mit der Lupe
nicht als einzelne Körner ausgeschieden werden können. Karbonatmineralien sind nicht vorhanden.
Die Tonmineralien sind planar eingeregelt und bilden so Schieferungsflächen im Millimeter Abstand. Die Schieferung ist Ausdruck einer metamorphen Überprägung und entstand
durch gerichtete Belastung. Der Metamorphosegrad des Gesteins ist jedoch gering. Auf den
Schieferungsoberflächen kann man einen leichten Seidenglanz erkennen. Entlang der Schieferungsflächen ist die Spaltbarkeit perfekt ausgebildet, senkrecht dazu bricht das Gestein unkontrolliert und splittrig.
Auffallend sind die weissgrünen Linsen mit elliptischer Form und scharfer Abgrenzung
gegenüber der weinroten Masse. Sie sind meist in derselben Richtung ausgezogen. Bei genauer räumlicher Betrachtung stellt man fest, dass es sich um langgezogene, abgeplattete Ellipsoide handelt. Dabei liegen die beiden grössten Hauptachsen des Ellipsoids in einer Ebene
parallel zur Schieferungsfläche, die kleinste senkrecht dazu. Die Linsen haben sich vor der
Deformation gebildet, da die Schieferung durch die Ellipsoide hindurch zieht. Es handelt sich
bei den Ellipsoiden um Reduktionshöfe, wobei der Farbunterschied durch die Reduktion von
Fe3+ zu Fe2+ entsteht. Die symmetrische Form der Höfe deutet darauf hin, dass sich die Reaktionen ausgehend von einem Reduktionszentrum radial ausgebreitet haben und so die oxidierten Bereiche überlagern. Materialabhängige Zentren können mit der Lupe nicht ausgemacht
werden. Nio (1972) konnte aber die Verknüpfung solcher Zentren teilweise nachweisen. Er
spricht von sedimentär eingelagerten Substanzen mit reduzierender Wirkung, welche den Reduktionsvorgang in Gang gebracht haben. Zusätzlich fand er hämatisierte Reste im Kern von
Komponenten als Beweis für die zeitliche Abfolge von Oxidation und späterer Reduktion.
Ferner weist er darauf hin, dass die Reduktion gegenüber der Oxidation als langsam ablaufender Prozess anzusehen ist.
Zusammenfassend kann nun über die zeitliche Entwicklung folgendes ausgesagt werden:
Zuerst wurde wohl der gesamte Eisenanteil der tonigen Masse oxidiert. Danach haben sich
2. Tektonikarena Sardona: Gesteine und ihre Genese
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Reduktionshöfe gebildet. Anschliessend wurden die Minerale des Gesteins aufgrund von gerichteten Spannungen eingeregelt.
Als Protolith ist ein reiner Tonstein mit geringen Einspühlungen von siltig bis feinsandigen
Körner, jedoch ohne Karbonat anzunehmen, welches später leicht metamorph überprägt wurde. Dementsprechend wird das beschriebene Gestein als roter Tonschiefer bezeichnet.
Gesteinsbeschreibung TS 4: grauer Chlorit-Serizit-Tonschiefer
Die Gesteinsprobe wurde mir von Prof. O.A. Pfiffner überreicht und stammt aus der Bergsturzmasse bei Flims (GR), südlich der Talstation der BFL an der Via Stenna (Koordinaten:
740 600/188 600).
Das Gestein verwittert sehr stark in hellgrauen bis silbernen Farben, weist einen Überzug
von feinem Gesteinspulver auf und ist äusserst brüchig. Frische und angeschnittene Flächen
sind mittelgrau mit blaugrauen bis leicht grünlichen Bereichen. Bei leichtem Benetzen des
Gesteins kommen diese Farben am besten zur Geltung. Beim wachsartigen Material zwischen
den Schieferungsflächen handelt es sich um den bereits angesprochenen künstlichen Epoxidkleber.
Die Bestimmung der Mineralien ist bei diesem Handstück selbst mit der Lupe extrem
schwierig. Einzelne Minerale erreichen kaum Grössen, die über die Siltfraktion hinausreichen.
Ausnahmen sind bis zu 1 mm grosse, körnige Minerale mit rotbraun rostiger Verwitterungsfarbe. Dabei handelt es sich um Pyrit. Sie sind häufig als verwachsene Aggregate zwischen
den Schieferungsflächen angeordnet. Des Weiteren kann man kleine, silbrige Serizitschüppchen erkennen, die im Licht glasartig glänzen. Es gibt Bereiche auf den Schieferungsflächen,
die mit dem Fingernagel geritzt werden können, Perlmuttglanz aufweisen und sich leicht seifig anfühlen. Die Farben sind hellgrau bis grünlich. Zerreibt man Teile davon zwischen den
Fingern, entsteht ein silbrig grauer, leicht fettiger Rückstand. Dies kommt durch feinstkörnige
Serizitanhäufungen zustande und macht ungefähr 25-30 Vol.-% des Gesteins aus. Daneben
gibt es auch weiss fleckige Bereiche, die aus Kalzit aufgebaut werden und deshalb stark mit
Salzsäure reagieren. Chlorit, mit rund 5-10 Vol.-%, bildet kleine dunkelgrüne Plättchen, welche mit dem Stahlnagel problemlos geritzt und abgeschält werden können. Der grösste Anteil,
50-60 Vol.-%, wird jedoch durch Lagen von nicht genauer bestimmbaren Tonminerale aufgebaut. Sie zeigen sich durch mittelgraue bis blaugraue Farben und brechen im Gegensatz zu
serizitreichen Lagen eindeutig splittriger.
2. Tektonikarena Sardona: Gesteine und ihre Genese
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Die Schichtmineralien sind allesamt stark eingeregelt und definieren so die Foliation. Auf
der angeschnittenen Seite erkennt man deutlich getrennte, einige Millimeter dicke, leicht wellige Lagen. Entlang diesen kann das Gestein mühelos gespalten werden. Häufig wurde zwischen den Schieferungsflächen weisser Kalzit ausgeschieden. Die einzelnen Schieferungslagen sind zudem intern stark foliiert. Deswegen entsteht das feinblättrige Gefüge und führt
dazu, dass das Gestein schuppig in Erscheinung tritt und extrem brüchig ist.
Das feingeschieferte Gestein ist im Gegensatz zum roten Tonschiefer stärker metamorph
überprägt worden. Die Metamorphose äussert sich sowohl in neu gebildeten Mineralien (Pyrit, Kalzit, Chlorit und Serizit) als auch in der deutlich anderen Farbausprägung. Fluidbedingte
Reaktionen haben wohl den für die rote Farbe ausschlaggebenden Hämatit Fe2O3 umgewandelt, gemäss folgender Reaktion:
Fe2O3 + H2O = 2 Fe(OH)2 + ½ O2
Durch diese Reaktion wird Fe3+ in Hämatit zu Fe2+ reduziert. Die Reduktion des Eisens geht
einher mit der beobachteten Farbänderung. Als mögliches Endprodukt der Umwandlung von
Hämatit könnte sich später Chlorit gebildet haben (Hürzeler & Abart 2008).
Das metamorphe Gestein wird entsprechend seiner mineralogischen Zusammensetzung
und Modalbestand als grauer Chlorit-Serizit-Tonschiefer bezeichnet.
Alter und Genese des Glarner Verrucanos
Die Gesteine des Glarner Verrucano werden allgemein als permokarbone Abtragungsprodukte
des varizsischen Gebirges angesehen. In der Zeit zwischen Karbon und Perm kam es zu divergenten Bewegungen im Orogen, die sich in Abschiebungen mit Grabenbildungen ausdrückten. Trümpy (1980) stellt die Bewegungen in Zusammenhang mit den grundlegenden
Änderungen der damaligen plattentektonischen Situation, welche das Ende der variszischen
und den Beginn des alpinen Zyklus markieren. Ein solcher intramontaner Graben oder Trog
wird als Bildungsstätte des Verrucano angenommen. Seine paläogeographische Lage ist zwischen dem Aar- und Gotthardmassiv im Bereich des heutigen Tavetscher Zwischenmassivs zu
suchen.
Die Rekonstruktion nach Pfiffner (2009) zeigt den retrodeformierten Trog des Glarner
Verrucano (Abbildung 5): Synsedimentäre Abschiebungen am Trogrand zerschneiden das
variszische Altkristallin. An der Basis des Trogs finden sich diskordant liegende, schwarze
Sedimente. Sie konnten anhand von Pflanzenresten als Karbon datiert werden. Darüber
kommt die Hauptmasse des Glarner Verrucano zu liegen, mit seinen basischen und sauren
2. Tektonikarena Sardona: Gesteine und ihre Genese
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Förderkoffer für Begabte: Tektonikarena Sardona, wichtigste Gesteinstypen und Glarner Hauptüberschiebung
Einlagerungen von Vulkaniten. Fossilien sind im Verrucano nur sehr spärlich vorhanden und
schwer zu datieren. Da das Hangende aus triadischen Gesteinen besteht, wird das Bildungsalter als permisch eingegrenzt.
Abbildung 5: Retrodeformierter Profilschnitt durch den Permokarbon Trog des Glarner Verrucano. Bild aus
Pfiffner (2009).
Detaillierte Ansichten über die Transportart und Bildungsweise der verschiedenen Verrucano Ausprägungen wurden seit dem 19. Jahrhundert kontrovers diskutiert. Ebenso gab es
über die damals herrschenden klimatischen Bedingungen gespaltene Meinungen. Indizien für
eine plausible Rekonstruktion liefern vor allem sedimentologische Beobachtungen. Folgende
Ausführungen geben eine Übersicht, mit welcher die verschiedenen Ausprägungen des Verrucano gedeutet werden können: Der Verwitterungsschutt der umliegenden Erhebungen wurde
durch episodische Flutereignisse als Mud-flows ins Becken transportiert und lagerte sich dort
als proximale Schuttfächer terrestrisch ab. So entstand die typische Beckenrandfazies als
schlecht sortierte und schlecht gerundete Fanglomeratablagerungen (TS 2), die auch als Sernifit bekannt sind. Die Grössenzusammensetzung der Komponenten ist somit eine Funktion des
Transportweges, wobei feinkörnige Klastika weiter ins Troginnere reichen. Solche Erscheinungen lassen sich heutzutage in semiariden Klimabereichen mit episodischen Extremniederschlägen beobachten. Gutsortierte Sandsteine und die beschriebenen tonigen Sedimente ent2. Tektonikarena Sardona: Gesteine und ihre Genese
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Förderkoffer für Begabte: Tektonikarena Sardona, wichtigste Gesteinstypen und Glarner Hauptüberschiebung
sprechen einer troginterneren Fazies (TS 3). Diese erfordern jedoch andere Bildungsmechanismen, bei welchen die Bedeutung von fliessendem Wasser und aquatischer Bildung zentraler wird. Folgedessen müsste das Klima humider gewesen sein mit regelmässigen Niederschlägen. Grundsätzlich würde ein warmhumides Klima die Bildung von organischem Material begünstigen, welches wiederum die Oxidation des Eisens verhindern würde. Aufgrund der
Abwesenheit von organischen Überresten in den Gesteinen fordert Ryf (1965) eine gute Drainage des Geländes, welche die Bildung von Organismenkonzentrationen verhinderte. Angesichts der hohen Varietät innerhalb der Verrucanoabfolgen gibt die Annahme einer Kombination der erwähnten Prozesse und Bedingungen die beste Deutung.
Vielfach wird auch versucht, die Rotfärbung als Indiz für das Paläoklima herbeizuziehen.
Die Rotfärbung wird hauptsächlich durch die Anwesenheit von oxidiertem, dreiwertigem Eisen in Form von Hämatit Fe2O3 verursacht. Nio (1972) bemerkt, dass schon bereits eine geringe Beimischung von Hämatit eine deutliche Färbung erzeugt und allgemein die Färbung in
den jüngeren Formationen zunimmt. Hämatit kann sich unter geeigneten Bedingungen durch
Dehydratation aus anderen Ferriverbindungen, wie zum Beispiel Goethit, bilden. Diese Reaktion benötigt warmes, wässriges Milieu, was auf feuchteres Klima schliessen liesse. Ob der
Oxidationsprozess direkt zu Hämatit geführt hat oder Goethit als Zwischenstufe gebildet worden, ist kann man nach Nio (1972) nicht mehr entscheiden. Folglich sei es äusserst schwierig,
Korrelationen über die damaligen Klimabedingungen mittels Rotfärbung aufzustellen. Er
stellt jedoch fest, dass die intensive Oxidation des Eisens der Matrix und teilweise der Komponenten postsedimentär, als interstrataler Prozess erfolgte.
2.3 Röti-Dolomit
Gesteinsbeschreibung TS 5: Dolomitgestein
Der Aufschluss, welchem die Proben entstammen, liegt rund 600 m westlich von Tamins
(GR), am Ende der Trinserstrasse. Die Handstücke wurden einige Meter oberhalb der Strasse
entnommen (Koordinaten: 749 605/188 272).
Frische und Anwitterungsfarbe unterscheiden sich markant. Im frischen Bruch ist das Gestein mittelgrau, während es im verwitterten Zustand deutlich weissgrau bis gelblich erscheint. Zudem führt die Verwitterung zur Ausbildung von feinen, wirr angeordneten Rillen
auf der Oberfläche, welche dem Gestein den typischen elefantenhautartigen Überzug geben.
2. Tektonikarena Sardona: Gesteine und ihre Genese
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Förderkoffer für Begabte: Tektonikarena Sardona, wichtigste Gesteinstypen und Glarner Hauptüberschiebung
Schwarze flechtenartige Gebilde sind ausserdem häufig auf den Verwitterungsflächen zu erkennen.
Einzelne Kristalle sind selten. Man findet sie vor allem entlang den feinen Adern und als
winzig kleine Punkte. Die Kristalle sind farblos durchscheinend mit vollkommener Spaltbarkeit, die sich durch regelmässig angeordnete Flächen mit Glasglanz zeigt. Der restliche Anteil
des Gesteins bildet eine feinstkörnig dichte Masse. Sowohl die wenigen einzelnen Kristalle,
als auch die dichte Masse bestehen aus Dolomitmineralien. Beweis dafür ist die nur zögerlich
ablaufende Reaktion bei Beträufeln mit Salzsäure.
Das Gefüge ist massig. Es gibt keine Anzeichen auf sedimentär bedingte Strukturen im
Handstück. Im grösseren Massstab des Aufschlusses deutet sich aber eine leichte Bankung
des Gesteins an, mit Lagen im Dezimeterbereich. Wie bereits erwähnt, ziehen feine weisse
Adern netzartig durchs Gestein. Sie sind Zeugen vom spröden Deformationsverhalten und
wurden sekundär durch Dolomitkristalle versiegelt. Die angeschlagenen Bereiche brechen
splittrig und sind kantig ausgebildet.
Das sedimentär entstandene Gestein wird nach seinem bildenden Mineral als Dolomit oder
Dolomitgestein angesprochen.
Alter und Genese des Röti-Dolomits
Das Dolomitgestein bei Tamins gehört dem Röti-Dolomit an, einer Formation, welche zur
mittleren Trias gebildet wurde (Herb 1976). Dolomite entstehen als sedimentäre Produkte im
randmarinen Ablagerungsbereich, ausgezeichnet durch den Wechsel zwischen mariner Überflutung und Trockenliegen. Ein solcher Bereich wird als intertidale Zone bezeichnet. Erhöhte
Salinität durch grosse Verdunstungsraten sowie Einflüsse von meteorischen Grundwasserflüssen und Algenmatten sind wichtige Faktoren zur Bildung von Dolomit.
An der Wende Perm-Trias begann der ehemalige Grosskontinent Pangäa entlang eines
Riftsystems von Osten her langsam zu zerbrechen. Folglich entstand zwischen den divergierenden Kontinentalmassen Laurasien im Norden und Gondwana im Süden ein neues Ozeanbecken, Tethys genannt. Extensionstektonische Prozesse führten zum Absenken der variszischen Krustenblöcke beidseits des Rifts. Damit wurden auch die Teile des nördlich gelegenen
Sedimentationsraums des Helvetikums langsam gesenkt und von der Tethys geflutet. Es bildete sich kontinuierlich eine Schelfplattform aus (Funk et al. 1987). Beim Übergang von kontinentalen zu sehr seichtmarinen Bedingungen konnten sich somit die Dolomitgesteine in intertidalen Zonen ablagern.
2. Tektonikarena Sardona: Gesteine und ihre Genese
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Förderkoffer für Begabte: Tektonikarena Sardona, wichtigste Gesteinstypen und Glarner Hauptüberschiebung
2.4 Quinten-Kalk
Gesteinsbeschreibung TS 6: mikritisches Kalkgestein
Das im Folgenden beschriebene Handstück stammt aus dem Steinbruch bei Felsberg (GR).
Der Steinbruch befindet sich nordöstlich der Ortschaft und ist über eine kleine Strasse erschlossen (Koordinaten: 755 854/191 051).
Frisch gebrochen sowie verwittert ist das Gestein mittel- bis dunkelgrau. Die Farbe erscheint jedoch auf verwitterten Bereichen etwas matter und weist weisse gerundete Kanten
auf.
Die glitzernden Punkte kommen durch die Reflexion des Lichts an Kristallflächen von
winzigen Kalzitkristallen zustande. Wo diese in grösserer Ausbildung vorhanden sind, sieht
man deutlich die farblos bis milchig weissen Kristalle, deren Flächen bei leichtem Bewegen
des Handstücks abwechslungsweise glasartig glänzen. Mittels Test durch Beträufeln mit Salzsäure ist ersichtlich, dass auch die feinstkörnige, amorph wirkende Masse durch Kalzit aufgebaut wird. Dies ist aus der äusserst heftig aufschäumenden Reaktion erkennbar. Feine Äderchen und brüchige Kanten zeigen stellenweise kleine korrosionsartige Löcher mit rostfarbenen Punkten. Es könnte sich dabei um Ansammlungen von Limonit handeln.
Es ist eine diffuse Laminierung auszumachen mit Abfolgen von feinen helleren und dunkleren Lagen. Die Laminierung ist eine sedimentäre Ablagerungsstruktur. Eine Spaltbarkeit
entlang der Laminierung ist nicht auszumachen. Wo vorhanden, bricht das Gestein beim Anschlagen bevorzugt entlang postsedimentären Bruchflächen. Diese sind Zeugen von spröden
Deformationsvorgängen, an welchen kleinräumige Bewegungen stattfanden. Allgemein bricht
das Gestein beim Anschlagen splittrig und bildet so scharfe Kanten aus. Die Gesteinsabfolge
ist im Aufschluss gut gebankt. Die einzelnen Bänke zeigen Mächtigkeiten von 2-5 m Abstand,
welche im Handstück nicht beobachtet werden können.
Das Gestein ist das Produkt von lithifiziertem Kalkschlamm und somit ein typischer Vertreter eines mikritischen Kalkgesteins.
Alter und Genese des Quinten-Kalks
Die mikritischen Kalke beim Aufschluss in Felsberg werden in der Literatur nach dem Auftreten der Typuslokalität bei Quinten, am Nordufer des Walensees gelegen, als Quinten-Kalk
benannt. Synonym verwendete Ausdrücke sind Hochgebirgskalk oder Malmkalk. Mohr
(1992) schlug den Namen Quinten-Formation vor, welcher heute als offizielle lithostra-
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Förderkoffer für Begabte: Tektonikarena Sardona, wichtigste Gesteinstypen und Glarner Hauptüberschiebung
tigraphische Bezeichnung gilt. Die Mächtigkeit der gesamten Formation beträgt 350 bis 450
m, mit einem Alter vom jüngsten Oxfordian bis und mit Tithonian. Die Sedimente umfassen
also die ganze spätjurassische Serie des Malms.
Die Bedingungen im helvetischen Sedimentationsraum zu dieser Zeit werden nach Funk et
al. (1987) wie folgt dargestellt: Bereits in der Trias wurde die Subsidenz des rund 60 km breiten europäischen Schelfs durch die Bildung der Tethys eingeleitet. Weiteres Absinken, ausgelöst durch krustale Dehnungsprozesse, erhöhte die Meerestiefe zur jurassischen Zeit auf bis zu
400 m. Unter pelagischen Bedingungen kam es am Meeresgrund zur weitverbreiteten Sedimentation von Kalkschlamm. Die Ablagerung blieb über die gesamte Zeit des Malms aufrecht
und bildete so die mächtigen Kalke der Quinten-Formation.
2.5 Nordhelvetischer Flysch
Historisches zur Nomenklatur
Zum besseren Verständnis soll die Herkunft und Bedeutung des Begriffs Flysch kurz aufgearbeitet werden. Die folgenden Ausführungen basieren dabei auf der ausführlicheren Zusammenstellung aus Hsü & Briegel (1991): „Flysch“ ist ein altes Wort im Simmentaler Dialekt
und bezeichnet schiefrige Gesteine. 1827 wurde der Begriff von Studer für eine Schichtabfolge von dunkelgrauen Schiefern mit Sandsteinzwischenlagen im Simmental eingeführt. Das
Auffinden von sehr ähnlich ausgeprägten Formationen veranlasste Studer später zur Ausdehnung und Übertragung des Begriffs. Fortan galt Flysch als Bezeichnung für eine stratigraphische Formation mit späteozänem Alter. Neue Datierungsmethoden mittels Mikrofossilien
führten jedoch zur Erkenntnis, dass es deutlich ältere Flysch-Formationen gibt. Nach der Einführung der Deckenentwicklungstheorie 1911 von Heim, versuchte man die Flysche unterschiedlichen Alters verschiedenen Decken zuzuordnen. Dadurch entstanden auch die spezifischen Bezeichnungen mit binomialer Nomenklatur, wie zum Beispiel Sardona-Flysch. Ausserdem teilte man die Flysche nach ihrer tektonischen Stellung ein, so zum Beispiel Nordhelvetischer Flysch. Die lithostratigraphischen und paläogeographischen Bezeichnungen haben
sich bis heute erhalten.
Nach Pfiffner (2009) sollte der Gebrauch des Begriffs Flysch folgenden vier Kriterien genügen:
2. Tektonikarena Sardona: Gesteine und ihre Genese
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Förderkoffer für Begabte: Tektonikarena Sardona, wichtigste Gesteinstypen und Glarner Hauptüberschiebung
-
Es liegt eine mächtige, gutgebankte Abfolge vor, aufgebaut durch eine Wechsellagerung von marinen Sandsteinen, Kalkareniten oder Konglomeraten mit marinen
Tonschiefern oder Ton-Siltsteinen.
-
Es handelt sich um Ablagerungen von Turbiditströmen oder von mass flows (mit
langsamerem Fliessen).
-
Das tiefmarine Becken ist ein Vorlandbecken eines aktiven Orogens.
-
Das Becken ist „underfilled“, d.h., die Sedimentation hielt nicht Schritt mit der
Subsidenz.
Die moderne Auffassung ist also vor allem auf Erkenntnisse über die Ablagerungsmechanismen und –bedingungen, bei welchen Flysche entstehen, gestützt. Dadurch wird Flysch heutzutage als eine spezifische Sediment-Fazies aufgefasst.
Gesteinsbeschreibung TS 7: muskovitreicher Kalkarenit
Die ausgewählten Handstücke stammen aus der Ortschaft Matt im Sernftal (GL). Der Aufschluss liegt oberhalb des Dorfes, unmittelbar am Eingang des nach Westen ziehenden
Chrauchtals (Koordinaten: 732 396/202 346).
Das dreckig grau anwitternde Gestein weist frisch gebrochen eine dunkelgraue Farbe auf
mit kleinen silbernen Punkten. Stellenweise sind rostbraune Flecken auszumachen.
Als detritische Komponenten können folgende unterschieden werden: Muskovit bildet
kleine silbrige Schuppen. Sie sind homogen verteilt sowie ungerichtet und stechen durch ihren
Glanz aus der dunkelgrauen Masse hervor. Mit einem Stahlnagel kann man die Schüppchen
mühelos wegkratzen. Vereinzelt erreichen sie eine Grösse von bis zu 2 mm. Im Durchschnitt
sind sie aber nicht grösser als 0.5 mm, womit sie zur Mittelsandfraktion gehören. Die Muskovitkomponenten machen ungefähr 15% des Gesamtvolumens aus. Als weitere feinsandige
Komponente sind farblos bis weisse Quarzkörner vorhanden. Sie sind in der dunkelgrauen
Masse schwer zu erkennen, machen aber doch etwa 5-10% des Gesteins aus. Auf leicht verwitterten Flächen kann man sie durch ihren muscheligen Bruch von Muskovit unterscheiden.
Zudem können sie mit dem Stahlnagel nicht geritzt werden. Ausserdem sind graue siltigtonige und schwarze Gesteinsbruchstücke in der Grössenordnung von Fein- bis Mittelsand
vorhanden. Die Gesteinsbruchstücke machen einen Volumenanteil von geschätzten 20% aus.
Der Matrixanteil liegt bei rund 50%. Die starke Zementierung äussert sich in der beträchtlichen Härte des Gesteins. Heftiges Aufschäumen bei Kontakt mit Salzsäure deutet auf kalzithaltigen Zement, beziehungsweise auf stark kalzithaltige Matrix hin.
2. Tektonikarena Sardona: Gesteine und ihre Genese
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Förderkoffer für Begabte: Tektonikarena Sardona, wichtigste Gesteinstypen und Glarner Hauptüberschiebung
Das Gefüge ist dicht und die Komponenten gut sortiert sowie homogen verteilt. Sedimentstrukturen sind im Handstück keine sichtbar. Im Aufschluss hingegen werden ungefähr 10-15
cm dicke sandige Bänke durch siltige Lagen unterbrochen. Die Lagen können seitlich auslaufen. Reste dieser wellig ausgebildeten Siltlagen können im Handstück jeweils oben und/oder
unten betrachtet werden. Vereinzelt findet man auch innerhalb der sandigen Grundmasse Zentimeter grosse Siltfetzen, welche parallel zu den abgrenzenden Siltlagen angeordnet sind.
Die mittlere Korngrösse der detritischen Komponenten bewegt sich im Feinsandbereich.
Gemäss Klassifikationsschema nach Füchtbauer, bezeichnet man den feinkörnigen Sandstein
als feldspatarme Grauwacke. Dem zuzufügen ist jedoch, dass der Sandstein stark karbonathaltig ist und einen hohen Matrixanteil besitzt. Treffender scheint deswegen zu sein, das Gestein
als feinkörniger, muskovitreicher Kalkarenit anzusprechen.
Alter und Genese des Nordhelvetischen Flyschs
Wie bereits erwähnt, bildet das beschriebene Gestein im Feld eine Wechsellagerung aus mit
feinkörnigen Sandsteinen und Siltlagen. Siegenthaler (1974) hat den Bau und die Stratigraphie der Flysch-Gruppe im Sernftal akribisch untersucht. Basierend auf seinen Beobachtungen kann das beschriebene Handstück der Matter-Formation zugeordnet werden. Die Matter-Formation beinhaltet die jüngsten Ablagerungsprodukte des Nordhelvetischen Flyschs im
Sernftal.
Der Nordhelvetische Flysch ist ein bis zu 2000 m mächtiges Sedimentpaket, das zwischen
spätem Eozän und frühem Oligozän abgelagert wurde. Die Sedimentation fand entlang langen
schmalen Trögen als schnelle Turbiditströme statt. Siegenthaler (1974) konnte nachweisen,
dass die Schüttungen in nördlicher und später auch nordöstlicher Richtung erfolgten. Pfiffner
(2009) gibt einen Überblick über die damals vorherrschende tektonische Situation sowie der
Mechanismen, die zur Bildung des Nordhelvetischen Flysch geführt hat: Die alpine Orogenese ist im Eozän durch die Konvergenz der europäischen und afrikanischen Platten bereits weit
fortgeschritten. Die von Südosten heran driftenden Gesteinsmassen wurden auf die europäische Platte aufgeschobenen und drückten diese nieder. Die plattentektonische Situation führte
im Bereich des nordhelvetischen Sedimentationsraumes zur Ausbildung eines gefluteten Vorlandbeckens, welches gegen den aktiven Kontinentalrand hin tiefer wurde. Erosionsfracht aus
den südlichen Gebirgszügen wurde längs den steilen Küsten deponiert und in Form von periodischen Turbiditströmen in den tiefen Vorlandtrog sedimentiert. Als Produkt der Schüttungen entstanden die Wechsellagerungen des Nordhelvetischen Flyschs (Abbildung 6). Die kon-
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Förderkoffer für Begabte: Tektonikarena Sardona, wichtigste Gesteinstypen und Glarner Hauptüberschiebung
tinuierliche Schichtreihe wird in drei Formationen unterteilt. Als älteste wird die TaveyannazFormation ausgeschieden. Die mächtigen Sandsteinbänke enthalten einen beträchtlichen Anteil an vulkanischen Komponenten. Darüber wurden die regelmässigen Abfolgen der ElmFormation abgelagert. Diese gehen über in die massigen Matt-Sandsteine (TS 7) der MattFormation, welche im Dach mit laminierten kalkigen Silt- und Tonsteinen abschliesst. Es sind
diese jüngsten Schichtfolgen, als Engi-Dachschiefern bezeichnet, welche durch ihren Abbau
und die gefundenen Fossilien bekannt sind. Die spannende Geschichte der Erforschung der
Fossilien sowie des Schieferabbaus wird von Furrer & Leu (1998) ausführlich dokumentiert.
Abbildung 6: Schematische Rekonstruktion der Ablagerungsverhältnisse des nordhelvetischen Flysch. Zeichnung
aus Furrer & Leu (1998).
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2.6 Lochsitenkalk
Gesteinsbeschreibung TS 8: Kalk-Mylonit
Die Handstücke stammen aus einem Aufschluss am Berghang westlich von Hätzingen (GL)
gelegen (Koordinaten: 722 735/202 401).
Im verwitterten Zustand erscheint das Gestein dreckig beigegrau. Frisch angeschlagen
zeigt sich das Gestein in chaotisch strukturierten grauen und weissen Farben. Es bricht relativ
splittrig und bildet scharfe Kanten aus.
Man kann deutlich zwei unterschiedlich gefärbte Bestandteile ausmachen. Sie werden jedoch durch so feinkörnige Kristalle aufgebaut, dass mit der Lupe lediglich eine undurchsichtige, wirr strukturierte, amorphe Masse sichtbar ist. Sowohl die grauen Bändchen als auch die
milchig weissen Adern und Linsen reagieren stark mit Salzsäure. Kalzit ist nur äusserst selten
anhand von idiomorphen Kristallen auszumachen. Wo diese auftreten, erreichen sie maximale
Grössen von unter 0.5 mm, zeigen regelmässige Flächen mit Glasglanz und sind farblos
durchscheinend.
Das auf den ersten Blick chaotisch wirkende Gesteinsgefüge zeigt Anzeichen von Fliessstrukturen sowie spröder Deformation. Graue, Millimeter dünne Kalkbändchen sind schlierig
angelegt, duktil verformt und verschmelzen seitlich ineinander. Diese enthalten stellenweise
feingezackte, schwarze Stylolithe, welche durch Lösungsprozesse entstanden sind. Dazwischen liegen milchig weisse Kalzitadern und Linsen, welche ebenfalls duktil verformt sind. Es
entsteht so ein marmorartiges Gefüge, das auf intensive plastische Deformation des Gesteins
schliessen lässt. Häufig spricht man dabei vom sogenannten „Knetgefüge“. Die Strukturen
liegen grösstenteils subparallel zum Liegenden und Hangenden des Gesteins. Dies induziert,
dass die Gesteinsmasse unter Scherbewegungen und duktilem Verhalten ausgewalzt wurde.
Die Fliessstrukturen wurden später durch spröd entstandene, weiss verfüllte Kalzitadern
durchtrennt und versetzt. Man kann mehrere Generationen solcher Adern ausmachen. So werden teilweise ältere Adern von jüngeren geschnitten. Das Gefüge ist massig, Schichtung und
Schieferung sind nicht vorhanden (Abbildung 7).
Das duktil ausgewalzte Kalkgestein entstand unter erhöhten Scherspannungen durch plastische Deformation und wird somit als Kalk-Mylonit bezeichnet.
2. Tektonikarena Sardona: Gesteine und ihre Genese
28
Förderkoffer für Begabte: Tektonikarena Sardona, wichtigste Gesteinstypen
Gesteinstypen und Glarner Hauptüberschiebung
5 cm
Abbildung 7: Gesteinsscan des Lochsiten Kalk-Mylonits.
Kalk
Die grauen und weissen Bänder sind duktil verformt
worden. Es entsteht so das typische „Knetgefüge“. Im oberen, helleren Teil der Probe sind feine schwarze StyloStyl
lithe erkennbar. Im linken unteren Bereich sind verschiedene Generationen von Kalzitadern ausgebildet,
ausge
wobei
die älteren durch jüngere geschnitten und leicht versetzt werden.
Alter und Genese des Lochsitenkalks
Der Lochsitenkalk ist das Produkt der Glarner Überschiebungsmasse, die während dem OliOl
gozän bis Miozän aktiv war. Seine Entstehung hängt direkt mit den deckenbildenden BeweBew
gungen zusammen und somit bildet er heute den Teil direkt unter der Basis der Glarner
Schubmasse, eingequetscht zwischen diskordant liegenden Gesteinen. Bei Bewegungen von
derart grossen Gesteinspaketen entwickeln sich enorme
enorme Reibungskräfte und die Gesteine beb
ginnen sich in der Scherzone zu deformieren. Im Falle der Glarner Hauptüberschiebung konko
zentrierte sich die Deformation im Lochsitenkalk. Er wirkte sozusagen als Schmiermittel, auf
welchem das Hangende in nördliche Richtung
Ri
gleiten konnte.
Hürzeler & Abart (2008) unterscheiden im Lochsitenkalk, basierend auf FeldbeobachtunFeldbeobachtu
gen und geochemischen Daten, drei unterschiedliche Bildungsprozesse: Im südlichen Teil
entstand der Lochsitenkalk aus progressiver Deformation der mesozoischen
mesozoischen Kalkgesteinen im
Liegenden der Überschiebung. Das Gestein wurde grösstenteils viskos deformiert und weist
zum Kontakt mit dem Verrucano hin Anzeichen einer Zunahme von kataklastischer DeformaDeform
tion auf. Im zentralen und nördlichen Abschnitt entwickelte
entwickelte sich der Lochsitenkalk aus tektotekt
nisch erodierten Schuppen von mesozoischen Kalkstein-Lithologien,
Kalkstein Lithologien, die während den BeweBew
2. Tektonikarena Sardona: Gesteine und ihre Genese
29
Förderkoffer für Begabte: Tektonikarena Sardona, wichtigste Gesteinstypen und Glarner Hauptüberschiebung
gungen aus dem Liegenden abgeschert wurden und nun weiter nördlich als stark deformierte
infrahelvetische Teile anzutreffen sind. Die Entstehung des dritten Typs, zum Beispiel an der
Lochsite bei Schwanden anzutreffen, erklären sie als Folge von dynamisch hydrothermalen
Prozessen von Karbonat-Lösung und Ausfällung während der tektonischen Aktivität. Erhöhter Fluiddruck im Gestein führte immer wieder zur Bildung von Brüchen, welche in situ durch
Kalzitausfällungen aus heissen Lösungen versiegelt wurden. Die ausgefällten Adern wurden
später wieder duktil deformiert und von jüngeren Generationen von Kalzitadern durchtrennt.
Lösung und Fällung sind im Allgemeinen über die ganze Scherzone zu beobachten, jedoch
beim dritten Typ speziell dominant. Der genaue Ursprung des Materials kann deshalb nicht
mehr identifiziert werden.
2. Tektonikarena Sardona: Gesteine und ihre Genese
30
Förderkoffer für Begabte: Tektonikarena Sardona, wichtigste Gesteinstypen und Glarner Hauptüberschiebung
3. Tektonikarena Sardona: Schauplatz einer Gebirgsbildung
3.1 Grundlegende Betrachtungen zur Bildung von Deckengebirgen
Überschiebung
Die Deckentheorie basiert auf Beobachtungen im Feld, welche ganze Gesteinsabfolgen disloziert von ihrer ursprünglichen Lagerung überschoben auf anderen Gesteinspaketen zeigt. Der
Prozess der Überschiebung soll anhand der schematischen Abbildung 8 erläutert werden:
Ehemals nebeneinander liegende Gesteinskörper brechen durch horizontale Einengung. An
der Bruchfläche, auch Aufschiebung genannt, wird ein Block auf den anderen bewegt. Weitere horizontale Kompression führt dazu, dass der aufgeschobene Schichtstapel mit den Gesteinen B, C und D den anderen entlang der Überschiebungsfläche überfährt. Bei Überschiebungen dominiert also die horizontale Bewegung über die vertikale. Im Wesentlichen führt dies
dazu, dass ältere Gesteine (B) auf jüngere (D) geschoben werden und so eine starke Verkürzung der Kruste als Anpassung an horizontale Kompressionskräfte entsteht (Press & Siever
2008).
überschobener Schichtstapel
Abbildung 8: Überschiebung als Resultat horizontaler Einengung. Die Überschiebungsfläche ist rot gekennzeichnet. Bild aus Press & Siever (2008).
Plattentektonik – die alles erklärende Theorie
Die Ursache der enormen horizontalen Kompressionskräfte und somit des Motors der Gebirgsbildung war lange Zeit ein Rätsel. Erst in den sechziger Jahren des 20. Jahrhunderts begann man die Rahmenbedingungen für die Bildung von Deckengebirgen zu verstehen. Die
Entdeckung der Plattentektonik führte zu einem umfassenden geologischen Paradigmenwechsel. Heute haben wir damit ein einziges Konzept, das die meisten grossräumigen geologischen
Erscheinungen erklären kann. Nach der Theorie der Plattentektonik ist die Lithosphäre, zu der
die Kruste und der oberste Bereich des Mantels gehören, über geologische Zeiten als starre,
3. Tektonikarena Sardona: Schauplatz einer Gebirgsbildung
31
Förderkoffer für Begabte: Tektonikarena Sardona, wichtigste Gesteinstypen und Glarner Hauptüberschiebung
feste äusserste Schale der Erde anzusehen. Die Lithosphäre, in welcher die Kontinente eingeeing
bettet sind, schwimmt auf einer weichen, teilweise
teilweise geschmolzenen Schicht. Man nennt diese
Schicht Astenosphäre. Die Lithosphäre bildet jedoch keine durchgehende Schale, sondern ist
in mehrere grosse Platten zerlegt. Diese können sich relativ zueinander bewegen. PlattengrenPlattengre
zen sind dabei geologisch höchst
chst aktive Zonen. Wo Platten konvergieren, entstehen Gebirge.
Somit steht die Verteilung von Gebirgen mit dem globalen Plattendriftmuster in ursprüngliursprüngl
chem Zusammenhang (Frisch & Meschede 2005).
Deckengebirge – Kollision zweier Kontinentalplatten
Bei der Kollision von zwei Kontinentalplatten bildet sich eine stark deformierte Knautschzone
aus verdicktem Krustenmaterial aus. Die tektonische Zone weist im Allgemeinen eine grossgros
räumig ausgebildete, keilförmige Geometrie auf. Deren Entstehung und Entwicklung haben
Ähnlichkeiten mit der Akkretion von Schnee vor einem Pflug (Abbildung 9a):
9a) Der fahrende
Schneepflug entspricht in der Natur den konvergierenden Plattenbewegungen. Der Keil
wächst frontal durch Akkretion. Dabei stapelt sich der Schnee dachziegelartig übereinander.
Dies ist in der Gebirgsbildung analog durch das Ausbilden einzelner Sedimentdecken
Sedimentd
zu sehen, welche sich entlang Überschiebungen stapeln und so zur Krustenverkürzung
Krustenverkürz
beitragen
(Fossen 2010). Die frontale Akkretion ist also die Folge von tektonisch
nisch bedingter KrusteneinKrustenei
engung und bezieht sich auf Sedimentdecken, welche als grosse Gesteinspakete
Gesteinspak
abgeschert
und in Richtung Vorland übereinander geschoben werden. Dieser Prozess findet bei relativ
niedrigen Temperaturen und Drücken statt. Spätere Hebung
ung und Erosion können die ÜberÜbe
schiebungen an der Gebirgsfront freilegen (Abbildung 9b).
(a)
(b)
Abbildung 9: (a) Schneepflug-Analogie
Analogie zur Entstehung des tektonischen Keils bei Kollision zweier KontinentalKontinenta
platten. Bild aus Fossen (2010). (b) Frontales Deckengebirge. Bild aus Frisch & Meschede (2005).
3. Tektonikarena Sardona: Schauplatz einer Gebirgsbildung
32
Förderkoffer für Begabte: Tektonikarena Sardona, wichtigste Gesteinstypen und Glarner Hauptüberschiebung
Parallel zur frontalen Akkretion können sich auch an der Basis des Keils Gesteine der subduzierten Oberkruste stapeln. Bei dieser basalen Akkretion sind die Drücke und Temperaturen
höher. Selzer et al. (2008) haben die Prozesse der frontalen und basalen Akkretion bei Kontinent-Kontinent Kollision numerisch modelliert. Abbildung 10 zeigt das zwei-dimensionale
Modell nach 240 km Konvergenz: Die rosafarbenen Sedimente wurden an der Stirnseite des
tektonischen Keils abgeschert und durch frontale Akkretion (FA) als Sedimentdecken übereinander geschoben. Sowohl der penninische als auch der helvetische Deckenstapel sind Beispiele von frontaler Akkretion in den Alpen. Hebung entlang der Rückaufschiebung (R)
schafft Raum für basale Akkretion (BA). Dabei werden Teile der gelb eingefärbten Gesteine
der oberen Kruste gestapelt. In den Alpen betrifft dies die Stapelung der Kristallindecken sowie des Gotthard-, Tavetsch- und ansatzmässig des Aarmassivs. Frontale und basale Akkretion sind unabhängig voneinander und tendieren zur Stabilisierung des Subduktionsystems.
FA
BA
R
50 km
Abbildung 10: Numerisches zwei-dimensionales Modell für Kontinentkollision nach 240 km Konvergenz. FA:
frontale Akkretion, BA: basale Akkretion, R: Rückaufschiebung. Bild aus Selzer et al. (2008).
3.2 Die Glarner Hauptüberschiebung als Forschungsstätte
An der Glarner Hauptüberschiebung wird seit dem frühen 19. Jahrhundert geforscht. Das Gebiet gilt als eine der einflussreichsten Forschungsstätte im Bezug auf die Entwicklung von
Theorien der Gebirgsbildung durch Deckenüberschiebungen. Noch immer sind die Gesteine
an der Glarner Hauptüberschiebung Gegenstand von Forschungsprojekten mit Aussicht auf
weitere, detailliertere Erkenntnisse.
Dieses Unterkapitel ist grundlegend nach der Bachelorarbeiten von Daniela Bäbler (2008),
Frank Gfeller (2010) und dem Dossier von Imper (2004) zusammengestellt. Weitere spezifische Quellen sind als solche gekennzeichnet.
3. Tektonikarena Sardona: Schauplatz einer Gebirgsbildung
33
Förderkoffer für Begabte: Tektonikarena Sardona, wichtigste Gesteinstypen und Glarner Hauptüberschiebung
Pionierarbeiten
Hans Conrad Escher (1767-1823) war ein begnadeter Naturbeobachter und Zeichner. In seinen Feldbegehungen erkannte er schon früh die speziellen Lagerungsverhältnisse von Gesteinsmassen der Glarner Alpen und dokumentierte sie in eindrücklich genauen Zeichnungen.
Zu seiner Zeit war man jedoch noch nicht in der Lage, die erkannten Beobachtungen zu deuten. Seinem Sohn Arnold Escher gelangen gegen Mitte des 19. Jahrhunderts relative Altersdatierungen in den Gesteinsschichten mittels Fossilien. Damit konnte bewiesen werden, dass die
Gesteine „Kopf stehen“ und älteres auf jüngerem zu liegen kam. Diese Feststellung regte zu
neuen Denkansätzen an und erstmals wurde das Prinzip einer „colossalen Überschiebung“
von Arnold Escher (1841) in Betracht gezogen. 1848 führte Arnold Escher einen der damals
bedeutendsten Geologen, Roderick Impey Murchison, in die Glarner Alpen. Murchison war
verblüfft von den angetroffenen Lagerungsverhältnissen und stimmte den Interpretationen
Eschers zu. Die Vorstellung einer Überschiebungsmasse dieser Grösse sprengte jedoch die
damaligen Theorien von Gebirgsbildung. Man war zu dieser Zeit überzeugt, dass Gebirge das
Ergebnis von Kontraktion der Erdkruste im Zusammenhang mit allmählichem Auskühlen der
Erde seien. Folglich würde sich die Oberfläche, wie die Schale einer getrockneten Rosine,
bruchlos verfalten. Somit wurde nicht weiter auf die Idee einer Überschiebung eingegangen.
Trotzdem war man bemüht, den Lagerungsverhältnissen im Feld mit einer entsprechenden
Modellvorstellung gerecht zu werden. Es entstand so die Idee der Glarner Doppelfalte. Sie
wurde von Arnold Escher entwickelt und später von seinem Schüler Albert Heim übernommen und weiter ausgeführt. Die Doppelfalte besteht aus zwei liegenden Falten, eine von Norden und eine von Süden, welche eine tabakbeutelförmige Mulde um den Flysch herum bilden
(Abbildung 11). Diese Lösung wurde zunächst allgemein akzeptiert.
Abbildung 11: Glarner Doppelfalte nach Albert Heim (1878/1891), schematisch umgezeichnet von Daniela
Bäbler (2008). Eozäner Flysch (gelb), Mesozoische Kalke (blau), Verrucano (braun).
3. Tektonikarena Sardona: Schauplatz einer Gebirgsbildung
34
Förderkoffer für Begabte: Tektonikarena Sardona, wichtigste Gesteinstypen und Glarner Hauptüberschiebung
Von der Doppelfalte zur Deckentheorie
Gegen Ende des 19. Jahrhunderts wurde jedoch immer mehr Kritik an der Doppelfaltentheorie
geäussert. Geometrisch und mechanisch betrachtet war sie ein Unding. Die Vorstellung einer
Deckenüberschiebung war zur Jahrhundertwende für immer mehr Geologen der plausibelste
Lösungsansatz zur schlüssigen Erklärung des lokalen Gebirgsbau. Ohne zuvor selbst in den
Glarner Alpen gewesen zu sein, hat Marcel Bertrand 1884 Heims Beobachtungen uminterpretiert. Er zeigte, dass eine einzige, nach Norden überschobene Decke den Gebirgsbau viel einfacher erklären würde. Maurice Lugeon schloss sich Bertrands Ansichten an und erreichte mit
seiner überzeugenden Schrift 1902 die allgemeine Akteptanz der Deckentheorie. Damit wurde
schliesslich auch Heim von der neuen Theorie überzeugt.
Mit dem Durchbruch der Deckentheorie konnten vorher unbegreifliche Strukturen in ein
logisches Gesamtbild eingeordnet werden. Ebenfalls war es nun möglich durch Rekonstruktion der Überschiebung, Aussagen über die Lage der ursprünglichen Sedimentablagerungen zu
machen. Durch die gute Begehbarkeit und deutliche Sichtbarkeit der geologischen Phänomene wurde die Glarner Hauptüberschiebung zu einem bedeutenden Schlüsselgebiet der neuen
Deckenlehre. Seither haben viele weitere Geologen die Aufschlüsse rund um die Glarner
Hauptüberschiebung besucht und sich intensiv mit genauer Kartierung, Zusammensetzung
und Altersabfolge von Sedimentgesteinen sowie den lokalen Strukturen beschäftigt. Die Glarner Alpen zählen diesbezüglich zu einem der am besten untersuchten Gebiete weltweit. Die
Theorie der Plattentektonik legte schliesslich den Zusammenhang zwischen grosstektonischen
Bewegungen und den beobachteten Überschiebungsphänomene dar. In den letzten Jahrzehnten rückten dadurch die genauen Mechanismen der Überschiebungsprozesse in den Mittelpunkt des Interesses. Beweise für die Deckentheorie fand man vor allem in den Gesteinen
nahe am Überschiebungskontakt. Eine zentrale Schlüsselrolle wird dabei dem Lochsitenkalk
zugeschrieben.
3.3 Die Rolle des Lochsitenkalks
Vor allem Untersuchungen des Lochsitenkalks haben viele Erkenntnisse über die Deformationsmechanismen im Zusammenhang mit dem Deckentransport beigetragen. Entlang der
Glarner Hauptüberschiebung wurden die helvetischen Decken, welche etwa 3 km dick, 50 km
lang und über 100 km breit waren, Richtung Norden verfrachtet. Erstaunlicherweise sind sie
dabei trotz ihren enormen Ausmassen mehr oder weniger als zusammenhängende Gesteinspa3. Tektonikarena Sardona: Schauplatz einer Gebirgsbildung
35
Förderkoffer für Begabte: Tektonikarena Sardona, wichtigste Gesteinstypen und Glarner Hauptüberschiebung
kete erhalten geblieben. Die Deformationen konzentrierten sich vorwiegend im Lochsitenkalk, welcher als eine Art Schmiermittel das Gleiten ermöglichte.
Bereits Albert Heim erkannte, dass der Lochsitenkalk entlang der Überschiebung heterogen, aus unterschiedlichen Gesteinsfetzen aufgebaut ist. Die „Knettextur“ (Heim 1921, S.388)
sei typisch für ein Gestein, welches zwischen sich bewegenden Gesteinsmassen eingeklemmt
und ausgewalzt wurde.
Hsü (1969) unterteilte aufgrund von Beobachtungen am Überschiebungskontakt zwei verschiedene Bewegungsphasen: Die Hauptbewegung wurde durch plastisches Fliessen des
Kalks unter hohem lithostatischem Fluiddruck ermöglicht. Die spätere Phase geschah unter
sprödem Verhalten durch Reibungsgleiten. Dabei glitt die Überschiebungsmasse über eine
Bruchfläche (Septum mit Gesteinsmehl).
Schmid et al. (1977) führten unter extremen Bedingungen, wie sie im Lochsitenkalk während der Hauptbewegungsphase herrschten, Laborversuche durch. Sie konnten erstmals superplastisches Deformationsverhalten im Kalk nachweisen und damit erklären, wie eine
mächtige Kalkschicht zu einer kilometerlangen, dünnen Lage ausgewalzt werden konnte, ohne zu zerbrechen. Dabei wurde jedoch von einer über lange Zeit gleichmässig kontinuierlichen Scherbewegung ausgegangen.
Studien von Badertscher & Burkhard (2000) bezüglich meso- und mikrostruktureller Beobachtungen zeigen jedoch eine grössere Komplexität der Deformationsmechanismen auf. Diese induzieren eine abwechselnde Aktivität von duktilen und ruckartig spröden Mechanismen,
verbunden mit omnipräsenten Lösungs- und Kristallisationsprozessen durch wässrige Lösungen. Zwischen duktilen Phasen kam es unter erhöhtem Fluiddruck immer wieder zu zahlreichen Bruchbildungen im Lochsitenkalk. Es wird angenommen, dass diese kurzzeitigen, lokal
beschränkten Sprödverschiebungen einen wesentlichen Anteil an der Gesamtbewegung der
Überschiebung ausmachen und möglicherweise ein erdbebenartiges Verhalten widerspiegeln.
Ebert et al. (2007) gelang es die von Badertscher & Burkhard (2000) gemachten Beobachtungen in einem zeitlichen Zusammenhang darzustellen. Die Scherzone konnte dabei, wie
bereits von Hsü (1969) angesprochen, in einen älteren Hochtemperaturteil (HT) mit ausgeprägter duktiler Deformation und einen jüngeren Tieftemperaturteil (LT) mit vorwiegend granularem Fliessen sowie Spröddeformation unterteilt werden (Abbildung 12). Der vertikale
Übergang der Deformationsmechanismen von Hoch- zu Tieftemperatur ist kontinuierlich und
widerspiegelt dabei die retrograde Änderung der Deformationsbedingungen während der Exhumation. Des Weiteren wurde nachgewiesen, dass die Kalzitkorngrösse sowohl im Hoch- als
3. Tektonikarena Sardona: Schauplatz einer Gebirgsbildung
36
Förderkoffer für Begabte: Tektonikarena Sardona, wichtigste Gesteinstypen und Glarner Hauptüberschiebung
auch im Tieftemperaturteil von Süden nach Norden kontinuierlich abnimmt. Die Abnahme ist
dabei abhängig von den maximal erreichten Temperaturbedingungen und widerspiegelt somit
den metamorphen Temperaturgradient entlang der Überschiebung. Insgesamt sind Paläotemperaturen im Süden höher (360°C) als im Norden (230°C), was auf eine ursprünglich nach
Süden geneigte Überschiebungsfläche deutet.
Abbildung 12: (a) Tektonisches N-S Profil modifiziert nach Pfiffner 1993. AU: autochthone mesozoische Sedimente, FU: Flyscheinheiten, Ver: Verrucano. Maximalmetamorphe Temperaturen sind angegeben nach Zusammenstellung von Ebert et al. 2007. (b) N-S Gradient für Kalzitkorngrösse der HT-SZ und LT-SZ im Lochsitenkalk. Figur aus Herwegh et al. (2008).
3.4 Tektonischer Bau der Glarner Alpen nach heutigem Wissensstand
Folgender Text bezieht sich auf das Profil in Abbildung 13. Der Glarner Deckenkomplex gehört zu den helvetischen Decken. Die Gesteinsabfolgen des Helvetikums wurden während der
Entstehung der Alpen als Folge der konvergierenden Plattenbewegung zerschert, gequetscht
und zum Teil als mächtige Gesteinspakete, Decken genannt, nordwärts verschoben. Im Falle
des Glarner Deckenkomplexes fanden die Bewegungen an einer Basisüberschiebung statt, die
wir als Glarner Hauptüberschiebung bezeichnen. Die Überschiebungsbewegung hat vor ungefähr 30 Millionen Jahren im Oligozän begonnen und ging bis ins Miozän weiter. Über mehrere Millionen von Jahren bewegte sich die Glarner Decke mit Geschwindigkeiten von wenigen
Zentimetern pro Jahr, mehr als 35 km weit in nördliche Richtung und schob sich somit über
die dort gelegenen Gesteine. Wahrscheinlich fand die Bewegung zu Beginn auf einer leicht
nach Südsüdost geneigten Fläche in maximaler Tiefe von ungefähr 16 km statt, an welcher die
3. Tektonikarena Sardona: Schauplatz einer Gebirgsbildung
37
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Gesteine aufwärts geschoben wurden. Durch das spätere Heben der Alpen, das im Bereich des
Aar-Massivs schneller erfolgte als am Alpenrand und durch Abtrag der überliegenden Gesteinsmassen, kam die Überschiebungslinie zu ihrer gekrümmten Form und an die heutige
Position hoch in den Bergen.
Insgesamt beinhaltet die Glarner Decke eine Normalserie von permischen, mesozoischen
und vereinzelt auch känozoischen Sedimenten. Der obere Teil des Jurastockwerks ist nördlich
von Flums verdoppelt und im Süden zwischen Flums und Ringelspitz als Faltenkaskade verkürzt worden. Die Gesteine der Kreide wurden grösstenteils als Säntis-Decke abgeschert und
rund 12 km weiter nach Norden bewegt. Die Glarner Hauptüberschiebung vereinigt sich unter
der Oberfläche im Norden mit der Säntis Überschiebung (Pfiffner 2009).
Die Einheiten unterhalb der Glarner Decke liegen teilweise noch auf dem Grundgebirge.
Man bezeichnet diese als Infrahelvetikum. Über dem aufgewölbten Aarmassiv befinden sich
parautochthone mesozoische Sedimente. Sie wurden nur über geringe Distanzen nordwärts
verschoben, jedoch verfaltet und zerbrochen. Darüber erkennt man die mächtige und stark
gefaltete känozoische Abfolge des Nordhelvetischen Flyschs. Im Norden wird er direkt durch
die Glarner Hauptüberschiebung diskordant geschnitten. Im Süden jedoch befinden sich darüber noch zwei allochthone Pakete von südhelvetischen und ultrahelvetischen Sedimenten.
Diese zwei Einheiten sind schon vor 32 Millionen Jahren auf den Nordhelvetischen Flysch
aufgeglitten und erst später von den helvetischen Decken überfahren worden (Pfiffner 1977).
3. Tektonikarena Sardona: Schauplatz einer Gebirgsbildung
38
Abbildung 13: Tektonischer Profilschnitt durch das östliche Helvetikum im Querschnitt St. Gallen - Versam. Die heutige Topographie wird durch die weisse Linie
dargestellt. Profil aus Pfiffner (2009).
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3. Tektonikarena Sardona: Schauplatz einer Gebirgsbildung
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Dank
Meine Bachelorarbeit wurde durch die Mithilfe von zahlreichen Personen erleichtert.
Für die kompetente Betreuung, das Bereitstellen der Gesteinsprobe TS 4 sowie vielen hilfreichen Tipps zur Gestaltung der Bachelorarbeit möchte ich Prof. O.A. Pfiffner ganz herzlich
danken.
Ebenfalls danken möchte ich dem Team der Schleifwerkstatt. Sie haben mich beim Präparieren der Handstücke fachkundig unterstützt.
Ein Dank geht auch an die Geschäftsstelle IG UNESCO-Weltnaturerbe Tektonikarena Sardona für das Zusenden von eindrücklichen Bildern der Glarner Alpen.
Schliesslich möchte ich mich auch bei allen Korrekturlesern für die Verbesserungen und Anregungen zur Gestaltung des Textes bedanken.
Dank
40
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Literaturverzeichnis
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Literaturverzeichnis
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Förderkoffer für Begabte: Tektonikarena Sardona, wichtigste Gesteinstypen und Glarner Hauptüberschiebung
Erklärung
Gemäss Art. 28 Abs. 2 RLS 05
Ich erkläre hiermit, dass ich diese Arbeit selbständig verfasst und keine anderen als die angegebenen Quellen benutzt habe. Alle Stellen, die wörtlich oder sinngemäss aus Quellen entnommen wurden, habe ich als solche gekennzeichnet. Mir ist bekannt, dass andernfalls der
Senat gemäss Artikel 36 Absatz 1 Buchstabe o des Gesetzes vom 5. September 1996 über die
Universität zum Entzug des auf Grund dieser Arbeit verliehenen Titels berechtigt ist.
Ort/ Datum
Erklärung
Unterschrift
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Walker, S. - UNESCO-Welterbe Tektonikarena Sardona