Geologische Untersuchungen in der subalpinen Molasse

Geologische Untersuchungen in der subalpinen
Molasse zwischen Einsiedeln und oberem Zürichsee
(Kt. Schwyz)
Von
HANS-PETER MÜLLER
Zusammenfassung
Die geologischen Untersuchun gen erstreckten siCh über die Zone der subalpinen
Molasse zwischen Einsiedeln und oberem Zürichsee (Kt. Schwyz, Schweiz). Die
untersuchten Formationen gehören ausschliesslich der Unteren Süsswasser-Molasse
(USM) an. Es werden mittels geröllpetrographischer Studien, Schwermineral- und
Leichtmineralanalysen sowie Karbonatbestimmun gen Kriterien zur Unterscheidung
verschiedener Molasse-SChüttungen ge geben. An Stelle der bisher verwendeten
«Molasse-Antiklinalen und Synklinalen», «Antiklirren, Antiklinoiden» etC. wird
die Bezeichnun g «Steilzone» verwendet. Ferner wird nachzuweisen versucht. dass
die Platte des ^Etzel g ipfels und ihre östlichen Äquivalente (Schwändi-HüllerichPlatte) auf diese Steilzonen aufgeschoben wurden und demzufol ge als MolasseKlippen zu deuten sind.
Abstract
Investi g ations extended over the belt of subalpine molasse between Einsiedeln
and the upper part of the Lake Zurich (canton of Schwyz, Switzerland). It is formed
by the group of the Lower Freshwater Molasse (USM) of Upper Oligocene and
Lower Miocene age, which was devided into four formations (names and delimination provisional). Studies of the petrology of pebbles, analyses of heavy and light
minerals as well as carbonate determinations allowed the distinCtion of several
detrital fans within the molasse. The structures hitherto called «anticlines» or «anticlinoids» are desi g ned by the neutral term «Steilzone» (zones with subvertical
1971
Vierteljahrsschrift der Naturforschenden Gesellschaft in Zürich 2
bedding). The flat-lying slope of the Etzel mountain and its easterly equivalents
have been thrust upon these subvertical zones and probably represent klippen
within the molasse.
Inhaltsverzeichnis
Verzeichnis der Textfiguren, Abbildungen und Tabellen 4
Vorwort 5
I. Einleitung 6
2. Topographisch-hydrographische Übersicht 6
3. Geologisch-Iektonische ÜbersichI 8
4. Stratigraphie der subalpinen Molasse 9
4.l. EinleiIung 4.l.l. Zur Formation der «Karbonatreichen Molasse» 4.l.2. Zur Formation der Granitischen Molasse 4.1.3. Zur Formation der «Oberaquitanen Mergelzone» 9
10
10
10
LiIhofazielle Einteilung 4.2.l. Die Äussere Einsiedler Schuppen-Zone (AESZ) 4.2.2. Der Alpen/Molasse -Kontakt und der subalpine «Randflysch» 4.2.3. Die Horwerschichten (UMM)
4.2.4. Die Formation der Molasse Rouge 4.2.5. Die Karbonatreiche Molasse 4.2.6. Die Granitische Molasse 4.2.7. Die «Oberaquitane Mergelzone» 4.2.8. Der Bächer Sandstein (OMM)
1I
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15
16
17
20
22
23
25
5. SedimentpeIrographische Untersuchungen 25
25
25
25
25
26
26
27
27
27
5.1. Schwermineralanalysen 5.1.1. Allgemeines 5.1.2. Bisherige Untersuchungen
5.1.3. Methodik 5.1.4. Gefundene Schwerminerale 5.1.5. Korngrössenabhängigkeit der Schwerminerale
5.1.6. Auszählen der Schwerminerale 5.1.7. Sedimentpetrographische Formeln 5.1.8. Intrastratal Solution 5.1.9. Die Schwermineralprofile 5.2. LeichImineralanalysen 5.2.1. Methodik 5.2.2. Die Leichtmineral-Profile 5.2.3. Leichtmineralanalysen (Zusammenstellung)
31
31
32
35
Jahrgang 116
H.-P. MÜLLER. Geologische Untersuchungen in der subalpinen Molasse 3
5.3. Karbonatbestimmun gen 5.3.1. Methodik 5.3.2. Die Calcimetrie-Profile 36
36
36
5.4. Zusammenfassung der durch die SedimentpeIrographie erhalIenen ResultaIe.
5.4.1. Charakterisierung der beteiligten Schüttungen 5.4.2. Charakterisierung tektonisch bedeutsamer Zonen 5.4.2.l. Die Schichten des Etzelgipfels und ihrer ÄquivalenIe 5.4.2.2. Die Grindelegg-Schuppe 39
39
45
45
45
5.5. Interpretation der Profile 46
5.6. Diskussion einzelner Probleme 5.6.1. Zur sedimenIpetrographischen ZusammenseIzung des untersuchten Gebietes 5.6.2. Schürfling aus GraniIischer Molasse in der Riai-Schüttung 9
5.6.3. Zusammenhang zwischen Etzelgipfel-Schichten und Grindelegg-Schuppe 47
48
48
6. UnIersuchungen an Nagelfiuhgeröllen 47
50
50
6.1. Unmetamorphes Kristallin 6.2. Metamorphes Kristallin 59
6.3. Metamorphe Sedimente 60
6.4. Sedimente 62
6.5. Herkunftsdeutung der Gerölle 91
6.6. Die Schüttungsabfolge im untersuchten Gebiet 93
6.7. Anteil der Schüttungen 6.8. Na g elfluhtypen 6.8.1. Kristallinfreie Naaelfluhen 6.8.2. Kristallinführende Naaelfluhen 95
96
96
98
6.9. Die Abfolge der Nagelfluhtypen 99
6.10. Sedimentpetrographische Untersuchungen an Nagelfiuhgeröllen 6.10.1. Flysch aesteine 6.10.2. Kristallingerölle 99
99
103
6.11. Die quantitaIive und morphometrische Geröllanalyse 104
7. SIratonomie 106
7.1. Allgemeines
106
7.2. Die stratonomischen Profile Stratonomie der unteren Karbonatreichen Molasse 7. 2 .2. Stratonomie der Rigi/Rossberg-Schüttung 7.2.2.1. Profil des Friherrenberges 7.2.2.2. Das Fischbach-Profil 108
108
110
110
7.2.3. Stratonomie der Granitischen Molasse 7.2.3.1. Das Ruestelwald-Profil 7.2.3.2. Das Eichholzbach-Profil S. SedimentsIrukturen 114
8.1. Allgemeines
114
8.2. Resultate 114
116
4
VierIeljahrsschrift der NaturfoIschenden Gesellschaft in Zürich 9. Tektonik 1971
117
9.1. Aufschiebungen 9.2. Steilzonen 117
9.3. Brüche 118
119
9.4. FalIenstrukturen 9.5. Die Abfol ge der tektonischen EinheiIen im Untersuchungsgebiet 9.5.1. Die Steilzone von Feusisberg 9.5.2. Die Steilzone von Lidwil 9.5.3. Die Etzelplatte und ihre östlichen Äquivalente 9.5.4. Die Steilzone von Lachen 9.5.5. Die Grindele gg-Aufschiebung und -Schuppe 9.5.6. Die Haupt-(Ri g.i-)Aufschiebung 9.5.7. TekIonische Verhältnisse der Ri gi-Zone 9.5.8. Querstörun gen und Bruchsysteme 9.5.9. Die ForIsetzung der tektonischen Strukturen gegen E und NV 9.5.10. Die zeitliche Abfol ge der Etzelüberschiebung 120
120
121
122
125
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127
197
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129
129
119
10. Paläogeographie 130
11. Zusammenfassun g
11?
LiIeraturverzeichnis Verzeichnis der geolo gischen Karten 140
147
Verzeichnis der Textfiguren
Fi g . 1
Fi g. 2
Fig. 3
Fi g . 4
Fi g . 5
Fig. 6
Fi g . 7
Fi g . S
Fig. 9
Fig. 10
Fig. 11
Fi g . 12
Fi g . 13
Fi g . 14
Fi g . 15
Fi g. 16
Fi g . 17
Fi g . 18
Fi g . 19
Fig. 20
Übersichtsskizze (Geo graphie. Hydro graphie. Tektonik)
Das Freienbach-Ruestelwald-Profil Das EIzel-Profil Das Mülibach-Protil Das Chessibach-Profil Das Spreitenbach-Profil Das SaItele gg-Grueb-Profil Das Alptal-Profil Das Friherrenber g-Profil Ver gleichsprofil durch die Speer-Molasse (Zie gelbrücke-Kaltbrunn)
Aufgeschlossene Mächti gkeiten der subalpinen Molasse zwischen Haupt-Aufschie
bun g und Alpenrand Schwermineralanalysen an Flysch gesteinen Kornarössenverteilung der Na gelfiuh E des SihIsees. Stratonomisches Detailprofil der Grueb SIratonomie des Friherrenber ges Stratonomie des Ruestelwaldbach-Profils
Stratonomie des Eichholzbach-Profils
Die aus den Sedimentstrukturen ermittelIen Schüttun gsrichIun gen Profil durch die subalpine Molasse am oberen Zürichsee Profil durch die Schwändi-Hüllerich-Platte 7
29
30
31
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37
38
41
42
44
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124
Jahrgang 116
H.-P. MÜL LER. Geologische Untersuchungen in der subalpinen Molasse
5
Verzeichnis der Abbildungen
Abb. 1
Roter SchrifI g ranit
Abb. 2
Roter Quarzporphyr Abb. 3
Rotbrauner Granophyr Abb. 4
Vulkanische Brekzie Abb. 5
Hellgrüner. tuffarIiger VulkaniI Abb. 6
Hellgrauer. tuffartiger Vulkanit Abb. 7
Tristelartiger Kalk Abb. 8, 9 NummuliIen-, Discocvclinen-Lithothamnien -Kalk
Abb. 10
Dunkelbrauner oolithischer Kalk Abb. 11
Grauschwarzer Spongolith 148
149
149
150
150
151
151
152
153
153
Verzeichnis der Tabellen
Tab. I
Geröllzählungen in der subalpinen Molasse am obern Zürichsee Tab. 2
Zusammenstellung der an Geröllen durch g eführten Schwermineralanal_vsen
Tab. 3
StraIonomisches Profil Grueb (numerische Parameter) Tab. 4
Stratonomie des Friherrenberges (numerische Parameter) Tab. 5
Stratonomie des Fischbaches (numerische Parameter) Tab. 6
Stratonomie des Ruestelwaldprofils (numerische ParameIer) Tab. 7
Stratonomie des Eichholzbachprofils (numerische Parameter) Tab. 8-10 Zusammenstellun g der Resultate der sedimentpetrographischen UnIersuchun g en
88
102
IOS
110
Ill
113
114
133
Vorwort
Die vorlie g ende Arbeit ist aus einer an der Universität Zürich ausgeführten
Diplomarbeit hervorgegangen.
Sie ist das Resultat geolo gischer Untersuchun gen, die in den Jahren 1966-1970
in der subalpinen Molasse am obern ZüriChsee durch geführt wurden.
Die Auswertun g des Materials erfol g te am geolo gischen Institut der ETH und
der Universität Zürich, wo auch die Handstück- und Dünnschliffsammlungen deponiert sind.
Zum Abschluss meiner Dissertation möchte ich allen denen herzlich danken, die
zum Gelingen dieser Arbeit beitrugen:
An erster Stelle meinem verehrten Lehrer. Herrn Prof. Dr. R. HANTKE, für zahlreiche Hinweise und Ratschläge, sei es im Felde oder am Institut, sowie für das rege
Interesse , das er meinen Studien entgegenbrachte.
Herrn Prof. Dr. R. TRf`MPY für viele Ratschlä ge und Hinweise in bezu g auf
paläogeo g raphische Verhältnisse. tektonische und stratigraphische Probleme und
die Bestimmung und Beheimatun g der Nagelfluhgerölle.
Herrn Dr. F. HOFMANN, der mich in die Sedimentpetrographie einführte und
diesen Abschnitt kritisch durchsah.
6
Vierteljahrsschrift der Naturforschenden Gesellschaft in Zürich
1971
Herrn Dr. J. P. BECKMANN, der mich in die Mikropaläontologie der Sedimentgesteine einführte und die Bestimmung der Mikrofossilien der Gerölle zum Teil
übernahm.
Herrn Prof. Dr. E. DAL VESCO für die Bestimmun g und Beheimatung der wichtigsten Kristallingerölle.
Herrn Prof. Dr. H. M. BoLLI und Mme. Dr. M. TOUMARKINE für die Bestimmung
der Mikrofaunen des subalpinen Randflyschs.
Den Herren S. KAPPELER und J. BERTRAND für die Begutachtung schwer zu
beheimatender Gerölle und der Überlassung einiger charakteristischer Dünnschliffe.
Herrn Dr. P. ECKARDT für die Einsichtnahme in unveröffentlichte Aufnahmen
und für anregende Diskussionen über die Tektonik des Untersuchungsgebietes.
Den Herren E. SCHARLI, E. SCHWYN und M. ZUBER für die Anferti gun g der
Dünnschliffe und Dünnschliffphotographien.
Den Herren Dr. A. OCHSNER, Dr. H. M. MEYER-MARSILIUS Und Pater COELESTIN
MERKT OSB für zahlreiche wertvolle Hinweise anlässlich mehrerer Exkursionen.
Mit meinen Gebietsnachbarn A. Risse, S. SCHLANKE, B. STÜRM und J. KUHN verbinden mich gemeinsame Ta ge im Feld und viele erspriessliche Diskussionen.
Ebenso gehört mein Dank Herrn Dir. E. BURKHARDT der Stiftung Gletschergarten,
Luzern, dem Bezirksrat Einsiedeln, der Zie gelei Auf der Maur AG, Einsiedeln, deren
Beiträ ge an die Druckkosten die Publikation dieser Arbeit ermöglichten.
1. Einleitung
Die Grundlage der sedimentpetrographischen Untersuchungen bildete die geolo gische Kartierung des untersuchten Gebietes, die in absehbarer Zeit mit den Aufnahmen von J. KUHN, S. SCHLANKE, E. MÜLLER, A. Risst und R. HANTKE als Blatt
1132, Einsiedeln. des Geolo g . Atlas der Schweiz, 1 : 25000 erscheinen wird.
Bedingt durch die gebietsweise prekären Aufschlussverhältnisse mussten die
Gesteinsproben (vor allem Sandstein- und Nagelfluhproben) in oft unregelmässigen
Abständen entnommen werden. Dementsprechend wurden die Resultate in mehreren
ungefähr parallel zueinander gele gten, N-S verlaufenden Profilen dargestellt.
Das aufgesammelte fossile Pflanzenmaterial soll einer speziellen Publikation vorbehalten sein, ebenso die Darstellung und Deutung der quartären Ablagerungen,
die weite Gebiete des untersuchten Geländes bedecken.
2. Topographisch-hydrographische Ubersicht
Das untersuchte Gebiet liegt zwischen oberem Zürichsee und Sihlsee. Es wird im
E durch den Rand des Blattes 1132. Einsiedeln, der Landeskarte der Schweiz 1 : 25000
begrenzt. Die Westgrenze folgt ungefähr dem Kamm des Höhenzuges zwischen Alp
und Biber bis zur Einmündung der Alp in die Sihl. Ihre Fortsetzun g in NNE-Richtung verläuft über Feusisber g nach Pfäffikon SZ. Die Süd grenze wird zwischen
Jahrgang 116
H.-P. MÜLLER. Geologische Untersuchungen in der subalpinen Molasse
Fig. I. Übersichtsskizze (Geographie. Hydrographie. Tektonik)
HA
GA =
StF =
StL =
StLa =
Haupt 4Rigi)-Aufschiebung
Grindelegg-Aufschiebune;
Steilzone von Feusisberg
Steilzone von Lidwil
Steilzone von Lachen
FRP
EP
MP
ChP
SP
SGP
AP
FP
BP
=
=
=
=
=
=
=
=
7
I : 100 000
Freienbach-Ruestelwald -Profil
Etzel-Profil
Mülibach-Profil
Chessibach-Profil
SpreiIenbach-Profil
Sattelegg-Grueb -Profil
Alptal-Profil
Friherrenberg-Profil
Bärichtibach-Profil
Alptal und Sihltal durch den Kartenrand gebildet: im E des Sihisees fol gt sie dem
Nordabhan g der Äusseren Einsiedler Schuppen-Zone (AESZ) bis ins Gebiet der
Hinter-Satteleg g . Eine gründliche geo graphisch-naturwissenschaftliche Bestandesaufnahme erfol gte durch W. SIDLER. OSB (1902).
n
Vierteljahrsschrift der Naturforschenden Gesellschaft in Zürich 1971
Zudoo,ich6gstenDcrgaip6JoxinuWccbbi|ddcsbeiiMeiorudx'nie KAoFmA*w
(1860: 84) das Gebiet um Einsiedeln nannte, gehören E des 8ih|seesdauBJoderweid'
born (1316 co) und das 8töcklichrÜz (1247 m), westlich davon der Friherrenberg
(1113 m) und, zwischen Sib|oec und Zürichsce, der die Landschaft beherrschende
Etzel (1098 m).
Die hydro graphische Gliederun g ist einfach. Das Gebiet W des Bergzu ges 0üc|böcbi–Sottdegg–BJndorn6dborn–Guctercgg–Gruch–Cboodcoxa|d(um0E'Eodedcs
Sihlsees) entwässert mit den Hauptbächen Dimmerbach, Sprädene ggbach, Miese gg
-bach,Fis undSlzebachm1937ur2Staenwids
8ib|scc, ebenso das Gebiet E des Friherrenber gs mit dem Grossbach. Alp und Sih|
durchfliessen die Re gion W und N des Sihlsees und entwässern duo Gebiet W des
Dcrgzu8cs8töck\icbrüz–Etze|.
Isoklinaltälern folgend, iliesseo N dieser Linie Eu|cubuob ' Stu\dcobacb, Tu|boch,
Chessibach, Autisbach und Spreitenbach zum Zürichsee.
3. Geologisch-tektonische Ubersicht
Das untersuchte Gebiet liegt im Streifen der subalpinen Mo|uoe. Die wiChti gse tektonische Linie ist die 02 i' oder Huuprau[scbiebung. Im generellen
Molassestreichen verlaufend, berührt sie das N-Ufer des Sihlsees. Sie teilt das Untersuchun gs gebiet in zwei g rundverschiedene Zonen: S der Hauptaufschiebung baut
sich di e subalpine Molasse aus isoklinal gela g erten SchiChtpaketen auf;
zwisChen Zürichsee und Hauptaufschiebung besteht sie aus mehreren, aufeinander
fol g enden Stei|zonen, die von den «Klippen»-artig aufliegenden &{o\ossc'
scbo\\cn(E\ze|'und Schwändi-Hüllerich-Platte) überlagert werden.
Fol gende Formationen beteiligen sich am Aufbau d e r subalpinen Molasse:
––dicMo\ussc Rou g e, in der die Baupuufscbicbungver1üuft:
--die Karbonatreiche Mohsso, die dos normal Hangende der Molasse Rouge
bildet und den Raum bis zum Alpenrand einnimmt,
––dieGcuoiüsChe Mo\osscimY1 der Bauptauücbiehun g , und
––die^Obcraqu(canc Mcr g el zouex im Lie genden des Bächer Sandsteins.
Die nach strukturellen Gesichtspunkten d er mittelländischen Molasse zugerechnete Formation des Bächer Sandsteins der Oberen Meeres-Molasse (0MM) liegt
bereits ausserhalb des untersuchten Gebietes. 1nu8 bildet die A ussc/e Einsiedler
Schuppen-Zone (/\E3Z), der auf ein komplex aufgebautes Flyschkissen aufgeschobene oberkretazisch-alttertiäre Schichtstoss der südhelvetischen Drusberg-Decke,
den Alpenrand. Gewaltige Quartärmassen bedecken über weite Gebiete die
subalpine Molasse. Sie umschliessen weit gehend das Sih\sceborken und bedecken
vor allem die zum Zürichsee abfallenden Hänge.
Jahrgang 116
H.-P. MÜLLER. Geologische UnIersuchungen in der subalpinen Molasse
9
4. Stratigraphie
4.1. Einleitung
Die subalpine Molasse des untersuchten Gebietes zwischen dem Alpenrand im S
und dem oberen Zürichsee im N setzt sich aus fol g enden Einheiten zusammen:
Lithostratigraphie
Chronostratigraphie
Stufe
Group
Burdi galian
OMM
Miozän
Formation
Bächer Sandstein
«Oberaquitane Mergelzone»
Aquitanian
Granitische Molasse
US I
Karbonatreiche Nlolasse
Chattian 1
Molasse Rouge
Oligozän
Rupelian
Homer SandsIein
UM !M
Grisiger Mergel
In neuerer Zeit verzichteten die meisten Bearbeiter subalpiner Molasseablagerungen
auf chronostratigraphische Unterteilungen zum Zweck der Korrelation, insbesondere
gilt das für die hier bearbeiteten Molasseserien seit ZOEBELEIN (1963: 22) aus dem
nördlichen Teil des Untersuchungs g ebietes nachzuweisen vermochte, dass grosse
Teile der GranitisChen Molasse, die bis anhin meist dem «Aquitan» zugeordnet
wurden.. Chattisches 1 Alter besitzen, so dass mit SiCherheit festgestellt werden kann,
dass die Zeit g renze Chattian/Aquitanian nicht mit der lithostrati g raphischen Grenzziehung Granitische Molasse!Karbonatreiche Molasse zusammenfällt.
Es ist deshalb sinnvoll, Molasseablagerungen in Formationen aufzugliedern. Aus
litho g enetischen Gründen sind alle Formationsgrenzen mehr oder weniger heterochron. In Übereinstimmung mit SCHERER (1966: 6), BLAU (1966: 4) und anderen
Autoren sollte der Begriff der Formation ausschliesslich im lithostratigraphischen
Sinne verwendet werden (vgl. International Subcommission an Stratigraphic Terminolog y , 1960: 20:American Commission an Stratigraphic
1 BAUNl.4>N und ROTH ( 1969: 318;) sowie ROTH (1970) zeigten durch mikropaläontologische
Untersuchun gen der Typusgebiete des Chattian und des Rupelian, dass infolge der Gleichaltrigkeit
dieser Stufen beide Stufenbezeichnungen fallen gelassen werden könnten (vgl. dazu auch BERGGREN.
1970).
10
Vierteljahrsschrift der Naturforschenden Gesellschaft in Zürich
1971
Nomenclature, 1961), wobei der Formationsbegriff als geologisch kartierbare
Einheit verstanden wird (vgl. auch MATTER, 1964: 327). Zugleich sind Formationsbezeichnungen wie «Granitische Molasse», «Karbonatreiche Molasse», etc. ebenfalls sedimentpetrographisch verwendbare Einheiten. Da namentlich die Abla gerungen der Unteren Süsswasser-Molasse (USM) mit einer Fülle von Formationsnamen
belastet ist, wird vorgeschla gen, innerhalb dieser Molasse-Serie die folgende Einteilung vorzunehmen (v g l. auch HOFMANN, 1968: 36):
«Oberaquitane Mergelzone»:
Granitische Molasse:
Karbonatreiche Molasse:
Molasse Rouge:
Oberster Teil der USM
Oberer Teil der USM
Unterer Teil der USM
Unterster Teil der USM
Die chronostratigraphische Einteilung wird nach den Beschlüssen des «Colloque
sur le Miocene» (1958) verwendet: Das «Chattian» als höchste Stufe des
Oligozäns, das Aquitanian als tiefste Stufe des Miozäns (vgl. auch ZOEBELEIN, 1960:
245-265).
4.1.1. Die Formation der «Karbonatreichen Molasse»
Als Formationsbezeichnung für das Liegende der Granitischen Molasse wird
«Karbonatreiche Molasse» vor geschla gen. Ihr Lie gendes bildet die Formation
der Molasse Rouge. Da Formationsbezeichnungen wie «Granitische Molasse» in
erster Linie auf Grund sedimentpetrographischer Kriterien entstanden sind, liegt es
nahe, auch bei anderen Molasseserien nach dem gleichen Prinzip vorzugehen. Da
die Karbonatgehalte durch gehend sehr hoch sind, und weder in der UMM, OMIMM
noch OSM derarti ge Durchschnittswerte erreicht werden, scheint diese Bezeichnung
berechtigt zu sein.
Die «Karbonatreiche Molasse» wird als Äquivalent der von HOFMANN (1968: 35)
als «vor granitische, stampische Molasseschüttungen» oder als «betont sedimentäre
chattische Molasseserien» und von GASSER (1966: 738; 1968: 252) als «fluvioterrestrisches Stampian» bezeichneten Molasseablagerun gen aufgefasst. wobei diese
Autoren auch die Formation der Molasse Rouge einbezogen.
4.1.2. Zur Formation der Granitischen Ivlolasse
Wenn auCh die Formationsbezeichnun g «Granitische Molasse» nicht ganz korrekt
ist, hat siCh dieser Terminus doch durch gesetzt. Synonyme wie «St. Margrethener
Sandstein». «Zuger Sandstein», «Höhronenschichten», «Bildhauserschichten»,
«KojenschiChten», die «Blätter-Molasse der schweizerischen subalpinen Molasse
und der Vorarlberger-Allgäuer Molasse» (vgl. z. B. MUHET\I, 1934: 258) wurden
nur lokal verwendet.
4.1.3. Die Formation der «Oberaquitanen Mergelzone»
Auch hier liegt eine Vermen g un g von Chronostratigraphie und Lithostratigraphie
vor. Da sich aber diese Formationsbezeichnung im zentral- und ostschweizerischen
Jahrgang 116
H.-P. MÜLLER. Geologische Untersuchungen in der subatpinen Molasse
1I
Bereich (Hörnli-Schuttfächer!) eingebürgert und durch gesetzt hat (vgl. H. H. RENz
1937a: 56: TANNER 1944: 16-18; BÜCH! 1950: 13, 23, 61-70, aber auch BücHI,
WIENER und HOFMANN, 1965: Taf. I), wird sie auch im Untersuchungsgebiet verwendet. Obwohl die Molasseliteratur zur Genüge mit lithostratigraphischen Begriffen
von lokaler Bedeutung wie «Rote Molasse», «Untere Bunte Molasse», «Obere
Bunte Molasse», «Zone der roten Mer gelzwischenla gen» etc. versehen ist, muss im
Untersuchun gs gebiet an dieser Bezeichnun g festgehalten werden. Die «Oberaquitane
Mergelzone»~ist kaum je über grössere Distanz aufgeschlossen. Es können deshalb
keine durchgehenden Profile aufgenommen und damit kein Typusprofil gegeben
werden.
4.2. Lithofazielle Einteilung
Die von N nach S fortschreitende Aufgliederung der untersuchten Molasse liefert
fol gende Einheiten:
Obere marine Molasse
(OMM)
(OMM)
oben Bächer Sandstein
Oberaquitane Merge(zone (USM)
unten Granitische Molasse
(USM)
unIen Molasse Rouge
(USM)
Untere SüsswasserMolasse (USM)
Hauptaufschiebung (listrisch)
oben Karbonatreiche Nlolasse (USM)
Alpenrand
Subalpiner Flysch
«Randflysch»
Äussere Einsiedler Schuppen-Zone (AESZ)
Die nördliche Begrenzung des Untersuchungsgebietes wird in den stratigraphischen Kontakt zwisChen lie gender oberaquitaner Merge!zone und dem hangenden
Bächer Sandstein g ele gt. Der direkte Kontakt lässt sich nir gends beobachten.
Die südliche Be g renzun g wird durch den tektonischen Kontakt des Helvetikums
mit der Molasse gebildet. Zwischen die Serien der Äusseren Einsiedler SchuppenZone (AESZ) und den Ablagerungen der Karbonatreichen Molasse schaltet sich eine
vermutlich komplex struierte Flyschzone ein, deren litholo g ische und biostratig raphische Zusammensetzun g Analogien zum «RandflysCh» der bernischen Voralpen
aufweist.
Ablagerungen der Unteren Meeres-Molasse (UMM) sind im Untersuchungsgebiet
niCht zu beobachten.
4.2.1. Die Äussere Einsiedler Schuppen-Zone (AESZ)
Ober der komplexen «Randflyschzone» fol g en die Serien der AESZ, deren
Schichtglieder (Amdenerschichten, Nummulitenkalke und Grünsande, Globigerinenmer gel, Bur gsandstein) den oberkretazisch-alttertiären Abschluss der südhelvetischen
Schichtreihe bilden.
12
VierIeljahrsschrift der Naturforschenden Gesellschaft in Zürich
1971
a) Die Amdenerschichten
Sie wurden von ARN. HEIM (1909) ih die liegenden Leiboden- und die bangenden
Leistmergel unterteilt (vgl. auch HERB, 1962: 34). In der AESZ sind nach J. KUHN
lediglich die Leistmergel vertreten, eine «eintönige Serie von gelblichgrau anwitternden, mehr oder weniger geschieferten, im Bruch dunkelbei gen feinsilti gen Mergeln»
(HERB, 1962: 35) mit häufig auftretenden Pyritkonkretionen. Alter: Santon!Campan.
b) Nummulitenkalke
Transgressiv auf Amdenerschichten – andernorts auf Wangschichten – liegen die
neritischen, hellgrauen, oft g laukonitischen Nummulitenkalkriffe, die das auffälligste
morphologische Element des Alpenrandes bilden. Sie führen eine reiche Grossforaminiferenfauna (Assilinen, Discocyclinen, Nummuliten), sowie Bivalven, Gastropoden, Echinodermen. Die Nummulitenkalkriffe werden durch mehrere Grünsandniveaus gegliedert.
Detaillierte Profile wurden seit H. C. ESCHER von der Linth (1804) mehrfach aufgenommen, so durch R. J. MURCHISON (1849), F. J. KAUFMANN (1872), QUEREAU
(1893), ARN. HEIM (1908). Die wichti gsten Fortschritte – die Erkenntnis der Schuppenstruktur der AESZ, die Faziesabfol ge der Riffe – wurden durch JEANNET und
P. D. BUCK (1934), JEANNET, LEUPOLD und BUCK (1935), JEANNET (1936, 1941),
LEUPOLD (1933, 1937, 19391), 1943) sowie durch R. FREI (1963) erreicht. Alter: OberPaläozän – Mittel-Eozän (Lutetian).
c) Globigerinenmergel
Die neritischen Nummulitenkalke werden im Dach durch gefleckte, tonig-siltige,
zuweilen scharfkanti g brechende, kalkige Mergel («Fleckenmergel» LEUPOLDS,
Stadschiefer) von gelbbräunlicher bis bei ger Farbe ab gelöst, die meist eine reichhalti ge planktonische Mikrofauna (Globigerinen, Globorotalien) führen. Alter:
Mittel-Eozän – unteres Ober-Eozän.
d) Burgsandstein
Den Abschluss der Schichtreihe der südhelvetischen Drusber g-Decke bildet ein
aus den liegenden Globi gerinenmergeln sich entwickelnder Sandstein-Flvsch (R. FREI,
1936: 30-34: J. KUHN, 1967: 30-32). Alter: Ober-Eozän (Priabon).
4.2.2. Der Alpen-Molasse-Kontakt und der subalpine «Randflysch»
Die südliche Begrenzung des UntersuChungsgebietes wird durch die Überschiebung des Helvetikums gebildet. Der MolassejAlpen-Kontakt muss am Fusse des
Steilabfalls der «Ausseren Einsiedler Schuppen-Zone» (AESZ) liegen. Gute Aufschlüsse sind nirgends vorhanden; Schutthalden, Rutschungen und Bergsturzmassen
verhindern den Einblick (vgl. auch HABICHT, 1945: 124). Unter den einzelnen Alpenrandaufschlüssen auf der E-Seite des Sihlsees ist vor allem der Bärichtibach. 500 m S
der Sattelegg zu erwähnen, wo siCh – in meist nur temporären Aufschlüssen – eine
intensive tektonische Wechsella gerung verschiedenaltri ger Flvschdivertikel mit
Molasseschuppen enthüllt.
Jahrgang 116
H.-P. MCLLER. Geologische Untersuchungen in der subalpinen Molasse
13
In der Unterla g e der AESZ westlich des Sihlsees wurden in kleinsten Aufschlüssen
litholo g isch und altersmässig ähnliche Flyschmergel und -sandsteine in analoger
tektonischer Stellun g beobachtet (BAUMANN, 1967: 46-53). A. OCHSNER (1921) und
R. FREI (1963: 143) äusserten bereits die Vermutun g , dass derartige Flyschmassen
im Liegenden der AESZ auftreten könnten, der Nachweis gelan g später durch
J. KUHN (1967: 33), P. BAUMANN (1967: 46) und H.-P. MÜLLER (1967: 51-55).
Das Profil des Bärichtibaches g ewährt den besten Einblick in den komplexen
Aufbau dieser Zone. Die mikropaläontolo g ische Bearbeitun g und alpintektonische
Deutung wird durch J. KUHN (1971) erfolgen.
Derarti g e tektonische Wechsellagerungen am Alpenrand wurden von vielen
Autoren in Verbindun g mit der Existenz eines alten Molassereliefs gebracht (HABICHT,
1945a: 124-127; 140, 143: HERB, 1963: 92, 120-127; F. J. KAUFMANN, 1860: 128:
ARN. HEIM, 1906a: 461-472: ALB. HEIM, 1905: 129-130: BUXTORF, 1916: 18; HAUS,
1936: 7, 34, 48-49).
Profil Bä rich tibach (500 m S der Sattelegg)
Kote 1 100-1120. Molassemergel: grauviolett-bräunlichschwarz gefärbt mit massenhaft Kalzitausscheidun g en, steil nach SSE einfallend; gegen oben völlig vermulnu.
Kote 1 120-I 150. Fl y schmergel: schiefrig. schwärzlich, von Wildflyschcharakter. Im Bachbett
liegt ein 1 m 3 grosser KristallinexoIe. ein Muskovit-führender Biotit-Plagioklas-Gneis.
Charakteristisch ist die entlang Klüften und Haarrissen bis in den Kornbereich gelangende KarbonaIinfiltration. Gelegentlich finden sich in diesen Wildflyschmergeln sIeckend weitere Kristallinexoten: Grobkörnige. leukokrate GranodioriIe («HabkerngraniIe») mit schriftgranitisch-myrmekitischen Verwachsungen, sIark zersetzten Plagioklasen und reichlicher KarbonaIinfiltration sowie
grüntiche Dioritporphyrite. Lagerung: unregelmässig steil (50-70°) nach SSE.
Die mikropaläontolo gische Untersuchung lieferte:
an benthonischen Formen: Anunodiscus sp.
Haplophragmoides sp.
an planktonischen Formen: Globigerina linaperta FINL.AY
Globigerina yegnaensis WEINZIERL und APPLIN
Globigerina cf. yeguaensis WEINZIERL und APPLIN
Globigerina rene:uelana HEDBERG
Globorotalia cerroaulensis frontosa (SuBBOTt\A)
Globorotalia cerroa:ulensis cocoaensis CUSHMAN
Globorotalia cf: cerroa:ulensis cerroa:ulensis (COLE)
Globorotalia cerroazulensis cocoaensis CUSHMAN und Globorotalia cf: cerroazulensis cerronzulensis
(COLE) weisen diese Fauna ins unterste Obereozän (vgl. auch HERB 1962: 68).
Kote 1130. Flysch-Kalke: dunkelgraublau, mit graded bedding und Helminthoidenspuren.
steril. Auf Grund des lithologischen Habitus kann vermutet werden, dass diese Kalke einem oberkretazischen Flysch (Wägitaler Flysch?) angehören.
Kote 1150-1200. Nur temporär aufgeschlossen (aktives RutschgebieI).
Kote 1 150. Molassemergel: dunkelrot-violett, wechsellagernd mit dunkelblaugrauen. sterilen
Mergelsandsteinbänkchen.
Kote 1180. Mer gel: stark gestörI, tonig-siltig, dnnkelrot-braun mit schwärzlichen Zwischenlagen. Nach Prof. Trümpy zeigen sie grosse :lhnlichkeiten zur Fazies der «bunten Tone» HERBS
(1962: 76). Dafür spricht auch ihr Auftreten in unmiItelbarer Nähe von Kristallinbrekzien-reichen.
14
VierIeljahrsschrifI der Naturforschenden Gesellschaft in Zürich
1971
unsortierten Sandstein-Einschaltungen. die als Kristallingrus-Bänke zu bezeichnen sind. Die «bunten
Tone» führten lediglich eine schlecht identifizierbare benthonische Fauna, die keine Altersangabe
ermöglichte.
Kote 1190. Im Bachschutt liegen mehrere kopfgrosse Blöcke eines Kristallindetritus führenden
Flysch-Konglomerats.
Kote 1200-1230. Mergelschiefer, gelblichbraun, stellenweise gut geschichtet. Lagerung:
30' nach ESE.
Die schlecht erhalIene Mikrofauna ist sehr reich an benthonischen Formen, neben denen die
planktonischen beinahe verschwinden. Es liegt möglicherweise ein Olistolith vor.
Diese Mischfauna von Oberkreide- bis Eozän-Alter lieferte:
Benthonische Formen: Ammodiscas sp.
Bathysiphon sp.
Haplophragmoides sp.
Trochmnminoides sp.
Ammobacalites sp.
Planktonische Formen: Globotruncana jornicata PLUMMER
Globotruncana lapparenti tricarinata (QUEREAU)
Globigerina sp.
Glohigerinatlreka macrostoma (HAGN)
Globigerinatheka macrostoma (HAGN) deutet auf oberstes MitIel-Eozän bis unteres Ober-Eozän
hin. Die Globotruncanen müssen als aufgearbeitet angesehen werden.
Kote 1230-1250. Stellenweise legen Anrisse in der östlichen Böschung Rippen eines mittelgrobkörnigen. relaIiv porösen, bräunlich-gelben Sandsteins bloss, der keine ÄhnlichkeiI zu allen
andern untersuchten Sandstein-Typen aufweist. Die schwermineralogische Zusammensetzung:
Granat-Zirkon-Apatit-Rutil-Turmalin-SIaurolith (Formel: G, Z ART s) spricht für «alIe» Molasse
(Bausteinschichten. Horwersandstein) oder süd- bis ultrahelvetischen Flysch (FÜCHTBAUER. 1964:
191, 200).
Kote 1250. Flyschmergel: «Wildflysch»-arIig g rauschwarz, Ioniö siltig, mit Einlagerungen
graubräunlicher, feinsandiger, dünnplattiger Kalksandstein-Sandkalkbänkchen, g elegentlich mit Einschaltungen von bis zu 30 cm mächti g en Ölquarzitbänken.
Im Dünnschliff erkennt man nur undulös auslöschende, sich verzahnende, gleichkörnige (0,l
bis 0,15 mm grosse) Quarzindividuen und tiefgrüne Glaukonitkörner. Glaukonit Iritt auch als Pigment
auf und infiltriert Fugen und Korngrenzen. Die sterilen, karbonatfreien Gesteine weisen einen
erstaunlich hohen Gehalt an Schwermineralien - Zirkon, ApatiI, Granat - auf. Akzessorisch:
Chert, Erz, Biotit.
Aus den umgebenden kalkigen Mergeln und Sandsteinen liess sich keine altersweisende Fauna
isolieren, hingegen zeigte sich eine reiche benthonische Fauna mit Ammobaculites, Haplophragmoides und einigen Fischzähnchen.
Kote 1250-1270. Globigerinenmergel: Mi tt leres bis Oberes Eozän des südhelvetischen Tertiärs der AESZ. Der tektonische KonIakt zum «Wildflysch» ist unter Schutt verborgen.
Die Abklärun g der Beziehungen zu den interneren Flyschdivertikeln von ähnlicher
lithologisch-biofazieller Zusammensetzung muss dem Bearbeiter der Wägitaler
Flyschmassen vorbehalten bleiben. Nach Prof. Trümpy besteht eventuell ein Zusammenhang mit dem Flysch des Spirstocks. Daneben sind aber auch die komplexen
Flyschzonen N und S der Aubri g- und Riseten-Kette (OCHSNER, 1969) und gewisse
Flyschspäne im Wä gitaler Flysch (vgl. auch R. FREI, 1963: 154-156: 14-16, 63-76)
in Betracht zu ziehen.
Jahrgang 116
H.-P. MÜLLER. Geologische Untersuchungen in der subalpinen Molasse
15
4.2.3. Die Horwerschichten (UMM)
Da diese Formation im untersuchten Gebiet nicht aufgeschlossen ist, soll sie nur
kurz gestreift werden. Die paläogeographische Ausdeutun g , die Probleme der Korrelation, des Sedimentationsmechanismus und der Abgrenzung erfuhren durch
RUTSCH (1961: 27-32; 1962: 13-24) eine gründliche Bearbeitung.
Die «Horwerschichten» OCHSNERS (1935: 649) umfassen das liegende Formationsglied der Grisi g ermergel – von OCHSNER (1935) in der subalpinen Molasse zwischen Wä gital und Speer als «Biltenermer gel» bezeichnet – und das hangende des
H o r w e r s a n d st ei n s (von OCHSNER 1935 als «Biltener Sandstein» benannt).
Während die marin-brackischen Grisi ger (Biltener)-Mergel noch zahlreiche
Anklänge an die Flyschfazies zei gen (GASSER 1968: 240-251), besitzen gleichaltrige
Sedimente der Unteren Meeres-Molasse bereits Kennzeichen der beginnenden
Molasse-Sedimentation (limnisch-fluvioterrestrische Sedimentation, Konglomeratschüttun gen). Die Abla gerun g en der Unteren Meeres-Molasse (UMM) sind also
ausgesprochen fazieslabil (RUTSCH 1962: 14).
Die Altersbestimmung der Grisiger-Mer gel durch Ostrakoden, Fischfaunen
(WEILER 1952: 1-35), Fischschuppen der Gattun g Clupea («Meletta») (OCHSNER
1935: 650-657; HABICHT 1945a: 90-93, 100-101, 114-117, 145), Brachyuren (FRÖHLICHER 1951: 358) und durch Nannoplankton (SCHERER 1966: 57-62) ergab Rupelian-Alter.
Die hangenden Horwer (Biltener)-Sandsteine besitzen lithologisch und fauvistisch
bereits grosse Ähnlichkeiten zu den hangenden Molasseserien. Dieser Übergang
wird durch das Auftreten von Konglomeratbänken weiter akzentuiert. Auf Grund
vereinzelter Funde von Cardien, «Cyrenen» (OCHSNER 1935: 650: HABICHT 1945a
w. o.) und Ostrakoden (SCHERER 1966: 57-62) lässt sich auch der Horwer Sandstein
ins Rupelian einstufen.
Obwohl die Horwer Sandsteine nur von geringer Mächti gkeit sind – am Speer
4-8 m (HABICHT 1945a); im Riai/Eigental 15-20 m (BAUNIBERGER 1929: BUXTORF
1941), bilden sie den einzigen Leithorizont in der subalpinen Molasse, der eine grössere
horizontale Ausdehnung besitzt (GASSER 1968: 242: FÜCHTBAUER 1964: 208-220).
Die besten Aufschlüsse in unmittelbarer Nähe des untersuchten Gebietes liegen
im Biltener Tobel (W von Bilten), sowie im Trepsenbachtal-Feldredertengrat (NE
des Wägitalersees). Die profilhöchsten Schichten der Horwersandsteine sind im W
erst wieder am E-Ufer des Zu gersees bei St. Adrian aufgeschlossen.
Sedimentpetrographische Untersuchungen
a) Horwersandstein am Zugersee: Die dunkel g rauen, tonig-mergeligen
Kalksandsteine zeigen eine Granat-Apatit-Zirkon-Turmalin-Rutil-Kombination:
Formel: G, A Z T r.
Von den hangenden Formationen der Molasse Rouge und der Karbonatreichen
Molasse unterscheiden sich die Horwer Sandsteine durch den hohen Apatit- und
Turmalingehalt sowie durch den fehlenden Spinell und die zurücktretenden TiO 9
-Mineral.
16
Vierteljahrsschrift der Naturforschenden Gesellschaft in Zürich
1971
b) Biltener Sandstein (Biltener Tobel): Die graubräunliChen, mittel- bis g robkörni g en Sandsteine des Biltener Tobels unterscheiden sich weni g er deutlich von den
Abla g erun g en der han g enden Formationen. Zirkon und Rutil sind neben dem
Granat die wichti g sten Mineralien: Formel: G, ZRTA s.
Das gleiche Bild zeigt sich auch in den Horwer (Biltener)-Sandsteinen des Trepsenbaches 2:
c) Biltener (Horwer)-Sandsteine des Trepsenbaches. Der bräunlichgelbe, mittelkörnige, relativ weiche Sandstein zei g t einen überraschend hohen
Karbonatgehalt, namentlich viel Dolomit. Das Schwermineralspektrum zeigt bereits
starke Anklän g e an die Zusammensetzun g der Karbonatreichen Molasse. Die
Ablagerun g en im Gebiet zwischen Speer und Wägital verfügten zur Zeit der Sedimentation des Horwer Sandsteins, der Molasse Rouge und der Karbonatreichen
Molasse über das g leiche Liefergebiet. Formel: G, Z R a s t. Karbonat 57%, C/DVerhältnis 1,2.
4.2.4. Die Formation der Molasse Rouge
Als Synonyme der Formation der Molasse Rou g e seien genannt: die «untere
bunte Molasse» HABICHTS (1945a: 4, 27, 33, 56-58, 94, 103, 118: 1945b: 124, 128),
die «Mergel von ziegelroter-wein-kirschroter Färbung» und die «rote Molasse»
(F. J. KAUFMANN, 1860: 83, 109), die «rote Molasse der südlichen Antiklinale»
(KAUFMANN, 1872: 203: 1886: 259), die «Molasse Rou g e de Vevey» und die «Vaulruzschichten» im Sinne von HAUS (1937: 15, 25-26).
Die besten Aufschlüsse findet man im Spreitenbach, S von Lachen SZ (unmittelbar bei der linksseitigen Einmündun g des Bleikenbaches), wo diese Formation in der
Fazies tiefroter Mergel vorliegt, im Gegensatz zu vielen Aufschlüssen der Molasse
Rou g e, wo die Mer g el lediglich «bunt», aber nicht vorherrschend rot ausgebildet
sind. Diese Zone war bereits HERBORDT (1907: 5) aufgefallen, doch vermochte er
sie noch keiner besti mm ten Formation zuzuordnen.
Die Molasse Rou g e wurde – wenn auch nicht in ihrer typischen rotbraunen Ausbildung – im Untersuchungs g ebiet durch OCHSNER (1935: 653) beobachtet und durch
HABICHT (1945: 56-57) nachgewiesen (Profil Stöcklichrüz-Rinderweidhorn: die
Mächtigkeit dieser praktisch Aufschluss-losen Zone soll 300 m betragen).
Lithologie
Die Molasse Rou g e wird in erster Linie durCh feinsandi g e, teilweise g limmerreiche, aus g esproChen bröckeli g e Mergel gebildet. Die Farbskala reicht von g rünliChg rauen, ocker g elben, bräunlich-violetten, tief dunkelroten bis zu dunkelgrauschwarzen
Varietäten. Als Einschaltun g en treten g erin g mächti g e Mer g elsandstein- und feinbis mittelkörni g e Kalksandsteinbänke auf. Die hell g raubraunen Kalksandsteinbänke
wittern knaueri g -knollig an (vgl. auch HABICHT, 1945: 75). Kalkige Konkretionen
Die sedimenIpeIrographische Analyse der Abla gerungen der UMM wird durch A. Rissi erfotgen. Aus den tiegenden Biltener Mergetn wurden mehrere Proben geschlämmt. Es resultierte jedoch
lediglich eine unbestimmbare ZweIgforaminiferenfauna (Hinweis von Prof. Bolli).
Jahr g an g 116
H.-P.
MÜLLER.
Geologische Untersuchungen in der subalpinen Molasse
17
sind ein weiteres Merkmal dieser ivlergelzone. Konglomeratbänke und Geröllschnüre
und -nester wurden nirgends beobachtet.
Mit dem Verschwinden «bunter», vor allem roter und violetter Mergel und der
vermehrten Einlagerung harter, massiger Dolomitreicher Kalksandsteinbänke geht
die Molasse Rouge allmählich in die Formation der Karbonatreichen Molasse über.
Die Obergrenze ist also unscharf. Die Grenze ge gen die liegende Horwer-BiltenerSandsteinformation (UMM, «Rupelian») wurde nirgends beobachtet; es liegt immer
ein tektonischer Kontakt vor.
Fossilinhalt und Alter
Die Molasse Rou g e des Untersuchun gs gebietes, sowie dessen näherer und weiterer
Umgebun g lieferte keine altersweisenden Fossilien. Auf Grund lithostratigraphischer
Kriterien wird dieser Formation – unter dem Vorbehalt, dass die «Chattian»-Stufe
zurecht besteht – «unterChattisches», durch säugetierpaläontolo g ische Befunde
«mittelstampisches» Alter (HÜRzELER 1940: 192) zugewiesen.
4.2.5. Die Karbonatreiche Molasse (Unteres – mittleres «Chattian»)
Südlich der Hauptaufschiebun g folgt über der in stark wechselnder Mächtigkeit
auftretenden Molasse Rou ge die Formation der Karbonatreichen Molasse. Sie ist
lithologisCh nicht so homogen struiert wie die Formation der Granitischen Molasse
oder des Bächer Sandsteins. Das Hauptmerkmal bleibt der grosse KarbonatreiChtum
der Sandsteine. Die Zuordnung zu einer bestimmten Schüttun g ist unmö g lich; die
im Han genden der Molasse Rou ge gewalti ge Mächti g keiten bildenden Serien der
Speer-Schüttung lassen sich, nur sedimentpetrographisch untersucht (calcimetrisch,
leicht- und sChwermineralo g isCh), von den entsprechenden Serien der Rigi/RossbergSchuttun g niCht trennen.
Die besten Aufschlüsse finden sich im Friherrenber g . im Fischbach und seinen
Nebenbächen (4 km ENE von Willerzell) und im Miese g gbach (2 km E von Willerzell), sowie im Gebiet der Sattelego (vgl. die stratonomischen Profile Grueb, Fischbach, Friherrenberg).
Lagerun g und Tektonik sind klar: S der Haupt-Aufschiebun g fallen die Schichten
isokhnal mit 30-50" nach SSE ein.
Litholoie
a) N agel f l uh: Wie die geröllpetrographische Analyse zeigte (vgl. p. 88), handelt
es sich durchwe gs um sehr karbonat gesteinsreiche Konglomerate (Dolomite, dolomitische Ka lke, dichte Kalke, fleckige, mergelige Kalke, Kieselkalke, Fl yschsandkalke und Kalksandsteine etc.), vgl. HABICHT. 1945a: 127-129.
b) Sandstein: Innerhalb der Formation der Karbonatreichen Molasse lassen
sich mehrere Sandsteint y pen unterscheiden: An der Basis – aus der Molasse Rouge
sich entwickelnd – treten blaugraue, mittelkörnige, harte Sandsteine auf. Es wechsellagern dünnplatIige mit dickbankigen, massigen, bis 5 m mächtigen Sandsteinbänken
identischer petrographischer Zusammensetzung. Sie enthalten zum Teil grosse
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Vierteljahrsschrift der Naturforschenden Gesellschaft in Zürich
1971
Anteile an ocker gelb anwitternden Dolomittrümmern, so dass diese Vertreter mit
FÜCHTBAUER (1964: 252-254) als Dolomitarenite zu bezeichnen wären. Ihr
Karbonatgehalt ist sehr hoch (50-80%), wobei der Dolomitanteil gelegentlich den
Kalzitgehalt erreichen und übertreffen kann (vgl. Profil Alptal, Friherrenberg).
Dolomitarenitischer Sandstein (Schliff SW 13)
Der hart zementierte, bräunlichgraue. mittel-grobkörnige Sandstein zeigt als Charakteristikum –
neben den häufig ocker g elb anwitternden Dolomitkomponenten – eine Feinschichtung in grob- und
feindetritische Lagen. Hauptbestandteile sind gut gerundete Dolomit- und Kalzitkörner. die stellenweise Übergänge zur Matrix zeigen. Der überwiegende Karbonatanteil liegt in Gestalt detritischer
Karbonatkörner vor. die aber \vie die Grundmasse starker grober RekristallisaIion unterworfen
war. Die Variationsbreite der detriIischen Karbonatkörner ist gross und entspricht der KarbonaIgeröllzusammensetzung der Nagelfiuhen. Splittriger, undulös auslöschender Quarzdetritus. wenige.
praktisch unidentifizierbare Feldspatindividuen (mit Ausnahme der Mikrokline) und zahlreiche
Chertkörner (um 15%) vervollständigen das Bild. Die Leichtmineralanalvse ergab: Chert 12%,
Feldspat l%; die Calcimetrie: Karbonatgehalt 74%. C/D-Verhältnis l.8. was sich durch den Schliffbefund bestätigen lässt. Akzessorisch finden sich entfärbIe Biotite, Chloritfetzen. Erzklümpchen,
Zirkon, Granat, Apatit, Muskovit.
Gegen das Hangende werden diese dolomitreichen Sandsteine (Dolomitarenite)
durch Kalksandsteine, die den «Ebnatersandsteinen» HABICHTS (1945: 70) litholo gisch und stratigraphisch entsprechen, abgelöst. Die im frischen Bruch grauen bis
graublauen, hart zementierten Sandsteine weisen häufi g gelbe Verwitterungsrinden
auf. Die Bänke sind bis zu 10 m mächtig, in der Regel aber 2-5 m dick. Gelegentlich
beobachtet man auch feinkörnige, klüftige, äusserst harte Sandsteine, sowie zuoberst
mittel graue Varietäten mit ein gela g erten roten Chert- und Feldspatkörnern: die
Pseudogranitischen Sandsteine LUDWIGS. Auf den Schichtflächen liegen
häufig Spuren kohliger Substanz, Pflanzenhäcksel, etc.
Pseudogranitischer Sandstein (Schliff C 59)
Am Aufbau dieses SandsteinIyps beteiligen sich praktisch ausschliesslich eckig-kantiger Quarz
(Durchschnittsgrösse 0.3 mm). stark seriziIisierte. zum Teil perthitische Alkalifeldspäte und sehr
viele Chert-Hornstein-Körner. Die einzetnen Karbonatkörner lassen sich stellenweise nur schwer
von der ebenfalls rekristallisierten Grundmasse trennen. Detritischer Dolomit ist spärlich. FossilieD
fehlen. Akzessorisch: BioIit- und Chloritfetzen. Zirkon. ApaIit. Granat. Muskovit.
Gründliche petrographische Beschreibungen der Sandsteine der Karbonatreichen
Molasse erfol gten durch GUTZWILLER (1877: 34), LUDWIG (1920: 42), NIGGLI und
GRUBENMANN (1915), DE QUERVAIN und GSCHWIND (1934: 238-240) und HABICHT
(I 945 a : 70, 158).
Ein wichti ges Merkmal der graublauen, harten Kalksandsteine sind steilwinklige
Kreuzschichtungen (HABICHT, 1945: 70-72). Im untersuchten Gebiet treten sie im
Friherrenber g , im Sulzelwald (2 km NE von Willerzell) und im Brunnenwald (NNE
der Sattelegg) besonders deutlich in Erscheinung.
Als Begleiter
Rigi/Rossberg-Schüttun
der g gelangten selten innerhalb der Kalksandsteinzone der Karbonatreichen Molasse auch Granitische Sandsteinbänke von
geringer Mächtigkeit (50 cm bis I m) zur Ablagerung (Friherrenber g , Willerzell-
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H.-P. meLLER. Geologische Untersuchungen in der subalpinen Nlolasse
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Rindereggli-Pfifegg), was bereits von OCHSNER (1935: 650) und HABICHT (1945a:
28, 73) beobachtet wurde.
In der N vor der Haupt-Aufschiebung gelegenen Grindelegg-Schuppe vollzieht
sich der Übergan g — als Wechsellagerung Granitischer und Karbonatreicher Sandsteinbänke — von der Karbonatreichen in die Granitische Molasse, wobei auch die
pseudogranitischen Sandsteine stark vertreten sind (vgl. HABICHT, 1945b: 122).
Diese dickbankigen, massigen, hellgrauen Sandsteine bauen auch die Etzel-Klippe
auf (vgl. p. 49).
HABICHT (1945a: 72), der die Lithologie der ostschweizerischen subalpinen
Molasse genauestens beschrieb, beobachtete einen weiteren Sandsteintyp, den er als
«Be gleiter der Nagelfluhen mit Lokalcharakter» deutete. Es handelt sich dabei um
ockergelb-bräunliche, hart zementierte, mittel- bis grobkörnige Sandsteine, die in
der E-Schweiz Anklänge an alttertiäre Flyschkalksandsteine zeigen sollen (HABICHT,
1945a: 65, 72). Derarti ge Beziehungen wurden im Einsiedler Raum nicht beobachtet.
Glimmerreiche Sandsteine sind aus der Formation der Karbonatreichen Molasse
praktisch unbekannt.
Beträchtlich ist der Anteil an mergeli g-toni gen Sandsteinen und sandigen Mergeln.
Diese Gesteinsfazies entwickelt sich gele gentlich aus Kalksandsteinbänkchen, ist
aber meistens von Mergellagen scharf begrenzt. Diese Mergelsandsteine sind von
graugrüner Farbe und zeigen — vor allem im basalen Teil der Karbonatreichen
Molasse — oft eine knollig-knauerige Ausbildung.
c) Mergel: Am häufi gsten treten graugrünbläuliche bis ockergelbbräunliche, teilweise gefleckte, toni g-sandi ge Mer gel auf. Oft sind sie im cm-Bereich sehr gut
geschichtet.
Wichtige Mergelzonen bilden die weichen, versumpften Hänge der Depression
Grueb (vgl. stratonom. Profil Grueb-Wisital-Langene g g-Stollen (200 m S des
Stöcklichrüzes) sowie die Zone der Sattelegg.
Fossilinlralt und Alter
Während sich relativ leicht und häufi g pflanzliche Fossilien auffinden lassen, ist
die Ausbeute an Gastropoden, Vertebraten, etc. sehr gering. Die Fazies der Gastropoden-führenden «Bituminösen und blaugrauen Helicidenmer gel» HABICHTS (1945:
75) lässt sich nur sehr selten beobachten; sie führt lediglich unbestimmbare Reste.
Am Lan gblätz, 40 m W von P. 908, 1 km E von Willerzell fand OCHSNER (Bestimmung durch BAUMBERGER):
GasIropoden: Parachloraea o.rystoma (THo iAE)
Cepea rugulosa (ZIETE`)
Canariella rugulosa (ZtETEN)
Cepaea rugulosa (ZIETEN) ist nach BLAU (1966: 140) vom Rupelian bis ins Aquitanian verbreitet: Parachloraea oxystorna (THo IAE) hat nach ZOEBELEIN (1963: 21)
«chattischen» Leitwert. Unter dem Vorbehalt, dass alle älteren Bestimmungen fossiler Gastropoden zu überprüfen sind (BLAU, 1966: ZOEBELEIN, 1963) besitzt diese
Fauna «chattisches» Alter.
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1971
4.2.6. Die Granitische Molasse (Mittl. Oberes «Chattian» — Unt. OberAquitanian)
Ober- und Untergrenze der Granitischen Molasse sind unscharf. Diese Formation
lässt sich weit gehend durch die Verbreitun g der «Granitischen Sandsteine» STUDERS
(1853: 348) charakterisieren. Der allmähliche Übergang aus der lie genden Karbonatreichen Molasse zeigt sich am deutlichsten in der Grindele g g-Schuppe (vgl. p. 45),
die selbst zum Teil aus Granitischer Molasse besteht (HABICHT, 1945b: 125), sowie
in den unmittelbar vor der diese Schuppe begrenzenden Grindelegg-Aufschiebung
lie genden Molasseablagerungen. Die Tendenz zur Vermer gelung N der Steilzone
Lidwil-Feusisber g zeigt den Übergang in die hangende «Oberaquitane Mergelzone»
an. Dieses Phänomen ist von regionaler Bedeutung: Sihl gebiet—Oberer ZürichseeToggenburg—Rheintal: Lägern-Eglisau—Rafz (BOCHI 1950; BÜCHI, WIENER und
HOFMANN 1965: 91).
Das Liegende der vermer gelnden profilhöchsten Granitischen Molasse wird von
einer Zone grobkörniger, dickbanki ger Sandsteine gebildet.
Die besten Profile durch die Granitische Molasse lie gen im Ruestelwaldbach
(1,5 km SW von Pfäffikon SZ), im Eichholzbach (1,5 km W von Pfäffikon SZ), im
Mülibach und Chessibach (SW und S von Mülibach SZ), sowie im Chälen-Autisbach
(2 km SW von Lachen SZ).
La gerun g und Tektonik der Granitischen Molasse sind kompliziert (vgl. p. 8).
Wie bereits dargelegt (p. 9), ist die lithologische Grenze Granitische Molasse
Karbonatreiche Molasse nicht mit der Zeitgrenze «Chattian» !Aquitanian gleichzusetzen.
Lithologie
a) Konglomerate: Die Nagelfluhbänke der Granitischen Molasse unterscheiden sich grundlegend von Nagelfluhen anderer Formationen. Ihr _gewaltiger Reichtum an Kristallinaeröllen findet in der gesamten älteren und jün geren Molasse kein
_äquivalent (val. p. 98). Es konnte nie beobachtet werden, dass diese Nagelfluhen
mächti gere Bänke gebildet hätten, es handelt sich durch gehend um Geröllschnüre
und -nester, seltener urn Bänke von 30-50 cm Mächti g keit. Mit Ausnahme der in
der Geländekante Lidwil-Lue geten-Feusisber g mehrfach aufgeschlossenen Nagelfluh
sind die Na gelfluhen immer extrem kleingeröllig.
b) Sandsteine: Der namengehende Sandstein, der nach STUUDER (1853: 34S)
«dem Zertrummerungsprodukt eines kleinkörnigen Granits» entspricht, ist im
Normalfall von hellgrau-bläulichgrüner Farbe. besitzt mittleres bis Grobes Korn,
g rosse Porosität und verwittert leicht. Charakteristisch sind der bedeutende Gehalt
an Alkalifeldspäten (30 -60°/b in der Fraktion 0,1-0,15 mm), der Glimmerreichtum,
die groben Quarzkörner und der Chloritgehalt. Der Karbonatgehalt lie g t in der
Re gel unter 20%. Während die Grobkörni gen. absandenden Varietäten oft kaum
zementiert und daher sehr weiCh sind, können die unter geordnet auftretenden. leinkörnigen und kalkreicheren Vertreter sehr harte Lagen bildest. Häufig finden sich
Gerölleinstreuunaen (Granite, Gneise, Milchquarze, dunkle Flvschquarzite), so dass
stellenweise ein «Kiessandstein» vorliegt.
Jahrgang 116
H.-P. MÜLLER. Geologische Untersuchungen in der subalpinen Molasse
21
Die durchschnittliche Mächti g keit der Bänke ist beträchtlich; gelegentlich erreicht
sie bis 10 m (Ruestelwaldbach, Autisbach, Chessibach, Spreitenbach, val. auch
HERBORDT, 1907: 6). Sedimentstrukturen (Kreuzschichtungen, Channelbildunaen)
treten bemerkenswert selten auf.
Granitischer Sandstein (Schliff C 61)
Quarz und Feldspat halIen sich prozentual die Waage. Praktisch sämtliche Quarzindividuen
löschen undulös aus. sind eckig-splittri g ohne Rundungserscheinungen. Die stark serizitisierten
Feldspatkörner sind ebenso schlecht gerundet. Der Anteil an zwillingslamellierten Albiten isI beträchtlich; Mikrokline bilden die grössten Feldspatindividuen und erscheinen relaIiv frisch. Der
spärliche Plagioklas ist stark zersetzt (saussuritisiert). Der geringe Karbonatgehalt (um 20%) ist
vorwiegend auf die kalzitische Grundmasse beschränkt. Gele g entlich treten besser gerundete ChertHornstein-Körner auf. Akzessorisch: vollkommen entfärbIer, auch chloritisierter Biotit. Chlorit,
Iuskovit. Granat. Epidot, Zirkon, Apatit. Fossilien fehlen.
Die ausführliche petrographische Beschreibung der Granitischen Sandsteine
erfolgte mehrfach, so durch GUTZWILLER (1877: 34-35), FRÜH (1890: 70), NIGGLI
und GRUBENMANN (1915: 25ff.), DE QUERVAIN und GSCHWIND (1934: 232-234),
MUHEIM (1934: 258ff.), H. H. RENZ 1937a: 57-58), HABICHT (1945: 73), LE-MCKE,
V. ENGELHARDT und FÜCHTBAUER (1953: 20), MATTER (1964: 323), FÜCHTBAUER
(1964: 246), S. SCHLANKE (1969).
c) Mergel: Die Mergel der Granitischen Molasse sind sehr vielfälti g gefärbt.
Die Bezeichnung «bunte Molasse» oder «rote Molasse», wie sie von verschiedenen
älteren Autoren (F. J. KAUFMANN, 1872: 209; P. W. SIDLER 1902: 14: HERBORDT,
1907) als Synonyme der Granitischen Molasse verwendet wurden, ist nicht gerechtfertigt (auch MATTER 1964: 323; H. H. RENZ 1937a: 58). In erster Linie treten gelbgraue, ockergelb-rotbräunliche, teilweise leicht knolli ge, sowie eintöni g dunkelgraubraun gefärbte Mergel auf.
Fossilinhalt und Alter
ZOEBELEIN (1963) hat den paläontolo g isChen Inhalt der GranitisChen Molasse des
Oberen. Zürichsees untersucht. An wichti gen. Formen seien aufgeführt (die Bearbeitung der fossilen Flora wird in einer spez. Publikation erfolgen):
ZOEBELEIN (1963: 14-22)
Gastropoden
Zonites sp.
Omphalosagda subrugulosa (F. A. QUENSTEDT)
Trichia (Leucochroopsis) sp.
Parachloraea ox;istoma (THOM.AE) ssp.
Cepaea subsulcosa subsalcosa (THOMAE)
Tiiptychia ( Triptychia) antic-pal (ZIETEN)
Triptvchia (TIiptychia) eschen (SANDBERGER)
Triptychia cf: ulrnemsis (SANDBERGER)
Poiretia (Palaeoglandina) gracilis gracilis (ZIETEN)
Radix (Radix) subonata (ZIETEN)
Planorbarius cormu coma (BRONGNIART)
Planorbarius antiquum antiga m m (BRONGNIART)
Vierteljahrsschrift der Naturforschenden Gesellschaft in Zürich
22
Vertebraten
1971
Eonns schlossen (DEPERET und DOUXANlI)
Melissodon sp.
Amphitnagulus cf. elegans (POMEL)
Amphitragulus cf. gracilis (PO MEL)
BAUMMBERGER (1927a: 317: zit. in ZOEBELEIN 1963: 20)
Gastropoden
Ena hassiaca ulmensis (WENz)
Innerhalb der Formation der Granitischen Molasse sind Omphalosagdasubrugulosa
(QUENSTEDT), Triptychia (Triptychia) antiqua (ZIETEN) und Ena hassiaca ulmensis
(WENZ) Leitformen des Aquitanian, während Parachloraea oxystoma (THO MAE) und
Triptychia (Triptychia) eschen (SANDBERGER) für das «Chattian» leitend sind. BLAU
(1966: 123) hat allerdings darauf hingewiesen, dass Triptychien zur stratigraphischen
Einstufun g ungeei g net sind, «da sie eine grosse Variationsbreite zeigen und Lokalfaunen ausbilden ... », wobei namentlich die Formen Triptychia antiqua (ZIETEN
1830) und Triptychia eschen (SANDBERGER 1874) zahlreiche gemeinsame Merkmale
zeigen, so dass die Festlegung der «Chatt»/Aquitan-Grenze — und damit der Oli gozän/Miozän-Grenze — auf Grund von Triptychien problematisch ist (BAU`MBERGER
1927 a).
Die Grenze zwischen «Chattian» und Aquitanian ist also auf Grund dieser
paläontologischen Befunde in bezug auf das untersuchte Gebiet unbestimmt (Zone
der «Feusisberger Antiklinale» (ZOEBELEIN 1963: 22, 25).
4.2.7. Die «Oberaquitane Mergelzone»
Auf p. 10 wurde das Wesentliche zur Formation der «Oberaquitanen Mergelzone» gesagt. Die besten Aufschlüsse findet man im untersten Abschnitt des Baches
der das Eichholz (1,5 km WSW von Pfäffikon SZ) entwässert, wo auch der allmähliche
Übergang in die liegende Granitische Molasse zu beobachten ist. Der stratigraphische
Kontakt zum hangenden Bächer Sandstein ist im Untersuchun gs gebiet nir gends aufg eschlossen, hingegen soll sich die marine Transgression im ^ Hörnli-SchuttfächerBereich E des Zürichsees durch eine scharfe lithologische Grenze (Basiskonglomerat:
Bticxt 1950: 56) abzeichnen.
Die La gerun g und Tektonik dieser Formation ist einfach: Die Nei gun g der gegen
NNW einfallenden Schichten nimmt gegen die basalen Abschnitte von 30' auf 40' zu.
Die Mächtigkeit dieser praktisch unaufgeschlossenen Zone, die die vom Eulenbach durchflossene Depression S der Bahnlinie Freienbach-Wollerau bildet, beträgt
120-1 50 m.
Lithologie
Es wechsellagern gelbgraue, teilweise violett-rote, gefleckte Mergel mit Mergelsandsteinen, grau gelben feinkörnigen Kalksandsteinen und knolli g verwitternden
Mergelkalken (Bt1cxI 1950: 23). Granitische Sandsteine und gröber detritische
Einschaltungen fehlen. Das Verhältnis von Sandstein: Mergel dürfte um 1 : 2 bis
1 : 3 liegen.
Die litholo g ische Charakterisierung dieser Formation erfolgte durch H. H. RENZ
Jahrgang 116
H.-P. MÜLLER. Geologische Untersuchungen in der subalpinen Molasse
23
(1937a: 56), TANNER (1944: 16-18), BücHt (1950: 13, 23, 61-70), die sedimentpetrographische durch FÜCITBAUER (1964: 183-189).
Fossilfiihrung und Alter
Die Fossilführung ist äusserst gerin g, es konnte lediglich unbestimmbarer Gastropoden-Detritus aufgesammelt werden. Die Alterszuweisung ist fraglich.
Das Ablagerungsmilieu-periodisch überflutete Schwemmlandebene mit ständigem Wechsel der Flussarme – wurde durch BücHI (1950: 23, 35, 56, 67-70, 91)
gründlich erforscht und dargestellt.
4.2.8. Der Bächer Sandstein (OMM)
Die wichtigsten Aufschlüsse liegen in der Nordflanke des Rückens zwischen
Freienbach und Wollerau, die südlichsten in der Strassenunterführung in Freienbach,
P. 406. Weitere Aufschlüsse findet man zwischen Freienbach und Wilen im Rebgelände von Leutschen, sowie im Eulenbach.
Lagerung und Tektonik sind einfach: 30-35' gegen NNW einfallend (vgl. auch
F. J. KAUFMANN 1860: 92).
Lithologie
HERBORDT (1907: 6-8) gab eine zutreffende lithologische Charakterisierung mit
dem als Typusprofil dienenden Profil des Steinbruchs «Waldisber g » (220 m NE
von P. 477).
Der Bächer Sandstein stellt ein lithostrati graphisches Äquivalent des «Luzerner
Sandsteins» (F. .1. KAUFMANN 1860: 118), des «Plattensandsteins St. Gallens» (u. a.
BücHm 1950: 38-40), etc. dar.
Im Rahmen der geröllanalytischen Untersuchungen wurde versucht, das « Basiskonglomerat», mit dem die Abla gerun gen der OMM vielerorts einsetzt (BtIcHI 1950:
56, 74: TANNER 1951: 17; H. H. RENZ 1937a: 8, VON SALIS 1967: 18-20), in die
Untersuchungen miteinzubeziehen. So weit die Aufschlussverhältnisse Einblick in
die basalen Zonen der Bächer Sandstein-Formation gewährten, konnten nirgends
Anzeichen einer Geröllschüttun g beobachtet werden. Beidseits des Zu gersees setzen
die Abla gerun gen der OMM wiederum mit einem Basiskon glomerat ein.
Die plattigen, kalkreichen, graublau- grünlichen, fein- bis mittelkörni gen Sandsteine von grosser Dichte und Festi gkeit werden durch dünne, graublaue, tonig-sandige,
glimmerreiche Mergella gen getrennt. Die Korn grösse der Sandsteine ist deutlich
gerin ger als die der Granitischen Sandsteine. Auf den Schichtoberflächen der Sandsteine liegen zahlreiche Muskovitschüppchen, gele gentlich auch Pflanzenhäcksel.
Auffallend ist die bis zu 2 m mächtige, regelmässige^Bankung. Gerölleinlagerungen
sind selten: Milchquarze, Gneise, Granite. Charakteristisch sind tiefgrüne, tonige
Mergelknollen.
Ein weiteres Merkmal sind die sehr häufig auftretenden Sedimentstrukturen:
Rippelmarken, Kreuzschichtungen, Fliess-Strukturen, Lebensspuren (Kriechspuren,
Fährten, etc.). (BücH! 1950: 38-40; VAN DER LINDEN 1963; VON SALIS 1967).
24
Vierteljahrsschrift der Naturforschenden Gesellschaft in Zürich
1971
Bächer Sandstein (Schliff C 45)
Hauptmineral ist splittrig-kantiger, meist undulös auslöschender Quarz (um 35%). Der Erhaltungszustand der Feldspäte (ca. 30%) ist sehr schlechI, nur der Mikroklin erscheint relativ frisch.
Unter den andern, durchweg sehr stark serizitisierten Feldspäten dominiert Albit. Der KarbonatanIeil (um 30%) verteilt sich zu gleichen Teilen auf detritische Karbonatkörner - wobei Dolomit
stark untergeordnet auftritt - und auf die karbonatische Grundmasse. Akzessorisch: Muskovit,
chloritisierter Biotit, ChloriI, Erzkörner, Epidot und Granat.
Reichlich auftretender Glaukonit und Chert-Körner bilden die restlichen 5%. Fossitien wurden
nicht aufgefunden.
Die sedimentpetrographische Analyse ergab: FeldspaIgehalt: 28%, Chert/Gesteinsbruchstücke:
5%, Gesamtkarbonat 32%. C/D-Verhältnis: 3,5; dazu eine Epidot-Granat-Zirkon-Apatit-Staurolith-Rutil-Kombination.
Fossilinhalt und Alter
HERBORDT (1907: 7, 14)
Lamellibranchier Cardium commune (MAYER)
Pecten sp. indet.
Perrra Soldani (DESH.)
Pinna Brocchi (D'ORB.)
Anomia aphippium (L.)
ESCHER, Zit.
Lamellibranchier
in HERBORDT
(1907: 14)
Gastropoden
ESCHER, HERBORDT,
Lamellibranchier
LERICHE, STEHLIN; Zit. in
RUTSCH u. H(RZELER
(1934: 347)
GasIropoden
Crustaceen
Pisces
`lammalia
ZOEBELEIN (1963: 19)
Lamellibranchier
R. HANTKE (mündl. Mitt.) Plantae
Mactra triangula (REN.)
Corbula sp. indef.
Ostrea sp. indet.
Turritella sp. indet.
«Venus» sp. indef.
1leretrix ?
Meleagrina sp. indet.
«Trochus» sp. indet.
«Balanus holgeri (GEI N.)»
Aetobatis arcuatus (AG.)
Odontapsis acutissima (AG.)
Odontapsis cuspidata (AG.)
Carcharias (Aprionodon) stellatus (PROBST)
Carcharias (Hypoprion) sp.
Palaeomeryx cf. garsonnini (\r1AYET)
Ruininantia bidet.
Rhinoceros sp. cliv. majores
Ostrea sp. O.? exulis O.? tegulata
Cardium sp.
C:hlamnvs cf. palmata (Lim.)
Pfaus-Zapfen
Die spezifischen Bestimmun gen ESCHERS und HERBORDTS smd revisionsbedürftig
(RUTSCH und HÜRZELER 1934: 347). Auf Grund der Säu getieruntersuchun gen H. G.
STEHLINS (1919: 48) sind die Bächer Sandsteine der Burdi g alian-Stufe zuzuordnen.
BÜCHI (1950: 47-49) wies nach, dass die Sedimentation in ein flaches, teilweise
brackisches Meer erfol gte. Lebensspuren und fossile Priele lassen SPECK (1945) von
einem «versteinerten Wattenmeer» sprechen. Die marinen Fossilien, unter denen
die litoralen und seichtmeerischen Formen überwie gen, unterstützen diese Deutung.
Jahrgan g 116
H.-P. MÜLLER. Geologische Untersuchungen in der subalpinen Molasse
'75
5. Sedimentpetrographische Untersuchungen
5.1. SchwermiHeralanalysen
5.l.1. Allgemeines
Nachdem in den letzten Jahren schwermineralogische Untersuchungen in der
subalpinen Molasse (MATTER 1964: VON SALIS 1967; FÜCHTBAUER 1964: GASSER
1966, 1968) und in Flyschablagerun gen (FüCHTBAUER 1964; WoLETZ 1954, 1962,
1963, 1967; GASSER 1967; OBERHAUSER 1968) mit Erfol g angewendet wurden, schien
es angebracht, die fossilarmen und litholo gisch eintönigen Abla gerungen des südlichen oberen Zürichsee-Gebietes sedimentpetrographisch (Schwer- und Leichtmineralanalysen, Calcimetrie) zu bearbeiten. Die Kombination von Sedimentpetrog raphic und Geröllanalyse erlaubt, Rückschlüsse auf Gesteinsinhalt und Stratigraphie des die Molasse-Sedimente liefernden Hinterlandes zu ziehen, sowie die
Tektonik der subalpinen Molasse zu erhellen.
5.1.2. Bisherige Unlersuchungen
Eine Zusammenstellun g der bisheri gen Untersuchungen in der subalpinen Molasse
gab MATTER (1964: 397). Das Untersuchun gsgebiet lie gt in einer Zone, die sedimentpetrographisch schlecht untersucht ist. Verwertbare Angaben stammen aus benachbarten Gebieten: Oberer Zürichsee-Wägital (VoN Moos 1935: 197), Höhronen
(KLEIBER 1937: 427), Oberer Zürichsee-Höhronen (FüCHTBAUER 1964: 188-191) und
Rossberg (HOFMANN 1968: 36).
5.1.3. Methodik
Um vergleichbare Resultate zu erhalten, wurde die von HOFMANN am Zürcher
Institut eingeführte Methodik übernommen (HOFMANN 1957a: FüCHTBAUER 1954,
1964). Zur Schonung des HCl-empfindlichen Apatits erfol gte die Entkarbonatisierun g mit 15% Ameisensäure, die Trennun g mit Bromoform 2,88. Untersucht
wurde der Korn grössenbereich 0,06-0,4 mm (FÜCHTBAUER 1954, 1964; HOFMANN
1957a: MATTER 1964; GASSER 1966, 1968). Als Einbettungsmittel diente Kanadabalsam (n = 1,54) oder Aroclor Nr. 4465 (n =1,66; vgl. auch GASSER 1966: 740).
5.l.4. Gefundene Schwerminerale
Auf die Beschreibun g der SChwerminerale wird verzichtet, da VON Moos (1935).
MILNER (1962), FtiCHTB.AUER (1964), GASSER (1966) das gesamte Spektrum ausführlich dar gestellt haben.
Aus der subalpinen Molasse, quartären Ablagerungen, Fl y schsandsteinen und
eini g en Proben aus der südhelvetischen AESZ wurden folgende Schwerminerale
bestimmt:
26
Vierteljahrsschrift der Naturforschenden Gesellschaft in Zürich
1971
sehr häufig
Granat-Gruppe (farblos-rosa; selten gelb)
Zirkon
ApatiI
Rutil
Epidot-Gruppe (inkl. Zoisit)
weniger häufig Spinell-Gruppe 3 (Picotit-Chromspinell)
Turmalin
Staurolith
Anatas
Titanit
Chloritoid
Bargt
selten
Brookit
Andalusit
Monazit
sehr selten
Disthen
Topas
Hornblende
5.1.5. Korngrössenabhängigkeit der
Schwerminerale
(1957a: 290), MATTER (1964: 403), FtiCHTBAUER (1964: 258) und
(1966: 753) untersuchten bereits die Abhän gigkeit der Schwerminerale von
der Korngrösse. Ein an Schwermineralien reicher Sandstein aus dem «Randflysch»
wurde aufgeschlossen und in fol gende Fraktionen aufgeteilt : 0,06-0,1 mm, 0,1-0,15 mm,
0,15-0,2 mm, 0,2-0,4 mm, 0,4-0,6 mm. Es bestätigte sich die bekannte Tendenz zur
Anreicherung der Granate und Turmaline in den gröberen Fraktionen, während sich
Zirkone und TIOz-Min. in den Feinfraktionen konzentrieren. Wie GASSER (1966)
nachwies, lässt sich aus diesem Befund nicht auf die Korngrösse der Probe schliessen.
Ein Vergleich der Schwermineralführung und -verteilung der Mergelproben (C 41,
C 56, Sp 11, SW 4, Fy 10) mit den liegenden und han genden Sandsteinen zeigte völlig
analo ge Resultate.
HOFMANN
GASSER
5.1.6.
Auszählen
der
Schwerminerale
Es werden pro Präparat mindestens 100 Körner ausgezählt (Kreuztisch), wobei
der Granat, seiner Häufigkeit wegen, gesondert erfasst wird. In Übereinstimmung
mit FÜCHTBAUER (1964) und HOFMANN (1957a-1969), aber im Ge gensatz zu MATTER
(1964), GASSER (1966, 1968) und VON SALIS (1967) wurde die Gesamtmenge der
bestimmten Schwerminerale (Granat ein geschlossen) = 100% gesetzt und der
Granat wiederum in % aller Schwerminerale ausgedrückt.
Erze, opake Mineralien, Glimmer, Chlorit, Glaukonit, etc. wurden nicht berücksichtigt (Methodik der Auszählung: MATTER 1964: 399).
Das Problem des Baryts wurde durch VON Moos (1935: 184), MILNER (1962) und
GASSER (1966: 741) untersucht. Die teilweise auti gene Entstehung kann Schwer3 Es besteht IdentiIät zwischen den von GASSER (1966: 741; 1968: 293) als Spinell bezeichneten
Mineral und dem Chromit WoLETZ' (1954, 1962. 1963. 1967) und OBERHAUSERS (1968). (Dazu auch
FÜCHTBAUER 1964: 261.)
Jahrgang 116
H.-P. MÜLLER. Geologische Untersuchungen in der subalpinen Molasse 27
mineralspektren stark beeinflussen, weshalb die Methode HOFMANNS verwendet
wird: Der Baryt wird nicht in % ausgedrückt, sondern nur registriert, ob er in geringen Mengen (±), deutlichen Mengen ( -) oder grossen Mengen (--=) auftritt.
5.1.7. Sedimentpetrographische Formeln
Wenn schwermineralo gische Befunde nicht in Prozentwerten aus gedrückt werden,
sind sie nach FÜCHTBAUER (1964: 165) als «sedimentpetrographische Formeln»
wiedergegeben.
Granat wird immer vorangestellt. Bildet er das häufi gste Schwermineral, wird er
gross geschrieben (G), sonst klein (g). Sind mehr als 10% eines Minerals vorhanden,
werden die Abkürzun gen gross geschrieben – und zwar in der Reihenfol ge ihrer
Häufigkeit – sonst ebenfalls klein.
Akzessorisch auftretende Mineralien sind nicht berücksichtigt. Es bedeuten:
G
A
A'
B
D
E
G'
H
Granat
Apatit
Anatas
BrookiI
Disthen
Epidot
Glaukophan
Hornblende
M
R
S
S'
T
T'
Z
Z'
Monazit
Rutil
Staurolith
Spinell
Turmalin
Titanit
Zirkon
Zoisit
5.l.8. Intrastratal Solution
Nachdem der Aussagewert schwermineralogischer Untersuchungen als Mittel
der stratigraphischen Korrelation durch die Entdeckun g der Intrastratal Solution
(PETTIJOHN 1957: 674: WIESENEDER 1958: 1171) in Zweifel gezogen wurde, setzte mit
der Modifizierun g der Untersuchun gsmethoden durch FÜCHTBAUER (1954, 1964) und
HOFMANN (1957: 289), sowie den neueren Untersuchungen VAN ANDELS (1959) und
FÜCHTBAUERS (1957: 262) eine Rehabilitation der Schwermineralanalyse ein.
Nach FÜCHTBAUER (1964: 262) war der Effekt der Intrastratal Solution in der
westlichen Molasse – unter anderem infolge des stark erhöhten Karbonatgehaltes –
verschwindend gering. Den Beweis lieferten die Tiefbohrungen Kilsnacht I (BÜCHI
et al. 1965: 94) und Hünenberg I (HOFMANN 1968: 37), wo in 2200 m bzw. 2350 m
Tiefe noch grosse Men gen Epidot gefunden wurden.
5.1.9. Die Schwermineralprofile
Die einzelnen Profile werden zuerst auf ihre Schwermineralführun g besprochen,
die Diskussion der Resultate und die Charakterisierung einzelner Schüttun gen erfolgt
in einem besondern AbsChnitt.
a) Das Freienbach-Ruestelwald(Feusisberg)-Profil
Die Schwermineralführung des gegen NNW einfallenden Sandsteinkomplexes der Oberen Meeresmolasse (OMM) zeichnet sich durch eine Epidot-Dominanz aus. Den komplementären Verlauf zur
78
Vierteljahrsschrift der Naturforschenden Gesellschaft in Zürich
1971
nach S abnehmenden Epidothäufigkeit zeigen Zirkon und Staurotith, der in der Probe C 45 ein
Maximum von 9% erreicht. Apatit und TiOs-Mineralien machen die durch den Epidot vorgezeichnete Tendenz mit. Die Häufigkeit des Granats bleibt relativ konsIant. Die sich gegen S immer stärker
aufrichtenden, ebenfalls nach NNW einfallenden Schichten der «Oberaquitanen Mergelzone» und
die liegenden SandsIeine der Granitischen Molasse zeigen eine ähnliche Schwermineralassoziation
wie die OMM: Vorherrschend bleibt Epidot (bis 50%), doch sind die Durchschnittswerte deutlich
niedriger als in der OMM. Der in der OMM nicht aufgefundene Turmalin setzt hier miI geringen
Werten ein, der Granatanteit ist sehr gering. Die Granitischen Sandsteine der weiter gegen SSE
folgenden «aquitanen Sandsteinzone» (die gegen das Liegende durch das Auftreten markanter
Geröllbänke - der Nagelfluh von Lidwil - begrenzt wird), fallen sehr sIeil gegen SSE ein; gelegentlich
erreichen sie sogar saigere Stellung (Probe C 35). Bemerkenswert ist die plötzliche starke Abnahme
des EpidoIs, der durch Zirkon und TiOs-Mineralien vertreten wird. Apatit und Turmalin zeigen
eine leichte Zunahme, Granat tritt nun in sehr grossen Mengen auf. Die selten aufIretenden Spinelle,
Batyte, Titanite und Chloritoide erlauben keine gesicherten Aussagen, lediglich bestätigen sich die
Beobachtungen FÜCHTBAUERS (1964: 189, 261) und GASSERS (1966: 743), wonach Titanit haupIsächlich als Be gleitmineral des Epidots auftritt und aus dem gleichen Ursprungsgestein herzuleiten
ist.
b) Das EIzel-Profil
Dieses Profil schliesst sich unmittelbar an das eben besprochene an. Epidot und SIaurolith verschwinden völlig. Sie werden im N durch die sporadisch aufIretenden TiO Mineralien und den
Spinetl ersetzt. Die die Unterla ge der flach liegenden Sandsteine des EIzel-Gipfels - auf ihre stratigraphische und tektonische Stellun g wird auf p. 122 ein gegangen - bildenden Schichten verlieren
allmählich ihren granitischen Charakter. Bis ans S-Ende des Profils - bei der Tüfelsbrugg (6 km N
von Einsiedeln) - nimmt der Zirkon von 50% bis auf 70% zu, Apatit und Granat zeigen komplementäre Tendenz.
Im Gegensatz zu den liegenden Schichten weist die Schwermineralführung der horizontal bis
schwach nach NW geneigten Etzel-Platte eine bemerkenswerte Konstanz auf: Der AnIeil an Zirkon
ist etwas niedriger, der an ApatiI deuIlich höher (bis 46%). TiOs-Mineralien Turmalin. Staurolith
sind nur in gerin gen Mengen vorhanden.
c) Das Mülibach-Profil
Die im nördlichen Profilabschnitt stark gestörten Schichten der Granitischen Molasse lassen sich
durch den Epidot. Apatit und den dominierenden Zirkon- und TiOe-Min.-Anteil charakterisieren.
Im südlichen Profilabschnitt vollzieht sich der Über gang in die Karbonatreiche Molasse: Epidot
ist immer noch vorhanden.
d) Das Chessibach-Profil
Der nördliche Profilabschnitt überschneidet sich mit dem südlichsten des Mülibach-Profils, was
sich auch in der Schwermineralassoziation abbildet. Bemerkenswert isI auch hier das Vorkommen
des Epidots.
S der Grindele gg-Aufschiebun g ändert sich die Schwermineralkombination zu einer ZirkonApatit-TiO2-Min.-Turmalin-.Assoziation. andere Schwerminerale fehlen. Charakteristisch ist der
sehr hohe GranatgehalI.
Dieser Kombination steht S der Haupt-Aufschiebung eine g rundsätzlich anders geartete ge genüber: Charakteristisch sind hier die konstanten Prozentwerte des Spinells und Stauroliths.
e) Das Spreitenbach-Profil
Durchläuft die gleichen litholo g ischen Einheiten wie das Chessibach-Profil: Die schwermineralogische Übereinstimmung entsprechender Zonen ist gut. Von Bedeutung ist der sehr hohe Granatgehalt der durch die Grindele gg-Aufschiebung im N und die Haupt-Aufschiebung im S begrenzten
«Grindelegg-Schuppe». Bemerkenswert ist auch die Konstanz der Spinell- und Staurolithwerte S
der Haupt-Aufschiebung.
Jahrgan g 116
H.-P.
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Vierteljahrsschrift der Naturforschenden Gesellschaft in Zürich
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Fig. 3. Das Etzel-Profil.
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Jahrgang 116
H.-P.
MÜLLER.
Geologische Untersuchungen in der subalpinen Molasse
31
f) Das SaItelegg-Grueb-Profil
Dieses Profil zeigt eine analoge Schwermineralkombination wie die S der Haupt-Aufschiebung
vom Mülibach- und Chessibach-Profil durchfahrenen Schichten. Obwohl die lithologische ZusammenseIzun g dieses regelmässig mittelsteil nach SSE einfallenden Komplexes uneinheitlich ist, wird
er durch die gleichen Schwerminerale charakterisiert: Spinell und Staurolith sind relativ reichlich
vorhanden. Apatit ist schwach vertreten, der Granatgehalt ist bescheiden.
Probe SW 5 liefert ein völlig abweichendes Spektrum: Über 50% Epidot (der sonst völlig fehlt).
erhöhte Apatit- und Granat-Werte. Auf die Deutung wird auf p. 48 eingegangen («Schürfling aus
Granitischer Molasse ?»).
g) Das Alptal-Profil
Im Alptal-Profil dokumentiert sich die im Satteleng-Profil beginnende Tendenz zur Anreicherung
des Spinells, der hier zum Charakter-Schwermineral wird. Bemerkenswert sind weiIer die Konstanz
des Stauroliths, der geringe Apatitgehalt und die stark schwankenden GranatwerIe.
It) Das Friherrenberg-Profil
Im Friherrenberg-Profil treten die absolut höchsten SpinellwerIe auf, die die von GASSER (1968:
293, 298) aus der inneren subalpinen Molassezone des Entlebuchs beobachteten Prozentzahlen
beinahe erreichen. Als sIetiges Begleitmineral erscheint auch hier der Staurolith. Auffällig ist der
sprunghafI ändernde Granatgehalt (Probe Fy l: 3%; Probe Fy 4: 81%). Die Schwermineralkombination, wie sie in den Profilen durch das Alptal und den Friherrenberg zum Ausdruck kommen, liefern
erste Hinweise zur Charakterisierung einer selbständigen SchütIung innerhalb des Schichtstosses S
der Haupt-Aufschiebung. der «Friherrenberg-Schüttung».
i) Das Speer-Profil
Da die von HABICHT (1945a) und VON Moos (1935) nach andern Aufbereitungs- und Auszählmethoden gewonnenen ResultaIe nur schwer mit neueren Befunden vergleichbar sind, wurde zu
Vergleichszwecken mit der östlichen subalpinen Molasse ein Profil von Ziegelbrücke nach Kaltbrunn gelegI.
Charakteristisch ist der sehr hohe Zirkongehalt (bis max. 76%) und der bedeutende Anteil an
TiO 2-Mineratien. vor allem an Rutil, der Extremwerte von 35% in Probe X 15 erreichen kann. Vergleichbare Werte lassen sich bei HABICHT (1945a: 161, Tab. B. Nr. 3-6) herauslesen. Als konstante
Begleitmineralien sind der Spinell und der für «östliche Schüttungen charakteristische Staurolith»
(HABICHT 1945a: 77. 133: FÜCHTBAUER 1964: 261) – der in Probe X 4 19% erreicht – von Bedeutung.
Der in den sIratigraphisch Iiefen Schichten sehr geringe Apatitgehalt stei g t erst in Probe X 24 auf
über 12% an. ebenso tritt der Epidot schlagartig auf. Beide Mineralien deuten den Wechsel der
Karbonatreichen in die Granitische Molasse an. Werden die Er gebnisse VON Moos' (1935: 198. 258)
nach neueren Gesichtspunkten interpreIiert. ergeben sich sehr ähnliche Resultate (Probe 2. p. 198
entspricht ungefähr Probe X 13; Probe 5. p. 198 ungefähr Probe X 24). Wie bei allen untersuchten
Profilen durch die Karbonatreiche Molasse nimmt auch hier die Kurve der GranatprozenIe einen
unregelmässigen, sprunghaften Verlauf. Auf die Bedeutung des in den Proben X 14 und X 15 auftretenden Epidots wird auf p. 48 eingegangen.
5.2. Leichtmineralanalysen
5.2.1. Methodik
Die Leichtminerale wurden nach der von HOFMANN am Zürcher last. eingeführten
Methode aufbereitet und aus gezählt. Nach der Entkarbonatisierun g mit HCI wurde
die Probe getrocknet und die Fraktion 0,1-0,15 mm aus gesiebt. Zur Einbettung
wurde Kanadabalsam (n = 1,54) verwendet. Im übri gen soll auf die praktisch iden-
3'_VierteljahrsschrifI der Naturforschenden Gesellschaft in Zürich
1971
tischen Methoden FUCHTBAUERS (1964: 163), MATTERS 1964: 400: Immersions- und
Färbmethoden) und GASSERS (1966: 755) verwiesen werden.
Ausgezählt wurden jeweils 100 Körner ohne den Glimmer, da er je nach Chemismus sowohl in der Schwermineral- wie Leichtmineralfraktion auftritt, wobei sich
Biotit eher in der Schwermineralfraktion, Muskovit dagegen in der Leichtmineralfraktion anreichert.
Unberücksichtigt blieben sporadisch vorhandene meergrüne Glaukonitkörner
(vor allem in den Sandsteinen der OMM) und die in der Epidot-führenden Granitischen Molasse häufig auftretenden, alle Grüntöne zeigenden Chlorite.
Fol g ende Leichtminerale — die ausführliche Beschreibun g erfolgte durch die oben
erwähnten Autoren an g leicher Stelle — wurden in die Zählung aufgenommen:
Quarz
Feldspat
Gesteinsbruchstücke inklusive Chert(Hornstein)-Körner
Glimmer (speziell gezählt)
Auf Dr. Hofmanns Rat wurde auf die Unterscheidung in undulös und nicht-undulös
auslöschende Quarze verzichtet, da deren g e g enseiti g e Ab g renzung zu subjektiv vorg enommen werden muss (vgl. auch GASSER 1966: 758).
Das Verhältnis der zu einer Gruppe zusammengefassten Gesteinsbruchstücke und
Chert(Hornstein)-Körner verschiebt sich gegen die liegende Karbonatreiche Molasse
immer stärker zu g unsten der Chert-Körner. In der Granitischen Molasse hingegen
treten sie g e g en die Gesteinsbruchstücke stark zurück.
5.2.2. Die Leichtmineralprofile
Es wurden folgende Signaturen gewählt: Gesteinsbruchstücke und Chert sind
schwarz, der Quarz g ehalt wird durch senkrechte Schraffen dar g estellt, der Feldspat
bleibt weiss.
a) Das Freienbach-Ruestelwald(Feusisberg)-Profil
Die Leichtmineralführung der OMM zeichnet sich durch einen deutlich niedrigeren Feldspatgehatt aus als die im S folgende Granitische Molasse. deren leichtmineralo gische Zusammensetzung
eine für das gesamte Untersuchungsgebiet gültige Tendenz andeutet: Auch die Feldspat-reichsten
Zonen der Granitischen Molasse erreichen nie den Feldspat-Reichtum wie er durch GASSER (1966:
759. 766) aus entsprechenden Komplexen der äusseren subalpinen Molassezone des Entlebuchs
beobachtet wurde.
b) Das Etzel-Profil
Im Ge gensatz zu den horizontal gelagerten Schichten des Etzel-Gipfels. deren Feldspatgehalt
zwischen 30% und 35% schwankt, vermindert sich gegen S der Feldspatanteil der schwer- und
leichtmineralogisch sehr homo gen zusammengesetzten . steil gestetlten Etzel-UnIerlage von 22% im
nördlichen AbschniIt (Probe C 31) bis auf 10-15% im südlichen Teil.
Der auf Grund makroskopisch erkennbarer roter Radiolarittrümmer als «Pseudogranitischer»
Sandstein bezeichnete Sandsteintyp der horizontalen Etzel-Gipfel-SchichIen zeigt auch im leichtmineralogischen Profil eine bemerkenswerte Konstanz des Chert-Gehalts.
H.-P. MÜLLER. Geologische Untersuchungen in der subalpinen Molasse
Jahrganiz 116
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Vierteljahrsschrift der Naturforschenden Gesellschaft in Zürich 1971
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Fig. 5. Das Chessibach-Profil (S von Altendorf SZ).
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Jahrgang 116
H.-P. MÜLLER. Geologische UnIersuchungen in der subalpinen Molasse
35
c) Das Mülibach-Profil
Die schon schwermineralogisch erkennbare Zweiteilung bildet sich auch leichtmineralogisch ab.
Die Granitische Molasse im nördlichen Teil weist gegenüber der Karbonatreichen im S einen deutlich höheren FeldspaIgehalt auf.
d) Das Chessibach-Profil
In diesem S an das Mülibach-Profil anschliessende Profil charakterisieren sich die durchfahrenen
Einheiten wie folgt: Im N liegt die Karbonatreiche Molasse mit zunehmendem Chert-Anteil, darauf
aufgeschoben folgen die Grindelegg-Schuppe mit fast fehlendem Chert-Gehalt und der wiederum
entlang der Haupt-Aufschiebung auf die Grindelegg-Schuppe aufgeschobenen Komplex der tiefen
Karbonatreichen Molasse. Ihr QuarzanIeil beträgt rund 90%, Feldspat tritt nur sporadisch auf.
e) Das Spreitenbach-Profil
Dieses Profil quert die gleichen EinheiIen, was sich auch im LeichtmineralspekIrum zu erkennen
gibt. Nochmals sei auf die unregelmässige Chertführung der Grindelegg-Schuppe und den praktisch
fehlenden Feldspatanteil der tiefen Karbonatreichen Molasse S der Haupt-Aufschiebung hingewiesen.
f) Das SaItelegg-Grueb-Profil
Dieses ganz in der Rigi-Schüttung verlaufende Profil zeigt von N nach S eine leichte Zunahme
des FeldspatgehalIs. Wie schon der schwermineralogische Befund ergab, fällt auch hier Probe SW 5
völlig aus dem Rahmen: Auch die Leichtmineralanalyse zeigt IdenIität mit der Granitischen Molasse.
g) Das Alptal-Profil
Die in den S der Rigi-Aufschiebun g E des Sihlsees erkennbare Tendenz gelangt in den entsprechenden Serien W des Sihlsees zur vollen Entfaltung: Analog zum gewaltigen Spinellreichtum
erreicht auch der Anteil an Chert und Gesteinsbruchstücken extrem hohe Prozentwerte (Probe K 1
mit 40%), wobei das Verhältnis GesIeinsbruchstücke : Chert als Folge der zur Zeit der Sedimentation
der tiefen Karbonatreichen Molasse im Rückland wirkenden Erosion – die in erster Linie Chertliefernde Sedimentkomplexe angegriffen hat (Radiolarit-Gruppe, Lias-Hornsteine. Flyschgesteine) –
stark zugunsten des Cherts verschoben ist.
h) Das Friherrenberg-Profil
Die gleiche leichImineralogische Kombination des Profils durch das Alptal kennzeichnet auch
den Friherrenber g. Probe Fy 18, die durch ihren Feldspatreichtum von 28% auffällt. stammt aus
einer kristallinreichen Einschaltung, wie sie gelegentlich in der tiefen Karbonatreichen Molasse
auftritt.
5.2.3. Leichtmineralanalysen
(Durchschnittswerte)
53 °A)
44 %
3 % (inkl. Gesteinsbruchstücke)
Granitische Molasse:
(23 Proben)
Quarz
Feldspat
Chert
obere KarbonaIreiche Molasse:
(18 Proben)
Quarz
75 %
Feldspat
18 %
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miItlere Karbonatreiche Nlolasse:
(25 Proben)
87 °.ö
Quarz
7%
Feldspat
Chert, Gest. 6 °,'ö
Iiefe Karbonatreiche Molasse:
(21 Proben)
Quarz
79 %
2%
Feldspat
Chert, Gest. 19 %
36
Vierteljahrsschrift der Naturforschenden Gesellschaft in Zürich
1971
5.3. Karbonatbestimmungen
5.3.1.
Methodik
Zur Bestimmun g des Karbonat g ehalts wurde die von HOFMANN (1957: 291;
1959: 108) am Zürcher Inst. eingeführte Methode verwendet. In bezug auf die Methode
der komplexometrischen Titration sei auf G. MÜLLER (1956a, 1956b), MATTER (1964:
392) und GASSER (1966: 759; 1968: 285) verwiesen. Nach einem Hinweis Dr. Hofmanns liefern beide Verfahren die g leichen Resultate, was unter anderem durch die
identischen Befunde von HOFMANN (1959: 109) und GASSER und NABHOLZ (1969:
467) aus Untersuchungen am gleichen Sedimentkomplex, sowie durch eigene Stichproben bewiesen wird. Von grösster Bedeutung ist die ausschliessliche Verwendung
unverwitterter Proben.
5.3.2. Die Calcimetrie-Profile
Folgende Signaturen wurden zur Darstellun g der Resultate verwendet: Die senkrecht, kräftig schraffierten Felder stellen den Gehalt an Calcit, die horizontal, feiner
schraffierten den Dolomitanteil dar. Die gestrichelte Kurve g ibt das diagnostisch
wichtige Calcit/Dolomit-Verhältnis (C/D-Verh.) wieder.
a) Das Freienbach-Ruestelwatd (Feusisberg)-Profil
Der Karbonatgehalt des Bächer Sandsteins (OMM) ist wesentlich grösser als der der Granitischen
Molasse. Probe C 40 (55% Karbonat) gehört der Formation der Oberaquitanen Mergelzone an.
Gegen das Dach der Granitischen Molasse schaltet sich eine praktisch Karbonat-freie Zone ein. Es
scheint nicht ausgeschlossen zu sein, dass es sich dabei um ein regionales Phänomen handelt, beobachtete doch S. SCHLANKE (1969) bei der Analyse des Stotlenprofils Scherensteg-Schindellegi – wobei
das Liegende der aufgeschobenen Höhronenmasse durchfahren wurde – die gleiche Erscheinung.
b) Das Etzel-Profil
Auch in der Calcimetrie spiegelt sich die bereits in der Leichtmineralanalyse festgestellte Monotonie der Etzel-Unterlage wider, wobei der relativ grosse Dolomitgehalt von Bedeutung ist. Die
Schichten des Etzel-Gipfels weisen dagegen einen deutlich gesteigerten Karbonatgehalt mit einem
durch den grossen Calcitgehalt erhöhten C/D-Verhältnis auf. Dieses Merkmal isI für die Einordnung
dieses ganzen Schichtstosses von Bedeutung (p. 49).
c) Das Mülibach-Profil
Die Bedeutung der Calcimetrie erweist sich auch hier: Sobald die Granitische Nlolasse des nördlichen ProfilabschnitIs ihren «graniIischen» Charakter verliert und in die Karbonatreiche Molasse
übergeht, steigt der KarbonatgehalI sprunghaft an. wobei die CID-Kurve als Folge des gesteigerten
Dolomitgehalts stark absinkt.
d) Das Chessibach-Profil
Mit Hilfe der Catcimetrie getingt es, die von diesem Profil durchquerten Einheiten sicher gegeneinander abzugrenzen. Im N werden noch die stratigraphisch tiefsten Abschnitte der Granitischen
Motasse erfasst, dann setzt die Karbonatreiche Molasse ein. Die durch die Grindelegg- und HauptAufschiebung begrenzte Grindele gg-Schuppe hebt sich durch den niedrigeren Karbonatgehalt deutlich heraus. Im S wird noch die durch ihren beträchtlichen Dolomitanteil auffallende «Rigi»Schüttung (C/D-Verh. 1-2) angeschnitten.
H.-P. MÜLLER. Geologische Untersuchungen in der subalpinen Molasse Jahrgang 116
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Vierteljahrsschrift der Naturforschenden Gesellschaft in Zürich 1971
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Jahrgang 116
H.-P. MÜLLER. Geologische Untersuchungen in der subalpinen Molasse
39
e) Das Spreitenbach-Profil
Im östlichsten Profil des Untersuchungsgebietes trifft man die gleichen Verhältnisse an. Bemerkenswert ist die Monotonie des Karbonatgehaltes und des daraus gefolgerten C/D-Verhältnisses
sowohl in der «Rigi»-Schüttung wie in der GriDdelegg-Schuppe. Letztere hebt sich wiederum deutlich von den liegenden und hangenden, stark Karbonat-reichen Formationen ab.
f) Das Sattelegg-Grueb-Profil
Kennzeichnend ist der hohe Dolomitgehalt innerhalb der durchwegs hohe Prozentwerte zeigenden Gesamtkarbonat-Kurve. Demzufolge bleibt auch das C/D-Verhältnis sehr tief und konstant
(I-2). Auch calcimetrisch gibt sich der Granitische Sandstein SW 5 durch den fehlenden Dolomit
zu erkennen.
g) Das Alptal-Profil
Der unregelmässige Verlauf der C/D-Kurve deutet schon auf die einen hohen aber unregelmässigen Calcit- und Dolomitgehalt aufweisende Sandstein-Mergel-Abfolge des Atptal-Profils hin.
Die Dolomitarenite mit ihrem hohen Karbonat-(Dolomit-)Gehalt lassen sich nicht mit den nur
wenig Dolomit führenden Sandsteinen der Grindelegg-Schuppe korrelieren. wie dies H. H. RENz
(1937b: 127ff.) und HABICHT (1945a: 132) vorschlugen.
h) Das Friherrenberg-Profil
Von N her, wo ähnlich hohe KarbonatwerIe wie im Alptal-Profil aufIreten, erfolgt eine leichIe
Verminderung gegen S wobei sich der steile Anstieg der C/D-Kurve auf die Reduktion des Dolomitanteils zurückführen lässt.
i) Das Vergleichsprofil Ziegelbrücke-Uznach
Wie bei allen durch die Karbonatreiche Molasse gelegten Profilen zeigt auch dieses durch die
Speer-Molasse führende Profil einen sehr hohen Karbonatanteil. Bezeichnend ist der grosse Dolomitgehalt. der das C/D-Verh. unter 1 sinken lassen kann. Der durch den einsetzenden Epidot angezeigten Übergang in die Granitische Molasse wird auch durch die stark absinkenden Karbonatwerte
akzentuiert.
5.4. Zusammenfassung der durch die Sedimentpetrographie erhaltenen Resultate
5.4.1. Charakterisierun g der beteili g ten Schüttungen
Am Aufbau der USM des Untersuchun gsgebietes sind folgende Schüttungen
beteiligt (eingehende Beschreibungen finden sich in FÜÜCHTBAUER 1964: 201 ff. und
HOFMANN 1965: 93ff., 1968: 35ff.):
a) Die Napf-Schütturi;
(vorwiegend nach GASSER 1966: 763 und S. SCHLANKE)
Lithologie:
Wechsella gerung Granitischer Sandsteine miI bunten Mergeln.
LM-Analyse: Feldspatgehalt hoch (um 50%), wenig Gesteinsbruchstücke.
SM-Analyse: Epidot-Apatit-KombinaIion mit Zirkon und Turmalin. Granatgehalt niedrig.
Formel: g. E A z t.
CalcimeIrie: Karbonatanteil tief (20-25%).
C/D-Verhältnis 3-6.
40
Vierteljahrsschrift der Naturforschenden Gesellschaft in Zürich
1971
b) Die Höhronen-Schüttung
(vorwiegend nach
HOFMANN
1965: 94 und S. SCHLANKE 1969/70)
Lithologie:
Granitische Sandsteine, Glimmersandsteine Wechsellagern mit braungelb-grauen
Mergeln und Kristallin-reichen Geröllschnüren.
LM-Analyse: Feldspatgehalt hoch (45-50%).
SM-Analyse: Granat-Zirkon-Apatit-Kombination mit Turmalin, Staurolith und Rutil. Epidot
fehlt oder tritt nur in den profilhöchsten Serien sporadisch auf (Mitt. S. Schlanke).
Formel: G. Z A t s r.
Calcimetrie: Karbonatgehalt tief (15-20%).
C/D-Verhältnis 2-3.
c) Die Hörnli-(Kronberg-Gäbris)-Schüttung
(vorwiegend nach
HOFMANN
1957: 299 und 1965: 93)
Lithologie:
Wechseltagerung gelbgrau gefleckter Mergel mit Mergelsandstein- und Katksandsteinbänken.
LM-Analyse: Feldspatgehalt ca. 25%, Gesteinsbruchstücke reichlich vorhanden (8-10%).
SM-Analyse: Epidot-Apatit-Kombination mit Zirkon und Turmalin. Granatgehalt gering. Epidot
stark dominierend.
Formel: g, EA z t.
Calcimetrie: Gesamtkarbonatanteil hoch: 40-60%, mit grossem DolomitgehalI.
C/D-Verhältnis um I.
Während die Hörnli-Schüttung von der Napf- und Höhronen-Schüttun g ohne
Schwierigkeiten unterschieden werden kann (Karbonat gehalt, Feldspatanteil), ist die
Abtrennung der Napf-Schüttung von der Höhronen-Schüttun g weniger eindeutig.
HOFMANN (1968: 38) und GASSER (1966: 762) wiesen nach, dass beide Schüttungen
parallel zueinander Granitische Molasse lieferten. Das wichtigste Unterscheidungskriterium ist der Epidotgehalt. Während die Napf-Schüttung – mit Ausnahme der
basalen Abschnitte – über einen grossen Epidot-Reichtum verfügt, zeigten neueste
Untersuchungen SCHLANKES (mündl. Mitt.) – im Gegensatz zu HOFMANN (1968: 38) –
dass Epidot der Höhronen-Schüttun g fehlt und lediglich in den profilhöchsten
Schichten vereinzelt auftritt.
Der Epidot-freie basale Teil der Napf-Schüttun g (GASSER 1966: 762) zei gt eine
sehr ähnliche sedimentpetrographische Zusammensetzung wie der tiefere Abschnitt
der Höhronen-Schüttung. Der erhöhte Karbonat gehalt und der tiefere Zirkonanteil
der Granitischen Molasse der Napf-Schüttung scheinen die wichtigsten Unterscheidungsmerkmale gegenüber der Höhronen-Schüttung zu sein.
In der S der Haupt-Aufschiebung gele genen Zone der subalpinen Molasse des
Untersuchungsgebietes lassen sich keine Einflüsse der bereits charakterisierten
Schüttun gen beobachten. Eine völlig anders geartete Schüttung baut diesen Sedimentkomplex auf. Da die Abtrennun g der Ri gi-Schüttun g von einer möglicherweise
existierenden Rossber g-Schüttun g falls es sich nicht um sedimentpetrographisch
identische Teile einer grossen, einheitlichen Schüttun g handelt, noch nicht erfolgte
(Untersuchungen sind im Gan ge durch B. STURM und A. RissI), wird der im S der
Haupt-Aufschiebun g lie gende Schichtstoss vorläufig als Rigi-Schüttun g bezeichnet.
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Jahrgang 116
H.-P.
MÜLLER.
Geologische Untersuchungen in der subalpinen Molasse 43
d) Die Rigi-Schüttung
Lithologie: Gelblichgraublaue Mergel und ivlergelsandsteine wechsellagern mit dolomitarentitischen Sandsteinen und Kalksandsteinen. Im tiefsten Abschnitt auch als Molasse
Rouge ausgebildet.
LM-Analyse: Feldspatgehalt sehr gering, Gesteinsbruchstücks-Anteil (vor allem an Chert) hoch.
SM-Analyse: Granat-Zirkon-Rutil-Kombination. Andere SM (Apatit, Turmalin) stark unIergeordnet. Charakteristisch ist der geringe, aber konstant auftretende Gehalt an
Spinell und Staurolith (um 5%).
Formel: G, Z R a t s' s.
Calcimetrie: Hoher Karbonatgehalt (50-75%) mit wechselndem aber immer hohem Dolomitanteil.
C/D-Verhältnis niedrig, um 2, kann aber gelegentlich unter 1 sinken.
Es sei noch auf die Resultate der Untersuchun gen FOCHTBAUERS 4 (1964: 192, 276)
aus der Weggiser Kalknagelfluh und der «polygenen Rigi-Na gelfluh» hingewiesen:
Die «gelbbraunen, mässi g festen, sandig-kalkigen Dolomitarenite der Kalknagelfluh
von Weggis» weisen eine Turmalin-Zirkon-Apatit-Kombination mit Granat und
Rutil auf. Formel: g, T Z A r.
Die LM-Analyse ergab einen äusserst geringen Feldspatgehalt, die Calcimetrie
zeiti gte einen sehr hohen Karbonatgehalt (74%), wobei der Dolomitanteil überwog
(C/D-Verhältnis 0,5). Die SM-Analyse der «polygenen Rigi-Nagelfluh» lieferte eine
Granat-Apatit-Zirkon-Turmalin-Kombination mit Spinell und Staurolith. Formel:
G,AZTss'.
Diese «dunkelgrüngelben. tonig-dolomitarenitischen Sandkalke und Kalksandsteine» werden weiter durch den mässigen Feldspatgehalt (l0%) und Karbonatwerte um 50% (C/D-Verhältnis 3,3) charakterisiert.
Neueste Untersuchungen B. STORMS (1969: 70ff.), die das Studium der Entwicklung des Karbonatgehalts im Rigi-Schuttfächer zum Ziel hatten, lieferten folgende
Resultate:
We ggiser Kalknagelfluh:
Gesamtkarbonat hoch, im Durchschnitt 71%.
C/D-Verhältnis um 2.
MitIlere, polygene «bunte»
Rigi-Nagelfluh:
Gesamtkarbonat im Durchschnitt um 55%.
C/D-Verhältnis um 6 (Dolomit zurücktretend).
Obere (Scheidegg)-Nagelfluh: Gesamtkarbonat im Durchschnitt um 61%.
C/D-Verhältnis um 39 (Dolomitanteil sehr gering).
Es finden sich erste Schwer- und LeiChtmineralanalysen bei VON Moos (1935:
203, 260). NaCh neueren Gesichtspunkten umgerechnet ergeben sich fol gende sedimentpetrographisChe Formeln: G, TZRE und G, R Z t e.
FragliCh sind nach B. STORNI in diesen Bestimmungen vor allem die Epidotwerte,
zusätzliCh fehlen der wiChtige Apatit und der bedeutende Staurolith- und SpinellAnteil (FÜCHTBAUER 1964: B. STÜRM 1969/70).
FI.iCHTBAUERS (1964: 191) Probe aus dem «Chatt südlich der Höhronen» stimmt sehr gut mit
den Proben aus den der Rigi-Schüttung angehörenden Zonen überein, obwohl FÜCHTB.AUER eher
eine Beziehung zu «östlichen Chattvorkommen» andeutet (Speer-Schüttung).
44
Vierteljahrsschrift der Naturforschenden Gesellschaft in Zürich
1971
c„a.K,eaIs.,sc,e wr.:eaw^. ^_
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Fig. 10. Das Vergleichsprofil durch die Speer-Molasse Ziegelbrücke-Kaltbrunn.
Wie aus den Profilen durch den Friherrenberg und das Alptal hervor geht. lässt
sich innerhalb der Ri gi-Schüttung wiederum eine selbständige Schüttung charakterisieren: die «Friherrenber g »-Schüttung. Auf' ihre besondere Stellung wurde schon
im Zusammenhan g mit geröllpetrographischen Untersuchungen hin gewiesen (H.-P.
MttLLER 1967: 27).
e) Die Fr•iherrenberg-Schütturi,;
Lithologie: Wechsellagerung dolomitreicher Kalksandsteine mit braungelbblau gefleckten Mergeln und A4ergelsandsteinen. Gelegentlich schalten sich Kristallinreiche Nagelfluhbänke und hellgraue. Anklänge an Granitische Sandsteine zeigende. miIIelkörnige
Sandsteine ein, die aber keine Ähnlichkeiten zu den in den Abfolgen des Etzels und
in die Grindelegg-Schuppe eingestreuIen Granitischen-Pseudogranitischen Sandsteine
und Geröllschnüre zeigen.
LM-Analyse: Feldspatgehalt äussersI niedrig (2-3%). der Chert-Gehalt ist sehr hoch.
SM-Analyse: GranaI-Zirkon-Spinell-Rutil-Kombination. Stark untergeordnet Apatit. StauroliIh
und Turmalin. Mitunter tritt massenhaft Barei auf (Probe K 9 führt über 90%
Bargt in der SM-Fraktionl.
Spinellwerte im Durchschnitt 21°%ü.
CalcimeIrie: Karbonatgehalt hoch, im DurchschniIt 53% bei leichter CalciIvormacht. Nor atlem
in den höheren Abschnitten.
CJD-Verhältnis 2.5.
Jahrgang 116
H.-P.
MÜLLER.
Geologische Untersuchungen in der subalpinen Molasse 45
f) Die Speer-Schiittung
Auf den Rat Dr. Hofmanns und Prof. Hantkes wurde ein Vergleichsprofil durch
die westliche Speer-Molasse g elegt, da die Resultate der sedimentpetrographischen
Untersuchungen VON Moos' (1935) und HABICHTS (1945a) umgerechnet und umgedeutet werden müssen, um mit den in neuerer Zeit gewonnenen Resultaten verg leichbar zu werden.
LM-Anal yse: (Nach HABICHT 1945a, FÜCHTBAUER 1964, HOFMANN 1965) Feldspatgehalt sehr
gering, Gesteinsbruchstücks-Anteil sehr hoch, wobei Chert dominiert.
SM-Analyse: Zirkon-Granat-RuIil-Kombination mit Staurolith, Apatit, Turmatin. Spinell ist
konstantes Begleitmineral.
Formel: g, Z R s a t s'.
Calcimetrie: Gesamtkarbonat hoch (50-70%), im Durchschnitt 66% (Probe X l–X 23).
Dolomitanteil hoch, C/D-Verhältnis 2,8.
5.4.2. Charakterisierung tektonisch bedeutsamer Zonen
Zwei tektonisch wichti g e Zonen müssen in diesem Zusammenhang sedimentpetrographisch charakterisiert werden, ohne dass ihnen die Bedeutun g selbständiger
Schüttun g en zukäme. Sie stammen beide aus der Übergangszone von der Karbonatreichen in die Granitische Molasse.
5.4.2.1. Die Schichten des Etzelgipfels und ihre Äquivalente
Äquivalente der Etzelgipfelplatte liegen einerseits bei Schwändi-Hüllerich (2 km
NE des Etzels) anderseits im Lüsibach (Probe C 59—C 55; 3 km NE des Etzelgipfels).
Sie besitzen eine einheitliche sedimentpetrographische Zusammensetzung. Auch
feldgeolo g isch zei g en sie Übereinstimmun g mit den Schichten des Etzel-Gipfels.
LM-Analyse: Feldspatanteil 30%. GesIeinsbruchstücke: um 7%.
SM-Analyse: Granat-Zirkon-Apatit-Kombination mit Rutil und Turmalin.
Formel: G. Z Ar t.
Calcimetrie: Gesamtkarbonat um 38% mit Kalkvormacht.
C/D-Verhältnis 2,6.
5.4.22. Die Grindelegg-Schuppe
Die auch feld g eologisch erkennbare Ab g renzung erfolgt durch die GrindeleggAufschiebung im N und die Haupt-Aufschiebung im S. Lithologisch unterscheidet
sie sich von liegenden und hangenden Sedimentkomplexen durch die — vor allem im
obern Abschnitt — Wechsellagerung Granitischer bis Pseudogranitischer massiger
Sandsteine mit graublauen-bunten Mergeln und Mergelsandsteinen.
LM-Analyse: Feldspatgehalt etwas niedriger als in der Etzel-Abfolge, Gesteinsbruchstücksanteil
gleich.
SM-Analyse: Granat-Zirkon-Apatit-Kombination mit Rutil und Turmalin.
Formel: G, Z Ar t.
Calcimetrie: Gesamtkarbonat praktisch identisch mit dem der Etzel-Abfol ge (40%).
C/D-Verhältnis leicht erhöht.
46
Vierteljahrsschrift der Naturforschenden Gesellschaft in Zürich 1971
5.5. Interpretation der Profile
a) Das Freienbach-Ruestelwald(Feusisberg)-Profil
Die OMM zeigt keine Merkmale, die die graublauen, dickbankigen Glaukonit-reichen Sandsteine
vom Typus des Bächer Sandsteins eindeutig einer einzigen SchütIung zuzuordnen liessen. Einerseits
deutet der hohe Epidotgehalt auf Napfmaterial hin, anderseits muss der beträchtliche Karbonatgehalt in Beziehung zur Hörnli-Schüttung gebracht werden. Wäre aber nur letzIere wirksam gewesen,
müsste sich die leicht- und schwermineralogische Zusammensetzung durch grössere Anteile an
Granat, Zirkon und an Gesteinsbruchstücken auszeichnen, ferner durch einen höheren Dolomitwert. Unter Verwendung der Karte der «paläogeographischen Verhältnisse im schweizerischen
Molassebecken zur Zeit der OMM» (HOFMANN 1968: 38ff.) muss angenommen werden, dass parallel
zueinander aus Napf- und Hörnli-Delta Erosionsmaterial beckenaxial von W nach E verfrachtet
wurde. In der Luzerner Bucht erzeugte diese marine Strömung eine Gegenströmung, die Material
aus dem Hörnli-Delta heranführte. Dieses Phänomen, sowie wiederholte beckenaxiale Kippbewegungen führten zur Entstehung dieser Mischungszone.
Eindeutig der Hörnli-Schüttung gehören die Ablagerungen der «Oberaquitanen Mergelzone»
an (Probe C 40 mit hohem Epidot- und Karbonatgehalt). Ihre geschätzte Mächtigkeit von 120-150 m
stimmt gut mit den Werten der Bohrung Küsnacht I. Lindau I (HOFMANN 1965: Taf. 1) und den
Beobachtungen SCHLANKES (mündl. Mitt.) überein.
Die «aquitane Sandsteinzone» (oberster Teil der Granitischen Molasse) ist uneinheitlich zusammengesetzt. Auf Grund des sehr hohen Epidot- und geringen Granatgehalts muss die N-fallende
Serie (Probe C 41–C 63) der Napf-Schüttung angehören. Das plötzliche, sprunghafte Verschwinden
des Epidots auf Kosten des Zirkons und der Ti00-Mineralien gegen das Liegende (Ruestelwaldbach)
zeigt die Unterlagerung der ungefähr 600 m mächtigen Napf-Schüttun gsabfolge (HOFMANN 1968: 38)
durch die g rosse Mächtigkeiten umfassende Granitische Molasse der Höhronen-Schüttung. ErsIe
Untersuchungen SCHLANKES (mündl. Mitt.) haben gezeigt, dass die beobachtete Mächtigkeit der
Napf-Schüttung von 500 m gut mit den entsprechenden WerIen in der Höhronen übereinstimmen
(Fazies des «Nordschenkels der Höhronen», KLEIBER 1937). Wahrscheinlich kam es im Bereich des
Höhronen-Schuttfächers erst dann zur Ablagerung von Napf-Material, als die Höhronen-Schüttung
bereits am Ausklingen war und/oder gänzlich ausgesetzt hatte.
Kombiniert man die sedimentpeIrographisch gefundenen ResulIate mit den paläontologischen
ZOEBELEINS (1963). so dürfIe die SedimenIation aus dem Höhronenfächer spätestens im mittleren
Aquitan erloschen sein.
b) Das Etzel-Profil
Das Liegende der EIzel-Gipfelplatte gehört der Höhronen-Schüttung an (Gehalt an Zirkon und
TiO3-Mineralien).
Dass die Schichten des EIzel gipfels eine eigene selbsIändige EinheiI bilden und nicht mit dem
Liegenden in Verbindung gebracht werden können, geht aus dem Profil klar hervor.
c) Das Mülibach-Profil
Bemerkenswert ist der konIinuierliche Über gang der Granitischen in die Karbonatreiche Molasse.
Auf Grund des hohen Zirkon- und Ti02-Mineralien-Gehalts wird diese Sequenz der HöhronenSchüttung zugeordnet. Im Feldspat- und Karbonatgehalt zeigt sich eine starke Änderung gegen die
Karbonatreiche Molasse, während sich im Schwermineralbild nur in bezug auf die Prozentanteile
leichte Verschiebungen ergeben.
Der Zusammenhang zwischen Rigi-Schüttun g und Höhronen-Schuttfächer steht noch offen, da
keine lückenlosen Profile aufgeschlossen sind: insbesondere ist die in den Bohrun gen Hünenberg I
und Küsnacht I (HOFMANN 1968: 36) beobachtete kritische Übergangsphase von Karbonatreicher
in Granitische Molasse im Anstehenden relativ unbekannt. Das Mülibach-Profil beweist nur eine
Karbonatzunahme gegen das Lie gende bei geringer Änderun g der Schwermineralassoziation.
Anklänge an diese «kritische Über gangsphase», wie sie in den Profilen HOFMANNS (1968: 37) charakIerisiert wird, sind jedoch vorhanden.
Jahrgang 116
H.-P. MÜLLER. Geologische Untersuchungen in der subalpinen Molasse
47
d) Das Chessibach-Profil
Analog zum Mülibach-Profil lassen sich die im N liegenden Molasseschichten der Übergangszone
der Karbonatreichen Rigi-Schüttung in die Granitische Höhronen-Schüttung zuordnen. Die Grindelegg-Schuppe dokumentiert ihre selbständige Stellung durch ihre abweichende Zusammensetzung.
S schliesst die Rigi-Schüttung an.
e) Das Spreitenbach-Profil
Es zeigt sich eine Dreiteilung in die bereits karbonatreichere Höhronen-Schüttung im N, Grindelegg-Schuppe und Rigi-Schüttung mit Molasse Rouge an der Basis im S.
f) Das Sattelegg-Grueb-Profil
Am Aufbau dieser Molassezone ist nur die Rigi-Schüttung beteiligt, wie sie E des Sihlsees auftritt. Sie wird allerdings N des Rinderweidhorns durch die Hirzli/Speer-SchüItung abgelöst, was sich
aber sedimentpetrographisch nicht darstellen lässt, hingegen durch die ResultaIe der Geröllanalyse
und mit den Sedimentstrukturen.
g) Das Alptal-Profil
Das gesamte Profil liegt innerhalb der Friherrenberg-Schüttung.
h) Das Friherrenberg-Profil
Das Friherrenberg-Profil liess im Bereich des Rigi-Schuttfächers eine spezielle SchütIung erkennen.
i) Das Speer-Profil
Das Profil durch die Speer-Schüttung zeigt sedimentpetrographisch grosse Homogenität. die sich
mit der Rigi-Schüttung gut vergleichen lässt. Offenbar scheinen die älteren. Karbonat-reichen
Molasse-Schüttungen (Rigi/Rossberg?, Speer/Hirzli?) weitgehende sedimentpetrographische Ähnlichkeiten aufzuweisen. Das Leitmineral solcher älterer Schüttungen ist der Spinell (GAs5ER, 1968:
293). Eindeutige Unterschiede zwischen den einzelnen erwähnten Schuttfächern sind noch unbekannt.
Fremde Einflüsse sind in der Speer-Schüttung nicht nachzuweisen.
5.6. Diskussion einzelner Probleme
5.6.1. Zur sedimentpetrographischen Zusammensetzung des
Untersuchungsgebietes
In allen untersuchten Profilen fällt der hohe Zirkonanteil auf. Damit einher geht
ein relativ geringer Apatitgehalt. Zu den analo gen Resultaten gelangten auch
SCHLANKE (Höhronen) und STÜRM (Rigi). Der Zirkonreichtum überstei gt die von
GASSER (1966, 1968) und MATTER (1964) aus dem Entlebuch und von HOFMANN,
HABICHT (1945a) und FÜCHTBAUER (1964) aus der östlichen subalpinen Molasse
beobachteten Werte bei weitem. Allerdings hat HOFMANN (1968) aus den Bohrungen
Hünenber g I und Küsnacht I Zirkonwerte beschrieben, die die hier gefundenen noch
übertreffen.
Als Lieferanten des Zirkons kommen in erster Linie Flyschgesteine, die Zirkon
häufig als einziges Schwermineral führen, sowie Kristallingerölle in Frage.
Die sedimentpetrographischen Befunde lassen vermuten, dass das untersuchte
Gebiet im Interferenzbereich mehrerer Schuttfächer lag. Insbesondere scheint die
Höhronen-Schüttung durch die Hörnli-Schüttun g beeinflusst worden sein.
48
Vierteljahrsschrift der Naturforschenden Gesellschaft in Zürich
1971
Von einer g ewissen Bedeutung könnte auch die fra g liche Hirzli-Schüttung gewesen
sein, worauf auch ei g ene Resultate und die Befunde von VON Moos (1935: 198)
hindeuten.
5.6.2. Schürflin g aus Granitischer Molasse in der Rigi-Schüttung?
Mehrfach wurde auf die Bedeutung der Probe SW 5 im Sattelegg-Grueb-Profil
hingewiesen. Auf Grund der sedimentpetrographischen Beschaffenheit würde man
den auch makroskopisch als Granitischen Sandstein zu bezeichnenden Sandstein
bedenkenlos der Granitischen Molasse einordnen: der hohe Epidotgehalt würde
sogar auf einen Abkömmling der Napf-Schüttung hindeuten.
Tektonisch liesse sich dieser Sandsteinzug als Schürfling deuten, der in der Dislokationsphase durch die vorrückenden Pakete der Karbonatreichen Molasse aufgeschürft worden wäre. Da aber weder im Hangenden noch im Liegenden Aufschiebungshorizonte zu beobachten sind, ist diese Lösung nicht plausibel.
Möglicherweise könnte es sich auch um ein normal auf die Karbonatreiche
Molasse abgela g ertes, als Erosionsrelikt zu deutendes Paket Granitischer Molasse
handeln (Mitt. Prof. Hantke).
Am ehesten aber dokumentiert diese Probe die Existenz sehr granitischer 5 –
allerdin g s gerin g mächtiger – Einschaltungen schon in der tiefen Karbonatreichen
Molasse. Indizien, die zum gleichen Schluss führen, liefern auch die geröllpetrographischen Analysen: Im Friherrenberg und im Speer-Profil (Probe X 15 ist ein
Granitischer Sandstein, der aber auch Spinell führt), beobachtet man ebenso kurzfristige Schüttun g sphasen, die Granitische Sandsteine und Kristallin-reiche Na g elfluhen zur Ablagerung brachten. Es sei in diesem Zusammenhang nochmals festgestellt, dass die simplifizierende Gleichsetzung Granitischer Molasse mit dem
«Aquitan» nicht zulässig ist. Das zuverlässigste Kriterium zur Unterscheidung
älterer von jüngeren Granitischen Schüttun g en liefert die Analyse der Kristallingerölle.
Die Deutung der Granitischen Sandstein-Einschaltung als normal stratigraphische
Einlagerung in die Karbonatreiche Molasse erfährt durch HABICHT (1945a: 73) eine
weitere Stütze: Aus der Formation des Ebnater Sandsteins – die der im Sattele gg
-GruebPofildchanSequzlitogschnpr–idGatscheSnsteine als Einlagerungen keine Seltenheit.
5.6.3. Zusammenhang zwischen Etzelgipfel-Schichten und Grindeleg g
^v -Schupe
Die charakteristische Grindeleg g -Schuppe zeigt bemerkenswerte, durch sedimentpetrographische Untersuchungen bestätigte Übereinstimmungen mit den horizontal
gelagerten Schichten des Etzel-Gipfels. Wenn auch HABICHTS Ansicht (1945b: 132)
richtig ist (dass keine vollkommene Identität zwischen diesen beiden Schichtkoms Allerdings weisen diese granitischen Einla gerungen einen erhöhten Karbonat gehalt auf gegenüber den «echten», jüngeren Granitischen Sandsteinen.
Jahrgang 116
H.- P.
vlCLLER.
Geologische Untersuchungen in der subalpinen Molasse
49
plexen bestehe), scheint es doch möglich zu sein, die Grindelegg-Schuppe und die
Etzel gipfel-Abfol ge in benachbarte Abla gerun gsräume zu weisen.
Sedimentpetrographische und feldgeologische Befunde schliessen einen engeren
Zusammenhan g der Höhronen-Schuppe zur Grindelegg-Schuppe und zur EtzelAbfolge aus, ebenfalls abzulehnen ist eine Zuordnung zur Rigi-Schüttung.
Als wahrscheinlichste Möglichkeit bleibt die en ge Nachbarschaft der Grindeleg g
gipfel-Abfolge, wobei auf Grund sedimentpetrographischer-SchupendrEtzl
Kriterien Etzelraum und Grindele ggraum der Höhronen-Schüttun g – die nicht
identisch ist mit der tektonischen Einheit der Höhronen-Schuppe – angehören.
Fol gende Gründe deuten auf die en ge Beziehung der beiden Komplexe hin:
I.
2.
3.
4.
Der Karbonat gehalt ist praktisch gleich gross (um 40%).
Die SM-Kombination ist völlig identisch.
Die LM-Assoziation zeigt einen leicht erhöhten Feldspatgehalt der Etzel-Abfolge.
Die litholo gische Zusammensetzun g beider Komplexe ist sehr ähnlich: Die
Schichten des Etzel-Gipfels bestehen aus Pseudogranitischen Kalksandsteinen mit
sehr spärlich eingestreuten kleinen Kristallin geröllschnüren, die GrindeleggSchuppe aus Pseudo granitischen – Granitischen Sandsteinen mit Konglomeratlinsen unterschiedlicher Zusammensetzung.
SedimentpetrographisChe Vergleiche
Karbonat
C-DVerh.
Feldspat
GranaI
Apatit
68%
66%
2.8
2.2
3%
3°4,
30%
37%
6%
4%
8%
10%
14%
3%
41%
35%
35%
3.2
3.9
3.8
19%
12%
9%
60%
66%
69°,
13%
23%
2%
3%
1%
Spinell SIauroliIh
Rigi-Schüttung
Chessibach
Spreitenbach
Grindelegg-Schuppe
Egg
Chessibach
Spreitenbach
Etzelgipfel-Abfolge und östliche Äquivalente
Etzel
Lüsibach (Tall
Sch\\ändi-Hüllerich
Granitische Molasse
35%
33%
25%
3.0
2.4
4.0
32%
28%
31°
55%
38%
52%
31%
12%
28%
19%
3.4
44°-4,
41%
13%
1%
2.2
40°0
30%
12V0
5%
3.1
29%
38%
8%
—
1%
Oberaquitane Mergelzone
Eichholz
55°-4,
Bächer Sandstein (OMNI)
Bäch
34%
1°,-i,
5%
Die Etzel g ipfel-Abfol g e ist etwas «granitischer» entwickelt als die SChichten der
Grindele gg-SChuppe. Mit Vorsicht lässt sich daraus fol gern, dass die SchiChten des
Etzel g ipfels die stratigraphisch höhere Fortsetzun g der ^ Grindelegg-Abfolge bilden.
50
Vierteljahrsschrift der Naturforschenden Gesellschaft in Zürich
1971
Die Lagebeziehung der beiden Komplexe zueinander führt zu den beiden folgenden
Möglichkeiten:
a) Grindele gg - und Etzelkomplex liegen «normal» im Höhronen-Schuttfächer.
«Normal» bedeutet dabei: Die Grindeleg g -Abfol g e dokumentiert der Beginn der
g ranitischen Höhronen-Schüttung. Nördlich und nordöstlich an den Streifen der
Grindeleg g -Abla g erungen würde die Etzel-Abfol g e auf- und angelagert. Diese ist
daher jünger und etwas granitischer. Der weitere Gang der Sedimentation führte
nach der Ablagerung der Etzel-Abfolge zu sehr Granitischen, ausgereiften Sandsteinen und Mergeln vom Typus der Höhronen. Es hätte somit eine kontinuierliche
Sedimentabfol g e im Höhronen-Schuttfächer von relativ Karbonat-reicher zu Granitischer Molasse vor g ele g en. Durch die tektonischen Vorgän g e in der subalpinen
Molasse wurde diese normale Abfol g e aufg ebrochen und in Schubpakete zerlegt.
b) Die Grindeleg g - und die Etzel-Sequenz dokumentieren einen südöstlichen Ast
eines Vorläufers der Höhronen-Schüttwe g . Die vor g ranitische Höhronen-Schüttung
hätte somit schon ein bedeutendes Delta geschaffen, ein östlicher Ast der UrReuss wäre durch einen südlichen Teil des Deltas in nordöstlicher Richtung geflossen
und hätte die Grindelegg- und etwas später die Etzel-Sequenz als – heute durch die
Dislokation der subalpinen Molasse nur noch als schmaler Streifen erkennbare –
Zone N der Haupt-Aufschiebun g vom Aegerisee bis in die Linthebene abgelagert.
HOFMANN (1965: 101, Fi g . 3) scheint bereits eine solche Tendenz anzunehmen.
Ob die Abfol g en der Grindele gg -Schuppe und des Etzel-Gipfels durch einen ei g enen östlichen Strömungsast der Höhronen-Schüttun g sedimentiert wurden, kann erst
entschieden werden, wenn über die Existenz und den Verlauf des Grindelegg-Raumes
im Gebiet des Zuger-, Aegeri- und Vierwaldstättersees mehr bekannt sein wird.
Existieren tatsächlich auch im westlichen Höhronen-Schuttfächer Abfolgen, die mit
Etzel und Grindelegg-Schuppe vergleichbar sind, ist die Herleitun g dieser Zonen
aus einem eigenen Flussast innerhalb des Höhronensystems kaum mehr möglich.
6. Untersuchungen an Nagelfluhgeröllen
(vgl. Tab. I )
6.1. Unmetamorphes Kristallin
Roter Rigi-GraniI (Normaltypus) (F! 13)
Die tiefroten, mittel- bis grobkörnigen Granite führen rosa- bis zie gelrote Feldspäte und g lasklaren Quarz. Biotit und weisse Feldspäte treten nur untergeordnet auf. Die Gerölle sind immer
sehr gut gerundet (ku getig bis flachstengelig) und erwecken einen relativ frischen Eindruck.
Im Schliff weist das Gestein eine holokristallin-heterogenkörnige (mittel- bis grobkörnige)
panxenomorphe Struktur auf. Die Alkalifeldspäte – Albit, Kalifeldspat – die bis zu 3 mm lang
werden können, zeigen häufig perthitische Strukturen, was nach SPECK (1953: 68) ein Charakteristikum dieser Granite sein soll. Saure Plagioklase (AlbiI-Oligoklas) mit polysynthetischer Zwillin gslamellierung bilden – zusammen mit dem sich in Chloritisierung be g riffenen Biotit – Nebengemeng-
Jahrgang 116
H.-P. MCLLER. Geologische Untersuchungen in der subalpinen Molasse 51
teile. Lokal zeigen Quarz und Kalifeldspat leichte schriftgranitische Kompenetration, nicht selten
treten auch Quarzindividuen mit Resorptions-artigen Umrissen auf. Akzessorisch finden sich Zirkon,
Apatit und Erz.
Die eingehende Beschreibung, der kaum mehr etwas beizufügen ist, erfolgte durch
SPECK (1953: 68). Auch die von GASSER (1968: 278) beschriebenen roten Alkali-
granite sind hier anzuschliessen. Im Gefol ge dieser Normalfazies treten vielgestaltige
- porphyrische, miarolitisch-mikropegmatitische, aplitische – Varietäten auf.
Roter Schriftgranit (111)
Das Geröll ist nur durch die von blossem .Au ge erkennbaren, nesterartig verteilten. in tensiv
myrmekitische Durchwachsung von hellrotem Feldspat und hyalinem Quarz zei genden Partien vom
Normaltypus des roIen Ri gi-Granits zu unterscheiden. Das miItelkörnige Gestein ist äusserst zäh.
Gelegentlich Ireten tafelige Feldspäte von bis zu 7 mm Länge auf.
Im Schliff beobachtet man die intensive schriftgranitische Verwachsung von Quarz und Feldspat, die zu gleichen Teilen vertreten sind. Einmal bildet der Quarz die Grundmasse und der Kalifeldspat ist eingelagert, dann tritI wieder das umgekehrte Phänomen auf. Plagioklas erscheint nur
sehr untergeordnet als in die Quarz-Orthoklas-Grundmasse eingelagerte Individuen. Der Orthoklas
zeigt stellenweise Fiederrisse, die durch Hämatitimpregnationen verdeutlicht werden. Als Nebengemengteile treten chloritisierter Biotit und verwitterter Chlorit auf.
RoIer Granitporphyr (17)
Die porphyrische Abart des Rigi-GraniIs zeigt grosse. bis 8 mm lange hellrote Feldspatleisten,
sowie bis 2 mm grosse, frische Quarzkörner als Einsprenglinge in die rot-grünliche Grundmasse.
Schliff: Das mechanisch beanspruchte Gestein besitzt holokristallin-porphyrische Struktur.
Die xenomorphe bis sIellenweise leicht idiotope Grundmasse besteht aus Kalifeldspat. Quarz und
Plagioklas. Grosse idiomorphe OrthoklaskrisIalle mit deutlich erkennbaren Zwillingsnähten und
zum Teil perIhitischen Strukturen sowie mechanische Beanspruchung zeigende Quarze bilden die
Einsprenglinge. Die Kalifeldspäte der Grundmasse sind stark serizitisierI. Die Wirkung mechanischer
Beanspruchun g zeigt sich anch an der symmetrischen Anordnung der Fiederrisse in den OrthoklasEinsprenglingen. An wenigen Quarzindividuen hat magmatische Resorption zu buchtiger Korrosion
geführt. Akzessorien: Chlorit, Erz.
Rotbrauner Granitporphyr (Ta 3)
Das Gestein zeigt ein zie gelrot-grauweisses. mosaikarIiges MusIer, das durch bis 5 mm grosse
Einsprenglinge akzentuiert wird. Die grauen rundlichen Quarze, die roIen Kalifeldspäte und die
frischen weissen Pla gioklase sind so häufi g. dass die Grundmasse kaum mehr zu erkennen ist.
Der Schliff des auffallend frischen Gesteins zeigt die holokristatlin-porphyrische bis felsitische
Struktur. Hauptgemengteile der sehr feinkörnigen Matrix sind OrIhoklase und buchtig-lappige
Quarze. unIergeordnet auch Plagioklase, die alle sehr frisch und unverwittert erscheinen. Die Einsprengtinge – sie bilden mindestens 70% des Gesteins – sind: Quarze, schwach perthitische Kalifeldspäte und wenige verzwillingte Plagioklase sowie sehr untergeordnet chloritisierte BioIite. Quarz
zei gt vielfach buchti ge Resorptionserscheinungen, der Kalifeldspat ist relaIiv idiomorph, während
der saure Plagioktas gelegentlich zonaren Aufbau zei gt. Akzessorisch treten ApatiI. Zirkon und
etwas Erz auf.
Beheimatung der roten Rigi-Granite und ihrer porphyrischen
Gefolgschaft
(Rote Rigi-Granite, Bavenoide Granite, Aplite, Granitporphyre)
Grundsätzlich können verschiedene Herleitun g en in Betracht gezo gen werden:
Abstammung
52
a)
b)
c)
d)
e)
f)
g)
Vierteljahrsschrift der Naturforschenden Gesellschaft in Zürich
1971
vorn vindelizischen Gebir ge (als historische Reminiszenz):
aus dem Trog des Schlieren- und Habkern-Wildflyschs:
aus der Decke des Col des Gets:
aus dem Canavese-Raum (inkl. Baveno-Batholith):
aus der Err-Bernina-Decke;
aus den Südalpen (Luganeser Fazies);
aus der Simmen -Decke (Kristallinkern).
Zu b) Wenig wahrscheinlich ist die Herleitun g von den Kristallinexoten des
Habkern-Wildflyschs, obwohl diese Möglichkeit nicht ganz auszuschliessen ist. Das
Auftreten unbezweifelbarer Habkern-Granite in der subalpinen Molasse des Entlebuchs und im zentralen Ri gi-Schuttfächer wurde von SPECK (1953: 74, sowie Anm. 51)
beobachtet.
Eigene Aufsammlungen von Habkern-Graniten in der Habkern-Wildflyschzone
von Sörenberg zeigten, dass die Gruppe der Habkern-Granite äusserst hete rogen
zusammengesetzt ist und dass bei weitem nicht alle Granite das «typische Charakteristikum der Habkern-Granite: ölig-gelbgrünliche Quarze und rötliche Feldspäte»
aufweisen. Ohne weiteres liessen sich den roten Rigi-Graniten vergleichbare Granite
in diesen Flyschserien auffinden. Auffälli g – und möglicherweise von grosser Bedeutun g – sind auch die Ähnlichkeiten mit den roten Granitgeröllen des Schlierenflyschs,
etwa in der Ber gsturzmulde am Nünalpstock E von Sörenberg (vgl. MOHLER 1966:
54). Schon SPECK (1953: 75) betonte eine «nicht zu leugnende Analogie».
Zu c) Prof. Trümpys Hinweis zufol ge, dass die roten Granite der subalpinen
Molasse und ihr Ganggefolge eventuell auch in Beziehung zu bringen wären mit den
rätselhaften Kristallinscherben des Plateaus von Les Gets (JAFFÉ 1955: 68, 70;
BERNHEIM 1962 in CARON und WEIDMANN 1967: 387), liess es angezeigt erscheinen,
dieses Problem weiter zu verfol gen. Das Schliffmaterial von J. BERTRAND, der die
Zone des Col des Gets untersuchte, zei gte, dass die «Granites, granites arkosiques
et arkoses» nicht viel Gemeinsames haben mit den zu beheimatenden roten RigiGraniten, was auch Prof. Dal Vesco bestäti gen konnte. Zudem scheint in der Zone
von Les Gets eine Beziehun g von Ophiolithen zu den Graniten und Arkosen zu
bestehen (Granite als Komponenten in ophiolithischen Brekzien, JAFFE 1955: 68).
Diesem Phänomen steht in der Zentral- und Ostschweiz nichts Entsprechendes
gegenüber.
Zu c1) Als nächste Möglichkeit käme die Beheimatung der roten Ri g i-Granite in
der Canavese-Zone (ARGAND 1910: 18) in Frage. Tatsächlich scheint die Fazies des
Canavese-Kristallins Ähnlichkeiten zu den Rigi-Granit-Geröllen der subalpinen
Molasse aufzuweisen (vgl. ELTER, ELTER. STCRANI und WEIDMANN 1966: 330). Die
von Prof. Trumpy zu Vergleichszwecken zur Verfü gung gestellten typischen Kristallingesteine der Canavese-Zone zeigten aber nur geringe Übereinstimmungen mit den
Rigi-Graniten. Viel eher scheinen Zusammenhänge zwischen dem Canavese-Kristallin und den Graniten und Arkosen der Zone des Col des Gets («Nappe du Col
des Gets» nach TRÜMPY, in HANTKE und TRUMPY 1965: 617; «Nappe des Gets»
nach CARON und WEIDMANN 1967: 395) zu bestehen.
Jahrgang 116
H.-P.
MCLLER.
Geologische Untersuchun gen in der subalpinen Molasse 53
Die Deutung und Beheimatung der Baveno-ähnlichen Granite ist sehr problematisch. Sie sind im Untersuchun gs gebiet nicht nur auf die tiefere «chattische»
Schüttung beschränkt — die wohl mit der Basis der bunten Rigi/Rossberg-Nagelfluh
zu parallelisieren ist — sondern finden sich, wie Ver g leichsbe gehun gen im Gebiet der
Höhronen zeigten, auch in der obersten Granitischen Molasse. Ein Leitwert, etwa
als Charakteristikum des Kristallinkerns der Simmen-Decke, kann ihnen schwerlich
zu gesprochen werden, hingegen liessen sich diese Granite als Hinweise auf sehr
südliche Fazies interpretieren (Mitt. von Prof. Trümpy).
Zu e) Der von SPECK (1953: 75) diskutierten «These der unterostalpinen Provenienz der roten Rigi-Granite» ist nichts beizufü gen. Die typischen Rigi-Granite
finden im Err-Bernina-Kristallin nur ungenügende Analo gien. Zudem fehlen die
andern für diese Kristallinfazies charakteristischen Granite, Diorite, etc.: es zeigt
sich keine Identität der die roten Ri gi-Granite be g leitenden Quarzporphyre mit den
unterostalpinen Diavolezza- und Nair-Porphyren.^
In der paläontologisch als Aquitanian belegten oberen Granitischen Molasse sind
die Übereinstimmungen der sehr hohe Prozentwerte erreichenden Kristallin-Vergesellschaftung mit dem unterostalpinen Kristallin vom Typus Err-Bernina allerdings
frappant. Die Erosion unterostalpiner Deckenkerne setzte also erst mit dem Beginn
der Sedimentation der Granitischen Molasse ein.
Zu f) Das Problem einer südalpinen Herkunft ste ll t sich in erster Linie durch das
spärliche Auftreten porphyrischer, granophyrischer und vulkanitischer Komponenten
innerhalb der Gruppe der unmetamorphen Kristallingerölle. Tatsächlich zeigt diese
Gruppe ausserordentliche Ähnlichkeiten zur Fazies der Lu ganeser Porphyre, was
auch Prof. Dal Vesco bestäti gen konnte. Ob es allerdings jemals möglich sein wird,
diese Gan g- und Ergussgesteine einer bestimmten Formation zuzuordnen, muss
offen bleiben, da Faziesanalo ga innerhalb der Gruppe der prätriadischen Ergussgesteine sehr zahlreich sind.
Zu g) NaChdem alle BeheimatungsversuChe der roten Rigi-Granite und ihrer
Gefolgschaft keine eindeuti ge Lösun g brachten, bleibt als weitere und eleganteste
Lösung, diese Kristallin g ruppe als Kristallinkern der Simmen-Decke s. 1. zu bezeichnen. Mit welchen Elementen dieser Kristallinkern zu parallelisieren ist, bleibt
immer noCh ein un gelöstes Problem.
Dieser weni g variierenden Gesellschaft von tiefroten (Alkali-) Graniten mit Übergängen zu Baveno-artigen Graniten und Granitporphyren steht eine andere, recht
einheitliche Gruppe weisser bis g rünlichweisser Granite und Granodiorite gegenüber:
Weisser Granit (2 L 7)
Das sehr gut gerundete. ku geli ge Geröll ist von zahlreichen Klüften durchsetzt. Es lässl bis zu
4 mm g rosse lichtrosa bis weisse Feldspäte erkennen. die gelegentlich einen Stich ins Grünliche
aufweisen.
Schliff: Das Gestein ist von holokristallin- grobkörniger StrukIur. Hauptgemengteile sind
Quarz (40-30°'0) mit Tendenz zu undulöser Auslöschun g und ge genseitiger Verzahnung. Orlhoklas
(20-30°0. der leicht perthitic h ist und feinlamellierter Pla<__=ioklas (Albft-Oligoklas; 15-20°0). Der
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1971
Orthoklas ist stark serizitisiert. der Plagioklas saussuriIisierI. Als Neben g emengteile treten stark
chlorilisierter Biotit. Chlorit und Muskovit auf. Akzessorien: ApatiI. Zirkon, Erz. Feine, von Calcit
ausgefüllte Klüfte durchschwärmen das Gestein unter Bevorzugung einer Richtung.
Identische Gesteine beschreibt GASSER (1968: 278), wobei der Hinweis, demzufolge die feine parallele Klüftung dieser Gerölle ein für die «stampischen Nagelfiuhen
typisches Phänomen» sein soll, von Bedeutung sein könnte. Möglicherweise gehören
auch die von R. TROMPY und BERSIER (1954: 148) beschriebenen weissen und rosaroten Granite («Provenance possible: Granite ancien indeterminé») zur gleichen
Gruppe. Zudem scheint die Beschreibung MATTERS (1964: 347) (Schliff 60.07.36,
weisser Granit) mit dem vorliegenden Granitgeröll ausserordentlich gut übereinzustimmen. Ausdrücklich wird von MATTER auf die Verwandtschaft der weissen
Granite zu den «hellrötlichen Mikrograniten und den grünlichen bis dunkelgrünen
eigentlichen Granodioriten» hingewiesen, die sich nach R. STAUB (1916, zit. in
MATTER 1964: 347) ausgezeichnet in die Vergesellschaftung, wie sie in den unterostalpinen Deckenkernen der Err-Bernina-Decke auftritt, einordnen lassen (vgl.
Beschreibung und Heimweisung derartiger Gesteine bei SPECK 1953: 23, 32, 63, 75).
Zur gleichen Gruppe gehört auch das folgende Gestein:
Weisser «GIanit» (Granodiorit) (151)
Das schmutzigweisse Geröll weist stellenweise einen Stich ins Grüntiche auf. was auf den saussuritisierten Plagioklas zurückzuführen ist. Auffallend ist der beinahe völlige Mangel an melanokraten
Gemengteilen. Parallel verlaufende Haarrisse durchschwärmen das Geröll und verleihen ihm eine
leicht schiefrige Textur.
Schliff: Das Gestein ist von hypidiomorph-mittel- bis grobkörniger Struktur. Hauptgemengteile sind Quarz (20-25%), Plagioklase (60-65%) und KalifeldspäIe. Der Quarz zeigt starke undulöse
Auslöschung, teilweise leichte Kataklase und gelegentlich gegenseitige Verzahnung. Die einzelnen
Individuen können bis zu 2 mm gross werden. Stellenweise treIen Aggregate feinkörniger, sich verzahnender Quarzkristalle auf. Der Plagioklas fällt durch seine ausserordentlich feine Zwillingslametlierung auf. Auf mechanische Einwirkung deuten auch die stark verbogenen Plagioklase hin.
Gewisse Partien erwecken einen myloniIisierten Eindruck. Während sich der Plagioklas nur stellenweise in Umwandtung befindet, sind die Kalifeldspäte ausnahmslos sIark serizitisiert. Die feinen
Haarrisse werden durch Calcit verheilt. Glimmer fehtt praktisch vollsIändig: die melanokraten
Gemengeteile sind ausschliesslich Erzkörner. Akzessorisch: Titanit. Zirkon mit pteochroitischen
Höfen, Apatit.
Makroskopisch ist das Gestein von einem «weissen Granit» nicht zu unterscheiden.
Unter den Plutoniten konnten keine basischeren Gesteine beobachtet werden.
Beheimatung der weissen, rötlichen und g rünlichen Granite
Die Vergesellschaftun g weisser, rosaroter und grünlicher Granite ist mit unterostalpinen Deckenkernen, mit der Err-Bernina-DeCke, in Beziehun g zu bringen. Die
Vertreter dieser charakteristischen Gruppe finden sich auCh erst in den Serien der
Granitischen Molasse in grösserer Anzahl. Die in der Karbonatreichen Molasse
selteneren, mit den roten Rigi-Graniten zusammen auftretenden weissrosa gefärbten
Granite scheinen viel eher Abarten der roten Ri g i-Granite zu sein, denn unterostalpine Granite.
Jahrgan g 116
H.-P. MÜLLER. Geologische Untersuchungen in der subalpinen Molasse
55
Quarzporphyre
Graugrüner Quarzporphyr (Q I)
Das massige Geröll zeigt eine leichte Klüftung. Die krustig verwitterte Oberfläche ist von grüngelb-weisslicher Farbe, im Bruch ist der unverfärbte Kern dunkelgrün mit einem Stich ins Graue
und von erstaunlicher Frische. Als Einsprenglinge erkennt man schmutzigweisse Feldspäte (bis
3.5 mm lang) und graue, isometrische Quarzkörner.
Im Schliff zeigt sich die hemikristallin-porphyrische Struktur. Die noch vorwiegend mikrofelsitisch-glasige. sich in beginnender Serizitisierung befindliche Grundmasse zeigt aber keine Anzeichen fluidaler Ausbildung. Die kleinen Einsprenglinge sind stellenweise splitterartig ausgebildet:
40% sind Quarz, der eine Durchschnittsgrösse von 0.2 mm erreicht und buchtige Resorptionserscheinungen zeigt. Die Feldspäte – vorwiegend Kalifeldspäte – übertreffen als Einsprenglinge die
Quarze grössenmässig. Die meisten sind duIch Hämatitflitter rosa gefärbt. Untergeordnet tritt feinlamellierter saurer Plagioklas auf. Melanokrate Bestandteile sind: Chlorit, der sich unter Erzausscheidung aus Biotit gebildet hat , sowie reliktische, stark chloritisierte Biotitfetzen. Akzessorien:
Hämatit, Zirkon, Apatit.
Grüner Quarzporphyr (Q 4)
Das Geröll gleicht makro- und mikroskopisch dem graugrünen Quarzporphyr (Q l), nur überwiegen die Quarzeinsprenglinge noch stärker (60%). Sie zeigen praktisch keine Resorptionserscheinun gen. In der stark serizitisierten Grundmasse treten. soweit bestimmbar. Plagioklas- gegenüber
Orthoklaseinsprenglingen noch stärker zurück.
Roter Quarzporphyr (Q 2)
Das splittrig-scharfkantige Geröll zeigt nur spärlich Einsprenglinge in der massigen. ziegelroten
Grundmasse.
Im Schliff offenbarI das Gestein eine sehr komptexe Struktur: Orthoklase und normal zonare
Plagioklase sowie wenig Quarzindividuen schwimmen als Einsprenglinge in einer Grundmasse, die
von zwei verschiedenen Strukturtypen gebildet wird: Der eine Typ setzt sich aus rosetIenartigen
Ag g regaten von Quarz und Orthoklas, die Ieilweise einen schriftgranitisch gefiederten Feinaufbau
zeigen, zusammen. Reihen und Felder von feinkörnigem xenomorphern Quarz und Feldspat bauen
den andern Typ auf. Melanokrate Gemengeteile fehlen praktisch, nur eIwas chloritisierter Biotit ist
vorhanden. Akzessorisch: Erz, Titanit, Apatit, Zirkon.
Neben dieser Gruppe von roten und leukokraten Graniten, grünen, grauen und
roten Quarzporphyren, deren Beschreibung aus der neueren Molasseliteratur hinlänglich bekannt ist(HABICHT 1945a, SPECK 1953, R. TRUMPY und BERSIER 1954,
MATTER 1964, GASSER 1968 etc.), muss eine relativ spärlich auftretende Gruppe von
zum Teil tuffartigen, schwer zu dia g nostizierenden Gesteinstypen aufgeführt werden,
die sich petrographisch als Granophyre, porphyrische Granophyre und pyroklastische, prätriadische Vulkanite bezeichnen lassen. Bei der Durchsicht der Handstücke
und Schliffe erkannte Prof. Dal Vesco überraschende Analo g ien zur Fazies der Luganeser Porphyre und ihrer Gefolgschaft.
Rotbrauner Granophyr (Q S)
Das massige. roIbraune Gestein zeigt wenige, bis 2 mm grosse, lichtrote Feldspäte als Einsprenglinge.
Schtiff: In diesem Gestein von holokristallin-porphyrisch bis mikropegmaIitischer Struktur
dominieren die schriftgraniIisch gefiederten Bereiche. Von den fast idiomorphen Orthoklas- und den
mengen- und grössenmässig untergeordneten Quarzeinsprenglingen wachsen die schriftgranitischen
Gefü g e radial nach aussen. Die Zwischenräume werden von einzelnen isometrischen Quarzkörnern
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Vierteljahrsschrift der Naturforschenden Gesellschaft in Zürich
1971
und von HämaIiI-bestäubten Orthoklasen ausgefüllt. Melanokrate Gemengeteile fehlen mit Ausnahme vereinzeller Hämatitkörner und seltenem, schmutziggrünem Chlorit. Akzessorien: Zirkon,
Apatit.
Weisser, porphyrischer Granophyr (Q 6)
Das kleine, grau-weisse Geröll besitzt stellenweise eine schwärzliche Verwitterungsrinde. Im
Bruch täuscht das Gestein sedimentäre Entstehung vor, der Erruptivgesteinscharakter gibt sich erst
im Schliff zu erkennen.
Schliff: In der holokrisIallin-porphyrischen bis mikro-pegmatiIischen Struktur der Grundmasse
aus Kalifeldspat und Quarz liegen pseudomorphe, frische, bis 3 mm grosse Kalifeldspäte und mengenmässig überwiegend (65%), bis 2 mm grosse Quarzkörner als Einsprenglinge. Dazwischen treten
schrifIgraniIische Bereiche auf, die sich durch fiederartigen Bau auszeichnen und von der Peripherie
ins Zentrum wachsen. Akzessorisch: Zirkon, ApaIit.
Nach Prof. Dal Vesco durchbrechen – falls man den. Ver g leich mit dem Luganeser
Gebiet heranzieht – derarti ge helle Gesteine in Form von Gängen die Unterlage der
Luganeser Vulkanite. Eine weitere Analogie stellen die eckigen Konturen der Kristalle dar, was mö g licherweise auf eine Zerspratzung während der Genese hindeutet.
Olivgrüner, porph y rischer Granophyr (Q S)
In der olivgrünen Grundmasse schwimmen rosafarbene. bis 7 mm grosse Einsprenglinge. Ein bis
18 mm grosser Einsprengling erweckt den Verdacht auf uneinheitliche Zusammensetzung.
Im Schliff entpuppen sich die Einsprenglinge als nach Orthoklas pseudomorphe schrifIgranitisch
verwachsenen Aggregate von Quarz und Kalifeldspat. Innerhalb dieser Bereiche zeigen die Orthoklas- und Quarzlamellen eine intensiv fiederarIige Verwachsung. Häufig strahlen diese FiederStrukturen von einem zentralen Bereich radial nach aussen. Die holokristallin-porphyrische-mikropegmatitische Zwischenmasse bestehI aus einem Kristallaggregat von kantigen Körnern. die vorwiegend aus Quarz und von Erzflittern bestäubtem Orthoklas bestehen. Plagioklas tritt nur sehr
untergeordnet auf. Glimmer fehlen. Akzessorien: Apatit, Zirkon, Titanit.
Graubrauner Quarz-Porph y rit (Q 3)
Im Bruch erscheint das Gestein graubraun und zeigt bis 5 mm grosse, zonar struierte, rosarote
Feldspäte. Quarzeinsprenglinge fehlen praktisch.
Schliff: Hypidiomorphe Plagioklaseinsprengtinge überwiegen bei weiIem (60-70%) über
Quarz- und Kalifeldsspateinsprenglinge. Auffällig sind tafelige Orthoklase mit Karlsbader-Verzwillingung und einer Plagioklashülle (Albit). Neben diesen Feldspateinsprenglingen schwimmen bis
1,5 mm grosse, stark gerundete Quarze in der felsitischen Grundmasse. UnIergeordnet erscheinen
grüne, chloritisierte Hornblenden und Chlorite mit Erzausscheidnngen, die aus der Umwandlung
des Biotits herrühren. Akzessorisch: Erz, Zirkon, Apatit.
Grünvioletter Quarz-Porphyrit (12)
Das äusserst zähe Gestein zeigt bis 5 mm g rosse g lasklare Quarzkörner und fleischroIe, bis 6 mm
lan ge FeldspäIe, wobei Karlsbader-Zwillinge auf Orthoklas hindeuten. Die Grundmasse ist fleckig
weinrot-violett und tiefgrün gefärbt.
Schliff: Die gegenüber den KatifeldspäIen vorherrschenden Quarzeinsprenglinge zeigen buchtige
Resorptionserscheinungen. Die Grundmasse von holokrisIalliner Struktur wird von sehr sIark
saussuritisiertem Pla g ioklas und weniger intensiv serizitisiertem Kalifeldspat, die ein sperriges Gefüge
bilden, aufgebaut. Qua rz als Gefügekomponente ist spärlich vorhanden, er tritl vor allem in den
schrift granitischen Bereichen auf. Pla g ioklase als Einsprenglinge sind selten. melanokrate Gemen g
-teilfhn.
Prof. Dal Vesco verwies auf die überraschende Übereinstimmun g dieser Gesteins
mit den permischen Eruptiva der Siidalpen.
-fazies
Jahrgang 116
H.-P. MÜLLER. Geologische UnIersuchun gen in der subalpinen Motasse
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Ein Vergleich mit Diavolezza-Porphyren ergab keine oder höchstens geringe
Ähnlichkeit.
Prätriadische Vulkanite
Eine kleine Gruppe schwer diagnostizierbarer Gesteine soll hier angeschlossen
werden. Ob dabei auch «Aussenseiter» im Sinne SPECKS (1953: 69) vorliegen, steht
noch offen, da seine Bele g sammlung keine Gerölle enthält, die mit diesen Typen
vergleichbar wäre; ebensowenig lassen sich in den Sammlungen HABICHT und
KLEIBER derarti g e Gesteine finden.
Bei diesen tuffarti g en Vulkaniten handelt es sich um eine sehr kleingeröllige
Gruppe, deren farbliche Variationsbreite von hell g rau-weisslichen zu hell g rün-tiefdunkel g rünen Gesteinen reicht, während die mineralogische Zusammensetzung recht
einheitlich ist.
Blaugrüner. tuffartiger Vulkanit Il Lu 1)
Das ideal gerundete, zähe und frische Gestein zeichneI sich durch die blau g rüne Matrix aus, in
der vereinzelte, undeutlich erkennbare, bis 4 mm grosse Einsprenglinge von trübem grauem Quarz
und hellen Feldspäten liegen.
Der Schliff zeigt hemikristallin-porphyrische Struktur ohne Anzeichen fluidaler Ausbildung.
In der Grundmasse liegen Einsprenglinge von Quarz, leicht seriziIisiertem Kalifeldspat und untergeordnet von Plagioklas. Die Einsprenglinge nehmen zwei voneinander abweichende GesIalten an:
Die grossen Qua rze weisen Resorptionserscheinungen und Einschlüsse auf, die von feinkörniger
Grundmasse erfüllt sind. Die andere .Ausbildung zeigI vor allem Quarz-Einsprenglinge mit scharfkantigen Umrissen, die wohl durch Diaklase zu erklären sind, die sich aber nicht innerhalb des
Gefüges ereignete. Die feinst serizitisierIe Grundmasse ist schwer zu diagnosIizieren, da sie aus
devitrifiziertem Material und aus feinster Asche besteht. Die Abgrenzun g zwischen entglaster Substanz und Asche ist schwer zu erkennen. Nach Prof. Dal Vesco muss die Genese derartiger Gesteine
auf die Vermengung flüssiger Lava mit p■roklastischem Material zurückgeführt werden.
Akzessorisch: Biotic, chloritisierter BiotiI. ChloriI, Apatit, Erz , Zirkon.
Hellgrüner, tuffartiger Vulkanit (La 4)
Dieses Gestein unterscheidet sich nur unwesentlich von den blaugrünen Vulkaniten.
Der Schliff zeigt einen bemerkenswerten Gehalt an Epidot und Chlorit. In der krvptokristallinen
Grundmasse lässt sich Epidot als feinst verteilter Neben gemengteil identifizieren. Nesterartig tritt
er auch im Kern normal zonar struierter Pla gioklase auf. Sämtliche Zwischenstadien dokumentieren
die Umwandlung des Biotits in Chlorit unter Erzausscheidung.
Hellgrauer, tuffarIiger VulkaniI (St I)
Die Ähnlichkeit zu den andern Vulkaniten ist frappant. Als Besonderheit seien die resorbierten
Quarzindividuen, die bräunliche, amöbenartige Felder aufweisen. erwähnI. Als Ursache kommt
Korrosion in Betracht (Hinweis Prof. Dal Vesco).
Ein kleines, längliches Bruchstück besteht aus einem feinkörnigen Quarzgefüge mit xenomorphem
Muskovit, das eine Schieferung aufweist. Möglicherweise liegI ein aufgearbeiteter Splitter eines
Fremdgesteins vor.
Vulkanische Brekzie (St 19)
Auch dieses Gestein gleicht prinzipiell den andern Vertretern dieser Fazies. Als Besonderheit
zeigen sich Gesteinsbruchstücke im Gefüge, die aus resorbiertem Quarz in feinklasIischer bis hemikristalliner Matrix bestehen, sowie zerspratzte (') Bruchstücke von gröber auskristallisierten Komponenten (Quarz und Orthoklas).
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VierteljahrsschrifI der Naturforschenden Gesellschaft in Zürich
1971
ELTER, ELTER, STURANI und WEIDMANN (1966: 335) haben unter den «Tufs volcaniques» sehr ähnlich struierte Gesteine beschrieben. Ihre «Tufs vitreux (?)», «Tufs
cristallins» und «Tufs ag glomeratiques» – das Schliffbild stimmt vollkommen mit
den hier als tuffartige Vulkanite beschriebenen überein – lässt eine sehr südliche
Beheimatung dieser seltenen Gesteine vermuten.
Beheimatung der Quarzporphyre, Granophyre, Vulkanite, etc.
Was über die Problematik der Herkunft der roten Granite gesagt wurde, trifft
weit gehend auch auf diese Gesteine zu. Sie gehören in der strati graphisch tieferen
Kristallinschüttung der Karbonatreichen Molasse (unteres-mittleres Chattian) zur
normalen Gan gfazies der Granitmasse, die die roten Rigi-Granit-Gerölle lieferte. In
der profilhöheren Kristallinschüttung (Höhronen-Schüttung; oberes Chattian-Aquitanian) sind sie vermutlich der Oberostalpinen Decke zuzuordnen. Es sei auf die
Bemerkung SPECKS (1953: 76) verwiesen, wonach ihm nie ein der unterostalpinen
porphyrischen Fazies ver gleichbares Geröll zu Gesicht kam; die im untersuchten
Gebiet gefundenen Gerölle bestätigen diesen Befund 6 . Zuletzt sei auf die Möglichkeit der Abstammung von Decken sehr südlicher Provenienz hingewiesen. Prof.
Dal Vesco bestäti gte die g ute Übereinstimmung vieler Gerölle mit den Lu _ganeser
Deckenporphyren. ELTER, ELTER, STURANI und WEIDMANNS (1966: 335) Untersuchungen machen eine Beheimatung einiger Gesteinstypen in einem – zumindest
Canavese-ähnlichen Raum nicht unmöglich.
Granitbrekzien
Eine Gruppe sehr selten auft re tender Gerölle soll aus genetischen Gründen den
Gesteinen des kristallinen Grund gebir ges angeschlossen werden.
Kon g lomeratische Granitbrekzie (Fl 12)
Das fleischrote, sehr zähe Geröll ist in Amvitterung und Bruch nur schwer von echten, etwas
helleren VarietäIen des roten Rigi-Granits zu unterscheiden. Wo jedoch die Oberfläche verwittert
ist, offenbart sich der brekziöse Charakter.
Im Schliff bestätigt sich der Trümmergesteins-Charakter. In einer tonig-kieselig verkitteten
Matrix aus gleichkörnigen Quarz-, OrIhoklas- und Plagioklasindividuen liegen konglomeratischbrekziöse (kantengerundete) Brocken eines .Alkali-Granits.
Genetisch handelt es sich wahrscheinlich um einen Granitgrus (vgl. SPECK 1953:
73). Syn- oder postdiagenetisch muss das Gestein mechanisch beansprucht worden
sein. Die kieselige Verkittun g erlaubte den lan gen Transport in die subalpine Molasse.
Beheimatung
Diese Granitbrekzien müssen in Beziehun g zu den roten Rigi-Graniten gebracht
werden (SPECK 1953: 71). Derarti ge rote Granitbrekzien und Arkosen wurden von
Die Dr. DieIrich vorgelegten Quarzporphyre zeigen eine Ausbildung, wie sie aus dem Unterostalpin nicht bekannt ist. Die porphyrische Fazies dieses Raumes soll ats Nebencharakteristikum
durchweg prämolassisch enIstandene Tektonisierung und Schieferung aufweisen (vgl. auch CoRNELIUS. 1935).
Jahrgang 116
H.-P. MÜLLER. Geolo gische Untersuchungen in der subalpinen Molasse
59
SPECK
als «eigentliche Bodenbrekzien über rotgranitischem Untergrund» gedeutet,
die kaum eine Aufbereitun g erfahren haben. Das vorliegende Geröll stimmt mit entsprechenden Geröllen der Sammlung SPECK makro- und mikroskopisch vollständig
überein, so dass kein Grund vorlie g t, eine andere Deutun g zu suchen (vgl. auch R.
TRÜM1PY und A. BERSIER, 1954: 133-134).
6.2. Metamorphes Kristallin
Biotit-Gneis (30)
Das dunkelgraue, fast ideal gerundete Geröll zeigt in den eng gescharten Schieferungsflächen
bis 7 mm lange, rote Feldspatflasern. Im frischen Bruch erkennt man den sehr reichlich anwesenden
Biotit. Seidiger Glanz deutet auf die Präsenz von Serizit hin.
Schliff: Hauptgemengteile sind Quarz, Orthoklas, Biotit und Serizit. Aggregate von Serizit
bilden eine grobmaschige Struktur, wobei die Entstehung aus Feldspat lokal noch zu erkennen ist.
Im lepidoblastischen Serizitgerüst liegen sIellenweise Biotit- und Muskovitblättchen, die Maschen
werden vorwiegend von Quarz, der polygonate Risse aufweist und praktisch unverzahnt isI, ausgefültt. Stellenweise erkennt man deuIlich abgesetzte Gebilde, deren Zentrum von feinen Quarzaggregaten aufgebaut und deren Peripherie durch Serizit gebildet wird. Akzessorisch: Apatit, Erz,
Granat. Zirkon. Struktur: porphyroblastisch-feinkörnig.
Ein in jeder Beziehun g identisches Gestein findet sich in der Sammlung
(Schliff 40).
SPECK
Flaseriger Quarz-DioriI-Gneis (83)
Das im Bruch graugrüne Gestein zeigt typisch fiaserige Struktur. Porphyroklasten von grauem
Quarz und grünlichem Feldspat werden von Muskovit und BiotiI umgeben.
Schliff: Hauptbestandteile sind stark undulös auslöschender. kaIaklastischer Quarz – der sich
auch als Mörtelkranz um die vollständig saussuritisierten Plagioklase legI –‚ Plagioklas und spärlich
Orthoklas. Auch der Orthoklas befindet sich in fortgeschrittener Serizitisierung. Als Nebengemengteile finden sich Muskovit, Chlorit – auch als Füllung feinster Haarrisse – und vollständig verwitterter
Biotit. der auch von Serizitschüppchen begleitet wird. Akzessorien: Erz, Zirkon. Apatit.
Struktur: HolokrisIallin-porphyroblastisch.
Quarzreicher Kalifeldspat-Gneis (82)
Gewellte Feinschieferung zeichnet dieses lichtweisse Geröll aus..Melanokrate Bestandteile sind
nicht zu erkennen. Die Bruchflächen sind über und über von MuskovitfliItern besetzt.
Unter den Hauptgemengteilen überwiegt der Quarz mit 60-70%. Er zeigt stark undulöse Auslöschung und ist gegenseitig oder mit leicht serizitisiertem Mikroktin (20-25%) verzahnt. Plagioklas
– Albit-Oligoklas – tritt nur spärlich auf. Nebengemengteile sind Muskovit und unIergeordneI
Biotit. Die xenoblasIisch-feinkörnige Struktur weist eine deutliche Kristallisationsschieferung auf.
Der Habitus dieser Gesteine. die häufig auch von parallel zur Schieferung verlaufenden, mehrere
mm mächtigen Quarzlagen durchseIzt sind, belegt eine Beziehung zu Bändergneisen.
Flaseriger Muskovitgneis (1 Lu 3)
Das bemerkenswert grosse, leukokraIe Geröll zeigt eine eng gescharte Schieferung und grobes
Korn. Auf der Bruchfläche glänzen zahltose Muskovitflitter; Biotite und andere melanokrate
Gemen gIeile fehlen.
Der Schliff zeigt als Hauptgemengteile isometrische Quarze. die lappig ineinander greifen,
Kalifeldspat und sehr wenig Plagioklas (Albit-Oli goklas). Der leicht perthitische Kalifeldspat gibt
sich durch die charakleristische Gitterung als Mikroklin zu erkennen. Ausserordentlich häufig tritt
Muskovit auf.
60
VierteljahrsschrifI der NaIurforschenden Gesellschaft in Zürich
1971
Das Gestein ist von granoblastischer SIruktur und weist eine leichte KrisIallisationsschieferune
auf.
Akzessorien: Sehr viel Apatit, wenig Zirkon und Chlorit.
Haarrisse, die das Gestein parallel durchsetzen, werden von CalciI ausgeheilt.
Beheimatung der Gneise und Glimmerschiefer
Da diese Gesteine keine herkunftsspezifischen Charakteristika aufweisen, sind sie
schwer zu beheimaten. Unzweifelhaft hän gen die sehr spärlich auftretenden schwärzlichen Biotit-Glimmerschiefer, die praktisch nur in der tieferen Schüttung zu finden
sind, mit dem kristallinen Unterbau der Simmen-Decke, somit auch mit den roten
Rigi-Graniten und einem Teil der porphyrischen Fazies zusammen. Die Beweisführung erfolgt durch die Kristallin-führenden Nlokausakonglomerate.
In der oberen Kristallin-Schüttung ändert sich die Zusammensetzung. Der grosse
Anteil am Gesamtkristallin wird von uniformen Gneisen und Glimmerschiefern
gebildet, welche nach STAUB, LEUPOLD und F. DE QUERVAIN (zit. in SPECK 1953: 77)
grosse Analo gien zum Grund gebirge höherer ostalpiner Decken (Campo-SilvrettaDecke) zeigen. Diese Deutung bestätigte auch Prof. Dal Vesco, allerdin gs unter dem
prinzipiellen Vorbehalt, das gesicherte Aussagen über derarti g uncharakteristische
Gesteine nur mit grösster Vorsicht gemacht werden können.
6.3. Metamorphe Sedimente
Grüner Quarzit (Lu 2)
Das zu den Raritäten der subalpinen NIolasse zählende Quarzitgeröll zeigI neben der grossen
Zähigkeit und idealen Rundung erwartungsgemäss keinerlei ReakIion auf HCl-Einwirkun g . Im
massigen Gestein fallen kleine dunkel pigmentierte Flecken auf.
Schliff: Im teicht lentikularen Gefüge von auffallend homogenkörnigen (bis 0.4 mm grossen)
Quarzindividuen, die sich gegenseitig buchtig verzahnen und stark undulös auslöschen, liegen vereinzelte Feldspatkörner und grössere Quarzindividuen (bis 0,8 mm). Der la g i g angeordnete BioIit
ist überall stark chloritisierI, was dem GesIein die grüne Farbe verleiht. Akzessorien: Apatit, Muskovit, Erz, Zirkon.
Dunkelbrauner Quarzit (190 a)
Das Gestein zeigt gegenüber ähnlichen grünen Quarziten folgende Unterschiede:
Makroskopisch fällt die Bänderung in hell- und dunkelbraune Lagen auf. Die Rundung ist
nahezu ideal.
Im Schliff unterscheideI es sich durch das lenIikulare Gefü g e von Linsen aus gröberen Quarzindividuen (bis 0,6 mm), die teilweise kataklastische Strukturen aufweisen, sowie durch den grösseren
Feldspatgehalt (15-20%). Als Nebengemengteile treten auf: Muskovit. Biotic. Chlorit. Akzessorien
sind: Apatit. gerollter Zirkon. Granat, Epidot, Turmalin, Staurolith, Erz.
Beheimatung
Quarzite ähnlicher Ausbildung wurden durch MATTER (1964: 335) und von ELTER,
ELTER, STURANI und WEIDMANN (1966: 337) aus der Canavese-Zone erwähnt. Prof.
Dal Vesco erkannte auch Ähnlichkeiten zur basalen Trias der Locarno-Zone.
Ob diese uncharakteristisChe Geröll gesellschaft allerdin g s in Verbindun g mit der
Jahrgang 116
H.-P. MCLLER. Geologische UnIersuchun g en in der subalpinen IvIolasse
61
ostalpinen Buntsandsteinserie zu bringen ist (MATTER 1964: 356), scheint auf Grund
des Metamorphosegrades recht unwahrscheinlich.
Zusammenfassende Bemerkun g en zur Beheimatun g des Kristallins
Im untersuchten Gebiet unterscheiden sich zwei Kristallinvergesellschaftungen
durch ihre petrographische Zusammensetzung:
Die erste Gruppe umfasst die in der Karbonatreichen Molasse (unteres-mittleres
Chattian) abgelagerten Kristallin-führenden Na gelfluhen. Ihr Zusammensetzung ist
relativ monoton: Rote-rosarote Ri gi-Granite, Quarzporphyre, seltene Biotitgneise
und noch seltenere «Aussenseiter» (prätriadische Vulkanite, Granophyre). Sie scheinen sich gut in die Fazies des Kristallinbestandes der bunten Rigi/Rossber g-Na g elfluh einzuordnen. Ge gen ihre Herleitun g aus dem Kristallinkern der Simmen-Decke
(SPEC K. 1953: 77) ist vorderhand nichts Prinzipielles einzuwenden, da andern Beheimatungsversuchen mehr oder weni ger grosse Hindernisse entgegenstehen. Allerdings
verla gert diese Deutun g das Herkunftsproblem dieser Kristallingerölle nur auf eine
andere Ebene, denn über die tektonische Einordnung dieser kristallinen Schubmasse
ist noch sehr weni g bekannt. Es handelt sich, wie schon SPECK betonte, tatsächlich
um eine exotische Kristallin-Masse, wobei sich die Fra ge stellt, ob die SimmenDecke s. 1. tatsächlich einen Kristallinkern besass oder ob alle Kristallingerölle aus
der Mocausa-Zone stammen, wie ELTER, ELTER, STURANI und WEIDMANN (1961)
annahmen.
Völli g andere Herleitun gen wurden bisher noch nie zur Diskussion gestellt. Und
doch stehen theoretisch weitere Mö glichkeiten offen: Seit jeher sind Analo gien zu
gewissen Habkern-Graniten und Schlierenflyschexoten beobachtet worden. Es stellt
sich daher die Frage: Können als Mutterformation der roten Rigi-Granite und deren
Gefol ge eventuell auch ein oder mehrere tektonische Schubsplitter aus dem KristallinUntergrund (etwa der Klippen-Decke oder noch externerer Räume: v gl. VON SALIS
1967: 79), betrachtet werden?: ver g leichbar dem von der östlichen BrianconnaisSchwelle, wo die Erosion im Bathonian bis in den Kristallinsockel hinunter griff, in
die Faziesstreifen des Zoophycus- und Zwischendo ggers geschütteten Kristallindetritus (C. SCHMIDT nach CADISCH (1953: 208) bemerkte die überraschende Ähnlichkeit der Kristallinkomponenten in der Rämsi-Brekzie der Mythen zu den in der
subalpinen Molasse auftretenden Kristallingeröllen). Auch HUGI (1900: 7-8) betont
mehrfach die nahe Verwandtschaft der kristallinen Gerölle der «Klippen» und der
subalpinen Molasse. Eine solche Deutung würde die Herleitung des bis jetzt als
Kristallinkern der Simmen-Decke bezeichneten Kristallinkomplex aus externeren
Räumen ermöglichen. So lan ge über die Ausbildung des alpinen «Basements» nicht
mehr bekannt geworden ist - also keine Unterscheidun gen zwischen internem und
externem Kristallinunter g rund ge geben werden können – lässt sich auch dieser
fragliche Kristallinkomplex nicht end g ülti g beheimaten.
Die zweite Kristallinschüttung, deren Kristallinanteil von bis zu 80% wohl ein
sonst kaum je erreichtes Maximum darstellt, zei gt nun wesentliche Unterschiede zur
ersten Schüttun g . Es dominieren weiss-grünliche Granite und Gneise mit ihren entsprechenden porphyrischen und aplitischen Nachschüben.
62
VierteljahrsschrifI der Naturforschenden Gesellschaft in Zürich
1971
Als Heimat dieser Gesteins gruppe lässt sich der ostalpine Raum mit eini g er Wahrscheinlichkeit nachweisen, wobei die Granite am ehesten dem Unterostalpin (Err/
Bernina-Decke), die metamorphen Gesteine wohl zum grössten Teil dem Oberostalpin (Campo/Silvretta-Decke) zuzuordnen sind.
Die Beheimatung dieser Gesteins gruppe im Unter- und Oberostalpin liesse sich
als Indiz dafür verwenden, dass die^Simmen-Decke interner als das Unterostalpin
wäre (auch nach R. TRÜMPY, 1965).
6.4. Sedimente
Buntsandstein
Gerölle, die sich sicher als Buntsandsteine identifizieren lassen, sind äusserst
seltene Gäste in den Na gelfluhen der subalpinen Molasse der Zentralschweiz (SPECK
1953: 78), während sie in den Schuttfächern der Ostschweiz häufiger auftreten sollen
(vgl. HABICHT 1945 a). Sämtliche Nagelfluhproben des untersuchten Gebietes lieferten
nur zwei Exemplare.
Die Abtrennung des ostalpinen Buntsandsteins vom ostalpinen Verrukano muss
bei den Na gelfiuhgeröllen wohl nach SPECK (1953: 33) so vorgenommen werden, dass
psephitische, kon glomeratische Gesteine dem. Verrukano, psammitische, massige
da gegen dem Buntsandstein zuzuordnen sind.
Weinroter Buntsandstein (C 33)
Es handelt sich beim bemerkenswert grossen (längster Durchmesser 20 cm). zähen Geröll um
einen homo g enkörnigen, massigen Psammit. Gelegentlich sind kleine, milchweisse Quarzkörner in
die MaIrix eingelagert. Mit HCI zeigt sich keine Reaktion.
Schliff: Das Gestein besIeht aus kantigen bis vollständig gerundeIen, bis 0.8 mm grossen,
detriIischen Quarzkörnern. die zum überwiegenden Teil starke undulöse Auslöschung zeigen. Häufig sind Quarzindividuen. die Einschlüsse enthalten. Der QuarzanIeil beträgt ungefähr 70 °0. Unter
den Feldspäten zeigt der Kali-FeldspaI meist perthitische Strukturen. ab und zu lassen sich nach
dem Karlsbader Gesetz verzwillin g te Individuen beobachten. Die nur sehr spärlich auftretenden
Plagioklase zeigen oft eine SchachbretIstruktur. die so fein isI, dass sie mit der MikroklingiIterung
verwechselt werden könnte. Nebengemengteile sind Muskovit und Biotit. Das ferritische. kieseligtonige Bindemittel verleiht dem Gestein seine tiefrot-violette Färbung. In der geschilderten Matrix
schwimmen Gesteinstrümmer von Graniten und Quarzporphyren, -porphyriten, sowie Individuen
eines sehr feinstruierten Quarzits. Bemerkenswert isI ein einzelnes Feldspatkorn, das eine schriftgranitische, gefiederte Struktur aufweist und miI den auf p. 56 beschriebenen fiederartig-schriftgranitischen Granophyren vergleichbar ist.
Prof. Dal Vesco stellte die vollständi ge makro- und mikroskopische Analo gie zu
den südalpinen Buntsandsteinen der Servino-Fazies fest. Als Heimat derartiger Gesteine kommt der ostalpine bis südalpine Raum in Frage.
Do1otnite
Sie gehören zu den zahlenmässig häufigsten Geröllen der untersuchten Na gelfluhen. Einzelne Proben sind direkt als Dolomit-Na gelfluhen (HABICHT 1945a: 63)
Jahrgang 116
H.-P. NIÜLLER. Geologische Untersuchun gen in der subalpinen Molasse 63
zu bezeichnen. Allen Erforschern der subalpinen Molasse ist die vollkommene
Rundun g , die helle manchmal fein absandende Verwitterun g srinde und der Gehalt
an organischer Substanz – was sich im Bruch durch den charakteristischen Bitumeng eruch bemerkbar macht – aufgefallen.
Bei Probenentnahmen ist darauf zu achten, dass die kleinen Geröllklassen nicht
vernachlässigt werden. Je weniger die Geröllgrösse gegen die kleinen Klassen beschränkt wird, desto grösser wird der Dolomitanteil.
Gelbgrauer, zuckerkörniger Dolomit (Ch 10)
Das alle charakteristischen Merkmale zeigende Geröll besitzt eine polierIe, spiegel g latte Oberfläche.
Schliff: Das Gestein enthält einen geringen Anteil an Calcit. In der mikrokristallinen Grundmasse liegen vereinzelte Drusen-artige Gebilde die von gröber kristallinen Kalzitkörnern ausgefüllt
\werden. Auf Grund der Korngrösse und der stark fortgeschrittenen Rekristallisation (Pflastersteinstruktur), ist das Gestein als dismikritischer Dolomit zu bezeichnen. Der Schliff zeigt weiter eine
durch feines dunkles Pigment verursachte, lagi; feingeschichtete Struktur. Fossilien fehlen.
Das Gestein entspricht völlig den von SPECK (1953: 79) beschriebenen zuckerkörni g en Dolomiten. Die Abtrennun g dieser hellen g e g en die dunkelgrau-blauen
Dolomite kann nicht g enau vor g enommen werden, da sämtliche farblichen Überg änge zwischen diesen Haupttypen bestehen.
Dunkelgrauer, zuckerkörniger Dolomit (M 4)
Schliff: Der dunkle, mikritische Dolomit zeigt sehr grosse Ähnlichkeiten zu den hellen Dolomiten. Calcit fehlt hier völlig, dagegen treten vermehrI Schlieren und Wolken von dunklem Pigment
– das an die Grumeleux-Struktur erinnert, insbesondere an Stellen, wo diese Pigmentkonzentrationen
Aufhellung oder bereits völlige Überprägung durch Rekristallisation zeigen – auf. Gelegentlich
finden sich Biotitfetzchen und Erzklümpchen (Pyrit). Kugeligovale Gebilde wecken den Verdacht
auf stark rekristallisierte Ooide.
Dolomitbrekzien
Die von SPECK (1953: 80) vorgenommene Zweiteilung in mono g ene und polygene
Dolomitbrekzien wird hier we g en der häufi g unsichern Zuordnun g zur einen oder
andern Gruppe nicht durchgeführt.
Ein weiteres Problem stellt die saubere Trennung der diChten bis zuckerkörnigen
von den brekziösen bis «mvlonitisierten» Dolomiten dar, da einerseits fliessende
Übergänge häufig sind, anderseits Dolomite des «Normaltypus» oft klüfti g -brekziösen Charakter aufweisen.
Bräunlich- g elbe Dolomitbrekzie (NI 12)
Das von zahllosen Calcitadern durchschwärmte Geröll lässI seinen brekziösen Charakter schon
von blossem Auge an den in einer spärlichen Grundmasse eingebe tteten hellen und dunkleren,
ecki gen Dolomitbrocken erkennen.
Im Schliff unterscheiden sich die sehr feinkörnigen, eckig- bis kanten gerundeten Dolomitkomponenten nur durch ihre unterschiedliche Färbung. BindemitIel ist Calcit. Bindemittel und
Komponenten sind von ungezählten kreuz und quer das Gestein durchschwärmenden haarrissfeinen
Calcitadern durchsetzt. Fossilien lassen sich keine beobachten.
64
Vierteljahrsschrift der Naturforschenden Gesellschaft in Zürich
1971
Beheimatung der Dolomite und Dolomitbrekzien
Zur Beheimatung der sicher triadischen Dolomite und ihres brekziösen Gefolges
fallen in Betracht: Die dolomitische Trias der Klippen-Decke — deren Anwesenheit
durch die Lieferung eindeutiger Klippenmalm- und -neokom gerölle bewiesen ist —‚
sowie der ostalpine Raum im weitesten Sinne. An gesichts der gewaltigen primären
Mächtigkeiten (SPECK 1953: 79) scheint es wahrscheinlich zu sein, dass der überwie gende Teil der Dolomite ostalpiner Abkunft ist.
Radiolarite
Rotbrauner Radiolarit (N I)
Das rot-rostbraune. grosse Geröll weist alle bekannten Radiolaritkennzeichen auf. Neben den
Calcitadern zeigt auch die Matrix eine leichte Reaktion auf HCI, was auf einen geringen CalciIanteil
schliessen lässt.
Schliff: In der durch hämatitisches Pigment rot gefärbten kieselig-kalkigen Grundmasse schwimmen zahllose Radiolarien. Während die kleinen (bis 0.l mm grossen) fast vollständig in Calcit
umgewandelt sind, beobachtet man bei den grösseren Exemplaren (bis 0,25 mm g ross) das Eindringen von Calcit in Form von g rossen Rhomboedern. Einige dieser randlich und zum Teil schon bis
ins Zentrum umgewandelten Radiolarien zeigen radial gefaserte Chalzedonstruktur, andere sehr
feinkörnige Quarzaggregate. An eini g en Formen ist die feine Bestachelung noch deutlich zu erkennen.
Der überwiegende Anteil an der Radiolarienfauna wird von Spumellarien g ebildeI. helmförmige
Nasselarien tauchen nur sehr unteI g eordnet auf.
Alter: Mittle re r - oberer Jura.
Grüner Radiolarit (Ch 7)
Das dichte, meergrüne Gestein besitzt eine limonitisch-braune Verwitterungsrinde und ist von
bis zu 4 mm dicken Calcitadern durchsetzt.
Schliff: Die Matrix besteht aus feinstkörni g er Kiesel g rundmasse. Die Radiolarien bilden ein
dichtes. wabenartiges Gefüge. Die ursprünglich amorphe Opalsubstanz ist in Chalcedon um g ewandelt worden, wobei die Form der Organismen weit g ehend zersIört wurde. Es können praktisch
ausschliesslich kugelige Spumellarien beobachtet \w erden, die im Durchschnitt 0.1-0.2 mm gross
sind. Das Gestein ist rein kieseiig, ohne karbonatische Beimengun gen. Die Grundmasse wird durch
ferritisches Pi g ment gefärbI. gelegentlich sind auch richti g e Erzflitterlagen zu beobachten.
Alter: Mittlerer - oberer Jura.
Beheimatun g der Radiolarite
Die Beheimatung der makro- und mikroskopisch g leichen Radiolarite erfolgte
auf Grund der Spurenelementführung. GRUNAU und Hfot (1957: 347ff.) unterschieden drei Radiolaritfazien, die siCh auch als tektonische Räume ab g renzen lassen, und
charakterisierten sie durch die folgenden Spurenelementsassoziationen:
I. Der «ostalpine Raum»: Cr und Ti rel. angereichert.
2. Der südalpine Raum:
Cr-frei, Ti-arm.
3. Die Simmen-Decke:
Cu, Pb, Sr. rel. angereichert.
Der von GRUNAU und HUG1 noch als «ostalpiner Raum» angesehene Bereich
wird heute dem HoChpenninikum zugerechnet. Obwohl diese Einschränkun g gemacht
werden muss, scheinen die untersuchten Radiolarite — sämtliche Proben zei g ten die
Jahrgan g 116
H.-P. MÜLLER. Geolo gische Untersuchungen in der subalpinen Molasse
65
gleichen Merkmale: Bedeutender Gehalt an Ti, völliges Fehlen von Cu, Pb, Sr –
nicht der Simmen-Decke anzu g ehören. Radiolarite aus der Simmen-Decke müssten
sich wenigstens durch eines der diesen Raum charakterisierenden Spurenelemente
Cu, Pb, Sr, auszeichnen. Zugleich zeigen die Spurenelementskombinationen die
starke Diskrepanz zwischen Simmen-Decke und Hochpenninikum (Aroser Zone).
Kalke
Bei keiner Gesteinsgruppe sind Fazieskonvergenzen derart häufi g wie bei der
heterogenen Gruppe der Kalke. Es ist daher kaum mö g lich, die Kalke rein nach
strati g raphischen Gesichtspunkten einzuteilen und gegenseitig voneinander abzutrennen wie dies SPECK (1953) getan hat.
Wenn also nicht nur der allgemeine Charakter einer Geröllschüttung durch willkürlich g esammelte Proben untersucht werden soll – wozu relativ weni g e Gerölle
untersucht werden müssen – sondern statistische Untersuchungen in bezug auf das
Auftreten, das Verschwinden, die Anzahl charakteristischer Gerölltypen etc. vorg enommen werden, muss bei den Kalken rein petrographisch vor g e g angen werden.
We g weisende Arbeiten haben ausser HABICHT (1945a) vor allem R. TROMPY und
BERSIER (1954), MATTER (1964) und GASSER (1968) geleistet.
Ein verbindliches Schema der Differenzierung verschiedener Molasse-Kalk-Gerölle
kann nicht g egeben werden, der Bearbeiter hat sich immer der auftretenden Kalkg esteins-Fazies anzupassen (R. TRÜMIPY und BERSIER, 1954).
I. Dichte Kalke
In dieser Gruppe werden alle petrographisch als «dichte Kalke» zu bezeichnenden
Gerölle zusammengefasst, wobei in erster Linie auf makroskopische Merkmale
abgestellt wird.
Durch mikropaläontolo g ische Befunde lassen sich zunächst zwei Gruppen unterscheiden: Die erste umfasst dichte Kalke von Tithon-Neokom-Alter, häufi g als
«Aptychenkalke, Calpionellenkalke, Radiolarienkalke» etc. bezeichnet. Die zweite
besitzt Ober-Kreide-Alter («Planktonkalke, pelagische Splitterkalke, dichte Flyschkalke»).
Konver g enzerscheinungen zu den atypischen schmutziggelbbraunen, zum Teil
g efleckten «Aptychenkalken», zu den fossilarmen liasischen (?) «Fleckenmer g elkalken », zu den Mer g elkalken der Ober-Kreide, zu triadischen (?) Kalken und zu
kieseligen Kalken lassen sich beobachten (vgl. SPECK 1954: 92, 97, 117).
A. Auf Grund der Mikrofauna als «Aptychenkalke» ausgewiesen:
Hellgrauer, leicht kieseliger, dichter Kalk (Lu 12)
Das gut gerundete Geröll bricht splittrig-muschelig. die helle dünne Verwitterun gsrinde. die
zahlreiche Lösungseindrücke zei gt und die g robe bis mikroskopisch feine Klüftun g sind charakterisIische Merkmale dieses GesIeins. Mit HCl erfolgt eine etwas schwächere Reaktion als bzi reinen
Kalken
Schliff: Die Irüb graubraune, sehr feinkörnige Grundmasse. die keinerlei Anzeichen von
RekrisIallisation zeigt. wird von einem System feinster Calcitklüfte durchzogen.
Vierteljahrsschrift der Naturforschenden Gesellschaft in Zürich
66
1971
Mikrofossilien:
Radiolarien
Calpionella alpina LORENZ
? Crassicollaria sp.
Calpionellites sp.
Die Radiolarien treten als rekristaltisierIe, aber nicht calcitisierte Formen auf. die Calpionelliden
zeichnen sich durch ihren sehr feinschaligen Bau aus.
Alter: Tithon.
Dieses Gestein scheint den «Calcaires sublithoaraphiques siliceux a Radiolaires»
(R. TRÜMPY und BERSIER, 1954: 143) zu gleichen.
Braungelber, dichter Kalk (2 L 3)
Das die gleichen Merkmale wie das hellgraue Kalkgeröll zeigende Gestein unterscheidet sich
durch die im frischen Bruch schmutzig braungelb-beige Färbung.
Schliff: Die mikritische Grundmasse zeigt gelegentlich feinste Pigmentwolken. Nur die grössten
Radiolarien (bis 0.08 mm) sind nicht in Calcit umgewandelt worden.
Mikrofossilien: Calpionella aft: imermedia DURAND-DELGA
Calpionella ajj: elliptica CADISCH
Tintinnopsella cadischiana COLOM
Tintinnopsella sp.
Calpionellites cf. darderi COLOM
? Calpionellites allemanni DOBEN
Radiolarien
Spongiennadeln
Muscheltrümmer
Neben den häufigen kugeligen Spumellarien treten auch seltenere heimförmige Nasselarien auf.
Dünnschalige Muschelfragmente sind lagig angeordnet, was dem Schliff ein feingeschichtetes
Gepräge verleiht.
Alter: Berriasian.
«Aptychenkalk» (Sp/b)
Der hellbraune, dichte Kalk führt an Mikrofossilien:
Radiolarien
Calpionelliden
sowie einen
Apt rchus sp.
Alter: Tithon?
Grünlicher, dichter Kalk (Sp/E)
Radiolarien
Coccolithophoridae
? Globochaete alpina LOMBARD
Calpionella cf. elliptica CADISCH
? Calpionellites sp.
Alter: Tithon - Valanginian.
Mikrofossilien:
Bemerkun g : Dieses Geröll wäre makroskopisch als « ganz typischer Flyschkalk
vom Typus Alberese» anzusprechen.
B. Auf Grund der Mikrofauna als Ober-Kreide-Kalke ausgewiesen:
Dunkelrotbrauner. dichter Kalk (200)
Rote bis braune dichte Kalke gehören zu den grossen RariIäIen der untersuchten Nagelfiuhen.
Das sehr kleine Geröll (2.5 cm) scheint einen gewissen Gehalt an tonig-mergeliger Substanz auf-
Jahrgang 116
H.-P.
MÜLLER.
Geologische Untersuchungen in der subalpinen Molasse
67
zuweisen. An einer SIelle zeigt sich eigentliche limonitische Verwitterung. Das dunkelrotbraune
Geröll weckt den Verdacht auf pelagische Ober-Kreide voIn Typus der Couches rouges.
Schliff: Die mikritische Grundmasse weist lagige Pigmentstreifen auf, die dem Gestein ein
geschichtetes Aussehen verleihen. Feinste Haarrisse durchziehen die Grundmasse. Feinst verteiltes
Erz verursacht die tief rotbraun-rostige Färbung. Die Detritusfreiheit belegt den pelagischen
Charakter.
Mikrofossilien: «Orbulinarien».
Alter: Cenoman – Turon?
S. KAPPELER erkannte weitgehendste litho- und biofazielle Übereinstimmungen zu den Couches
rouges – Couches intermediaires.
Grauschwarzer. dichter Kalk (M 11)
Gegenüber den hellen dichten Kalken lassen sich makro- und mikroskopisch folgende Unterschiede festhalten: Im frischen Bruch zeigt das bleigrau-schwärzliche Gestein eine leicht fleckige
Verwitterungsfärbung, die sich aber im Schliff nicht mehr beobachten lässt. Der Reichtum an
vollständig in Calcit umgewandelten Radiolarien ist bemerkenswert. Detritus fehlt völlig; Schwammnadeln sind selten. In Anbetracht fehlender altersweisender Mikroorganismen kann die von SPECK
(1953: 97) aufgestellte Regel angewandt werden, wonach der grosse Radiolarien-Reichtum und die
Spongiennadeln-ArmuI für kreIazisches Alter sprechen würde.
Alter: ?
Auch hier sIellte S. KAPPELER grosse Ähnlichkeiten zu den Couches intermediaires (vg l. GISIGER
1967: 329) fest.
Hellgrauer. dichter Kalk (Dr 21)
Der dichte Kalk bricht splitIrig-scharfkanti g . Von der blauen Verwitterungsrinde her ist das
Gestein stark verfärbt.
Schliff: In der mikritischen Grundmasse liegen vollständig calcitisierte Radiolarien und zahllose Spongiennadeln sowie einige kantige detritische Quarze. Wie die «Aptychenkalke» werden
auch diese Gesteine von einem Haarriss-feinen Klüftungssystem durchsetzt.
Mikrofossilien:
Radiolarien
Spongiennadeln
? Globigerinen
Alter: ?
Ein anderer hellgrauer. dichter Kalk (Ch 16) lieferIe:
Spongiennadeln
Rotalia sp.
Rugoglobigerina rugosa rugosa (PUUM \9 ER) ?
Alter: Ober-Kreide.
Gelber. leicht gefleckter dichter Kalk (F115)
Das honiggelbe, leicht mergelige homogen-dichte Katkgeröll ist nichI von oberjurassisch-unterkretazischen Kalkgeröllen zu unterscheiden.
Im Schliff zeigt sich die mikritische Grundmasse voll von un gerichteten. monaxonen und ?
triaxonen Spongiennadeln, die ausnahmslos in Calcit umgewandelt sind. Unscharf begrenzte,
wolki g -schlierige Pigmentkonzentrationen. feinst verteilte Erzklümpchen und stylolithisch gewundene Haarrisse. die mit Calcit gefüllt sind, vervollständigen das Bild.
Mikrofossilien: Spongiennadeln
Heteroheliciden
Globigerinen
SchalendeIritus
Alter: Oberkreide.
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Vierteljahrsschrift der Naturforschenden Gesellschaft in Zürich
1971
Bräunlicher dichter Kalk (Lu 11)
Der makroskopisch leichte Pigmentflecken zeigende Kalk erscheint im Schliff reich an Spongiennadeln, die lagig in die sterile. urikritische Grundmasse eingebettet sind.
Radiolarien
Mikrofossilien:
Spongiennadeln
? Globigerinen
Sämtliche Organismenreste sind völlig rekristallisiert und calcitisiert. Unter den Spongiennadeln
treten neben triaxonen auch seltene tetraxone Exemplare auf. GelegenIlich bilden sich fast filzige
Spongiennadelnaggregate. Radiolarien sind spärlich.
Alter: Ober-Kreide?
Lichtweisser. dichter Kalk (La 9)
Dieses Geröll führt an Mikrofossilien:
Spongiennadetn
Radiolarien
Globotruncana sp.
? Textularia
Alter: Ober-Kreide.
Grauer dichter Kalk mit Fucoiden (Fl 19)
Das im Handstück alle Anzeichen der «Aptychenkalke» SeeCks (1953: 95) (muscheliä splittriger
Bruch, staubige Verwitterungsrinde, Mikroklüftung) aufweisende Gestein zeigt auf einer Bruchfläche Fucoiden.
Im Schliff zeigen sich zwei Sedimentstrukturen: Hell- und dunkelbraune Lagen von mikritischem Kalk bilden eine wannenartige Feinschichtung. Zwischen solchen Paketen lie g en halbmondförmige bis ovale ballenartige Bereiche, die durch unverbogene, in Calcit umgewandelte Spongiennadeln, die ebenfalls halbmondförmig angeordnet sind, verdeutlicht werden. Das Schliffbild erinnert
an Turbidit-Ablagerungen. Gelegentlich schalten sich Partien ein mit etliptisch-länglichen Komponenten eines sterilen, urikritischen. dunkelbraunen Kalkes. Zuweilen treten Pyritkörner auf.
Mikrofossilien: Spongiennadeln
unbesIimmbare Zwergforaminiferen
Alter: Ober-Kreide?
Beheimatung der dichten Kalke
Die Gruppe der dichten Kalke umfasst Abkömmlinge verschiedener Provenienz.
Die Beobachtun g, dass sich in dieser Gruppe nicht nur «Aptychenkalke» (SPECK
1953: 97; GASSER 1968: 276) verbergen, kann bestäti gt werden. Wie einige Schliffbilder zeigten, sind re in makroskopische Bestimmun gen mit g rosser Vorsicht aufzunehmen.
Die Gruppierung in dichte Kalke von Tithon-Neokom-Alter und in dichte Kalke
von MittellOber-Kreide-Alter konnte nur auf Grund der Schliffbilder vorgenommen
werden. Da bei umfangreicheren Nagelfluhuntersuchun gen nicht sämtliche fraglichen
Gerölle geschliffen werden können, werden diese Gesteine in der Statistik zusammengefasst.
Die pelagischen (dichten) Kalke von Tithon-Neokom-Alter
Diese zahlenmässig bescheidene Gesteins g ruppe, die sich durch eine rein planktonische Fauna (Calpionellen, Radiolarien, Saccocoma, etc.) auszeichnet, zeigt unter
Jahrgang 116
H.-P. MÜLLER. Geologische Untersuchungen in der subalpinen \Jolasse
69
anderem gewisse Analogien zu den pelagisch-dichten Kalken des Malm und Neokom
der Klippen-Decke (WEISS 1949: BOLLER 1963). Im Ultrahelvetikum, im ganzen
Ostalpin und Südalpin treten sehr ähnliche Gesteine auf, so dass eine Beheimatung
dieser Gesteine praktisch unmö glich ist.
Theoretisch bestünde die Mö glichkeit, diese Kalke aus dem Bereich der SimmenDecke zu beziehen. Zweifel an der Herkunft der «Aptychenkalke» tauchten erstmals
auf, als das Verhältnis von «Aptychenkalken» zu Radiolariten untersucht wurde.
SPECK (1953: 96) gab mit 19% Radiolariten und 8% «Aptychenkalken» recht hohe
Werte für die Bunte Ri gi-Na gelfluh und damit für die Simmen-Decke. Ein bedeutendes Hindernis für die Beheimatun g der pelagischen Kalke in der Simmen-Decke
bildet die Armut an pelagischen Kalken von Tithon-Neokom-Alter und vor allem
an Radiolariten (nur eine Zählun g er gab über 15% Radiolarite, die übrigen Werte
liegen deutlich tiefer). Wäre die Simmen-Decke von der Zusammensetzung wie sie
R. TRÜMIPY und BERSIER (1954) und SPECK (1953) rekonstruierten, als Geröllspenderin von g rösserer Bedeutun g im Untersuchungsgebiet gewesen, so hätten sich viel
höhere Prozentwerte an «Aptychenkalken» und Radiolariten er geben müssen.
Zusammenfassu ng: Die Simmen-Decke scheint nur weni g zur Geröllzusammensetzung des untersuchten Gebietes bei getragen zu haben. Die Beheimatun g dieser
atypischen Gesteine bereitet grosse Schwierigkeiten. Möglicherweise stand eine heute
gänzlich verschwundene Einheit aus dem Ultrahelvetikum oder dem Bereich des
Briangonnais im Vordergrund.
Die pelagisch (dichten) Kalke von Ober-Kreide-Alter
Auch diese atypische Gesteins g ruppe lässt sich nicht mit Sicherheit beheimaten.
Der von HABICHT (1945a: 67) postulierten und von SPECK (1953: 52, 117) ausgebauten These einer Beheimatung im Wägitaler Flysch steht der Einwand gegenüber,
dass der Wägitaler Flysch im Hinterland noch ansteht, so dass lediglich ein gewisser
Teil der fra g lichen Gerölle aus diesem als westliches Äquivalent der Vorarlberger
Flyschzone (Sigiswanger-Oberstorfer-Zone) aufgefassten Flyschkomplex stammen
dürfte. In Frage kommt unter anderem auch der Helminthoidenflysch.
Leimernkalke konnten nie aufgefunden werden, hin gegen liessen sich – allerdings
äusserst selten – Gesteine vom Typus der Couches intermediaires – Couches rouges
beobachten. Sie sind möglicherweise in der Klippen-Decke zu beheimaten.
2. Gefleckte, meist mergelige Kalke
Das gleiche Problem der Unterscheidun g und Abtrennung wie es sich innerhalb
der Gruppe der «dichten Kalke» (pelagische Kalke, Splitterkalke, Aptychenkalke)
stellte, zeigt sich auch bei der heterogenen Geröll gesellschaft der gefleckten, häufig
mergeli g-tonigen Kalken. Bei keiner Gesteinsgruppe sind die Fazieskonvergenzen
derart häufi g wie in dieser Geröllassoziation (SPECK 1953: 89ff., 97, 117). Da sich
meist nur eine kär gliche und weni g charakteristische Mikrofauna beobachten lässt,
gestaltet sich die Alterszuweisun g häufig äusserst problematisch.
Eindeutigkeit in bezu g auf liasisches Alter der Fleckenmergelkalke herrscht dann,
wenn sie Makrofossilien (Ammoniten, Belemniten) führen. Da sich nie ein derartiges
70
Vierteljahrsschrift der Naturforschenden Gesellschaft in Zürich
1971
Gestein auffinden liess, kann Lias nicht mit Sicherheit nach g ewiesen werden. Daraus,
sowie aus der Tatsache, dass praktisch sämtliche mikropaläontologisch bestimmbaren Fleckenkalke Ober-Jura- bis Kreide-Alter besitzen, scheint es fraglich, ob der
von SPECK (1953: 67) angegebene Anteil von 13% am Aufbau der bunten RigiNa g elfluh nicht zu hoch aus g efallen ist.
Grauer mergeliger Fleckenkalk (St 23)
In Anwitterung und Bruch stimmt dieses Gestein völlig mit den durch AmmoniIen als Fleckenmergelkalke liasischen Alters ausgewiesenen Geröllen der Sammlung SPECK überein. Das graue
Geröll scheint vollständig verfärbt zu sein. Von der VerwiIterungsrinde her verändert sich die
Färbung sukzessive von einem bräunlichen Weiss zu einen g schmutzigen Grau. Unregelmässig
begrenzte, scharf abgesetzte und wolken-schlierenartig verschwimmende Flecken geben dem Gestein
ein gesprenkeltes Aussehen.
Schliff: In der homogenen mikritischen Grundmasse, die keine Anzeichen von Rekristallisation
zeigt, liegen einige klastische Quarzkörner.
Mikrofossilien:
Bivalven-Detritus
OsIrakoden
Spongiennadeln
? Globigerinen
Sämtliche Mikrofossilien sind stark rekristallisiert.
Alter: Ober-Kreide – Alttertiär?
Gelber mergeliger Fleckenkalk (St 26)
Das kleine Geröll erinnert lithologisch an gewisse honiggelb-beige Abarten der dichten Kalke.
Es besitzt eine scharf abgegrenzte. staubig-kreidige Verwitterungsrinde, glatten Bruch und zahlreiche dunkle Schlieren und Flecken.
Schliff: Gelegentlich lassen sich aufgehellte Partien in der mikritischen Grundmasse beobachten, die auf Rekristallisation hinheuten. Korngrössenunterschiede zwischen hellen und dunkleren
Partien lassen sich nicht feststetlen. Das Gestein ist fre i von Detritus, enthält wenige Erzklümpchen
und -flitter und ist sehr fossilreich.
Mikrofossilien:
Globigerinen
? Globigerinelloides (keine Heteroheli.v)
unbestimmbare Kleinforaminiferen
Die Kleinforaminiferen sind von unbestimmbarem. meist benthonischen Habitus.
Alter: Kreide?
Schwärzlicher. mergeliger Fleckenkalk (Lu 7)
Das leicht brechende, sich mergeli g-toni g anfühlende Geröll besitzI eine lichtweisse Verwitterun gsrinde. Die in der dunklen. schmutziggrauen Grundmasse lie genden tiefdunklen Schlieren und
Flecken geben dem Gestein ein gesprenkeltes Aussehen.
Schliff: In der mikritischen Grundmasse liegt viel eckig-splittriger Quarzdetritus (bis 0.2 mm
gross). Die Radiolarien sind zum Teil noch nicht in Calcit umgewandelt worden. andere zeigen die
Durchdringung von Quarz und groben Calcitrhomboedern. Stellenweise herrscht sehr grobe. klare
Rekristallisation.
Mikrofossilien:
Lamellibranchiaten-Fragmente (nicht besIimmbar)
Echinodermen-Trümmer
7 Agathanunina sp.
Pol vmorphinidae
Alter: unbestimmI.
Jahrgang 116
H.-P. MÜLLER. Geologische Untersuchungen in der subalpinen Moiasse 71
Dunkler mergeliger Fleckenkalk (St 24)
Es besteht kaum ein Unterschied zu den grauen mergeligen Fleckenkalken mit Ausnahme der
dunkleren Färbung der gewundenen, sehr zahlreichen Schlieren.
An Mikrofossitien finden sich Spongiennadeln und spärliche Radiolarien.
Alter: unbestimmt.
Blaugrauer dichter Fleckenkalk (Lu 6)
Das Gestein unterscheidet sich von den beschriebenen durch die feinst-mikritische Grundmasse,
was auf den Gehalt an tonig-mergeliger Substanz zurückzuführen sein dürfte. Die zahlreichen,
auffallend groben Spongiennadeln haben wohl auch etwas Kiesel in die manchmal GrumeleuxStruktur zeigende Grundmasse geliefert.
Mikrofossilien:
Spongiennadeln
Echinodermen-Reste
? Ostrakoden
Alter: unbestimmt.
Ein anderes, makro- und mikroskopisch identisches Geröll lieferte:
Radiolarien
Spongiennadeln
Ostrakoden
Lamellibranchiaten-Schalen (nicht bestimmbar)
? Epistominn sp.
Alter: unbestimmt.
Spongiennadeln
Ein weiIeres:
(Schliff BG 20) Ostrakoden
Radiolarien
? Dentalina sp.
Calpionellites sp.
unbestimmbare Zwergforaminiferen
AlIer: Neokom?
Beheimatun g der gefleckten, meist mergeli g en Kalke
Die Kalke von fraglichem Lias bis Oberkreide/Alttertiär-Alter müssen — infolge
der häufi gen Fazieskonver genzen — zu einer Gruppe vereini gt werden. Dabei zeichnen sich. auf Grund mikro-paläontolo gischer Befunde, drei altersmässig zu differenzierende Gruppen ab:
a) Gesteine von Oberkreide/Alttertiär-Alter
Die Beheimatung dieser atypisChen Gesteine ist praktisch unmöglich.
b) Gesteine von Tithon-Neokom-Alter
Die spärlich auftretenden, sich über eine planktonische Fauna (Saccocoma, Calpionellen, Radiolarien, planktonische Foraminiferen, etc.) ausweisenden Gesteine
können im fleckigen Neokom der Klippen-Decke (Médianes plastiques) beheimatet
werden (vgl. BOLLER 1963: 23). Sie stehen natürlich in en gstem Zusammenhang zu
den dichten pelagischen Kalken von gleichem Alter.
c) Gesteine von Lias-Dogger-Alter
Die ein Charakteristikum der bunten Rigi/Rossber g-Nagelfluh bildenden, Ammoniten-führenden Fleckenmer gelkalke des Lias konnten nie beobachtet werden. Ihr
72
Vierteljahrsschrift der Naturforschenden Gesellschaft in Zürich
1971
liasisches Alter wurde nur auf Grund mikrofazieller Kriterien vermutet (vgl. SPECK
1953: 89, ebenso Taf. 3). Altersweisende Fossilien sind nie vorhanden, lediglich
Spongiennadeln und Radiolarien. Besitzen diese Gesteine tatsächlich liasisches Alter,
so kommt als Heimat wohl der oberostalpine Raum in Frage (RICHTER in SPECK
1953: 126-127).
3. Organogene Kalke
a) Oolithisch-onkolithische Kalke
Sie gehören zu den spärlich, aber konstant auftretenden Komponenten der untersuchten Nagelfluhen.
Unter den Oolithen und Onkolithen nehmen die «Klippenmalmkalke» SPECKS
(1953: 98) und anderer Autoren und die «Klippentithonkalke» HABICHTS (1945a:
67) den überwie genden Teil ein.
Rhaet-Oolithe als andere in Fra ge kommende Oolithe konnten nicht mit Sicherheit fest gestellt werden.
Hellgrauer, oolithisch-onkolithischer Kalk (BR 4)
Die von blossem Auge erkennbare ooliIhisch-onkolithische SIruktur, der reiche Gehalt an organischem Detritus und die im frischen Bruch gelegentlich aufglänzenden spätigen Flächen machen
diese Gesteinstypen zu den auffälligsten Nagelfluhgeröllen.
Schliff: Unter dem Reichtum an Ooiden und Fossitresten verschwindet die Grundmasse
beinahe, die als klarer mikritischer Kalkzement die Komponenten verbindet. Es sind weder Anzeichen grober Rekristallisation noch Grumeleux-Struktur vorhanden, ebenso fehlI anorganischer
Detritus.
Mikrofossilien: Korallen
Bacinella sp.
Polygonella sp.
Milioliden
? Cladoeor•opsis .sp.
R'autiloculina sp.
Conicospirillina sp.
Terquemella sp.
Trocholina sp.
? Ostrakoden
Echinodermen-Trümmer
Bivalven-Bruchschill
Gastropoden
Algen-Reste
Alter: Tithon bis Neokorn.
Dieses Gestein zeigt makro- und mikroskopisch sehr gute Übereinstimmung mit
den von SPECK (1953: 37, 98) beschriebenen onkolithischen Klippenmalmkalken.
Gele gentlich nehmen mikrofaziell identische Vertreter dieser Gruppe eine weissbei ge Färbung an und brechen körnig-muschelig.
Beiger onkolithischer Kalk (Dr 6)
Das Gestein ist im Handstück vom eben beschriebenen kaum zu unterscheiden. Im Schliff
fällt die stellenweise stark dolomiIisierte Grundmasse auf, aus der die Onkoide und Fossilreste
deutlicher hervortreten.
Jahr gang 116
H.-P.
MÜLLER.
Geologische Untersuchungen in der subalpinen Molasse 73
Mikrofossilien: Clvpeina jurassica FAV RE et RICHARD
Valrulina sp.
Haplophragmoides sp.
? Polygonella sp.
Gastropoden
Bivalven-Bruchschill
Alter: Tithon-Berrias.
Nach einem Hinweis von Dr. BECKMANN deutet diese Faunengesellschaft auf die Grenzschichten
Jura/Kreide («Clypeinen-Niveau») hin (vgl. WEISS 1949: 257).
Hellbrauner oolithischer Kalk (LH 16)
Im Bruch zeigt sich die grobkörnige, lebhaft gelb-hellbraune Struktur. Ein System von dünnen
CalciIadern durchschwärmt das Geröll.
Schliff: In der sparitischen Grundmasse, die stellenweise durch fortgeschrittene Rekristallisation
verursachte starke Aufhellung zeigt, schwimmen bis 0,4 mm grosse Ooide von re gelmässiger geometrischer Form, die meist einen Kern aus organischem Detritus besitzen. Sie sind verhältnismässig
gut nach der Grösse sortiert.
Mikrofossilien:
Frondicularia sp.
Bacinella sp.
Echiniden
AlIer: Tithon – Neokom.
Weisser grob-oolithischer Kalk (0 1)
Das durch seine makroskopisch erkennbare Struktur zu den auffälligsIen Komponenten der
untersuchten Nagelfluhen gehörende Gestein von weiss-gelblichem Bruch und hellbräunlicher
Anwitterung zeigt im Schliff prachtvoll klar abgesetzte Ooide und Onkoide von durchschnittlich
0.8 mm Grösse, die in einer glasklaren. vollständig rekristallisierten Grundmasse lie gen. Ansatzpunkt der Ooidbildung ist einer feiner organogener Detritus.
Organismenreste: Mollusken-Schill
Korallen-Fragmente
Echinodermen-Trümmer
Hvdrozoen-Reste
Calpionella alpina LORENZ
Alter: Tithon.
Dunkelbrauner oolithischer Kalk (R3)
Das Gestein besitzt eine Iief dunkelbraune Farbe mit weisser Verwitterun gsrinde. bricht sptittrigmuschelig und gele genIlich lassen sich schwärzliche Schlieren und faserige Flecken beobachten. Der
Schliff zeigt ein dichIes Netz von kleinen kugeligen. konzentrisch-schaligen Ooiden (Durchschnittsg rösse 0.25 mm). Bindemittel ist ein wasserklarer. stellenweise rekristallisierter Kalkzement. PrakIisch alte Ooide besiIzen einen organdetriIischen Kern (Schalentrümmer. Echinodermenreste.
Mikrofossilien). Gelegentlich zeigt sich ein für dieses Gestein charakteristisches Phänomen: Zwei
bis drei kleine, gut ausgebildeIe Ooide werden durch eine konzentrische Schalenbildun g zu einem
grösseren Ooid zusammengefassI.
Mikrofossilien: Bivalven-Trümmer
? Angulodiscus sp.
7 Trocholina sp.
7 Triasina sp.
Glomospirella sp.
7jiliolidae
AlIer: Rhaet bis Dogger?
74
Vierteljahrsschrift der Naturforschenden Gesellschaft in Zürich
1971
Dunkelgelbbrauner, feinonkolithischer Kalk (LH 3)
Der Schliff lieferte folgende Fauna:
Ostrakoden
Frondicularia sp.
Calpionelliden ?
?? Tintinnopsella sp.
?? Calpianellites sp.
Alter: Tithon-Neokorn.
Brauner, feinonkolithischer bis dichter Kalk (F120)
Dieses Gestein beweist den faziellen Übergang von feinonkolithischen-(oolithischen) zu dichten
Kalken. Diesen Zusammenhang hat SPECK (1953: 36) so dargestellt, dass er sowohl dichte als auch
onkolithisch-oolithische Kalke von Tithon-Alter zur Gruppe der Klippenmalmkalke zusammenfasste.
Mikrofossilien: ? Polygonella sp.
Glomospira sp.
Frondicularia sp.
Ostrakoden
Alter: Tithon?
b) Biomikritisch - biosparitische Kalke
Dunkelbrauner, biomikritischer Kalk (Sp/F)
Das Geröll nähert sich gewissen Abarten der Fleckenkalke. Das zähe Gestein bricht splittrigschuppig und besitzt dichtes Korn. Gelegentlich tauchen kleine (bis 0.5 cm lange) faserige, dunkel
gefärbte Flecken auf.
Schliff: Die mikritische Grundmasse ist reich an organischem Detritus, während mineralische
Detritusfreiheit in diesen Gesteinen die Regel ist. Stellenweise ist die Grundmasse in GrumeleuxStruktur ausgebildet. Die makroskopisch erkennbaren dunklen Fasern entpuppen sich als Anhäufungen pvritisierter Schwammnadeln, zum Teil auch von Fossilresten und Mikroorganismen.
MikIofossilien:
Radiolarien
Spongiennadeln
Algen-Fragmente
Gastropoden
Ostrakoden
Bivalven-Bruchschilf
Echinodermen-ResIe (Stacheln und Krinoidenplatten)
F r ondicularia sp.
unbestimmbare Foraminiferen.
Alter: unbestimmt, möglicherweise Dogger.
Ein gleiches Geröll führte (Schliff 2 L 5):
Lamellibranchiaten-Fragmente
Echinodermen-Reste
4gatlrammina sp. (sehr dünnwandig)
? Ophthalmidiidae
Alter: Dogger?
Dunkel g raubrauner. biosparitischer Kalk (Fl 28)
Seltener tauchen tief graubraune Kalke mit schuppigem Bruch auf. Mikroskopisch besiIzen sie
typische Grumeleux-Struktur. Sie entsprechen nach S. KAPPELER der Fazies der Calciturbidite
(vgl. BOLLER 1963: 30).
Jahrgan g 116
H.-P. MÜLLER. Geologische Untersuchungen in der subalpinen Nlolasse
75
Mikrofossilien:
Ostrakoden
Frondicularia sp.
Trochmnmina sp.
Trocholina sp.
Glomospira sp.
? Calpionellites sp.
Alter: Berriasian – Valanginian?
Beheimatung der Oolithe, Onkolithe, biomikritischen und bios p a r i t i s c h e n Kalke. Diese Gesteinsgruppe mit ihren neritischen Faunen gesellschaften ist wahrscheinlich in den Präalpen zu beheimaten. Ohne Schwierigkeiten
lässt sich die ganze Litholo gie der Klippen-Decke, wie sie WEISS (1949) und BoLLER
(1963) beschrieben haben, auch mit Molassegeröllen darstellen. Auch HABICHT
(1945a: 67) und SPECK (1953: 37, 98) haben diesen Gesteinen von Tithon–NeokomAlter die Klippen-Decke als Heimat zugewiesen.
Zur Altersfrage: Der überwiegendste Teil dieser Gerölle liess sich mittels faunistischer Kriterien als Tithon–Neokom datieren. Nur wo keine altersweisenden Faunen
gefunden werden konnten, lässt sich Rhaet-Alter vermuten, in Frage käme noch
Hettan g ian. Zusammenfassend kann angenommen werden, dass ein Grossteil dieser
ganzen Geröllgesellschaft im Unter-Dogger, Malm und Neokom der Klippen-Decke
einzuordnen ist.
c) Echinodermenbrekzien
Rotgraue Echinodermenbrekzie (Lu 4)
Das röIlich-graue Gestein lässt eine leicht brekziöse Ausbildung erkennen. Im frischen Bruch
glänzen spätige Echinodermentrümmer.
Schliff: Im limonitisch verfärbten sparitischen BindemitIel liegen eckige Trümmer eines dunkleren mikritischen Kalkes. der zahlreiche Fossiltrümmer führt (vor allem nicht umgewandelte Radioladen). Die Grundmasse ist stark rekristallisiert. Unter dem reichlichen mineralischen Detritus
überwie g en klastische Quarzkörner (bis 0.2 mm Durchmesser). Selten treten stark zersetzte Feldspäte. Glimmer- und Chloritfetzen sowie vereinzelte Erzkörner auf. Die Vermutung, dass es sich
um Tristelkalk oder tristelkalkähnliches Urgon (SPECK 1953: 45) handeln könnte, wird durch das
völli g e Fehlen detritischen Dolomits gegenstandslos.
Mikrofossilien:
Echinodermen-Trümmer (Stacheln und Platten)
Bivalven-Bruchschill
Gastropoden
Alter: unbestimmt, am ehesten Lias oder Dogger.
Echinodermen-Brachiopoden-Bryozoen-Kalk (Dr 3)
Das sehr kleine (2 cm lange) Geröll von bräunlicher Farbe zeigt im Bruch spätig aufglänzende
Echinodermentrümmer.
Schliff: In der DeIritus-freien sparitischen Grundmasse liegen zahlreiche. zum Teil grob rekristallisierte Fossiltrümmer sowie kugelig-ovale Reste eines mikritischen, sterilen Kalkes.
Mikrofossilien: Echinodermen-ResIe
«punkIierte» Brachiopoden
Brvozoen-Ästchen
Algen-Fragmente
Alter: ? Tithon – Neokom.
B e h ei m a t u n g : Dieses Gestein stimmt sehr gut mit einer von BOLLER (1963: 27)
aus dem Tithon-Neokom der Klippen-Decke beschriebenen Niveau überein.
76
Vierteljahrsschrift der Naturforschenden Gesellschaft in Zürich
1971
d) Lumachellen
Gelbbraune Lumachelle (R 1)
Das zu den selIensten Gästen gehörende Geröll fälll sofort durch seinen Reichtum an herauswitternden Schalentrümmern auf. Das im frischen Bruch hellbraun- gelbe Geröll witterI stellenweise
ockergelb-weisslich an.
Schliff: In der mikritischen, zum Teil Grumeleux-Struktur aufweisenden Grundmasse liegen
zahllose, leichte Einregelung zeigende Schalenreste. Die Grundmasse ist homogen ausgebildet;
nirgends zeigen sich oolithisch-onkolithische Partien. Zahlreiche Schalenreste. insbesondere Gastropodenquerschnitte, besitzen eine Füllung einer feinst mikritischen Calcitmasse während zwischen
den leicht geschichteten Schalentrümmerlagen etwas feinsandiger Detritus (Grösse um 0.05 mm)
eingestreut ist. Schwarze Erzflitter (vererzte Organismenreste?) und bräunliche. limonitische. unregelmässig abgesetzte Pi gmentwolken sowie Biotit- und Chloritfetzchen vervollständigen das Bild.
Makroorganismen: Lamellibranchiaten (teilweise dickschalig)
Brachiopoden
Gastropoden
Mikrofossilien:
Glomospira sp.
F•ondicularia sp.
Alter: ? Rhaet. ? Malm.
Beheimatung: Gute Übereinstimmung besteht mit den Rhaet-Lumachellen
(1953: 81), weniger gute zu den oolithischen Lumachellen, wie sie R. TRÜMMPY
und BERSIER (1954: 145) geschildert haben. Als Heimat dieser anffälligen Gesteine
fällt einerseits der ostalpine Raum, anderseits die Klippen-Decke in Betracht.
SPECKS
e) Nummuliten-Discocyclinen-Lithothamnien-Kalk (BG I)
Im g esamten untersuChten Gebiet konnte nur ein einzi g es Geröll aufgefunden
werden. Es stammt aus einem relativ tiefen Niveau des Friherrenberges.
Das zähe, stellenweise weisslich, zellig-porös anwitternde Gestein zeigt im spli tI rigen Bruch eine
Fülle von Nummuliten, sowie eine auffallend grosse Operculina.
Nur an wenigen Stellen erkennt man die durch beginnende Rekristallisation leicht aufgehellte
Grundmasse unter dem Reichtum an prachtvoll erhaltenen Grossforaminiferen. Runde meergrüne
Glaukonitkörner sind zahlreich. bei eini gen Organismen zeigt sich eine Infiltration glaukonitischen
Pi gments. Spärlich ist etwas detritischer Quarz vorhanden.
Mikrofossilien:
Operculina sp.
Operculina canalifera d'ARCH.
Operculina cf. gigantea MAYER-EYM.ARS
Nununulites sp.
Nununulites bolcensis OPPENHEIAI
Ivummulites deserti DE LA H.sRPE
Nummulites rotularius DESHAYES
Nununulites globulus LEYMMERIE
Discocyclina sp.
Asterocvclina sp.
.4ktinocyclina sp.
Rota!ia sp.
Distichoplax biseria/is DIETRICH
Lithothamnien
Alter: Oberes Ilerdian – Unteres Cuisian.
Jahr g an g 116
H.-P. MCLLER. Geologische Untersuchungen in der subalpinen Molasse 77
Beheimatung: In erster Linie muss dieser Einzelgänger mit den Einsiedler
Nummulitenkalken in Beziehung gebracht werden. Wichtig dürfte Operculina canali[era D'ARCH. sein: sie spricht für unterstes Eozän. Aus den detaillierten Profilen
LEUPOLDS (1939b) geht hervor, dass sich das fragliche Geröll am ehesten dem «Murchisoni-Kalk», Nr. 4 seiner Strati graphie (unterstes Cuisian) zuordnen lässt.
4. Kalke mit detritischen Komponenten
«TristelarIiger» Kalk (Ta 10)
Es handelt sich um ein einziges Geröll.
Das zähe. grobspätige Gestein von dunkelgrau-schwärzlicher Farbe bricht splittrig-scharfkantig.
und lässt einen beträchtlichen detritischen Anteit – Kalk-. Kristallin- und Dolomitbrocken – erkennen.
Schliff: In der stellenweise grob rekristaltisierten Calcitgrundmasse schwimmen zahlreiche
Gesteinstrümmer, vor allem Brocken eines sauren (grüntichen?) Granits. Daneben finden sich meist
eckige. nur zum Teil undulös auslöschende Milchquarzindividuen, wobei einige Resorptionserscheinungen zeigen, sowie faserige Chalcedonbitdungen und Quarzaggregate, ockergelbe Dolomitbrocken.
eckige Komponenten eines sterilen. sandfreien, hellbraunen Kalkes (pelagischer Malmkalk?), ferner
Glimmer- und Chloritschüppchen und einige vollständig vererzte Mikrofossilien. Als Kondensationspunkt des einzigen beobachIeten ooidischen Gebildes diente eine fragliche (da zu stark
vererzte) NIiliolide.
Spongiennadeln
Mikrofossilien:
Echinodermen-Trümmer (dicke Stacheln)
Bivalven-Schill
Milioliden
Ammobacutites sp.
A lt er: Auf Grund der Mikrofazies und der uncharakteristischen Fauna kommen möglicherweise
folgende Alter in Frage:
a) Barrème – Apt (Tristelkalk).
b) Dogger.
Beheimatung:
Zu a) Folgende tektonischen Einheiten müssen als Heimat der von SPECK (1953:
45, 102) als «tristelarti ges Ur gon» bezeichnetes Geröllfazies in Betracht gezogen
werden :
I. Die Falknis-Decke und ihre Äquivalente (Tasna-Decke).
2. Die Sigiswanger-Oberstorfer Flyschzone.
Eine Verwechslungsmöglichkeit mit helvetischem Schrattenkalk ist durch die
reichliche Beimengung von fremdem Detritus kaum möglich (vgl. LEUPOLD, TANNER
und SPECK 1942: 235), was auch Prof. HANTKE bestätigte. HABICHT (1945a: 67)
deutete die in der Kronbergzone gelegentlich auftretenden, von ihm als Tristelkalke
bezeichneten, faziell analogen Gerölle als Abkömmlinge der westlichen Äquivalente
der «Oberstorferzone» im Sinne von KRAUS. Diese Möglichkeit hat später SPECK
(1953: 45, 102) wieder aufgenommen.
Offenbar hat SPECK (1953: 45, 102) der Herleitung aus dem Falknis-Ur gon den
Vorzu g g egeben. Die Beschreibung der Tristelkalke und Tristelbrekzien ^wie sie
D. TRCMPY (1916: 115) gegeben hat, scheint auch das vorliegende Geröll am besten
zu charakterisieren, das, im Unterschied zu den tristelartigen Gesteinen der Vorarl-
78
VierteljahrsschrifI der NaIurforschenden GesellschafI in Zürich
1971
berger Flysch-Decken, einen nicht zu übersehenden Gehalt an Kristallin-Detritus
aufweist, was mö g licherweise ein Indiz zur Beheimatung im Falknis-Raum darstellen
könnte. Derarti g e fazielle Kriterien der Abtrennung der in Fra g e kommenden FlyschDecken vom Falknis-Raum sind jedoch sehr problematisch, da diese Flysch-Decken
aus der unmittelbaren Nachbarschaft des Falknis-Raumes stammen.
Zu b) Besitzt dieses Gestein aber Ober-Dogger-Alter, so kommt als Heimat die
Klippen-Decke mit eini g er Sicherheit in Frage. Prof. TRÜNIPY sah Ähnlichkeiten zu
den Gibel-Schichten (Bathonian), während S. KAPPELER neben dieser Möglichkeit
noch eine Zuordnun g zum unteren Malm (Studfluhschichten) in Betracht zieht.
5. Kalk-Brekzien
Kalk-Dolomit-Brekzien (Sp/C)
In der leicht gelblichen Grundmasse liegen verschiedene helle bis dunkle Kalkbrocken.
Schliff: Die sehr grob rekristallisierte Grundmasse besteht aus Calcit. Darin schwimmen
gerundete und eckige Komponenten verschiedenster Kalke und Dolomite bis zu I cm Grösse.
Gelegentlich besitzen die Trümmer eine ferritische HauI. An Komponenten konnIen unterschieden
werden:
Dolomite
— weisslich-grau, gut gerundet, grob rekristallisierI;
Kalkiger Dolomit — mikritisch;
Kalke
— ooliIhisch-onkolithischer Kalk. dunkelbraun. Grundmasse sehr stark rekristallisiert (Klippenmalmkalk?);
— sandige, bräunliche Kalke mit Spongiennadeln;
— heller, sehr dichter pelagischer Kalk (pelagische Klippenmalmfazies?);
— tief dunkelbrauner. fossilleerer Kalk:
— feinsandiger. sparitischer. limonitischer Kalk mit viel dunklem Erz.
Anderer Detritus — Quarz. Feldspat. Glaukonit — fehlt. Infolge der sIarken Rekristallisation der
Grundmasse liessen sich keine alIersweisenden Mikrofossilien beobachten.
Alter: unbestimmI.
B eh ei m a t u n g : Sehr problematisch, könnte zu den Schamser oder unterostalpinen Brekzien gehören.
6. Spongolithe, Spangienkalke, Horrrsteinka/ke, Hornsteine
Da die Vertreter dieser Geröllgruppe nur mit grösster Mühe – wenn es sich nicht
um ein Gestein handelt, das sämtliche, einen Typ charakterisierenden Merkmale
aufweist – gegeneinander abgetrennt werden können, müssen diese petrographisch
ähnlichen Gesteine zu einer grossen Gruppe zusammengefasst werden.
Grauschwarzer Spongolith (NI I)
Es handelt sich um einen dichIen dunkel g rauen-schwärzlichen kieseligen Kalk miI scharfkanIigsplittrigem Bruch. Die Oberfläche zeigt eine leicht limonitisch-braune Tönung.
Schliff: Ein dichtes Aggregat von wirr verteilten Spongiennadeln (bis 0.5 mm lang( bildet
stellenweise einen echIen Schwammnadelfilz. In den Lücken erkennt man die wolki g calcitischkieselige Grundmasse; fleckenweise lie gen die calcitisierten Nadeln in einer weitgehend in amorphen
Quarz umgewandelten Grundmasse, an andern Stellen ist das umgekehrte Phänomen zu beobachIen.
Es lassen sich sämtliche Stadien der Umwandlung der ursprünglich kieseligen Nadeln zu grob
rekristallisierten Calcit-Spongiennadeln beobachten. Detritus ist nur spärlich vorhanden: Quarzkörner. Zirkon. Erz (reichlich. Hämatit und Limonit), Biotitfetzen.
Jahrgang 116
Mikrofossilien:
H.-P. MÜLLER. Geologische Untersuchungen in der subalpinen Molasse 79
Spongiennadeln
Radiolarien (selten)
? Foraminiferen
? Echinodermen-Trümmer
AlIer: Lias?
Beiger, sandiger Spongolith (N 17)
Das stark verwitterte, absandende Gestein mit decalcifizierter Verwitterungsrinde bricht muschelig. Die Oberfläche ist von zahlreichen narbigen Lösungseindrücken bedeckt.
Im Schliff zeigt sich ein gewaltiger Reichtum an mehr oder minder eingeregelten Spongiennadeln, weshalb dieses Gestein als Spongolith zu bezeichnen ist. Ihre Einregelung weist auf primäre
Schichtung hin. An Mikrofossilien findet man – abgesehen von den sehr selten auftretenden Radiolarien – ausschliesslich Spongiennadetn, die alle Übergänge vom ursprünglich kieseligen Zustand
zum völlig calcitisierten zeigen. Gelegentlich beobachtet man Querschnitte mit schön erhaltenem
Zentralkanal. Die Grundmasse besteht aus dunkel pigmentiertem mikritischem Calcit. Von den
calcitisierten Schwammnadeln aus dringI die grobe Rekristallisation auch in die Grundmasse hinaus.
was sich durch Kornvergröberung und beginnende Aufhellung äussert. Stellenweise beobachtet
man die feinstkörnige Kieselbeimischung der Grundmasse. Spärlicher Quarzdetritus (wenige Prozent). Biotit- und Chloritfetzchen, Limonitschüppchen und viel Erz treten akzessorisch auf.
Alter: Ober-Kreide?, Lias?
R. TRÜMPY und A. BERSIER (1954: 140) haben sehr ähnliche Gesteine als «Calcaires spongolithiques gréseux» bezeichnet und ihnen liasisches Alter attestiert (Lias
der Simmen-Decke).
Da altersweisende Fossilien fehlen, ist unter Umständen die «Faustre gel» SPECKS
(1953: 97) zu gebrauchen, wonach Spongiennadelnreichtum und Abwesenheit von
Radiolarien am ehesten für Ober-Kreide-Alter sprechen würden.
Dunkelbrauner, kieseliger Spongienkalk (St 17b)
Gegenüber dem Normaltyp der Spongolithe-Spongienkalke sind im Schliff folgende Unterschiede zu beobachten: Sämtliche der sehr zahtreichen, auffallend dicken Spongiennadeln und der
seltenen Radiolarien sind grob und vollständig in Calcit umgewandelt worden. In der mikritischen
Calcitgrundmasse entdeckt man stellenweise die äusserst feinkörnige Kieselbeimengung.
Spongiennadeln
Radiolarien
Gastropoden
Ostrakoden
? Dentalina sp.
? Calpionellites sp.
AlIer: Jura/Kreide-Grenzschichten?
Mikrofossilien:
Blaugrauer. kieseiiger Spongienkalk (Fl 33)
Mit Vorbehalt werden diese vielgestaltigen kieseli g en Spongienkalke hier angeschlossen. Vertreter dieser Gruppe werden in der Literatur häufig als Flyschkieselkalke, Flyschspongite, Flyschspongienkalke und sogar als Kieselkalke bezeichnet.
Hier werden nur solche Gesteine miteinbezogen, deren Spongiennadein g ehalt so
reichlich ist, dass wirklich von Spongienkalken, Spongolithen oder gar von Lyditen
gesprochen werden kann.
Das Geröll von bleigrau-blauer Farbe brichI ausgesprochen splittrig-scharfkantig. Die beigeschmutzigweisse Verwitterungsrinde ist von wechselnder Dicke und fehlt stellenweise. Im Anschliff
zeigt sich undulöse Feinschichtung, die durch schwärzlich imprägnierte Lagen akzentuiert wird.
80
VierIeljahrsschrift der Naturforschenden GesellschafI in Zürich
1971
Schliff: Die stellenweise umkristallisierte. sparitische Grundmasse aus Calcit zeigt Sitifizierungserscheinungen, wofür die durch die Calcitisierung der Spongiennadeln und der spärlich auftretenden
Radiolarien freigesetzte Kieselsäure verantwortlich sein dürfte. Gelegentlich erkennt man klasIische
Quarzkörner. Glimmerschüppchen und Erzkörner, Glaukonit fehlt. Die in der Längsachse des
Gerölls eingeregelten Spongiennadeln und die parallel dazu verlaufenden, dunkel pigmentierten
Streifen deuten auf eine primäre Schichtung hin.
?vlikrofossilien:
Spongiennadetn
Radiolarien (sehr selten)
? Ostrakoden
? Globigerinen (sehr klein)
Alter: Ober-Kreide?
Beheimatung der Spongolithe, Spongienkalke, Hornsteinkalke, etc.
Schon eine einigermassen zuverlässi ge Altersbestimmung dieser Gesteine gestaltet
sich auf Grund des eintönigen und uncharakteristischen Fauneninhalts (Spongiennadeln, Radiolarien, undifferenzierbare Radiolarien) sehr schwierig.
Um so fraglicher werden die Beheimatun gsversuche: Kieseli ger Lias, kieseliges
Tithon-Neokom und Flyschkieselkalke und -spongolithe sind bereits nachgewiesen
worden.
Die Zuordnung der dunkelbraunen, kieseli gen Spongienkalke (Schliff St 17b),
deren schlecht erhaltene Calpionellen auf die Jura/Kreide-Grenze verweisen, ist
praktisch unmöglich.
Kieselige Spongienkalke oberkretazischen Alters gehören zu den häufigsten
Flyschgesteinen und lassen sich vermutlich den g leichen Einheiten zuweisen wie jene,
die als Charakteristika die «Tristelgesteine» und die «Piesenkopfkalke» in die
Molassevortiefe sandten.
Da praktisch alle der schwermineralogisch untersuchten Flyschgesteine den tiefbraunen Spinell vermissen liessen, scheint eine Zuordnung der Flyschgesteine zu dem
in der Westschweiz mächti g entwickelten kretazischen Simmen-Decken-Flysch sehr
fraglich, stellt doch dieses Mineral ein Leitmineral der Simmen-Decke dar (vgl.
GASSER 1968: 272 und Anmerkung 12).
Es verbleibt eine zahlenmässig geringe Gruppe von Spongolithen, die keine altersweisende Fauna besitzt. Ihr kann auf Grund mikrofazieller Kriterien (Abwesenheit
des Glaukonits, spärlicher bis fehlender mineralischer Detritus) liasisches Alter zugeschrieben werden. Die Herleitung dieser Gesteine bietet grosse Probleme. Nach
einem Hinweis von Prof. Trümpy^treten derartige Gesteine im Ostalpin massenhaft
auf.
Der Vergleich mit der Schliff- und Handstücksammlung SPECKS zei gte, dass analoge
Gesteine zu den von SPECK (1953: 85) dem Kiesellias der Simmen-Decke zugeschriebenen charakteristischen «schwarzen, teilweise noch in ursprünglicher Kieselerhaltung (Chalcedon) vorliegenden Hornsteinkalken und Lyditen» aus dem untersuchten
Gebiet fehlen.
Zusammenfassun g : In erster Linie wird die These der Abkunft dieser Gerölle
aus dem kieseli gen Lias und Tithon-Neokom der Klippen-Decke zur Diskussion
gestellt. Der überwiegende Teil dieser Geröll gruppe entstammt aber den in sehr
ähnlicher Fazies entwickelten Flyschmassen,^die als westliches Äquivalent der
Vorarlber ger Flyschzone zu gelten haben.
Jahrgang 116
H.-P.
MÜLLER.
Geologische Untersuchungen in der subalpinen Molasse 31
7. Kalksandsteine – Sandkalke (– Kieselkalke)
Im Handstück ist es oft unmöglich, die Gesteine dieser Gruppe einem der drei
Haupttypen zuzuordnen, da sämtliche Über g änse mö g lich sind. Um nicht zu grosse
Willkür in die Geröllstatistik zu bringen, haben sich die meisten neueren Autoren,
die sich g eröllpetrographisch mit der Molasse auseinandersetzten, veranlasst gesehen,
diese Gesteine zu einer g rossen Gruppe zusammenzufassen (vgl. MATTER 1964: 360:
GASSER 1968: 266). Die mannigfaltige Vergesellschaftung von Sandkalken, kieseiigen
Kalken, «Flyschkieselkalken» und Kalksandsteinen lässt sich wohl ausnahmslos
Flysch-Serien zuweisen (vgl. auch «Sedimentpetrographische Untersuchun g en an
Nagelfluh g eröllen, p. 99).
Braungrauer Sandkalk (F135)
Das vorzü glich gerundete Geröll von muschelig-ebenflächigem Bruch zeigt eine leichIe limonitische InfiltraIion, ohne dass eine eigentliche Verwitterungsrinde zu erkennen wäre. Hingegen
scheint das Geröll bis zum Zentrum verfärbt zu sein. Die ursprüngliche Farbe dürfte wohl graublau
g ewesen sein. Die sich sandig-rauh anfühlende Oberfläche ist von vielen narbigen Lösungseindrücken
besetzt.
Im Schliff offenbart sich eine maschen-wabenartige Struktur von dunkelbraunem mikritischem
CalciI und stark rekristallisiertem glasklaren Calcit. Darin liegt etwas klastischer Quarz (5-3%.
Grösse 0.08 mm), vererzte Mikrofossilien. Biotitflitter. Schalent rümmer und sehr seltener GlaukoniI.
Mikrofossilien:
Globotruncana sp.
Globotruncana aft. leupoldi BoLLw
Globotruncana cf: bulloides VOGLER
? Globotruncanella sp.
Alter: Campan?
Brauner, Hornstein-führender Sandkalk (La 25)
Das Gestein fällt im Handstück durch seinen verhältnismässig grossen Sandgehalt auf.
Schliff: Die mikriIische Grundmasse, die stellenweise unter Kornvergröberung rekristallisiert
ist, führt viel Detritus: Eckige, bis 0.3 mm g rosse Trümmer eines dunkel grauen, sterilen Kalkes.
10-15% klastischen Quarz und bis 0.35 mm grosse Chertkörner, etwas Glaukonit und entfärbten
Biotit.
Mikrofossilien:
Rotalia sp.
Marssonella sp.
Heterohelix sp.
Gavelinella sp.
OrbiIoid (? Lepidorbitoides)
? Discocvclina)
? Globotruncana sp.
Kleinforaminiferen
vlelobesien-Fragmente
Brvozoen
Spongiennadeln
Alter: Oberste Kreide (Aufarbeitun g im Eozän nicht ausgeschlossen).
Brauner. Glaukonit-reicher Sandkalk (La 19)
Dieser Sandkalk unterscheideI sich von andern braunen Sandkalken durch den verhältnismässig
grossen Gehalt an Glaukonit.
32
Vierteljahrsschrift der Naturforschenden Gesellschaft in Zürich
Mikrofossilien:
1971
Globigerinen
i\farssonella sp.
Spongiennadeln
Rudisten-FragmenIe
AlIer: Ober- Kreide.
Gelblichbrauner Kalksandstein (BR 14)
Das harte, feinkörnige Gestein besitzt eine rostig braungelbe Verwitterungsrinde und bricht
scharfkantig ebenflächig.
Schliff: Das Gestein besteht zu ungefähr 30-40% aus splittrigem Quarzdetritus (0.05-0.2 mm
gross), einigen Prozent Chert und dunklem sterilem Kalk sowie Glaukonitkörnern und Biotitflittern.
Die calcitische Grundmasse unterliegt starker Rekristallisation.
Mikrofossilien:
Globotruncana sp.
Globotruncana cf. linnejana (D'ORB.)
Globotruncana cf. cretacea CUSHMAN
Globotruncana cf. gansseri BoI.LI
Globotruncana cf. arca (CUSHMAN)
Globigerinen
Kleinforaminiferen
Alter: Ober- Kreide.
Braungrauer KatksandsIein (Hi 2)
Das feinkörnige, plattige. keine Rundung zeigende. spliItrig-kantige Geröll besitzI eine 1 cm
tiefe ockergelbe. gegen das Innere scharf abgesetzte Verwitterungsrinde. Im bräunlich gefärbIen
unverwitterten Bereich erkennt man die für Flyschgesteine typische Feinschichtung. Auf den ebenen
Bruchflächen glänzen zahlreiche GlimmerpläItchen.
Da praktisch sämtliche Gerölle dieser Nagelfluh. woraus das vorliegende sIammt. fast keine
Rundung aufweisen, erlebten sie einen offenbar nur kurzen Transport.
Schliff: Der reiche. feinkörnige Quarzdetritus (im Durchschnitt 0.06 mm) wird durch einen
hellen, stellenweise rekristallisierIen Calcit zementiert. Dolomitkomponenten liessen sich keine
beobachten (die Abwesenheit detritischen Dolomits spricht gegen eine Herkunft aus alten MolasseSerien). Zahlreiche Quarzindividuen zeigen ferritische Umrahmun g . Gross ist der Anteil an CherIKörnern (10-15%). Akzessorisch: Reichlich dunkles Erz. gerundete Kalktrümmer, Glaukonit und
Biotitfetzchen.
Mikrofossilien:
Globigerinen (klein)
Pseudohastigerina sp.
Globigerina sp.
Globorotalia sp.
? Heterohelicidae sp.
? Nonion sp.
Alter: Eozän?
Ein weiteres, im Handstück und mikrofaziell nicht zu unterscheidendes Geröll lieferte:
Globigerina sp.
Truncorotaloides sp.
Acar inina sp.
Alter: Oberes Patäozän – Mittleres Eozän.
Bleigrauer. kieseliger Kalksandstein (Fl 31)
Der Hauptunterschied zu den braunen Kalksandsteinen und Sandkalken bestehI in der bleig rauen Färbung des Gesteins. Der grosse Gehalt an detritischem Quarz. der auffallend gleichkörnig
ist (0,1-0,15 mm), sowie die zahlreichen Chert-Körner, etwas Glaukonit und Erz charakterisieren
dieses Geröll. Fossilien wurden keine gefunden.
Alter: Kreide – Tertiär?
Jahrgang 116
H.-P. MCLLER. Geologische UnIersuchungen in der subalpinen Molasse
83
Als Besonderheit soll angeschlossen werden:
Tiefroter, mergeliger Sandkalk (Hi 15)
Nur im frischen Bruch erkennt man die tief weinrote Färbung und die schlierige Feinschichtung
des ursprünglichen Gesteins. Die unterschiedlich dicke ockergelbe Verwitterungsrinde ist scharf
vom Geröllinnern abgesetzt.
Schliff: In der mergelig-kalkig rekristallisierten Grundmasse, die Anzeichen von Verkieselung
zeigt, schwimmt viel feinkörniger Karbonatdetritus (vor atlem Calcitkörner mit einer Durchschnittsgrösse von 0,08 mm) und wenig ebenso feinkörniger Quarz. Die Feinschichtung wird von kleinen,
streifenförmig angeordneten Erzklümpchen (Pyrit?) verursacht. Daneben beobachIet man wenige
Chertkörner und Glimmerblättchen. Glaukonit fehlt.
Mikrofossilien:
Spongiennadeln
Globigerinen (gross)
Heterohelicidae
? Turborotalia sp.
? Gi'roidina sp.
? Robulus sp.
Alter: Tertiär.
Beheimatung der Sandkalke – Kalksandsteine
Als einzige Mö g lichkeit der Herleitung dieser uncharakteristischen Gesteinsfazies
kommen Flyschkomplexe in Betracht. Eine Abkunft aus dem Bereich des Flyschs
der Simmen-Decke ist aus bereits erwähnten Gründen unwahrscheinlich (vgl. p. 80).
Alle bisherigen Herleitun g sversuche wiesen auf Flysch-Decken aus dem südhelvetischen bis nordpenninischen Bereich hin (OCHSNER, LEUPOLD, zit. in SPECK 1953:
50-51, 117; HABICHT 1945a: 65-67). In der Tat zeigt – worauf alle Autoren hinweisen – der Wägitaler Flysch grosse litholo g ische Ähnlichkeiten zu den in der subalpinen
Molasse überaus häufi g en Flyschgeröllen.
Dass auch ein südhelvetisches Schichtglied aus dem Rücken der Drusberg-Decke
schon im tieferen «Chattian» zur Erosion gelangte, wird durch zwei Gerölle belegt:
Ein mit g rosser Wahrscheinlichkeit in der Äusseren Einsiedler Schuppen-Zone zu
beheimatenden Nummulitenkalk und ein Globigerinenschiefer-Geröll (siehe p. 90).
Gerölle von typischem Schlierensandstein, wie sie von SPECK aus dem Bereich der
Rigi und der westlich anschliessenden subalpinen Molasse beobachtet wurden, konnten im untersuchten Gebiet nie fest g estellt werden.
Die grössten Analogien zei g en diese Gesteine aber zum Vorarlberger-Flysch.
B. Sandsteine und quarzitische Sandsteine («Flyschquarzite»)
In dieser Gruppe werden alle makroskopisch als Sandsteine zu bezeichnenden
Gesteine vereinigt, deren Variationsbreite von verhältnismässig weichen Sandsteinen
zu «QuaIz-reichen» Sandsteinen (HABICHT 1945a: 65) und zu nicht-glaukonitischen
Quarziten (« Flyschquarziten ») reicht. Die glaukonitischen Quarzite (val. SPECK
1953: 118: HABICHT 1945a: 66: R. TRt1MPY und BERSIER 1954: 134) sowie die speckigölig g länzenden Ölquarzite werden zu einer ei genen Gruppe zusammengefasst.
Grauer, Feldspat-reicher Quarzsandstein (F1 23a)
Das harte, vollkommen gerundete Geröll von feinkörni ger Struktur g leicht im Bruch gewissen
hellen. Granitischen-Pseudogranitischen Sandsteinen der subalpinen Molasse. Das Gestein wird
durch zahlreiche aufglänzende Glimmerblättchen (Biotit und Muskovit) charakterisiert.
84
Vierteljahrsschrift der Naturforschenden Gesellschaft in Zürich
1971
Schliff: Eine regelmässige Sortierung der Quarzkomponenten. die durch spärlichen Kalkzement
verkittet werden, fehlI. Die Körner erreichen Grössen von 0,08-0,3 mm. Neben dem überwiegenden
Quarzanteil findet sich ein hoher Feldspatgehalt (um 30%) (vor allem serizitisierter Alkatifeldspat
und polysynthetisch verzwillingIe Plagioklase). Glimmer erscheint vor allem als entfärbter. häufig
stark chloritisierter Biotit. Akzessorisch findet sich Muskovit, Serizit, Chlorit. Zirkon und Erz.
Detritische Karbonatkörner (vor allem Calcitkörner) sind selten, Glaukonit fehlt. Überraschend
gering ist der Anteil an Chertkörnern (einige Prozente). Mikrofossilien und andere organische
Spuren können nicht festgestellt werden, möglicherweise liegen jedoch einige vererzte, unidentifizierbare Mikrofossilien vor.
Das Gestein ist eigentlich als Arkose zu bezeichnen. Gute Übereinstimmung herrscht zu den
von R. TRÜMPY und BERSIER (1954: 133) beschriebenen «Gres siliceux feldspathiques et arkoses».
Alter: unbestimmI. mö glicherweise Tertiär.
Brauner, Glimmer-reicher Sandstein (Fl 26)
Das gut spaltbare Geröll ist stark verwittert, was sich in der limonitischen Verfärbung äusserI.
Auf den Bruchflächen glänzen zahlreiche GlimmerblätIchen.
Schliff: Neben dem splittrigen Quarzdetritus (um 60%). der durchschnittlich 0.15 mm gross
wird, lassen sich Feldspat, Chert und Karbonatgesteinstrümmer beobachten die durch einen hellen
Calcit zementiert werden. Dazu kommt entfärbter Glimmer (BiotiI mit Erzbestäubung, Muskovit).
Zahlreiche Komponenten sind von ferritischen Häuten umgeben. Fossilien fehlen.
Alter: unbesIimmt. Ober-Kreide – Tertiär wahrscheinlich.
Beheimatun g der Sandsteine und quarzitischen Sandsteine
Es wäre vermessen, diese Geröllfazies genauer beheimaten zu wollen, zeigt sie
doch weder faunistische noch mikrofazielle Charakteristika. Vermutlich sind diese
Gerölle aus den gleichen Flyschkomplexen zu beziehen, die schon zur Beheimatung
der Sandkalke und Kalksandsteine, mit denen sie durch mannigfalti ge Übergänge
verbunden sind, heran gezo gen wurden: Wägitaler FlysCh, Ultra-südhelvetische Fl y schserien. Schlierensandsteine liessen sich nie mit Sicherheit feststellen, auch fanden siCh
keine Sandsteine, die mit den in der Sammlun g SPECK als «SChlierensandsteine»
diagnostizierten Flysch gesteinen identisch waren. Ver g leichsbegehun gen im Schlierenflyschgebiet der Sörenberger Mulde zeigten wohl eine verblüffende ÄhnliChkeit der
roten Rigi-Granite mit den g ut gerundeten Granitexoten des SchlierenflysChs, dagegen wies der anstehende Flysch mit der unre gelmässi gen Korn g rösse, den zahlreichen
roten Feldspäten und Granittrimmern, den^konglomeratischen und brekziösen Einschaltungen Charakteristika auf, wie sie den Geröllen der subalpinen Molasse fehlen.
Auch liessen sich in dieser Gesteinsfazies nie Nummuliten, Discocyclinen und Lithothamnien beobachten.
9. Glaukouitisc/ie Quarzire – Ölquar_ite
GlaukoniIischer QuaIzit (Hi 12)
Der kantengerundeIe, grünliche Quarzit brichI spliIIrig-muschelig und zeigI sIellenweise öligen
Glanz. Weitere Kennzeichen sind Feinschichtung und schwache Reaktion auf HO-Einwirkung.
Auch im Schliff beobachtet man eine regelmässig ausgebildete Feinschichtung. Bereiche mit
einer Korngrösse um 0,08 mm Wechseltagern mit grobkörnigeren Lagen (Korndurchmesser um
0.15 mm). Nur an wenigen Stellen lässt sich zwischen den Quarzkörnern die zementierende Calcitgrundmasse erkennen. GlaukoniI ist reichtich vorhanden, in zugerundeter und kantiger Ausbildung
sowie als feines Pigment in Fugen und Zwischenräumen. Akzessorisch tassen sich sehr schön gerun-
Jahrgang 116
H.-P. McLLER. Geologische Untersuchungen in der subalpinen Molasse 85
dete Zirkone. Erzkörner und Glimmer (vor allem Biotit) beobachten. Auffallend hoch ist der Gehalt
an Schwermineralien, vorab an Zirkonen. dann auch an ApatiI und GranaI. Völlige Fossilfreiheit
ist die Regel.
Alter: Tertiär?
Ölquarzit (Fl I)
Tief dunkelgrüne Farbe, speckig-öliger Glanz der Bruchflächen, splittrig-muscheliger scharfkantiger Bruch und keinerlei HCI-ReakIion infolge Abwesenheit von Karbonaten sowie eine stellenweise rostige Anwitterung sind die Charakteristika dieser Gerölle.
Schliff: Im Gegensatz zu den glaukonitischen Quarziten verzahnen sich die meist undulöse
Auslöschung zeigenden, auffallend gleichkörnigen, 0,1-0,15 mm grossen Quarzindividuen. Quarz
Iritt auch als Zement auf (vgl. SPECK 1953: 118). Der sehr reichliche Glaukonit bildet nicht nur
Körner, deren Dimensionen denen der Quarz- und der selteneren Chertkörnern entsprechen. sondern
tritt auch als Imprägnation von Fugen und Zwischenräumen auf. Akzessorisch finden sich: Erzklümpchen. Zirkone. Apatit und Biotitfetzchen. Fossilien fehlen auch hier.
Alter: Ober-Kreide – Tertiär.
Beheimatung der Glaukonitquarzite und Ölquarzite
Nachdem es gelun gen war, das tertiäre Alter dieser Gerölle nachzuweisen (SPECK
1953: 119), besteht kein Grund, diese älteren Flyschserien zuzuordnen, so dass es
unwahrscheinlich ist, dass die Ölquarzite aus einer interneren Flyschzone stammen,
erlosch doch die Sedimentation der penninischen Flysche spätestens im Alttertiär.
So kommt dem süd- bis ultrahelvetischen Flysch die Rolle des Geröll-Lieferanten zu.
Von Ölquarziten der Molasse nicht zu unterscheidende Ölquarzite treten als
geringmächti ge Bänke in manchen süd- und ultra-helvetischen Wildflyschen auf , die
meist obereozänen Alters sind, so in den zwischen Amdener Mergel, Nummulitenkalke und Glogigerinenschiefer der Äusseren Einsiedler Schuppen-Zone ein geschalteten «wilden» Flyschkissen. Da die begründete Vermutun g besteht, dass sich dieser
Wildflysch allmählich aus den Globigerinenmer geln entwickelt, also das normale
stratigraphisch Hangende bildet (Hinweis Prof. HANTKE), wären diese Ölquarzite dem
Südhelvetikum zuzuweisen. Da das Südhelvetikum auch durch Nummulitenkalke
und Globigerinenschiefer in der Geröllfazies der subalpinen Molasse des untersuchten Gebietes eindeutig nachgewiesen ist, scheint es nicht unmöglich zu sein, die
Ölquarzite aus dem gleichen Faziesraum herzuleiten.
10. Brekzien und Konglomerate
Es wird eine reCht heterogene Gruppe von Brekzien, brekziösen Konglomeraten,
konglomeratischen Brekzien und Konglomeraten zusammengefasst. Die gesamte
Geröll g ruppe beinhaltet g robkörni ge Psephite mit Komponenten-Durchmessern von
mehreren cm Grösse und reicht bis zu Feinbrekzien und feinkörni gen Psammiten.
Es liessen sich auCh fein-mittelkörni ge Sandsteine von petrographisch identischer
Zusammensetzung anschliessen.
Durch ihre lithologische Zusammensetzun g berühmt wurden die Konglomerate
vom Typus « MoCausa» (SPECK 1953: 104). Diese charakteristischen Gesteine wurden von SPECK als wichti g stes Indiz zur Rekonstruktion der Simmen-Decke verwendet.
86
VierteljahrsschrifI der Naturforschenden Gesellschaft in Zürich
1971
Echte Mokausakonglomerate (Ch 4, O B. Ch 22. Ch 3)
Die polygenen Konglomerate mit guIer Rundung zeigen im Anschliff folgende Charakteristika:
In der meist ockergelben-braungrauen Grundmasse liegen sehr gut gerundete karbonatische Komponenten: Zuckerkörniger, gelblichgrauer Hauptdolomit, dichte grünlich und rötlich gefleckte Kalke,
dunkle kieseiige Kalke. Fleckenkalke. An nicht-karbonatischen Gemengeteilen fallen vor allem die
roten und grünen Radiolarite sowie die dunklen Hornsteine auf.
Schliff: Die feinbrekziöse bis feinkonglomeratische Grundmasse. die als psammitische Fraktion der groben Komponenten zu deuten ist. wird durch sparitischen Calcit zementiert. Es finden
sich folgende Komponenten:
Dotomit
Radiolarite
Hornsteine
«Hornsteinkalke» Quarzkörner
Gneis
Kalk
Kieselkalk
Fleckenkatk
— hervorragend gerundet, zuckerkörnig;
— eckig-kantig, grün-rot. gebändert, reich an Radiolarien:
— dunkelgrauschwarz, reich an Spongiennadeln;
— (Radiolarit-Aptychenkalke) grosse Trümmer, die Übergänge von tief dunklen. Radiolarien-reichen Kiesetlagen zu hellem mikritischem Kalk zeigen;
geschiefert. sehr selten aufIretend;
dunkelbraun, mikritisch, Radiolarien-führend, zum Teil mit etwas Quarzdetritus:
hellbraun, feinmikritisch, absolut steril:
hellgraubraun. mikritisch. fragliche Calpionellen führend;
dunkelbraun. oolithisch-onkolithisch, stark rekristallisiert:
blauschwarz, mit reichlichem Sandgehalt;
mikritisch, mit dunklen Pigmentschlieren. reichlichem Erz und Spongiennadeln.
Fossilien konnten nicht beobachtet werden.
AlIer: Mittel-Ober-Kreide.
Es existieren sämtliche Übergänge zu feinkonglomeratisch-feinbrekziösen Ausbildungen (vgl. SPECK 1953: 104: GASSER 1968: 268).
Dolomitarenitischer Sandstein (Fl 26)
Der ursprünglich graublaue. tiefgründig gelblichbraun verwitIerte mittel- bis feinkörnige Sandstein weist als charakteristisches Merkmal zahlreiche ockergelb anwitternde. arenitische Dolomitkörner auf.
Schliff: Hauptgemengteile sind Quarz-Karbonat- und CherIkörner: dazu treten Muskovit.
Chlorit, chloritisierIer und entfärbIer Biotit. Erz. Zirkon sowie Spinell. UnIer den Karbonatkörnern
dominieren die Dolomite, wobei zahlreiche Individuen von limonitischen Häuten umgeben sind. Die
Grundmasse lässt sich infolge der starken Rekristallisation nicht von den arenitischen Kalkkörnern
trennen. Fossilien wurden nicht gefunden.
Alter: Mittel-Ober-Kreide.
Herkunft: Flysch. unbestimmI (Spinell-führender Komplex der Simmen-Decke?).
SPECK (1953: 104ff.) hat erstmals die «Mocausa»-Gesteine genaustens dar gestellt. Sie stellen eine Gruppe der sonst so seltenen Deckenleitgeröllen dar und müssen
als wichtigstes Ar gument der Anwesenheit der Simmen-Decke angesehen werden.
Sehr eingehende Beschreibungen finden sich in R. TRÜMIPY und BERSIER (1954: 132)
und in GASSER (1968: 268). Wie R. TRÜNIPY und BERSIER und SPECK beheimatete
auch GASSER diese Gerölle im gleichen Faziesraum. Die von HABICHT (1945a: 67)
erwähnten «Mocausa»-Konglomerate scheinen – auch nach ei genen Untersuchungen – nicht zu den echten Typen zu gehören.
Jahrgang 116
H.-P. MÜLLER. Geologische UnIersuchungen in der subalpinen Molasse
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Grünlich-rote Feinbrekzie (BG 26)
Das hart zementierte Gerölt zeigt im Anschliff eine Fülle gleichkörniger eckiger Komponenten
(2-3 mm gross, im Maximum 5 mm). Man erkennt vor allem dunkelrote Radiolaritkörner, dunkelbraunen Kalk und schwarzen Hornstein; Dolomitkomponenten sind spärlich vorhanden.
Schtiff: Die schlechte Rundung der Komponenten bestätigt sich. Das wichtigste Charakteristikum ist der schon im Anschliff beobachtete Mangel an Dolomit-Komponenten. die in den echten
Mokausageröllen überwiegen und auffallend gute Rundung zeigen. Es finden sich folgende Komponenten:
Radiolarite
roI, braun, grün. mit massenhaft Radiolarien;
Kalke
kieselig, schwarz, steril;
dunkelbraun, oolithisch-onkolithisch, mit Grumeleux-Struktur;
hellbraun, grobsandig;
dunkel, mit Spongiennadetnfilz und spärlich Radiolarien;
Kieselkalke
L y dite
tiefschwarz;
zuckerkörnig, sehr spärlich auftretend;
Dolomit
QuarziI
gebändert:
Quarzkörner
bis 1.5 mm gross. kantengerundet:
vor allem Biotit.
Glimmer
Abgesehen von Quarzkörnern fand sich kein Kristallin. Feldspäte wurden ebenfalls nicht beobachtet.
Die Grundmasse besteht aus sparitischem. grob rekristallisiertem Calcit. Nach der petrographischen Zusammensetzung könnte dieses Gestein als Radiolarit-Hornstein-(Kalk-)Brekzie
bezeichnet werden.
Alter: Kreide (Cenoman?).
Herkunft: An der Herleitung aus ostalpinen Flyschserien – mö glicherweise auch
aus dem Hochpenninikum – ist nicht zu zweifeln.
Die Bele gsammlung HABICHT (Geröll Nr. 621) enthält ein gröber klastisches
Konglomerat, das grosse Ähnlichkeit mit dem beschriebenen Geröll aufweist (vgl.
auch HABICHT 1945 a: 131).
Lithologisch ähnlich zusammen g esetzte Konglomerate und Brekzien haben als
Charakteristikum der im E an die Rigi/Rossberg-Schüttun g anschliessenden Schüttungen zu gelten. Sie sind aus dem Ri gi/Rossber g -Bereich unbekannt (B. STÖR I
1969, eigene Beobachtun gen), hin gegen wurden sie aus der Speer-Schüttung mehrfach erwähnt (HABICHT 1945a: 130-131).
Dolomit-Radiolarit-Brekzie (Fl 7)
Im Bruch gleicht das Gestein den «bunten Liasbrekzien» HABICHTS (1945: 68, Typus a). Über
1 cm grosse, kantengerundete Dolomitkomponenten schwimmen in einer Terra-rossa-ähnlichen
feinkörnigen Grundmasse. Dichte gelbe Kalke und rote RadiolariIe sowie bis 0.5 cm grosse Milchquarzgerölle bilden Nebenkomponenten.
Im Schliff zeigt sich, dass die kalkige, sparitische Grundmasse ferritische ImprägnaIion sowie
einen grossen Anteil an Quarz- und Chert(Radiolarit)-Körnern aufweist. Hauptkomponente bleibt
ein grob rekristallisierter. hellgelber Dolomit; daneben finden sich die gleichen Chertgerölle, die in
feinsandiger Ausbildung in der Grundmasse liegen, sowie Trümmer eines sterilen, hellen, mikritischen
Katkes. Es sind keine Fossilien aufzufinden.
Alter: Mittel-Ober-Kreide (Cenoman?).
Herkunft: Es handelt sich offenbar um Flysch- und nicht um Lias-Brekzien,
was schon SPECK (1953: 110) klar gestellt hat. Prof. HANTKE sah grosse Anklänge an
die Gosau-Fazies.
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Vierteljahrsschrift der NaIurforschenden GesellschafI in Zürich
1971
Nagelfluhzählungen
(Tabelle I)
Verzeichnis der Lokalitäten der Nagelflulr_ählangen
Nr.
1
2
3
4
5
6
7
S
9
10
11
12
13
14
15
16
17
IS
19
20
21
22
23
a
b
c
d
e
f
Lokalitäten
LK-Blatt Formation
N:3
1 km NE von Witlerzell, P. 908 703490/221200
Langblätz, 1 km E von Willerzell
703520/221150
Steinboden, l.5 km ENE von
Willerzell
704325/221000
Im Fischbach. 3,2 km NE von
N2
Willerzell
705800/222200
Fl
Flüeliwald, 2 km E von Willerzell
705000/221000
Dr Flüeliwald, 2.2 km E von Willerzell 705200/220930
N4 Zauggenwald, Teufruns, 2 km N
der Sattelegg
707350/222400
BR Bergsturzabriss Rinderweidhorn
706550/221650
N
Strasse Sattelegg-Rinderweidhorn
706650/221530
0
Strasse Sattelegg-Rinderweidhorn
706670/221460
M
Strasse Sattelegg-Rinderweidhorn
706800/221450
N 1 Drinäpper, 800 m NE der Sattelegg 707550/220900 Hi
Hirzen, 750 m SSE der Sattelegg 706540/219870
Ta Talbann. 2.7 km SW von Altendorf 703400/226050
Ru Ruestelwaldbach. 2.5 km S von
Pfäffikon
701025/227140
Lu i LuegeIen
701625/227810
Lug Joch-Wigarten, l,2 km SW von
Lidwil
702850/228150
Etzelgipfel
700850/226075
N5
Chlosterwald, Nordabhang Friherrenberg
699950/219850
Chlosterwald, Nordabhan g FriNs
herrenberg
700100/219690
BG Rombüel, 2 km ESE von Einsiedeln 701350/219950
Ch Chälen-Wäniberg, 2 km S von
Einsiedeln
699650/218575
Schlagen. Staumauer Sihlsee
701700/223550
La
St
Seeboden , Stockboden. 3 km SSE
von Küssnacht am Rigi
Lachnerstock. 3 km S von
Reichenburg
Spitzberg, Flueli, P. 862,5* Gemeinsam miI Prof.
HANTKE
1132
1132
Karb. Mol.
Karb. Mol.
Rigi
Rigi
1132
Karb. Mol.
Rigi
1132
1132
1132
Karb. Mol.
Karb. Mol.
Karb. Mol.
Rigi
Rigi
Oestl.
1132
1132
1132
1132
1132
1133
1132
1132
Karb. Mol.
Karb. Mol.
Karb. Mol.
Karb. vIol.
Karb. Mol.
Karb. Mol.
Karb. Mol.
Gran. Mol.
OesIl.
Oestl.
Oestl.
Oestl.
OesIl.
Oestl.
Oestl.
Höhronen
1132
1132
Gran. Mol.
Gran. Mol.
Höhronen
Höhronen
1132
1132
Gran. Mol.
Höhronen
Pseudo gran. M. Höhronen
1132
Karb. Mol.
Friherrenberg
1132
1132
Karb. Mol.
Karb. Mol.
Friherrenberg
Friherrenberg
1132
1132
Karb. Mol.
«Grindelegg»
Friherrenberg
Höhronen
Karb. Mol.
Rigi
Karb. Mol.
OesIl.
Oestl.
Oestl.
Oestl.
Oestl.
678075/213325 1151
716150/222350
711050/220400
SpiIzberg, Baschanner'
711300/220575
Melchterli, 4 km S von Reichenburg* 716075/221325 Melchterli, 4kmS von Reichenburg* 716350/221400
durch geführte Zählung.
Schüttung
1133
1133
1133
1133
1133
Karb. Mol.
Karb. Mol.
Karb. Mol.
Karb. Mol.
Jahrgang 116
H.-P. MÜLLER. Geologische Untersuchungen in der subalpinen Molasse 89
Weissrote Feinbrekzie (Hi 14)
Das weinrot-weissliche, leicht absandende Geröll zeigt im frischen Bruch Anzeichen feiner
flyschartiger Schichtung. Die starke Verwitterung führte zu einer 1 cm tiefen olivgrünen Verwitterungsrinde. Das Gestein bricht plattig und scharfkantig.
Schliff: Im kalkigen Zement liegt gerundeter und kataklastischer Quarz von durchschniItlicher
Grösse um 0,3 mm; der Anteil beträgt 60%. Cherttrümmer sind relativ spärlich vorhanden (5-10%).
Die Kalkkörner (30%) bestehen vor allem aus tief dunkelbraunem Radiolarienkalk. Stellenweise
beobachtet man eine gegenseitige Berührung mit «Eindrücken» (vgl. SPECK 1953: 105). Als Besonderheit finden sich gerundete mikritische, dunkelbraune Kalkkomponenten, die splittrige Quarzindividuen umhüllen, wahrscheinlich aufgearbeitete Trümmer einer älteren Brekzie. Wichtig ist der
häufig auftretende, gerundete Glaukonit. Sehr spärlich erkennt man Trümmer eines stark serizitit
sierten Kristallins (Alkaligranit?).
Akzessorisch: Plagioklas, Chlorit. Biotit in allen Stadien der Umwandlung. Zirkon. Apatit,
Hornblende. grosse Muskovitflitter. Dolomit fehlt in der Grundmasse wie au :h in der Komponentenfraktion. An Organismen finden sich spärlicher. unbestimmbarer S:halendetritus und fragliche Bryozoenästchen.
Alter: jünger als Radiolarit.
HerkunfI: unbestimmt.
Beheimatun g der Brekzien und Konglomerate
Von grosser Bedeutun g waren die Untersuchungen. GASSERS (1968: 270ff.) hinsichtlich der Schwermineralanalysen einiger Flyschgerölle und ihrer mutmasslichen
Mutterformationen. Paläogeographisch wichtig ist vor allem, dass gewisse Anteile
der Simmen-Decke einen sehr grossen Spinell-Gehalt aufweisen (Gruppe I der
Flyschgesteine, GASSER 1968: 267, ebenso Anmerkung 12, p. 272).
Der Nachweis, dass «echte» Mokausagesteine und Spinell-reicher Flysch aus dem
Fazies gebiet der Simmen-Decke stammen, gilt aber vorläufig nur für den Bereich
der subalpinen Entlebucher Molassezone, den Mont Pélerin (R. TRÜMPY und BERSIER
1954: 132) sowie für den Ri gi/Rossber g-Schuttfächer («Bunte Rigi-Nagelfluh»).
Wie SPECK zu Recht bemerkte, ist der Begriff «Mokausa» im ostschweizerischen
Raum nur bedingt zu verwenden.
Kon glomerate und Feinbrekzien, die mit Sicherheit als Gesteine vom MokausaTypus anzusprechen sind, finden sich nur in den Schüttungsausläufern der Rigi/
Rossber g-Schüttung. Verallgemeinernd kann gesagt werden, dass die Abgrenzung
zwischen echten Mokausageröllen und Mokausa-ähnlichen Geröllen mit der östlichen Be g renzung des Rigi/Rossberg-Schuttfächers übereinstimmt, die sich morpholo gisch in der Senke des Sihlsees äussert. Eigene schwermineralo gische Untersuchungen an Flyschgeröllen bestätigten diese Annahme (vgl. p. 99). Die untersuchten
Gesteine - vergleichbar denjenigen vom Typus der «Gres calcaires de type Flysch,
Type I; R. TRÜMPY und BERSIER 1954: 129) - und die sehr ähnlichen psephitischen
bis psammitischen Mokausagesteine im en geren Sinne bele gen durch ihren Schwermineral gehalt ihre Abstammun g aus dem Simmen-Decken-Bereich.
Einige Gerölle aus der Rigi,^die zu sedimentpetrographischen Vergleichszwecken
von B. STÜRM zur Verfügung gestellt wurden, zeigten die g leichen Charakteristika
(Spinellanteil um 50%)'. Im Gegensatz dazu liessen die Mokausa-ähnlichen Gerölle
Eigene Untersuchungen im Grenzbereich von oberer Weggiser Kalknagelfluh und unterer
«bunter» Rigi-Nagelfluh im GebieI der Seebodenalp zeigIen, dass bei weitem nicht alle Konglomerate
90
VierIeljahrsschrift der NatuIforschenden Gesellschaft in Zürich
1971
östlich des Sihlsees Spinell nur spärlich oder überhaupt nicht erkennen, so dass
diese Gesteine nicht der Simmen-Decke zu g ewiesen werden können, sondern als
g enetisch ähnliche, vermutlich cenomane Transgressionsbrekzien, die über eine mit
der Schichtreihe der Simmen-Decke vergleichbare ostalpine Schichtserie transg redierten, gedeutet werden.
Gele g entlich finden sich auch psephitisch-psammitische Gerölle, die den bunten
«Liasbrekzien» HABICHTS (1945a: 68) nahe verwandt sein müssen. In Übereinstimmung mit SPECK (1953: 110) sind sie wohl vorwiegend als Flyschbrekzien
(cenomanen? Alters) zu deuten.
Zusammenfassung
Stellt man die im untersuchten Gebiet aufgesammelten Konglomerate und Brekzien den entsprechenden Gesteinsfazien der Rigi (SPECK) und des Speers (HABICHT)
gegenüber, so ergibt sich:
1. Die von HABICHT (1945a: 67) beschriebenen Flyschkonglomerate vom Typus
«Mocausa» entsprechen nicht den Mokausageröllen SPECKS. Diese Bezeichnung
so ll te für ostschweizerische Kon g lomerate nicht mehr verwendet werden.
2. Die im untersuchten Gebiet g esammelten Gerölle lassen sich leicht in 2 Gruppen
teilen. Die eine Gruppe wird gebildet durch die echten, Spinell-reichen Mokausagesteine. Ihre Zuordnun g zum Ri g i/Rossber g -Schüttun g ssystem und ihre Abkunft
aus dem Bereich der Simmen-Decke kann als g esichert angenommen werden. Ihre
Verbreitung erstreckte sich – mit Ausnahme einer alten Schüttuns im tieferen
Chattian» – nur auf das Gebiet westlich des Sihlsees.
Die zweite Gruppe umfasst eine hetero g ene Geröllgesellschaft, der die charakteristischen Ei g enschaften der echten Mokausagerölle mehr oder weni g er stark
fehlen, so dass die Simmen-Decke als Lieferant wohl kaum in Fra g e kommt, vielmehr
sind sie als Abkömmlinge ostalpiner Decken zu deuten. Ihre Verbreitun g erstreckt
sich über den grössten Teil des untersuchten Gebietes.
11. Mergel
Fleckig-siltiger. kalkiger Mergel (Hi 1)
Im Handstück besitzt das graubraune. leicht absandende aber überraschend zähe Gestein eine
verblüffende Ähnlichkeit mit obereozänen Globigerinenschiefern.
Im Schliff zei gt sich eine bräunlich-mikritische, durch Pi gmentanhäufungen stellenweise etwas
dunklere schlierige Calcit grundmasse mit sehr feinkörnigem Quarzdetritus (uni 5%) mit durchschnittlicher Korn g rösse von 0.08 mm. Einzige akzessorische Beimischungen sind Erzflitter. Erzimprägnation (Pyrit?) hat auch Mikrofossilien ergriffen.
Mikrofossilien: im Schliff:
Twborotalia sp.
Globigerinatheka sp.
Foraminiferen
Spongiennadetn
und Brekzien der Ri g i-Schüttung in Mokausa-Fazies vorliegen. Diese Beobachtung «urde von
B. ST ÜRM bestäti gt, der diesem Phänomen besonders in der «bunten Nagelfluh» und der hangenden
Scheidegg-Nagelfluh Beachtun g schenkte. Vor allem in der liegenden We ggiser Kalk-Nagetfluh
findet sich eine Kon glomerat-Fazies, die grosse Ähnlichkeit mit der Fazies der ostschweizerischen?
cenomanen Flyschkon g lomerate und -brekzien zeigt.
Jahrgang 116
H.-P.
MÜLLER.
Geologische Untersuchun gen in der subalpinen Molasse
91
Schlämmung: Pseudohastigerina micra (COLE)
Globigerinita afJ: dissimilis dissimilis (CUSHMAN und BERNMUDEZ)
? Truncorotaloides rohri BROENNIM.ANN und BERMUDEZ
Globigerina linaperta-Gruppe
Alter: Oberes Mitteleozän – Ober-Eozän.
Herkunft: Globi gerinenmer gel des Südhelvetikums. Prof. HANTKE und auch
J. KUHN bestätigten die faunistische und lithologische Identität des vorliegenden
Gesteins mit den in der Äusseren Einsiedler Schuppen-Zone das abschliessende
Schichtglied bildenden Globigerinenschiefern, so dass kein Grund besteht, an der
südhelvetischen Abkunft dieses offenbar dank ungewöhnlicher Ablagerungsverhältnisse erhalten gebliebenen Gerölles zu zweifeln.
12. Atypisches
In dieser Gruppe werden fol gende Gesteinstypen vereinigt:
• Calcit-Spaltenfüllungen:
- Quarz-Spaltenfüllungen mit Resten des Nebengesteins:
— nicht klassifizierbare Gesteine.
6.5. Herkunftsdeutung der Gerölle
Die Beziehun gen zwischen den Gesteinen des Deckenstapels des alpinen Orogens
und den in der Molassevortiefe sedimentierten Schuttmassen hat die Geolo gie seit
je beschäfti g t und zu mancherlei Spekulationen geführt.
Schon LEOPOLD VON BUCH erkannte eine Beziehung zwischen Anstehendem und
um gela gerten Gesteinen. Später machte STUDER das am Nordrand der Alpen vermutete «Vindelizische Gebir ge» für die Geröllschüttung der Molasse verantwortlich.
Mit F. J. KAUFMANN (1860), ESCHER-HESS (1907), FRÜH (1888), CADISCH (1923, 1930),
ALB. HEIM (1919) und H. H. RENZ (1937b) erreichte die Geröllbestimmun g und
Herkunftsdeutung einen vorläufigen Höhepunkt. Grundlegende Fortschritte erzielten erst wieder SPECK (1953) und R. TRÜMPY und BERSIER (1954), die gleichzeitig die
g rosse Bedeutung der Simmen-Decke als Geröll-Lieferantin der subalpinen Na gelfluhen zwischen Genfersee und Ri g i erkannten. Die neueren Arbeiten MATTERS
(1964). GASSERS (1966, 1968) und VON SALIS' (1967) bestätigten im grossen und
g anzen deren Ergebnisse: Präalpine Decken, penninische Flyschmassen und unterostalpines Kristallin der Err-Bernina-Decke lieferten ihren Detritus in westliche
Molassebecken.
Neue Ergebnisse
In der östlichen Zentralschweiz ändert sich der Charakter der sonst recht einheitlichen Na g elfluhen der subalpinen Molasse der Zentral- und Westschweiz. Schon in
der Ri g i-SChüttun g vermindert sich der Einfluss der Simmen-Decke ge genüber den
westschweizerischen Nagelfluhschüttungen. Im Sihlsee-Gebiet reduzieren siCh die
92
Vierteljahrsschrift der Naturforschenden Gesellschaft in Zürich
1971
immer noch Simmen-Decke-Anklän ge zei genden Stränge der östlichsten Rigischüttung, um schliesslich im Wä gital end g ültig zu verschwinden (vgl. Fig. 11). Der
gesamte, über der Ri gischüttun g fol gende Schichtkomplex der subalpinen Molasse
des untersuchten Gebiets zeigt Merkmale, die eine Zuordnung zu andern Einheiten
fordern.
An der Geröll-Lieferun g der Nagelfluhen des Sihlsee-Gebietes waren beteiligt:
a) Das Siidhelvetikum
Im Einzu gs gebiet der Geröll-transportierenden Flüsse muss bereits Südhelvetikum
zur Erosion gelan gt sein, was durch das seltene Auftreten von «Einsiedler» Nummulitenkalken und Globi gerinenschiefern eindeuti g nachzuweisen ist.
b) Das Ultrahelvetikuin
Gerölle, die aus dem ultrahelvetischen Fazies gürtel stammen könnten, wurden
nicht mit Sicherheit aufgefunden. Es fehlen namentlich Nagelfluhkomponenten aus
dem Schlieren- und Gurnigelflysch, die im Rigi/Rossberg-Schuttfächer in deutlichen
Mengen auftreten (vgl. SPECK 1953: 120-122). Abkömmlinge aus dem Bereich des
Habkernfiyschs sind bisher nur aus den Schuttfächern westlich des Rigi/Rossbergs
gele gentlich aufgefunden worden (STUDER 1853 und P. BECK, zit. in SPECK 1953:
74-75).
Der Sardonaflysch als Geröll-Lieferant kommt ebenfalls nicht in Frage, da keine
Quarzite und nur sehr wenige Kristallinkonglomerate aufgefunden wurden.
Die Forderung M. RICHTERS (1956: 159) nach einer westlichen Fortsetzun g der
Liebensteiner-Decke ist vorderhand noch unbewiesen.
c) Das Nordpenninikum
Vermutlich war diese Einheit der bedeutendste Flyschgeröll-Lieferant. Da Niesenund Präti gauflysch – sowie auch der Sardonaflysch – nicht in Betracht kommen,
muss die Vorarlber ger Flyschzone s. 1. in erster Linie für die Flyschgerölltracht der
Nagelfluhen des untersuchten Molasse gebietes verantwortlich gemacht werden.
Möglicherweise war auch der Wä gitaler-Flysch, der ein heute noch erhaltenes
Divertikel dieser Vorarlberger Fl y schzone darstellt, an der Flysch geröll-Lieferung beteiligt.
cO
Die Klippen-Decke
Es scheint, dass SPECK (1953) zahlreiche Gesteine der Simmen-DeCke zuordnete,
die sich jedoch ebenso bereChti g t einem «Brianconnais im allerweitesten Sinne»
(Hinweis Prof. Trümpy) zuschreiben liessen. Es fehlen im untersuchten Gebiet zahlreiChe Gesteine, die zu den Charaktertypen der Simmen-Decke gehört haben müssen:
Korallenkalke, helle Spatkalke und bunte dichte Kalke vom Typus der Hierlatzund Adnetherkalke, Ammoniten-führende Fleckenmer gelkalke. etc. Während die
ei g entliche Klippen-Decke kaum Gerölle ins Untersuchun g s gebiet lieferte, stammen
die im Brianconnais zu beheimatenden Gerölle aus benachbarten, heute verschwundenen Zonen (ursprünglicher Nordrand des Brianconnais?).
Jahr g ang 116
H.-P. MCLLER. Geologische Untersuchungen in der subalpinen Molasse 93
Dieser Deutung steht aber die Tatsache gegenüber, dass praktisch keine Gerölle
aus der Falknis-Decke aufzufinden sind.
e) Die unter- und oberostalpinen Decken
Unterostalpines Kristallin der Err-Bernina-Decke gelan gte frühestens zur Zeit
der Sedimentation der Granitischen Molasse zur Erosion und bestimmte die Gerölltracht der Höhronenschüttun g . Oberostalpiner Provenienz sind wohl die stellenweise
gewalti gen Dolomitanteile und die prozentual überraschend gerin g auftretenden
Radiolarite sowie ein Teil der «Aptychenkalke», wobei vor allem die Allgäu-LechtalDecke und ihr westlichstes Äquivalent – die höchste Decke der Iberger Klippen –
im Vorder grund stehen. Der mittlere und obere Abschnitt der Granitischen Molasse
zeigt in der Geröllfraktion dann oberostalpines Grundgebirge.
f) Die Sinunen-Decke
Im Gegensatz zum Rigi/Rossberg-Gebiet scheint die Simmen-Decke als GeröllLieferant im Sihlsee-Gebiet nicht mehr von grosser Bedeutun g gewesen zu sein. Da
sich das von SPECK (1953) als stärkstes Argument der Anwesenheit der SimmenDecke geschilderte Mokausakonklomerat ebenso gut aus dem Kalkalpenraum beziehen lässt (M. RICHTER zit. in SPECK 1953: 127), reduziert sich die durch Nagelfluhgerölle mit Sicherheit zu rekonstruierende Schichtfolge der Simmen-Decke auf den
so genannten Kristallinkern. Zudem ist der schlüssige Beweis dafür, dass diese rätselhaften Kristallingerölle wirklich als Kern der Simmen-Decke zu interpretieren sind,
noch nicht erbracht (vgl. p. 61).
Die paläogeographische Einordnung des Simmen-Raumes ist noch nicht restlos
geklärt. Möglicherweise wird die Simmen-Decke s. s., wie sie aus den Präalpen
und den Molasseablagerun gen der West- und Zentralschweiz nachgewiesen wurde,
gegen Osten durch die Nördlichen Kalkalpen – etwa durch den Bereich der All gäuLechtal-Decke – abgelöst (Hinweis Prof. TRÜtiIPY).
6.6. Die Schüttungsabfolge im uHtersuchten Gebiet
Folgende, durch ihren Geröllbestand voneinander untersCheidbare Schüttungen
sind am Aufbau des untersuchten Gebietes beteiligt:
a) Die Rigi-Schüttung (RigiiRossberg)
Sie zeigt im Geröllbestand stellenweise Affinitäten zur Simmen-Decke, ist aber –
ent ge gen der Darstellung SPECKS — auch im Niveau der «bunten» (mittleren) RigiNa gelfiuh sehr hetero gen struiert.
Die Friherrenberg-Schiittung
Diese Schüttun g , die sich durch sedimentpetrographische Charakteristika (vgl.
p. 44) von der der^Rigi!Rossberg-Schüttung s. s. unterscheidet, stellt einen östlichen
94
VierIeljahrsschrifI der Naturforschenden Gesellschaft in Zürich
1971
Ast innerhalb des ausgedehnten Rigi/Rossber g -Schuttfächers dar. Sie ist von geringer Bedeutun g und auf den Friherrenberg beschränkt. Als geröllpetrographisches
Hauptmerkmal darf ein relativer Reichtum porphyrischen Gesteinen gelten.
b) Die Höhronen-Schüttung
Neue Untersuchun g en in diesem wichtigen Schüttungs g ebiet werden gegenwärtig
von S. SCHLANKE durchgeführt. Schon die Studien KLEIBERS (1937: 49ff.) zeigten,
dass das geröllpetrographische Kennzeichen dieser Schüttun g ein sehr hoher Gehalt
an Kristallingeröllen ist. Ver g leichsstudien er g aben, dass die Höhronen-Schüttung
im zentralen Schüttun g sbereich etwas reicher an Sedimentgeröllen ist als in den
peripheren Bereichen. Im untersuchten Gebiet – das östlich des Schüttungszentrums
g ele g en ist – erfol g te eine Anreicherun g der zähen, transportresistenten Gesteine:
Milchquarze, metamorphes und unmetamorphes Kristallin dominieren sehr stark
über Spongolithe und Sandkalke. Dolomite, dichte und mer g eli g e Kalke, organogene
Kalke, Sandsteine und Konglomerate, die im zentralen Bereich stärker ins Gewicht
fallen, treten hier nur sehr spärlich auf. Als Heimat der Gerölle der HöhronenSchüttun g kommt der unterostalpine Raum in Fra g e (Err-Bernina-Decke).
w
e
e
2000
_loco
Sihisee
Rigischüttung: Konglomeratische Fazies
Mergel-Sandstein
u
Molasse rouge
Speer- Hirzli - Schüttung
Haupt -Aufschiebung
Fi g . 11. Aufgeschlossene Mächtigkeiten der subalpinen Molasse zwischen Haupt- Aufschiebung
und Alpenrand.
Jahrgang 116
H.-P. M(;LLER. Geologische Untersuchun gen in der subalpinen Molasse 95
c) Östliche Schüttungen
Ver gleichsbe gehungen am Speer und in der westlich der Linthebene gelegenen
subalpinen Molasse (Hirzli-Spitzberg-Wägital) schienen die Vermutung zu beslätigen,
dass sich hier noch weitere Schüttungen voneinander unterscheiden liessen. Einstweilen sollen alle diese Schüttun gen als «östliche Molasseschüttungen» (bezogen auf
das untersuchte Gebiet) bezeichnet werden.
Während sich die älteren Schüttungen der Karbonatreichen Molasse sedimentpetrographisch nur schwer voneinander abtrennen lassen – Speer-, Hirzli-, Rigi/
Rossber g-Schüttungen unterscheiden sich in ihrer schwer- und leichtmineralogischen
sowie calcimetrischen Zusammensetzung nur unwesentlich – weisen sie doch in ihrer
geröllpetrographischen Zusammensetzun g grosse Unterschiede auf.
6.7. Anteil der Schüttungen
(vgl. Fig. 11, p. 94)
Die Schichtserie S der Haupt-Aufschiebung be ginnt mit den meist rötlich-violett
gefärbten Mer geln der Formation der «unteren bunten Molasse» HABICHTS (1945a:
27, 57), die heute als Synonym der «Molasse Rouge» betrachtet wird (vgl. p. 16).
Die Mächti gkeit dieser Zone schwankt beträchtlich; ihre Untergrenze gegen die
Untere Meeres-Molasse ist stets tektonisch. Die von Profil zu Profil wechselnde
Mächtigkeit (HABICHT 1945a: 56; eigene Beobachtun gen im Ae geri- und Zu gerseeGebiet) erklärt sich durch die in dieser Formation erfolgte Abscherun g der subalpinen
Molassepakete. Die Ober grenze der Molasse Rou ge, das heisst: die Unter grenze der
Karbonatreichen Molasse, ist daher ein wesentlich besser geei g neter Bezugshorizont,
obwohl auch diese heterochron ist.
Über der Molasse Rouge, die schwerlich einer bestimmten Schüttung zugeordnet
werden kann, folgt eine bis 800 m mächtige, Konglomerat-freie Serie, deren
calcimetrische, schwer- und leichtmineralogische Charakteristika nur aussagen, dass
es sich um den tieferen Teil der Karbonatreichen Molasse handelt, ohne aber eine
Differenzierun g in Speer/Hirzli- oder Rigi/Rossber g-Schüttung zu ermö glichen. Da
diese Abfolge gegen E immer geringer wird, ist eine Zuordnung zum Rigi/Rossber g
-Schutfäernaligd.
Die fol gende Serie, die sich durch kristallinreiche bis -führende Na gelfluhen auszeichnet, lässt sich da gegen auf Grund geröllpetrographischer Indizien als östlicher
Ausläufer der Rigi/Rossberg-Schüttung deuten. (OcxsNER 1935: 650ff. und HABICHT
1945a: 57: sowie sein Ver gleichsprofil Stöcklichrüz-Rinderweidhorn, 4 km E des
Sihlsees.) W des Sihlsees gehört der Friherrenberg dieser Schüttun g an, E des Sihlsees reduziert sie sich zu einem dünnen Strang um E des Wägitals endgültig auszukeilen.
Während auf der Westseite des Sihlsees der tektonische Kontakt zum Helvetikum
in immer tiefere Molasseniveaus hinunterschneidet und im Gebiet des Hochstuckli
96
Vierteljahrsschrift der Naturforschenden Gesellschaft in Zürich
1971
den tiefsten Punkt erreicht 8, fol gt auf der Ostseite eine mächtige Nagelfluh-Serie mit
Flysch- und Karbonatgeröllen, ^graublau-gelben Sandsteinen und gelbgrauen Mergeln, die alle Anzeichen östlicher Schüttungen zeigen.
Alle nördlich der Haupt-Aufschiebung feststellbaren Nagelfluhen gehören der
Höhronen-Schüttuns an, eine Ausnahme bilden nur die in den Sandsteinen der
Grindele gg-Schuppe eingela gerten Geröllschnüre. Wie die Konglomerate der Oberen
Meeres-Molasse zu klassifizieren sind, liess sich nicht ermitteln, da der Bächer Sandstein, welcher das Untersuchungs g ebiet im N begrenzt, keine psephitischen Einschaltungen aufweist. Ein «Basiskon glomerat» konnte nicht beobachtet werden. Da die
Höhronenschüttun g bereits vor der Sedimentation der Oberen Meeres-Molasse
erloschen war, kommt nur die Herleitung ans dem Hörnlifächer in Frage.
6.8. Nagelfluhtypen
Zur Unterscheidung und Korrelation von Nagelfluhhorizonten werden einzelne
Typen charakterisiert. Es hat sich gezeigt, dass der Methode HABICHTS (1945a: 60,
127) auf Grund ihrer Klarheit und Übersichtlichkeit der Vorrang gebührt. Mit
Absicht wird die Typisierung nicht zu weit getrieben, denn eine zu starke Differenzierun g führt zu Unübersichtlichkeit und erschwert die Vergleichsmöglichkeiten,
zudem ist — wie schon HABICHT betonte — die Geröllzusammensetzung ein und derselben Bank Schwankun gen unterworfen (vgl. die Zusammensetzung der Nagelfluhen
Lu i und Lug, die aus der gleichen Geröllbank stammen). Es ist auch sinnvoll, die
Na gelfluhen nicht nur nach rein petrographischen Kriterien zu charakterisieren,
sondern — so weit wie mö glich — die stratigraphische Zuordnung der Komponenten
in der Namengebung zu berücksichtigen.
Im untersuchten Gebiet lassen sich folgende Nagelfluhtypen unterscheiden:
6.8.1. Kristallinfreie Nagelfluhen
a) Reine Flvschnagelfluhen
Vorkommen: Profilhöchste Nagelfluhen E des Sihlsees und S der Haupt-Aufschiebung (Na gelfluh Hi).
Habitus: Die nur im Bach als Wasserfall-bildende Rippe von 5 m Mächtigkeit
aufgeschlossene Geröllbank zeigt typischen Rinnen-Charakter. Die fehlende Einregelun g der ausnehmend grossen Gerölle zei gt, dass diese Rinnen-Füllun g rasch
und chaotisch vor sich sing. Ge gen den höchsten Abschnitt der Bank stellt sich eine
Grössenzunahme der Gerölle ein, so dass der Eindruck eines Riesenkonglomerats
(HABICHT 1945a: 63) entsteht. Die einzelnen Gerölle sind kaum kantengerundet, das
Bindemittel ist ein graublauer grobkörniger Kalksandstein mit fehlendem DolomitDrei Erklärungsmöglichkeiten stehen offen: 1. Die Auswirkung einer atten Erosion, so dass
die angeschobenen Flyschmassen in eine schon besIehende Nische eindrangen, oder 2. primäre
MächIigkeitsschwankungen der Molasse, oder 3. Abscherung von Molassepaketen.
Jahrgang 116
H.-P. eLLER. Geologische Untersuchungen in der subalpinen Molasse 97
gehalt. Offenbar wurde grober Trümmerschutt aus Flyschbereichen murgangartig
über relativ kurze Distanz verfrachtet und als Rinnenfüllung deponiert.
Geröll bestand: 99,5% der Gerölle sind als Abkömmlin ge anstehender Flyschgesteine zu deuten. Einziger «Fremdkörper» ist ein weni g charakteristischer Zweiglimmer-Gneis, der möglicherweise gar als Exote dieser Flyschserie angehört haben
könnte. Dass damals bereits südhelvetische Divertikel der Erosion ausgesetzt waren,
beweist ein Globi gerinenschiefer-Geröll (vgl. p. 90).
Einzige ver gleichbare Typen wurden von HABICHT (1945a: 128) aus der «Sulzbachna gelfluh» beschrieben.
b) Flyschgesteinsreiche Dolornit-Kalk-Nagelfluh
Vorkommen : Vom Gipfel des Rinderweidhorns zur Sattele gg erstreckt sich
eine Zone auffallend ähnlich zusammengesetzter Nagelfluhen (BR, N, 0, N1).
Habitus : Sämtliche dieser Nagelfluhen sind von normaler bis geringer Geröllgrösse. Ein feinsandi ges, gelbliches Bindematerial verkittet die Gerölle, so dass die
Bänke bemerkenswert hart sind. Strömungsrichtun gen lassen sich nicht erkennen.
G er ö l l b e st a n d: An der Zusammensetzung beteiligen sich in erster Linie TriasDolomite und dichte pelagische Kalke, in einigen Fällen zahlreiche organogene
Kalke und Flyschgesteine. Andere Geröllarten sind nur sporadisch zu beobachten,
Kristallin fehlt.
c) Dolornit Nagelfluhen
Wo der Dolomitanteil gegen 50% beträgt oder diese Grenze gar überstei gt, werden
die Nagelfluhen als Dolomit-Nagelfluhen bezeichnet.
Vorkommen: Unmittelbar im Hangenden der Kristallin-führenden «bunten»
Rigi/Rossberg-Nagelfluhen finden sich sehr Dolomit-reiche Nagelfluhen (M, N4, Dr),
welche gelegentlich zwischen jene vom Typus 2) eingeschaltet sind und aus diesen
hervorgehen.
Habitus: Die Gerölle sind durch ein feinsandiges dolomitisch-calcitisches Bindematerial zementiert. Die Geröllentnahme stösst durch die harte Verkittun g auf
Schwierigkeiten.
Meist bilden diese Na gelfluhen geringmächtige Geröll-La gen, die sich bis zu
Geröllschnüren reduzieren können. Die Grösse der Komponenten ist sehr gering.
Eine Gesetzmässigkeit der subalpinen Molasse zeigt sich auch hier: Je höher der
Dolomitanteil anstei gt, desto geringer wird die Geröll grösse. Zugleich wird die
Rundung dieser Dolomit gerölle immer besser, wobei zahlreiche tatsächlich wie
«gedrechselt» aussehen (SPECK. 1953).
y G e r ö l l b e stand: Neben dem überragenden Dolomit gehalt finden sich vor allem
dichte Kalke, der Flyschanteil ist relativ gering. Radiolarite, Spongolithe und Kristallinkomponenten fehlen praktisch völlig!
Nagelfluhen identischer oder ähnlicher Zusammensetzung sind aus der ostschweizerischen Molasse bereits bekannt geworden (HABICHT 1945a: 63; F. DE QUERVAKN
und GSCHWIND 1934: 261; LUDWIG 1930: 3). Sie wurden bisher meist als Nagelfluhen
mit Lokalcharakter gedeutet, scheinen aber doch eine weitere Verbreitung zu besitzen,
98
Vierteljahrsschrift der Naturforschenden GesellschafI in Zürich
1971
insbesonders da ähnlich struierte Na g elfluhen durch Risst (1968: 18) auch aus dem
Rigi/Rossberg-Schuttfächer gemeldet wurden.
6.8.2. Kristallin-führende Naaelfluhen`'
a) Kristallin führende Kalk-Dolomit-Nagelfiuhen
Dieser Typ stimmt gut mit der von SPECK (1953: 67) beschriebenen «typischen
bunten Rigi/Rossberg-Nagelfluh» überein, wie sie in der mittleren Rigi-Nagelfluh
auftritt (vgl. STÜRM 1969: 57ff.).
Vorkommen: Sämtliche untersuchten Nagelfluhen (N 5 , N6, BG, Ch) des Friherrenbergs gehören diesem Typ an. E des Sihlsees sind es die bereits als Ausläufer
der Rigi/Rossberg Schüttung beschriebenen Na g elfluhen (N 3 , La, St, Ne, Fl), die als
Bestandteile eines g erin g mächti g en Schüttun g sstran g es von Willerzell zur Pfiffegg
und ins Wägital verlaufen.
Habitus: Diese klein- bis mittelgerölligen Nagelfluhen treten in maximal 2 m,
meist aber nur in 50 cm-1 m mächtigen Bänken auf. Gelegentlich vermindert sich
ihre Mächti gkeit zu dünnsten Lagen (Geröllschnüren), nur am Friherrenberg finden
sich wesentlich mächtigere, mittel- bis grobgeröllige Nagelfluhbänke.
Die Zementation durch detritisches kalkiges Bindematerial ist so stark, dass sich
die Gerölle kaum herauslösen lassen. Gelegentlich lässt sich die Schüttu ngsrichtung
aus SW ermitteln (N6).
Geröll bestand: Der leicht wechselnde Kristallinanteil — rote Ri g i-Granite und
sporadisch auftretende Quarzporphyre dominieren stark über metamorphe Kristalling erölle — die Radiolarite, die dichten pelagischen Kalke, Fleckenmergelkalke und
Flyschgesteine mit den paläogeographisch wichtigen «echten» Mokausakon g lomeraten und den Ölquarziten entsprechen qualitativ und quantitativ der von SPECK (1953)
g eschilderten «bunten Ri g i/Rossber g -Nagelfluh ». Als Charakteristikum der Friherrenberg-Nagelfluhen sei das Auftreten porphyrischer Gesteine (Granophyre, Quarzporphyre, etc.) erwähnt (vgl. p. 93).
b) Kristallin-Nagelfluhen
Wo der Kristallinanteil 50% übersteigt, werden die Naaelfluhen als KristallinNagelfluhen bezeichnet.
Vorkommen: In den profilhöchsten Serien der Granitischen Molasse treten
Nagelfluhen auf, deren Anteil an sedimentären Komponenten ausserordentlich gering
ist. Kristallinanteile von bis zu 84% (Lu 2) überstei g en jedes bis anhin bekannt
g ewordene Mass aus schweizerischen Nagelfluhen.
Habitus: Die echt Granitischen Sandsteine mit ihrem relativ niedri gen Karbonatgehalt, in welChe klein gerölli ge Na gelfluhen dieses Typs als geringmächtige Bänke
(bis 30 cm), Nester und GeröllsChnüre eingelagert sind, zeigen erwartungsgemäss
keine starke Zementierung.
Geröll bestand: Bemerkenswert ist die TatsaChe , dass die Zusammensetzun g der
9 Die Bezeichnung «Bunte Na gelfluh» ist zu vermeiden.
Jahrgang 116
H.-P. MÜLLER. Geologische Untersuchungen in der subalpinen Molasse
99
Nagelfluhen (Ta, Ru) der tiefen Granitischen Molasse keine geringeren Kristallinprozente aufweist. Der Kristallin g ehalt der Na g elfluhen entspricht
damit nicht dem Kristallindetritusgehalt der sie umgebenden pelitisch-psammitischen Matrix.
Es lassen sich zwei Nagelfluharten auseinander halten, die sich mit Vorsicht als
Alters-Indizien verwenden lassen: Wo unmetamorphes über metamorphes Kristallin
dominiert, handelt es sich um ältere Schüttungsphasen (Nagelfluhen Ru, Et). Stellt
sich das umgekehrte Verhältnis ein, liegen jün gere Abla gerungen vor (Lu i Ta).
6.9. Die Abfolge der Nagelfluhtypen
a) Friherrenberg-Profil (W des Sihlsees)
S der Haupt-Aufschiebun g , die das Untersuchun gsgebiet hier im N begrenzt,
folgt eine un gefähr 1000 m mächtige, schlecht aufgeschlossene Zone von Mergeln
und Sandsteinen ohne Na gelfluheinlaaerun gen. Diese lassen sich erst am Friherrenberg beobachten. Sie sind qualitativ und quantitativ sehr homogen zusammengesetzt,
so dass dort nur Nagelfluhen eines Typs – der «bunten Rigi%Rossberg-Nagelfluh»,
die nach geröllpetrographischen Kriterien als Kristallin-führende Kalk-DolomitNagelfluh zu bezeichnen ist – auftreten.
b) Profil Zürichsee-Sattelegg-Alpenrand (E des Sihlsees)
Die Granitische Molasse – im N durch den Zürichsee, im S durch die HauptAufschiebun g be grenzt – führt äusserst Kristallin-reiche Nagelfluhen («Kristallin»Nagelfiuhen). In den profilhöchsten überwiegt der Anteil an metamorphem weit über
unmetamorphes Kristallin. Die S der Haupt-Aufschiebung fol gende Molasse Rouge
ist Kon glomerat-frei, ebenso die han gende, ungefähr 1200 m mächtige Mer gel- und
Sandsteinzone, die sehr schlecht aufgeschlossen ist. Dann folgt eine un gefähr 600 m
mächtige Serie mit kleingerölligen Na gelfluhen vom Typus der «bunten Rigi/Rossberg-Nagelfluh» (Kristallin-führende Kalk-Dolomit-Na gelfluh). Dolomit-Na gelfluhen, die mit Flyschgeröll-reichen Dolomit-Kalk-Nagelfluhen wechsella gern, bauen
die nächst höhere Serie auf, deren Mächtigkeit mindestens 900 m beträgt, grösstenteils aber nicht aufgeschlossen ist. Zuoberst stellt sich dann noch eine mindestens
200 m mächtige reine Flyschnagelfluh-Schüttung ein.
6.10. SedimeHtpetrographische Untersuchungen an Nagelfluh-Geröllen
6.10.1. Flyschgesteine
Nach den sedimentpetrographischen Untersuchun gen GASSERS (1968: 266ff.) an
Flvsch gesteinen und -Geöllen drän g ten siCh derarti g e Untersuchun gen auch für die
entsprechenden Gesteine des Untersuchun gs gebietes auf. Vorarbeiten wurden bereits
durch FLCHTBACER (1964: 186, 203. 278, etc.) geleistet, der aus dem Kronberg-
100
Vierteljahrsschrift der Naturforschenden Gesellschaft in Zürich
1971
Schuttfächer eini ge Flyschgerölle («schwach quarzitische Sandkalke») analysierte
und dabei «das für Flysch typische Spektrum mit Granat, Zirkon, Apatit, Turmalin,
Staurolith, Rutil» als Hauptgemengteile feststellte.
GASSER (1968: 266ff.) unterschied in der Geröllfraktion zwei Flyschgesteinsgruppen, deren Trennun g aber wegen der zahlreichen Fazieskonver genzen nicht
vollständig durchgeführt werden konnte.
Seine «Gruppe I der Flyschgesteine» wird durch «bläulich graue, feinmittelkörnige
Kalksandsteine, die durch das häufige Auftreten von gelben Dolomitkomponenten
ein charakteristisches Aussehen erhalten», gebildet. Sie sollen mit den «Gres calcaires du type Flysch, Type I» (R. TRÜMPY und BERSIER 1954: 129) übereinstimmen.
Sie werden als feindetritisches Äquivalent der Mokausakonglomerate SPECKS (1953:
104) gedeutet und demzufol ge den Flyschserien der Simmen-Decke zugeordnet. Im
Schwermineralspektrum der Gruppe I der Flyschgesteine fällt der grosse SpinellReichtum auf. Granat ist nur spärlich vertreten. Daraus kann der Schluss gezogen
werden, dass die Spinell-reichen Molasse-Serien ihren Spinellgehalt aus dem Abrieb
von Flyschgeröllen der Gruppe I erhalten haben. Auf die Herkunftsbeziehungen
dieser Flyschgerölle zu rückwärtigen Flyschkomplexen soll nicht weiter eingegangen
werden. GASSER (1968: 271) hat dieses Problem bereits ausführlich diskutiert, wobei
er von R. TRÜMPYS (1960: 853) Konzeption der Paläogeographie der Oberkreide
ausging. Danach existierten zur Zeit der obern Kreide zwei durch einen breiten
Zwischenraum getrennte Flyschtröge. Der internere zeichnet sich schwermineralogisch durch einen auffallenden Spinell-Reichtum aus (GASSER 1968: 272). Neben
Spinell treten Zirkon und Ti0 2-Mineralien – wobei Anatas fehlt – und Turmalin auf:
Apatit und Granat sind nur sporadisch vorhanden. Die Deutung dieser Befunde
stimmt mit den Resultaten von OBERHAUSER (1968) und WOLETZ (1954, 1962, 1963,
1967) überein. Die Gruppe II der Flyschgesteine umfasst «feinmittelkörnige Kalksandsteine-Sandkalke, die im Gegensatz zu den g leichen Fraktionen der Gruppe I
kaum detritischen Dolomit führen». Weitere Merkmale sind Muskovitreichtum und
konstanter Gehalt an Glaukonit. Sie werden durch GASSER auf Grund ihres tertiären
Alters ultrahelvetischen (externen) Flyschkomplexen zugewiesen. Das entsprechende
Granat
1
(L
Typ I
ri
TenE
18
26'_
Typ II
6,
4
30`,
M
28
TypIII
Spinet!
"il1l111hTiOz Min.
Apatü
,;
Zirkon
• -i: Staurolith
M Monazit
Turmalin
Fig. 12. Schwermineralanalysen
an Flyschgesteinen.
Jahrgang 116
H.-P. M ÜLLER. Geologische UnIersuchungen in der subalpinen Molasse
101
Schwermineralspektrum hat sich g rundlegend verändert. «Bei schwacher Apatitvormacht halten sich die Anteile Turmalin, Zirkon und TiO 2-Mineralien — worunter
Anatas stark vertreten ist — die Waage: Spinell tritt nur in sehr kleinen Werten auf,
dagegen stei gt der Granatgehalt sprunghaft an» (GASSER 1968: 271).
Die Gruppe II der Flyschgerölle wird im externen Flyschtrog beheimatet, dessen
Flyschablagerungen durch diese andere Schwermineral-Assoziation, sowie durch die
Anwesenheit der seltenen Schwerminerale Monazit und Anatas (GASSER 1968: 273),
charakterisiert werden. Wichtig ist der Granat, der in internen Flyschtrögen praktisch fehlt, in den externen aber gewaltig zunehmen kann.
Auch diese Deutun g stimmt mit den Befunden von OBERHAUSER und WOLETZ
überein.
Eigene Untersuchungen
Es wurden 50 Flyschgerölle analysiert. In erster Linie wurde damit festzustellen
versucht, in wie weit die Simmen-Decke, die sich als die Spinell-führende Einheit
unter den präalpinen Decken zu erkennen gab (GASSER 1968: 272, Anmerkung 12),
ihren Flyschgesteinsdetritus auch in die Molasseabla gerungen des Sihlsee-Gebietes
lieferte. Tatsächlich zei gen einige wenige Flyschgerölle den für die internen Flyschtröge charakteristischen Spinell-Reichtum.
Auf Grund ihres schwermineralogischen Spektrums wurden drei verschiedene
Flyschgesteinstypen unterschieden, die nach der Methode GASSERS (1968: 270) dargestellt wurden. Auf die petrographische Charakterisierung der analysierten Gesteinsg ruppen wird verzichtet, da sich keine gültigen Kriterien der gegenseitigen Abtrennung dieser Gruppen feststellen liessen.
Typ I. Flyschgerölle dieses Typs finden sich selten. Sie sind ausnahmslos auf die
Rigi-Schüttung beschränkt und bilden auch unter den analysierten Flyschgeröllen
dieser Schüttun g eine kleine Minderheit. Schwermineralo gisch stimmen sie gut
überein mit der Gruppe I der Flyschgesteine GASSERS (1968: 270).
Sie gehören auf Grund ihres Spinellgehalts zum Flysch der Simmen-Decke.
Typ II. Die Analyse der Flyschgerölle zei g te, dass der überwie gende Teil dem
Typ II zuzuordnen sind. Zwei Vertreter sind in Abb. 12 dar gestellt. Das eine Geröll
weist sich — neben dem Granatreichtum — Ober eine beträchtliche Apatitvormacht
aus. Neben dem Zirkon sind ledi g lich TiO2-Mineralien und Turmalin vorhanden.
Das andere Geröll besitzt bei entspreChenden Granatwerten eine bedeutende
Zirkonvormacht. WiChti g ist der in weni gen Kornprozent auftretende Monazit.
Diese beiden charakteristischen Schwermineralspektren sind bei qualitativ g leichem Mineralbestand durch alle mö g lichen Zwischen g lieder verbunden, weshalb sie
dem einen Typ zugeordnet werden.
Die Schwermineralanalyse ergab Resultate, die mit den Befunden der Gruppe II
der Flvschgesteine GASSERS (1968: 270) gut ver g leiChbar sind. Noch bessere Übereinstimmun g besteht zu den Resultaten FÜCHTBAUERS (1964: 186, 278).
Der ZirkonreiChtum der meisten untersuchten FlysChgerölle erklärt auch den, von
Dr. HOFMANN bestäti g ten. Zirkonreichtum der untersuchten Molasseablagerungen.
102
1971
Vierteljahrsschrift der Naturforschenden Gesellschaft in Zürich Tabelle 2. Zusammenstellung der an Geröllen durchgeführten Schwermineralanatysen.
Gr = Granat. Ep
Epidot, Ap = Apatit, Tu = Turmalin, Sp = Spinell, Zi = Zirkon, TiO2 =
Rutil. Anatas und Brookit, Ti = Titanit, St = Staurolith. B = Baryt, C = Chloritoid, H = Hornblende. M = Monazit.
Gr
Ep
Ap
Tu
Sp
Zi
TiO 2Ti
St
andere
Flyschgerölle vorn Typ I (aus dem Untersuchungsgebiet)
Ch 19
18
LH 10a
1
BG 23
1
LH 20a (aus dem Riai/Rossberg) 21
Si
2
A 41
3
—
14
3
2
5
5
16
5
2
3
5
4
18
20
16
56
13
43
9
37
68
31
53
42
46
24
10
8
23
5
10
B
C
—
—
—
1
1
Flyschgerölle vom Ty p II (aus dem Untersuchungsgebiet)
Lu 1 ba
Lu 1 bb
Lu 1 bc
Lu 1 bd
Ru
Hi 7
Hi 10
Fl 23 b
BG 22
013
Lu 2
Lu!
Lu 7 7
BG 8
Lu I a
Ru 1
Ru 3
Hi 1
Hi 3
Hi 2
Hi 9
Hi 8
Fl 23 b
Dr 17
Dr 14
St 10
Dr 13
N!4
Ch 17 (aus der Speer/HirzliSchüItunal
37
5
7
7
3
8
50
66
8
55
75
79
75
52
47
24
31
38
40
16
3
13
2
S
43
24
—
—
70
51
87
83
71
52
59
71
4
25
42
24
1
4
—
S
2
4
10
10
4
4
12
4
4
2
2
1
I
33
16
25
7
10
26
4
3
34
19
20
9
4
1
5
I
1
31
4
—
5
22
I
87
14
4
19
S
7
14
1
1
—
1
—
1
—
—
1
—
1
—
2
I
—
12
1
,„.2
3
—
2
6
17
40
7
12
15
39
29
3
70
46
54
61
92
54
71
66
85
85
55
90
90
60
7S
74
54
72
86
69
11
8
2
5
6
2
5
9
16
24
48
75
43
22
4
18
2
B
B
B
2
3
7
—
2
9
6
4
4
4
5
4
5
5
2
2
5
17
13
20
—
—
4
1
—
1
3
I
2
2
1
1
I
1
M
NI
B
C
M2
B
B
M
8
2.„.
—
C6
46
14
M
NI
Flyschgerölle vom Typ III (aus dem Untersuchungsgebiet)
LEI 10c
Hi 14
28
47
—
3
40
20
1
18
38
12
7
Jahrgang 116
H.-P. MCLLER. Geologische Untersuchungen in der subalpinen Molasse
Gr
Ep
Ap
Tu
Sp
Zi
TiO2Ti
103
St
andere
—
H2
H3
Kristailingerötle
GraniI rot
Lu
Granit rot
Ch
Granit rot
Ch
Granit rot
Ch
Granit rosa
Lu
Granit weiss
Lu
Quarzporphyr Lu
Gneis
Lu
Gneis
Lu
Syenit Canavese
2
3
2
10
3
1
5
1
20
—
1
3
3
4
2
—
5
12
10
—
21
57
59
36
11
34
46
22
52
89
—
—
—
—
1
I
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
78
40
36
31
82
64
40
64
30
11
—
—
4
2
—
—
—
—
—
—
—
8
2
6
—
—
H
H
—
Typ I I. Flyschgerölle von spezieller schwermineralo gischer Zusammensetzung
seien als ei gener Typ dargestellt. Das Spektrum hat sich gegenüber Typ I und Typ II
völlig geändert. Auffallend sind die Vormacht des Stauroliths und der geringe, aber
konstante Anteil an Monazit und Anatas. Nach GASSER (1968: 272) deuten Monazit
nnd Anatas auf externe Flyschtröge als ursprüngliche Ablagerungsgebiete hin.
FÜCHTBAUERS (1964) Herleitun g des Staurolithanteils der Molasse-Sandsteine muss
insoweit ergänzt werden, als nicht nur «altkristalline Gneise und Glimmerschiefer
südlich des Hauptkammes und östlich des Oberrheins» (FüCHTBAUER 1964: 261) als
Ursprungsgesteine in Fra ge kommen, sondern auch Flyschgesteine. Insbesondere im
zentralschweizerischen Raum dürfte der Staurolith, der in kleinen aber konstanten
Men gen in den älteren Molasse-Schüttungen auftritt – analog zum Spinell – aus dem
Abrieb der Flyschgerölle stammen.
Zusammenfassung der Resultate
1. Auf Grund der schwermineralogischen Analysen werden drei Gruppen von
Flysch gesteinen unterschieden.
2. Nach petrographischen Kriterien kann diese Trennung nicht mit genügender
Sicherheit vorgenommen werden.
3. Typ I der Flyschgesteine weist sich über eine bedeutende Spinellvormacht bei
praktisch fehlendem Granat aus.
4. Typ II, der unter den analysierten Geröllen bei weitem überwiegt, entstammt mit
Sicherheit den Flyschbildun gen externer Tröge (nordpenninischer Trog?).
5. Typ III, dessen Reichtum an Staurolith auffallend ist, lässt sich noch keinem
bestimmten Flyschkomplex zuweisen; der geringe Monazitgehalt und der Granatanteil deuten eine Beheimatun g in externen Flyschtrögen an.
6.10.2. Kristallingerölle
FüCHTBAUER (1964: 180, 186, 189, 195, 278) hat zur Erforschung der sedimentpetrographischen Beziehun gen zwischen ein gelagerten Nagelfluhbänken und den sie
um gebenden Sandsteinen auch Kristallingerölle analysiert. Zur Ergänzung der sedimentpetrographischen Untersuchun gen wurden ebenfalls derartige Analysen vorgenommen.
104
Vierteljahrsschrift der Naturforschenden Gesellschaft in Zürich
1971
Es liessen sich fol g ende Resultate gewinnen:
1. Praktisch alle Kristallingerölle (Unmetamorphes und metamorphes Kristallin)
enthalten einen konstanten Prozentsatz an Granat und Epidot.
2. Das Verhältnis von Apatit und Zirkon ist sehr variabel (vgl. auch FÜCHTBAUER
1964: 278). Offenbar sind beide Mineralien wesentlich an der schwermineralogischen Zusammensetzung der Molasse beteiligt.
6.11. Die quantitative und morphometrische Geröll-Analyse
Zur Vertiefung und Ergänzung der qualitativen, petrographisch-stratigraphischen
Untersuchungen wurden die Na g elfluhen auch einer quantitativen, morphometrischen Analyse unterzogen. Die Diskussion über Methode und Aussagekraft solcher
Untersuchungen ist noch nicht abgeschlossen. Die Arbeiten MATTERS (1964: 366ff.)
und GASSERS (1968: 262 ff.) zei g ten die Methoden und Grenzen auf. Da die Berner
Schule (MATTER, VON SALIS, GASSER) standardisiert arbeitete, scheint es sinnvoll, die
g leichen Methoden auch im zentral- und ostschweizerischen Bereich anzuwenden.
Die Klassifikation nach WENTWORTH (1922) hat vor allem den Vorteil, dass die
Nagelfluhen in relativ kurzer Zeit eindeutig charakterisiert werden können. Die von
andern Autoren vorgeschlagene Messung der 10 g rössten Gerölle einer Nagelfluhbank vermag nicht zu befriedigen, da nicht selten an und für sich kleingeröllige
Na g elfluhen einige grosse Komponenten enthalten können, die – wenn nur sie berücksichti g t werden - die Nagelfluhen unvollständig charakterisieren.
Die Na g elfluhproben wurden vom Bindematerial befreit (vgl. GASSER 1968: 263),
die län g sten Achsen der Gerölle g emessen und diese nach den WENTWORTHschen
Grössenklassen ausgezählt:
< 16 mm
16— 32 mm
32— 64 mm
64-128 mm
>128 mm
Die Geröllklasse < 16 mm musste berücksichti g t werden, da eini g e Na g elfluhproben – infolge ihrer sehr g erin g en Durchschnittsgrösse der Komponenten nicht
erfasst worden wären, wobei diese Klasse nach unten ungefähr bei 10 mm begrenzt
wurde 10.
Auf weitere Untersuchungen wurde verzichtet, da die zu erwartenden Resultate
in keinem Verhältnis zur aufgewendeten Zeit stehen. MATTER (1964: 370ff.) stellte
die Methoden und die zu erwartenden Resultate in bezu g auf Untersuchun g en der
Form und Rundung (Sphericity, Abplattungsindices, Rundungsindices, Ver g leichsmethoden etc.) ausführlich dar.
10 Bei allen morphometrischen Untersuchungen sIellt sich das Problem der Abgrenzun g gegen
unten. Die Geröllklassen < 16 mm ist immer unvollständi g erfasst.
H.-P. MÜLLER. Geologische Untersuchungen in der subalpinen Molasse
Jahrgang 116
105
Resultate
In Fig. 13 wurden die Resultate der quantitativen, morphometrischen Geröllanalysen der östlich des Sihlsees g elegenen Molassezonen dar g estellt. Die wichtigsten Befunde sind:
y
y
v
1. Die stratigraphisch tiefsten Na g elfluhen sind sehr kleingeröllig.
2. Kristallin-führende und Dolomit-reiche Nagelfluhen sind immer sehr kleingeröllig
und sehr g ut g erundet. Im untersuchten Gebiet lässt sich innerhalb dieser Na g elfluhtypen keine eindeutige Tendenz – weder eine Zunahme noch eine Abnahme
der Geröllgrösse – beobachten.
3. Erst in den viel profilhöheren reinen Flyschnagelfluhschüttungen lässt sich eine
plötzliche, starke Zunahme der Komponentengrösse feststellen.
-•Ö L
H Flys hFlysonNagelfluhen
-- -
-
-
---
o
`>I
–N1
Dolomit-
=
...M
und
Nagelfluhen
o-
. •_ .
- • :e
-----
-
N
_B
N4
_Dr
_ Fl
....
• _
"Bunte
—•
Nagelfluh
freie
—
-
Schüttun
Molasse
roug
=
■IIIIM..
so
p
mo
_
N2
-
St
imo
_ La
'
Rgi/Rossberg- "- -_--_
Nagelfluhen
m
°MK x
-0
Hallytolomtt ^.-•
3000
(
_ Hi
m
INK
=
^,
--
- -^
=—__
—
tll
0
-
l00%
Geröilgrössen
16mm
32-64mm
16-32mm
64-128mm
>128 mm
* Ueberschiebung
Fig. 13. Korngrössenverteilung der Na gelfluh E des Sihlsees.
106
Vierteljahrsschrift der Naturforschenden Gesellschaft in Zürich
1971
4. Die profilhöchsten Kristallin-Na gelfluhen der Granitischen Molasse sind wieder
von extrem kleingerölligem Habitus. Erst in der abschliessenden Naaelfluhbank
(Lu i, ,,) tritt wieder eine Grössenzunahme der Gerölle ein.
5. Aus der höchsten Nagelfluhbank (Lu) der Granitischen Molasse wurden mehrere
Proben entnommen. Dabei zeigte sich, dass die Geröllgrösse gegen E langsam
abnimmt, was den Schluss ermö glicht, dass diese Na gelfluh aus SW bis W geschüttet wurde (aus dem Höhronen-Schuttfächer).
6. Die Geröllklasse 16-32 mm überwiegt in praktisch allen untersuchten Proben.
7. Stratonomie
7.1. Allgemeines
GASSER (1966: 733) übertru g erstmals die Methode der Profilaufnahme LOMBARDS
(1963) auf die Ablagerun gen der Molasse. Aus sämtlichen in einer Formation auftretenden Gesteinstypen wird die «serie virtuelle locale» gebildet, wobei diese – je
nach der litholo gischen Zusammensetzun g einer Formation – verschieden ausfallen
muss (vgl. auch STORM 1969: 13). Bei der graphischen Darstellung dieser lokalen
Standardserie wird im all gemeinen von den grobdetritischen Gesteinstypen sukzessive
zu den feinklastischen fortgeschritten. Die einfachste Standardserie in Molasseabla gerun gen besteht aus fol genden Einheiten:
Nagelfluh
Sandstein
Mergel
Diese primitive Standardserie kann weiter verfeinert werden. Als nützlich erweist
sich die Einführun g einer zwischen Sandstein und Mergel einzuordnenden Einheit
(Sandstein/Mer gel-Wechsellagerung), welche die in Molasseablagerun gen häufi g zu
beobachtende Wechsellagerung von Sandstein- und Mergelbänkchen im cm- bis
dm-Bereich erfasst. Werden die einzelnen Punkte, die durch die im Profil auftretenden
Schichten in der entsprechenden Vertikalkolonne dar gestellt werden, verbunden, so
entsteht die lithologische «Kurve», die «courbe litholo gique» LOMBARDS (1963: 494).
Diese veranschaulicht im Idealfall die zyklische Gliederung der fluvioterrestrischen
Molasse-Serien.
Eine stratonomische Aufnahme einer Gesteinsformation liefert neben der graphischen Darstellung des Abla gerun gsstils und -mechanismus auch stratonomische
Daten – numerische Parameter (vgl. LOMBARD 1963: 493: GASSER 1966: 733; 1968:
243ff.: SCHLANKE, 1969: STURM 1969: 13ff.):
a)
b)
c)
d)
Mächtigkeit pro Lithofazies.
Mächti gkeit pro Lithofazies in % der Gesamtmächtigkeit.
Anzahl der Schichten pro Lithofazies.
Anzahl der Schichten in % aller Schichten.
H.-P. MÜLLER. Geologische Untersuchungen in der subalpinen Molasse
Jahrgan g 116
m
Unterbruch
ormormor
50m
_
00
Nagelfluh
Mittelsand
Kiessand
Feinsand
Grobsand
sandiger Mergel
Mergel
_ toniger Mergel
Ton
Fi g . 14. Stratonomisches Detailprofil der Grueb.
107
108
VierIeljahrsschrift der Naturforschenden Gesellschaft in Zürich
1971
e) Durchschnittliche Schichtmächtigkeit.
f) Wird die Einheit «Sandstein/Mer g el-Wechsellagerun g » möglichst genau in die
Lithofazies des Sandsteins und des Mergels aufgeteilt, kann auch das wichtige
Verhältnis der Grosseinheiten Na g elfluh : Sandstein : Mergel (N : S : M) bestimmt
werden.
7.2. Die stratonomischen Profile
Durch die schlechten Aufschlussverhältnisse stehen einer g ründlichen stratonomischen Untersuchung im Gebiet der subalpinen Molasse zwischen Alpenrand
und oberem Zürichsee g rosse Hindernisse ent g e g en. Es konnten deshalb, mit Ausnahme des profilhöchsten Abschnitts — mittlere Granitische Molasse — «Oberaquitane
Mer g elzone», S von Pfäffikon SZ — keine durch g ehenden Profile g elegt werden. Die
meisten stratonomischen Profile können deshalb den Sedimentationscharakter nur
ausschnittweise veranschaulichen.
7.2.1. Stratonomie der unteren Karbonatreichen Molasse
Ein diese Formation charakterisierendes, ungefähr 50 m mächtiges Profil wurde
bei der «Grueb» , 1 km S des Stöcklichrütz, bei P. 1240 m (704500/223200) aufgenommen (Fi g . 14). Die lokale Standardserie umfasst hier fol g ende Einheiten:
Nagelfluh (N)
Kiessandstein (Ks)
Grobsandstein (Gs)
Mittelsandstein (Ms)
Feinsandstein (Fs)
sandiger Mergel (sM)
Mergel (M)
toniger Mergel (IM)
Ton (T)
Man vermisst in der lithologischen «Kurve» die re g elmässi g e Oszillation. Die in
Tab. 3 nach LOMBARD (1963: 493) zusammengestellten numerischen Parameter zeigen,
dass die mer g elig-toni g e Fraktion mit 67,7% den weitaus grössten Anteil an der
Gesamtmächti g keit besitzt. Diese Formation wurde offenbar fern vom Schüttun g szentrum abgelagert; damit kann der nach andern Gesichtspunkten gewonnene
Befund bestätigt werden (vgl. p. 95). Die grosse Entfernung zum Schüttunaszentrum
muss sich auch im Verhältnis Nagelfluh : Sandstein : Mergel ausdrücken:
N:S:M=1:1:4.
Tabelle 3. SIratonomisches Profil Grueb (numerische Parameter )
Nagelfluh-
Grobsandst.
MittelsandsI.Feinsandstein
Mer gel-Ton
Total
Mächti gkeit in m
Mächti gkeiI in %
Anzahl der Schichtkomplexe
Anzahl in °-o der Schichtkomplexe
Durchschnittl. Dicke der Schichtkomplexe in m
7.8 m
17.6%
3
12 %
6.5 m
14.7%
6
24 %
29.9 m
67.6%
16
64 °ö
442m
100 %
25
100 °,'ö
2.6m
1.1 m
1.9 m
Verhältnisse:
N : S: M
S: M
Lithofazies
=
=
1: 1: 4
1 :4
Jahrgang 116
H.-P. MÜLLER. Geologische Untersuchungen in der subalpinen Molasse 935m
S= Sandstein
M= Mergel
N a Nagelfluh
W=Wechsellagerung Sandstein–Mergel
Fig. 15. Stratonomie des Friherrenbergs
109
110
Vierteljahrsschrift der Naturforschenden GesellschafI in Zürich
1971
7.2.2. Stratonomie der Rigi /Rossberg- Schüttung
7.2.2.1. Profil des Frilierrenberges
Das einzi ge, eini germassen geeignete Profil durch den Friherrenber g ist im Bach
durch den Chlosterwald, 400 m S des Klosters Einsiedeln, aufgeschlossen.
Fol gende lithologischen Einheiten wurden ausgeschieden:
Nagelfluh (N)
Sandstein (S)
Sandstein/Mergel-Wechsella gerun g (W)
Mergel (M)
Die Darstellun g wird in Fig. 15 gegeben, wobei auch die wichti gsten Sedimentstrukturen (vgl. Abschnitt Sedimentstrukturen, p. 114) eingezeichnet wurden.
Wiederum beobachtet man nur im unteren Abschnitt des Profils das regelmässige
Oszillieren der lithologischen «Kurve», wo auch grobklastische Bänke anstehen.
Die Nagelfluhfraktion nimmt nur 11% der Gesamtmächti gkeit und 8,6% der Schichten ein, die durchschnittliche Schichtdicke beträgt 1,4 m. Dem ge genüber sind die
Mergel mit 50% an der Gesamtmächti gkeit und mit 42,3% an der Schichtenzahl
beteiligt. Die durchschnittliche Schichtdicke beträgt 1,37m, wobei hier auch die zahlreichen feinsten Mergella gen der Einheit «Sandstein/Mergel-Wechsellagerung» einbezogen wurden, was die durchschnittliche Schichtdicke der Mer gelbänke wesentlich
beeinflusst.
Das Verhältnis Na gelfluh : Sandstein : Mergel
N: S: M = 1: 4: 5
deutet darauf hin, dass die Entfernung zum Schüttungszentrum noch gross war (vgl.
auch GASSER 1968: 254), wenn sie auch etwas gerin ger war als zur Zeit der Ablagerun g der unteren Karbonatreichen Molasse, wo das Verhältnis S : M noch 1 : 4
lautete, während es hier zu Gunsten des Sandsteins auf 1 : 1,25 ansteigt.
Tabelle 4. Friherrenberg-Profil (num. Parameter)
Nagel fluh
Sandstein
Mergel
Total
Mächti gkeiI in m
Mächtigkeit in %
Anzahl der Schichtkomplexe
Anzahl in % der SchichIkomplexe
Durchschnittliche Dicke der Schichtkomplexe in m
22.30 m
11 %
16
8,6%
S0.55 m
39 °,ö
91
49,l%
104.70 m
50 %
76
42,3%
207.55 m
100 %
183
100 %
1,4 m
0,88 m
1,37 m
Verhältnisse:
N:S:VM
S:M
Lithofazies
= 1:4:5
=
1:1.2_5
Ge g enüber den g rossen Mer g elanteilen der unteren Karbonatreichen Molasse
nimmt die Mer gelfraktion nur noch 50% der Gesamtmächti g keit ein: die detritische
Zufuhr war zur Zeit der Sedimentation der Friherrenberg-(Rigi`Rossberg-)Schiittung
bereits wesentlich intensiver.
Jahrgang 116
H.-P. MÜLLER. Geologische Untersuchungen in der subalpinen Nlolasse 111
7.2.2.2. Das Fischbach-Profil
Das Profil des Fischbaches, 3,5 km ESE von Willerzell, P. 1037 (705825/222250)
durchfährt E des Sihlsees die strati graphischen Äquivalente der Ri gi/RossbergSchüttung wie sie auf der W-Seite des Sihlsees im Friherrenberg-Profil erfasst wurden.
Von Bedeutun g sind die Ver gleiche der stratonomischen Daten beider Profile.
Tabelle 5. Fischbach -Profil (num. Parameter)
Lithofazies
Nagelfluh
Mächtigkeit in m
Mächtigkeit in
Anzahl der Schichtkomplexe
Anzahl in % der Schichtkomplexe
DurchschnitIliche Dicke der Schichtkomplexe in m
Verhältnisse:
8.7 m
2.7%
8
2.3%
1,l m
Sandstein
118.8 m
37,4%
164
46,4%
0,72 m
Mergel
189.7 m
59.9%
181
51,3%
Total
317.2m
100
353
100 %
1.05 m
N:S:Nl = 1:14:22
S : \4 =
1 : 1.5
Im Vergleich von Friherrenberg-Profil und Fischbach-Profil zeigen sich folgende
Unterschiede:
1. Die Mächtigkeiten der Na gelfluh- und Sandsteinfraktion sind prozentual gegen E
stark zurück gegangen (11% Nagelfluh und 39% Sandstein im Friherrenberg
ge genüber 2,7% Na gelfluh und 37,4% Sandstein im Fischbach).
2. Demzufolge gibt sich ein entsprechender Anstieg in der Mergelfraktion von 50%
im Friherrenberg auf 60% im Fischbach zu erkennen.
3. Die Reduktion der Na gelfluh- und Sandsteinfraktion gegen E zeigt sich auch im
prozentualen Anteil der Schichtkomplexe.
4. Die durchschnittliche Schichtdicke vermindert sich g e g en E in allen drei Fraktionen.
5. Das Verhältnis N : S : M verschiebt siCh g e gen E zu Gunsten der Mergelfraktion.
All diese Merkmale erlauben den Schluss, dass diese Abla gerun gen aus W bis
SW geschüttet worden sind und bestäti gen damit die mittels Sedimentpetrographie
Geröllanalyse und Sedimentstrukturuntersuchungen gewonnenen Befunde.
7.2.3. Stratonomie der Granitischen Molasse
7.2.3.1. Das Ruestelwald-Profil
Ein für die mittlere bis obere Abteilun g der Granitischen Molasse charakteristisches Profil ist im Ruestelwaldbach, 1 km SW von Pfäffikon SZ aufgeschlossen (Fig. 16).
Aus der Oszillation der litholo g ischen «Kurve» lassen sich mindestens 42 Zyklen
herauslesen, wobei der überwiegende Teil dieser Zyklen nur die Sandstein-MergelAbfolge umfasst. Die stratonomischen Daten sind in Tab. 6 dargestellt.
Der erfasste Abschnitt der Granitischen Molasse weist einen hohen Sandsteinanteil (64.5%) auf, ebenso bildet diese Fraktion die dicksten Schichtkomplexe.
112
Vierteljahrsschrift der Naturforschenden Gesellschaft in Zürich
N
S
W
3oo m
0m
Fig. 16. Stratonomie des Ruestelwaldbaches.
M
1971
Jahrgang 116
H.-P. MÜLLER. Geologische Untersuchungen in der subalpinen Molasse Tabelle 6. Ruestelwald-Profil (num. Parameter)
Lithofazies
Mächtigkeit in m
Mächtigkeit in %
Anzahl der Schichtkomplexe
Anzahl in % der Schichtkomplexe
Durchschnittliche Dicke der Schichtkomplexe in m
Verhältnisse:
Nagelfluh
Sandstein
Mergel
Total
5,70 m
2 %
3
1,7%
184,90 m
64,5%
90
52,2%
96,05 m
33,5%
80
46,l%
286,65 m
100 %
173
100 %
1,90 m
2,05 m
l,20 m
N:S:M
S:M
=
=
1 : 32 : 17
2:
1
N S
15o
m
Fi g . 17. Stratonomie des Eichholzbaches.
w
M
113
114
1971
VierIeljahrsschrift der NaIurforschenden GesellschafI in Zürich
Gegenüber den älteren Molasseabla gerun g en (vgl. Profile Grueb, Friherrenberg,
Fischbach), wo der Mer gelanteil immer überwog, ist die Formation der Granitischen
Molasse wesentlich Sandstein-reicher entwickelt, was sich im Verhältnis von Sandstein zu Merge] ausdrückt. Für die Granitische Molasse ergibt sich folgender Wert:
S:M=2:1.
7.2.3.2. Das Eichholz-Profil
Die oberste Abteilung der Granitischen Molasse wird im Bachprofil Eichholz,
1,5 km W von Pfäffikon SZ durchfahren (Fi g. 17). In den höchsten 15m zeichnet sich
bereits der Über gang zur «Oberaquitanen Mergelzone» ab, was sich auch sedimentpetrographisch nachweisen liess. Der hohe Mergelanteil und die daher fehlende
Erosionsresistenz erlauben es praktisch nie, diese Formation über grössere Distanz
zu verfolgen.
Tabelle 7. Eichholz-Profil (num. Parameter)
Na g elfluh
Lithofazies
Mächtigkeit in m
Mächtigkeit in %
Anzahl der Schichtkomplexe
Anzahl in % der Schichtkomplexe
Durchschnittliche Dicke der SchichIkomplexe in m
Verhältnisse:
Sandstein
Viergel
Total
87,85 m
52 %
82
51 %
83.00 m
48 ".0
79
49 %
170.85 m
100
161
100 °'o
l.07 in
l.05 m
—
S:M=1:1
Ge g enüber der im Ruestelwaldbach-Profil auf geschlossenen lie genden mittleren
bis oberen Granitischen Molasse zei gt sich im obersten Abschnitt dieser Formation
bereits eine Vermer gelun gstendenz die durchschnittlichen SchiChtdicken werden
gerin ger, der Sandsteinanteil entspricht un gefähr dem Mer gelanteil. Das Verhältnis
Sandstein zu Mergel lautet dementsprechend: S : M = ] : l
8. Sedimentstrukturen
8.1. Allgemeines
In den untersuchten Molasseablagerungen, die im wesentlichen die Formationen
der Unteren Süsswasser-Molasse (Karbonatreiche-Granitische Molasse) umfassen,
treten Sedimentstrukturen nur spärlich auf. Während aus Flyschsedimenten (KCENEN
und CAROZZI 1953: Hsu 1959; RADOMSKY 1961, DZULYNSKY und WALTON 1965,
etc. zit. in GASSER 196$; CROWELL 1955, HERB 1962: R. FREI 1963: SCHERER 1966:
etc.) und den Ablagerungen der Marinen Molasse (UMM: RUTSCH 1961, 1962;
EMMENEGGER 1962; SCHERER 1966; und OMM: VON SALIS 1967; EMMENEGGER 1962:
Jahrgang 116
B^P.muLLsx Geologische Untersuchungen in der subalpinen \Io1asse
115
0
ue,see
-Jr
HA
Oberaquitane
M e rge/zone
Höhronenschüttung
HA Haupt-
Aufschiebung
Rigischüttung
Oestliche scmxumsen
Helvetikum
Fi g . 15. Die aus den Sedimentsirukturen ermittelten Schütiungsrichtungen.
BR/EL 1962: DORTHE 1962: VAN DER LINDEN 1963) zahlreiche Resultate vodicRun.
zeüi g.tcHdcrucbgr Dnrzouchuoaenio der bcockiscb'u|ernobsedimeodcrtco(Scxcxsx
1966:54^57f[)uodMu`io/cnestrisch'\imoiscbcHSc,ico(BAy/cxr1945:47-51,70-72.
136) der DSNI nur Quinn Er[n|^e.
Es wurden folgende Scdimcnotrukturco unterschieden und in den arntonomi'
116
Vierteljahrsschrift der Naturforschenden GesetlschafI in Zürich
1971
Schrä gschichtun g
{ Rippelmarken
Channel-Bildun gen (Rinnenfüllungen)
Belastungsmarken (Load casts)
I:0 Gradierte Schichtung
Feinlaminierun g (Laminite II. Ordnun g, LOMBARD 1963: 485)
Ferner können weitere Sedimentstrukturen beobachtet werden:
Gerölleinregelung
Sandsteinlinsen in Geröllbänken
Horizontale Wechsellagerung
Lebensspuren
Pflanzenhäcksel
Gradierte Schichtung, Feinlaminierung, etc. sind meistens als typische Flyschstrukturen aufgefasst worden. Gradierte Schichtun g kann aber auch in fluvioterrestrischen
Ablagerungen – durch Änderung der Fliess geschwindi gkeit des sedimentverfrachtenden Gewässers – entstehen, wobei, im Gegensatz zum graded beddin g des Flyschs
umgekehrte Gradierung (mit zunehmender Korn grösse vom Lie genden zum Han genden) erfol gen kann (ScHlEMENZ 1960: 45ff.: «symmetrische Repetitionsschichtung»),
was aus Turbidit-Abla gerungen unbekannt ist.
Je mergeli g-toniger ^die Serien sind, desto eher kommt es zur Ablagerun g feinlaminierter Schichten: stellenweise erkennt man sogar Anzeichen warwenartiger
Feinschichtung (vgl. Stratonomie des Profils Grueb, p. 107).
8.2. Resultate
Die Sedimentstrukturen der fluvioterrestrischen Molasse deuten auf Ablagerungen
in sumpfigen Flachwasserbereichen, zeitweise überfluteten Hochwasserebenen und
temporären Festlandgebieten. Mäandrierende Flüsse le gten ein vielästi ges Netz von
sedimentliefernden Wasseradern. In Fi g . 18 werden die aus den Sedimentstrukturen
ermittelten Schüttun gsrichtun gen dar gestellt. Die mittels Sedimentpetrographie,
Geröllanalyse und Stratonomie gewonnenen Resultate in bezug auf die Schüttungsrichtun gen lassen sich auch durch die Sedimentstruktur-Aufnahme bestätigen:
1. Der östliche Ausläufer der Rigi/Rossberg-Schüttun g zei gt seine Herkunft durch
zahlreiche Richtun gs-anzeigende Sedimentstrukturen an. Sie deuten auf eine
Schüttun g aus SW.
2. Die Serien im Hangenden der RigijRossberg-Schüttung («Östliche Schüttungen»)
wurden aus S bis SE geschüttet.
3. Die Serien N der Haupt-Aufschiebung stammen mehrheitlich aus SW aus dem
Höhronen-Schuttfächer.
Jahrgang 116
H.-P. MÜLLER. Geologische Untersuchungen in der subalpinen Molasse
117
4. Ein Wechsel der Schüttun gsrichtun g bahnt sich in der oberen Granitischen Molasse
an: Mit der allmählichen Vermergelung der profilhöchsten Serien der Granitischen
dreht die Schüttun gsrichtung gegen E. Die oberaquitane Mergelzone gehört
bereits eindeutig der Hörnli-Schüttung an.
9. Tektonik
Die Strukturelemente
9.1. AufschiebungeH
Als Bezeichnung der «normalen» Molasseschubflächen hat sich der Terminus
«Aufschiebun g » eingebürgert (OCHSNER 1935; H. H. RENZ 1937a). Sie erzeugen
die charakteristischen tektonischen Elemente der subalpinen Molasse, ihren dachziegelartigen Schuppenbau (die «Schuppenstruktur» nach H. H. RENZ 1937a: 180).
Von Bedeutung ist die Tatsache, dass sich Aufschiebun gen nie nur in einem Horizont lokalisieren lassen; es handelt sich durchweg um mehr oder weniger breite
Zonen, innerhalb derer sich die Aufschiebun g in Form differenzieller Aufschiebungsbahnen in den Mergelhorizonten vollzieht. Unter dem Be griff der Aufschiebun g wird
also immer eine Zone verstanden (Grindele gg- und Haupt-Aufschiebung, vgl.
ECKARDT 1955: 7). An der Basis der Aufschiebun gszonen treten tektonische Phänomene von sekundärer Bedeutun g auf: Schleppungs- und Stauchungserscheinungen,
Quetschungen, stark gestörte Schichtlagerungen, etc. (vgl. H. H. RENZ 1937a: 179ff.).
Die häufig in unmittelbarer Nachbarschaft grösserer Aufschiebungszonen — bisher
als Synklinalbildun gen (z. B. die Spreitenbachsynklinale OCHSNERS 1935: 652-654:
auch HERBORDT 1907: 16) gedeuteten komplexen Zonen, erweisen sich, wie schon
HABICHT (1945b: 127) andeutet — nur als sekundäre Schleppungen. Mit der Genese
derartiger tektonischer Strukturen befasste sich H. H. RENZ (1937a: 180ff.) sehr
eingehend. Er stellte zwei Möglichkeiten zur Diskussion:
a) Entstehun g aus Scherflächen: Es handelt sich um Brüche, die eine Gesteinsformation ohne Bindun g an ein litholo gisches Element oder an eine Oberflächenstruktur quer durchschneiden.
b) Entstehung aus überlie genden Falten: Der Mittelschenkel einer überliegenden
Falte wird praktisch völlig ausgewalzt und zerrissen.
H. H. RENZ (1937a) stellte bereits fest, dass weder die eine noch die andere Mö g
-lichketzurEängdMolasechubfänrit.EühedGns
dieser Strukturelemente auf Antiklinal- bzw. Synklinal-Län gsscheitelbrüche zurück,
eine Deutun g, die weit gehend auch von HABICHT (1945a; 1945b) übernommen
wurde. So wird beispielsweise die Haupt-Aufschiebung als «Scheitelbruch einer
einst akzentuierten Antikline. deren N-Schenkel heute in der Tiefe verborgen liegt»
gedeutet.
118
Vierteljahrsschrift der Naturforschenden Gesellschaft in Zürich
1971
Dieser Deutung soll eine etwas anders geartete (vor allem in bezu g auf die sehr
Sandstein-reichen Zonen des Untersuchungsgebietes) entgegengestellt werden: Wie
schon bemerkt wurde, bilden sich die Aufschiebungen immer als mehr oder minder
mächtige Zonen ab, wobei an keiner Stelle syn- oder antiklinale Strukturen bemerkt
werden können. Die Sandsteinbänke können dabei völli g un gestört bleiben, während
die dazwischengelagerten Mergelzonen Spuren intensiver differentieller Bewegungen
zeigen. Es handelt sich also um eine Schuppentektonik, welche die subalpine Molasse
in isoklinal gelagerte Pakete zerle gt. Im Bereich der Aufschiebungszonen spielen sich
zusätzlich differentielle Bewe g ungen und Verschuppungen im kleinen ab.
9.2. Steilzonen
Die auffallendsten strukturellen Elemente der subalpinen Molasse stellen die
charakteristischen «Gewölbe» dar, die sich durch eine senkrecht stehende Kernzone
und ge gen aussen durch zunehmende «Divergenz der Antiklin.alschenkel, nach Art
eines nach unten geöffneten Fächers» (vgl. H. H. RENZ 1937a: 179) auszeichnen,
wobei der normale Schichtzusammenhang zwischen den Antiklinal- und den Synklinalschenkeln nie festzustellen ist. Gewölbeumbiegungen oder Muldenschlüsse,
wie sie als Kennzeichen echter Antiklinalen und Synklinalen zu erwarten wären,
sind nicht zu beobachten. Zur Bezeichnung derartiger Strukturen wurden zahlreiche
Be griffe verwendet: «Molasse-Antiklinalen und -Synklinalen», «Antiklinen und
Synklinen (H. H. RENZ 1937a: 179), «Antiklinalzone im engeren Sinne» (F. J.
KAUFMANN 1860: 107, 129; 1872: 203, etc. und GUTZWILLER), «Diapirfalten im
ersten Stadium, Pseudodiapire» (ARN. HEIM 1928: 30: 1928b: 78; 1932: 228; zit. in
H. H. RENZ 1937: 180) und «Antiklinoide» (PAVONI 1961: 639-640). Wie schon
ECKARDT (1955: 4) antönte, stellt sich die Fra ge, ob nicht auf Bezeichnun gen, die in
irgend einer Form die Begriffe Synklinale und Antiklinale enthalten, zu verzichten
wäre und an deren Stelle ein völlig neutraler Begriff einzuführen wäre. Es wird hier
vorgeschlagen, solche komplexen Zonen «Steilzonen» zu nennen.
Steilzonen zeichnen sich aus durch eine zentrale, senkrecht stehende Zone, die
g egen aussen fächerartig divergiert. Die kleintektonischen Charakteristika solcher
Zonen beschrieb H. H. RENZ (1937a: 179-181) ausführlich (Quetschzonen mit
Zerreissun gserscheinungen die zur Phacoid-Bildung führen können, Calcitschwärme,
Rutschharnischbildun gen, Scheerflächen, etc.). Meistens werden solche Steilzonen
nicht nur durch eine Kernzone und divergierende Aussenzonen gebildet, es treten
häufig mehrere derartige, durch Steilstellung der Schichten ausgezeichnete Bereiche
auf, die aneinander gepresst wurden. Werden solche Bereiche zu einer einzi gen Zone
zusammengefasst, erfährt nicht nur die tektonische Deutun g eine wesentliche Vereinfachun g , sondern der Bearbeiter wird auch der Schwieri g keit enthoben, von einer
«Menge enggepresster Syn- und Antiklinalen» (vgl. ECKARDT 1955: 6) oder «gedoppelten Synklinalen mit einer Kernzone aus verruschelten, steilgestellten Rotmergeln»
(HABICHT 1945b: 130), etc. zu sprechen.
Das gut aufgeschlossene Profil des Spreitenbachtobels zeigt eine solche Steilzone
mit mehrfacher Senkrechtstellung und dazwischen nord- und südwärts gelagerten
Schichten:
Jahrgan g 116
H.-P. MCLLER. Geologische Untersuchungen in der subalpinen Molasse 119
Profil Spreitenbachtobet (S von Lachen SZ)
(von unIen nach oben):
522 m 4 m Mittetkörniger, blaugrauer Sandstein mit Pflanzenhäcksel. Lagerung: 165/58.
ca. 8 m Violette Mergel, voller Rutschharnische, leicht zerbröckelnd. Lagerung: 165/66.
ca. 20 m Bräunlich-violette Mergel, von Calcitschnüren wirr durchschwärmt. Stellenweise
beobachtet man zerquetschte und zerbrochene Sandstein- und Siltsteinbänke (Phacoide).
Lagerung: 165/senkrecht.
ca. 20 m Nicht aufgeschlossen.
5 m Pseudogranitischer, weisslicher, mittel-grobkörniger SandsIein mit Rippelmarken.
Lagerung: 175/30.
mehrere m Nicht aufgeschtossen.
3 m Stark gequälte Sandstein- und Mergelpakete (Lagerung: leicht nach NNW einfatlend)
liegen völlig diskordant mit scharfem, durch Calcitadern akzentuiertem Kontakt über
senkrecht stehenden, bunten Mergeln.
40-50 m Wechsetlagerung von Granitischen Sandsteinbänken mit Kristallingeröllschnüren. sandigen Mergeln und gelbblauen Katksandsteinbänken. Lagerung: 180/28.
3 m Nach kurzer Schuttbedeckung: Fein gradierter Katksandstein. Lagerung: 160/87.
20 m Gelbblaue, sandige Mergel und siltige Mergelbänke wechsellagern intensiv. Lagerung:
Senkrecht.
5 m Gelbgraue Kalksandsteinbänke und Mergel. Lagerung: Flach nach SSE einfallend.
7 m Graublau-bräunlichgelbe, gefleckte Mergel und bis 50 cm dicke grobkörnige Kalksandsteinbänke in Wechsellagerung. Lagerung: 170/30-40.
10 m Mergel, rotviolett-braun. Lagerung: Senkrecht.
8 m Wechsellagerung von Katksandsteinen mit sehr bunten Mergeln. Lagerung: 170/senkrecht.
5 m Sandstein mit Gerölleinlagerungen. Lagerung: 160/77.
10 m Gelb-rötliche Mergel. von vielen Calcitschnüren durchzogen: häufig Ireten Rutschharnische auf. Lagerung: 220/30.
4 m Bunte, sandige Mergel. Lagerung: 160/42.
50 m Nicht aufgeschlossen.
12 m Sandige, bunte Mergel. senkrecht stehend. Gegen oben gehen sie in Südfallen über
(Lagerung: 160/48).
x m Es folgen «normal» isoklinal nach SSE einfallende Schichtkomplexe.
9.3. Brüche
H. H. RENZ (1937a: 183-184) bemerkte, dass «Bruchstörungen für die tektonische
Gestaltung unserer subalpinen Molasse von durchaus untergeordneter und nebensächlicher Bedeutung» sind. Im untersuchten Gebiet spielen sie aber eine beträchtliche Rolle, was sich speziell auf die tektonische Stellun g der Etzelzone bezieht.
9.4. Faltenstrukturen
Eindeutiger Faltenbau tritt in der subalpinen Molasse nur selten auf, und stellt
ein Charakteristikum der Plateaumolasse dar, wo flachwellige Verbiegungen vorliegen.
120
Vierteljahrsschrift der Naturforschenden Gesellschaft in Zürich
1971
9.5. Die Abfolge der tektonischen Einheiten im Untersuchungsgebiet
Zwischen den Ablagerungen der marinen Molasse (Bächer Sandstein) und der
lie genden Formation der «Oberaquitanen Mer gelzone» lie gt keine Diskordanz vor,
sondern ein normalstrati graphischer Über gan g . Beide Formationen fallen mit 35-40'
nach NNW. Gegen S richten sich dann die Schichten der Granitischen Molasse
allmählich auf.
Im untersuchten Gebiet sind von N nach S folgende tektonischen Elemente zu
unterscheiden (vgl. Fi g . 1):
9.5.1. Die Steilzone von Feusisberg
Im S der Linie des Staldenbaches-Pfäffikon SZ fallen die Schichten der Granitischen Molasse zunehmend steiler nach SSE ein. Diese oft diskutierte tektonische
Zone zeigte bei den Bahn- und Strassen-Aufschlüssen um Lidwil folgende Verhältnisse:
Die mit 60-70° nach SSE einfallenden Schichten lie gen – im Gegensatz zu PAVONIS
(1961: 637-640) Beobachtungen – normal. Prof. Hsu konstatierte Sedimentstrukturen (Lebensspuren, Fliesswülste, Belastungsmarken, Gradierun g), die ge gen die
Existenz einer Verkehrtserie sprechen. Zu den g leichen Resultaten gelangte auch
S. Schlanke, der die stratigraphischen und tektonischen Äquivalente im Gebiet N
und NW von Feusisberg untersuchte.
Im Gebiet S von Pfäffikon SZ fallen nun die Schichten zunehmend steiler ein bis
zu sai gerer Stellung. Wie ECKARDT (1955: 3-4) bereits zeigte, besteht die Kernzone
aus einem mehrfachen Wechsel sehr steil nord- und südwärts fallender Molassepakete. Prachtvoll sind diese Lagerun gsverhältnisse im tief ein geschnittenen Ruestelwaldbach (3 km SW von Pfäffikon) aufgeschlossen.
Diese NW von Lidwil und SE bis S von Pfäffikon durchziehende Kernzone von
100-200 m Mächtigkeit verschmälert sich bis in die Gegend von Feusisberg stark.
Im Staldenbach, 300 m W der Kirche von Feusisber g , zei gt ein Aufschluss den
schnellen Wechsel von steil NNW-fallenden (75-80°) zu steil südfallenden Schichten
(HERBORDT 1907: 18: HABICHT 1945b: 130). Von grosser Bedeutun g ist der diskordante, nicht schichtparallele Verlauf dieser Zone, worauf beide Autoren mehrfach
hin gewiesen haben. ECKARDT (1955: 4) kam nach ausgedehnten Detailstudien zum
Schluss, dass der «stark diskordante Verlauf dieser tektonischen Linie gegenüber
dem Schichtstreichen insofern wichtig ist, als er der Parallelisation mit Nachbargebieten, zu denen überleitende Aufschlüsse fehlen, zum Beispiel dem Buchberg, alle
Deutun gen offen lässt». Es scheint deshalb gewagt, die Feusisberg-Zone mit tektonischen Elementen des Ricken-Speer-Gebietes zu parallelisieren. HABICHT (1945b:
134-135) postulierte einen Zusammenhan g der Randunterschiebung – der Unterpressung der Karbonatreichen Molasse (= fluvioterrestrisches Stampian = «Chattian») unter die nordfallende Granitische Molasse – zur Feusisberg-Pfäffikon-Zone.
Dieser Deutun g stehen aber nicht nur der Befund ECKARDTS, sondern auch die kom-
Jahrgang 116
H.-P. MÜLLER. Geologische Untersuchun g en in der subalpinen Molasse 121
plexen Verhältnisse der Linthebene, wie sie aus seismischen Untersuchun gen und
Tiefbohrungen (Tuggen) bekannt wurden, entgegen.
Die Kernzone mit saigerer Stellung zieht vom Chraftenholz W von Lidwil in den
Löliwald-Buechber g (1 km S von Pfäffikon), dann zum Ruestelwaldtobel und nach
Feusisberg, wo die weitere Fortsetzung nach W unter mächtiger Quartärbedeckung
verschwindet. Aus den Aufnahmen HABICHTS und ECKARDTS kann angenommen
werden, dass diese Feusisber g-Zone über Höfli-Egglen, E von Schindelle gi, mindestens 400-500 m SE von Schindelle gi bei Stutzhöchi, die Sihl quert und unter der
Höhronen-Aufschiebung ausklingt. Diese Beobachtun gen HABICHTS und ECKARDTS
wurden in jüngster Zeit durch S. Schlanke bestätigt.
PAVONI (1961: 639-640) verlegte die Hauptdislokationsfläche, die tektonische
Grenzfläche zwischen der aufgerichteten mittelländischen und der subalpinen Molasse
nicht mehr wie HABICHT in die Feusisberg-Zone, sondern weiter südlich.
9.5.2. Die Steilzone von Lidwil
Das nächste, S an der Feusisberg-Steilzone anschliessende tektonische Element,
die «Lidwiler Synklinale» (H. H. RENZ 1937a: 128; HABICHT 1945b: 130: ECKARDT
1955: 4-5) oder «nördliche synklinale Zone» (HERBORDT 1907: 17-18), ist wesentlich
komplexer gebaut, als H. H. RENZ annahm. Er stellte diese Zone als Synklinale mit
«normalem ungebrochenem Muldenschluss» dar. Schon HABICHTS (1945 b) Neuaufnahme bewies, dass die tektonischen. Verhältnisse viel komplizierter sind, dass
eine «gedoppelte Synklinale» vorliege. Die detaillierten Untersuchungen ECKARDTS
(1955) lieferten weitere Resultate: Die Breite der Kernzone der «Lidwiler Synklinale»
verbreitet sich von 300 m S von Feusisber g bis gegen 700 m SE von Pfäffikon, was
zur Muldenbildung des «Tals» NW von Altendorf führte. Gegen E gabelt sich diese
Kernzone in zwei Hauptäste auf, die durch eine «sekundäre Antiklinale» getrennt
werden. Ein nördlicher Ast zieht S von Lidwil in den Obersee (<Lidwilersynklinale
s. S.»), während der südliche (die «Mülibachsynklinale») schief zum Molassestreichen nach S zurückbie gt und das Dorf Mülibach quert. Die Neuaufnahme bestätigte
weit gehend die Befunde ECKARDTS: S der südfallenden Schichten der Feusisber g
gt erneut eine Steilzone. N des Etzels ist sie stark zusammengepresst.-Steilzonf
Die gleiche Erscheinung lässt sich auch noch im N der starren, horizontal liegenden
Platte von Schwändi-Hüllerich (3 km ESE von Altendorf) beobachten. Der südlichste Bereich dieser Steilzone verschwindet im Gebiet des Lüsibachs und Silberbachs (2,5 km ESE von Altendorf) unter dieser horizontal liegenden Platte und
taucht erst E des Lüsibachs wieder hervor.
Der zentrale Bereich der im Gebiet von Feusisberg 300 m breiten Steilzone von
Lidwil liegt in der Mulde der Strasse Feusisberg–Lue geten. In Übereinstimmun g mit
ECKARDT lässt sich im flachwelligen Gebiet W ^von Altendorf, im Muschelberg-Tal,
die Aufgabelung der im westlichen Teil enggepressten Lidwiler Steilzone feststellen.
Gegen W scheint diese Steilzone – wie die Feusisber ger Steilzone – nach SW umzubiegen. Unter mächti gen Moränenmassen verborgen, dürfte sie die Sihl un gefähr in
der «Sunne gg », 500 m NW des Sihl-Alp-Zusammenflusses, erreichen.
122
Vierteljahrsschrift der Naturforschenden Gesellschaft in Zürich
1971
9.5.3. Die Etzelplatte und ihre östlichen Äquivalente
(vgl. Fig. 3 und 19)
Die Stellung der Etzelplatte – der flachliegenden Sandsteinplatte, welche den
Gipfel des Etzels aufbaut – ist für die Tektonik des untersuchten Gebietes von zentraler Bedeutun g. F. J. KAUFMANN (1860: 92-93) deutete die mit 10-20° gegen NW
einfallenden Schichten des Etzels als Südschenkel einer zwischen Altendorf und Lidwil gele genen Synklinale (Mulde nach KAUFMANN). P. W. SIDLER (1902: 14) ordnete
die Etzelplatte keiner bestimmten Zone zu, sondern interpretierte die flach NWfallenden Schichten – wohl wie KAUFMANN — ebenfalls als Südschenkel einer zwischen
einer nördlichen und einer südlichen Molasseantiklinale gele genen Synklinale. Die
g leiche Ansicht äusserte auch HERBORDT (1907: 17-18). H. H. RENZ (1937a: 128-129)
deutete den Etzel als Teil einer «Etzel-Antiklinale», deren Form an Kofferfalten des
Jura erinnert. Die Auswertung des Stollenprofils des Etzelwerkes zeigte aber schon
die Problematik dieser Deutun g auf, denn es wurden «keine chattischen Gesteinskomplexe durchfahren. Hinge gen war das Auftreten von Hunderten von Gleitflächen und -horizonten parallel zur Schichtun g von höchstem Interesse. ... Diese
translative Verschiebung einzelner Schichtblätter (Differentialgleitung) war nicht nur
im Antiklinalkern, sondern auch im gesamten S-Flü gel die normale Erscheinung,
während Verstellungen quer zur Schichtung eine durchaus untergeordnete Rolle
spielten. Von einer Gewölbebiegung in der zentralen Antiklinalzone war keine Spur
zu finden» ... (H. H. RENZ 1937a: 128-129). Bei HABICHT (1945b: 129, Fig. 1,
Profil II und III: 130-131), der diese Deutun g von RENZ weitgehend übernahm,
kommt die Kofferfalten-arti ge Tektonik der Etzelplatte und ihrer östlichen Fortsetzung im Gebiet Unterschwändi-Hüllerich noch stärker zum Ausdruck.
ECKARDT (1955: 5-7) bezweifelte den Kofferfalten-arti gen Bau der Etzel-Antiklinale HABICHTS und glaubte darin eine asymmetrisch gebaute, grosse Antiklinale
mit flachem Nord- und steilem Südschenkel zu erkennen.
Eigene Beobachtungen
HERBORDT (1907: 17-18) vermutete als erster einen Zusammenhang zwischen der
Etzelplatte und den flachliegenden Schichten von Unterschwändi-Hüllerich. Die
mindestens 300 m mächtige Masse des Etzels – bestehend aus hartem, massigem, zu
Bauzwecken ausgezeichnet geeignetem, pseudogranitischem Sandstein – fällt durchschnittlich mit 10° ge gen NW bis W ein. Von ganz ähnlicher Zusammensetzung sind
auch die mit 0-10' nach NW einfallenden, mindestens 250 m mächti gen Schichten
von. Schwändi-Hüllerich. Mit ECKARDT, der diese Zone ebenfalls genau untersuchte,
lassen sich die Etzel- und Schwändi-Hüllerich-Platte als «Molasseklippen» deuten.
die entlan g einer mehr oder weniger horizontal verlaufenden CJberschiebungsfläche ti
auf die steil stehende Unterlage aufgeschoben wurden, wobei der rückwärtige Zusam-
ri Im Gegensatz zu den in der subalpinen Molasse als «Aufschiebungen» zu bezeichnenden tektonischen Horizonte. ist die tektonische Fläche. entlang welcher die Gipfelplatte des Etzels überschoben wurde, als Überschiebung zu bezeichnen.
Richental
SE
Egg
El zel
re usisberg
Freienbach
AA
NW
—1400 m
400 m
Fig. 19. Prolil durch die subalpine Molasse am obern Zürichsee (halb schematisch).
AA
HA
GA
Alpenrand, beginnend mit subalpinem «Randflysch», darauf
aufgeschoben die Äussere Einsiedler Schuppen-Zone
(Amdener Schichten, Nummulitenkalk, Globigerinenmergep
Haupt-(Rigi-)Aufschiebung
Grindelegg-Aufschiebung
E-E
LaSt
LSt
FSt
Etzel-Überschiebung
Lachener Steilzone
-Lidwiler Steilzone
Feusisberger Steilzone
124
1971
Vierteljahrsschrift der Naturforschenden Gesellschaft in Zürich
menhang zu den ursprünglichen Ablagerungsgebieten verloren g ing'''. Wie sedimentpetrographisch nachgewiesen werden konnte, zeigen diese isolierten Molasseklippen
engste Zusammenhänge zur Molasse der Grindele g g-Schuppe, die am Nordende des
Sihlsees nicht nachzuweisen ist. Eine scharfe Diskordanz zwischen unterliegenden,
steilgestellten und überla g ernden, horizontal liegenden Schichten kann nicht nachgewiesen werden, da derarti g e Zonen in der Molasse nie hinreichend gut aufgeschlossen sind. Die besten Aufschlüsse liegen im Silberbach, 2 km W von Mülibach, wo
sich auf Kote 470 m steil nach SSE (160/70) einfallende Granitische Sandsteinbänke
beobachten lassen. Bei Kote 480 m – die 25 m breite Zwischenzone ist nicht aufg eschlossen – queren bis zu 10 m mächtige, mit 5-10° nach W einfallende (270/08)
Sandsteinbänke den Bach. Ähnliche Lagerun g sverhältnisse finden sich im Ruestelwaldbach. Auf Kote 725-730 m fallen Granitische Sandsteine und eine gerin g mächti g e, kleingeröllige Nagelfluhbank mit 55-60° g egen SSE ein. Im «Strickli» ,250 m
SSW dieses Aufschlusses stehen bereits die horizontal gelagerten Schichten der Etzelplatte an. Ferner sei in diesem Zusammenhang auf eine wichtige Beobachtung
ECKARDTS hin g ewiesen: Etwas S des «Meinradsbrunnens», an der Pass-Strasse
Luegeten–St. Meinrad, zeigte ein temporärer Aufschluss eine enggepresste Steilzone
mit 80° nach NNW und 78° nach SSE einfallenden Schichten. Diese Zone muss der
steilgestellten Unterlage der Etzelplatte angehören.
N
S
9oo m
30o m
Fi g . 20. Profil durch die Schwändi-Hüllerich-PlatIe (3 km W von Altendorf) halb schemaIisch.
Das fl ache Plateau von Schwändi, das g e g en N von senkrecht verlaufenden offenen
Klüften durchsetzt ist, zei g t eindrücklich, dass sich in Sandstein-reichen Molasseabfolgen, wie sie im Etzel ^ und im SCh\vändiplateau vorlie g en, keine Kofferfaltenartiae Tektonik entwiCkeln kann. SolChe Klüfte und N-S verlaufende Brüche zerlegen
die flachlie g ende Platte von Schwändi-Hüllerich in eine ins «Tal» abstei g ende Bruchschollentreppe.
Direkte Einblicke in die Unterla g e des Etzels lassen sich nir g ends beobachten.
Die am Nordabhan g mehr oder weniger steil nordfallenden Sandsteinpakete liessen
siCh nicht mit Sicherheit als anstehend deuten : sie wurden daher nicht in die Messung en einbezogen 13
12 Mit «auffätligen schichtparallelen Gleitniveaus» lieferte bereits RENZ (1937a) aus den SIollenprofilbefunden Hinweise, die zu dieser Deutung führen.
13 Ein der EtzelplaIte entsprechendes Phänomen stellt zum Beispiel die «Horwer Klippe» (J. KOPP.
L. BENDEL und A. BUXTORF 1955) dar.
Jahrgang 116
H.-P. MÜLLER. Geologische Untersuchungen in der subalpinen Molasse 125
9.5.4. Die Steilzone von Lachen
HERBORDT (1907: 17) stellte bereits den Verlauf der S der Steilzone von Lidwil
folgenden «mittleren antiklinalen Zone» richtig dar. Am St. Johanns-Berg (1 km SW
von Lachen) hatte schon F. J. KAUFMANN (1860: 89-90) steil einfallende Schichten
beobachtet, ohne jedoch diese Zone als tektonische Einheit auszuscheiden. H. H.
RENZ (1937a: 128-129) stellte sie wie HERBORDT dar, bezog aber die Etzelplatte in
die «Antiklinale von Lachen» ein und benannte diese in «Etzel-Antiklinale» um.
Dass die von H. H. RENZ vereini gten Elemente – Etzelplatte und «Lachener Antiklinale» – zu trennen sind, erkannte dann HABICHT (1945b: 130-131). Die Untersuchungen ECKARDTS (1955: 6-7) zei g ten, dass die «Lachener Antiklinale» eine
Steilzone darstellt, die aus mindestens zwei saiger stehenden Kernzonen aufgebaut
wird, die er als « gedoppelte Antiklinale mit enggepresster Zwischensynklinale»
deutete. Analoge tektonische Verhältnisse wurden von ECKARDT auch im Sihltobel,
an der Sihlhalden, beobachtet.
Die eigenen Untersuchungen bestätigten die Beobachtungen ECKARDTS (1955).
Die Steilzone von Lachen bildet im E des Untersuchun gs gebietes den ge gen Lachen
vorspringenden Molasserücken des St. Johanns-Berges, deren senkrecht stehende
Kernzone im Weiler St. Johannsburg temporär aufgeschlossen war. Den steilen
Südhang bilden Granitische Sandsteine, die bereits mit 70-75 gegen SSE einfallen.
Parallel zum Molassestreichen setzt sich diese Zone westwärts zum Ausgang des
Chessibachtobels (2 km S von Altendorf) fort, wo analoge Lagerungsverhältnisse
angetroffen werden. Die auffallende, von Moränenabla gerun g en bedeckte Terrasse
von Mittlisber g -Abschlacht deutet ihren weiteren Verlauf an. Weiter gegen W wird
sie von der Druckleitun g des Etzeiwerkes gequert, wo auf engstem Raum steil nordfallende Schichten sich zu saigerer Stellun g aufrichten und ge gen S in steiles Südfallen übergehen, bis sie schliesslich regelmässig mit 55-70° nach SSE einfallen. Diese
Steilzone lässt sich weiter ge g en W durch den Nordabhang des Moränen-bedeckten
Plateaus von Oberegg, 3 km ^N des Sihlsees, bis in die Gegend der Tüfelsbru gg verfolgen, wo senkrecht stehende Sandstein- und Mergelschichten die zentrale gepresste
Steilzone dokumentieren. Über ihren weiteren Verlauf, insbesondere über den von
verschiedenen Autoren postulierten Zusammenhan g zur Höhronenaufschiebung
(vgl. RENZ, HABICHT, ECKARDT) lassen sich, infolge der mächtigen Quartärbedeckung,
nur Vermutun gen anstellen.
Nördlich vor der «Lachener Steilzone s. s.» verläuft eine im Mülibach (2 km SW
von Altendorf) gut aufgeschlossene zweite Steilzone. Auch hier beobachtet man auf
Kote 600 m einen schnellen Wechsel von steil N-fallenden (70') zu steil S-fallenden
Schichten (60'). Der temporäre Aufschluss des Meinradsbrunnens, 500 m NNE des
Etzelpasses, in dem ECKARDT eine Steilzone beobachten konnte, liegt genau in der
Streichrichtung dieser zweiten Steilzone. Da diese unter die Etzelplatte ziehen muss.
deutet auch sie auf die Klippen-Natur der Etzel-Gipfelschichten hin (vgl. p. 124).
Die spärlich aufgeschlossene Zwischenzone, die «Zwischensynklinale», zeigt stark
verruschelte und gequälte Gesteinspakete.
Die beiden Steilzonen sowie die «Zwischensvnklinale» werden zur «Lachener
Steilzone» vereinigt.
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Vierteljahrsschrift der NaIurforschenden GesellschafI in Zürich
1971
Die von H. H. RENZ (1937a: 129-131) postulierte direkte Beziehung der Lachener
Steilzone zur Höhronenaufschiebung würde über die Steilzone der Tüfelsbrugg verlaufen, von wo sie gegen E in die beiden Steilzonen divergiert. Auch KLEIBER (1937:
426) lässt die Höhronenaufschiebung direkt in die Lachener Steilzone münden.
HABICHT (1945b: 131) verneinte einen direkten, heute noch bestehenden Zusammenhang. Aus einem in einer 1. Phase bestehenden Zusammenhang zwischen Höhronenaufschiebung und Lachener Steilzone erfolgte in einer 2. Phase die Höhronenaufschiebung, wobei die Verbindung zur Lachener Steilzone zerrissen worden wäre. Die
Untersuchun gen S. SCHLANKES (1969) zeigten aber, dass der Verlauf der Höhronenaufschiebun g weniger gesichert ist, als bisher an genommen wurde, so dass die diskutierte Beziehung äusserst fra glich erscheint. Grössere Wahrscheinlichkeit besitzt
die Deutung einer durch den Schuttfächerrand vor gezeichneten Rückbie g un g der
Höhronenaufschiebung, ohne dass ein Zusammenhan g zu östlicheren Elementen
existiert hätte.
9.5.5. Die Grindele gg -Aufschiebun g und -Schuppe
Südlich der Lachener Steilzone schliesst längs einer weiteren Aufschiebun g – der
Grindele gg-Aufschiebung – die tektonische Einheit der Grindele gg-Schuppe an. Im
Untersuchungsgebiet sollte vorsichtigerweise wohl von «östlichen Äquivalenten der
Grindele gg-Schuppe» gesprochen werden, doch ist, wie schon HABICHT (1945 b: 132)
bemerkte, die litholo gisch-strati graphische Übereinstimmung der Grindelegg-Äquivalente des Untersuchungsgebietes mit der Grindele gg-Molasse zwischen Aegerisee
und Bibertal au genfällig. HABICHT stellte den Verlauf dieser tektonischen Einheit,
die im N durch die Grindele ggaufschiebun g , im S durch die Haupt-Aufschiebung
begrenzt wird, im wesentlichen richti g dar, wobei er die Auffassung von RENZ korrigierte. Ei gene Untersuchungen bestäti gten weit gehend die Beobachtun gen HABICHTS.
Einzi g W des Alptals ergeben sich – gestützt auf sedimentpetrographische Befunde –
gerin gfü gi ge Differenzen. Während HABICHT die Haupt-Aufschiebung von der Dritten
Altmatt in ENE-Richtun g ge gen die Sä ge (2 km N von Einsiedeln) zieht, so dass das
gesamte aufg eschlossene Profil des Alptals zwischen Bennau und Sihlsee der Grindelegg-Schuppe angehören würde, muss die Haupt-Aufschiebung viel weiter ge gen NE
verle gt werden. Daraus ergibt sich, dass die Grindelegg-Schuppe entweder ebenfalls
gegen NE abbiegen würde, oder dass sie N des Sihlsees gar nicht mehr oder höchstens rudimentär existieren würde und dafür heute in der Etzel-Klippe vorliegen
würde, was sich sedimentpetrographisch gut bele gen liesse.
E des Sihlsees lässt sich die Grindeleg g-Aufschiebung als uneinheitlicher Schubbereich mit Ruschelzonen, differenziellen Gleitpaketen. Schleppungspartien. etc. mit
50-60' gegen SSE gerichtetem Schichtfallen von E gg (1 km N des Sihlsees)–Buechhalden-Dänisried im Chessibachtal (3 km SSW von Altendorf)–Höfli/Chatzenbach
(2,3 km SSW von Lachen) zum Ausgang des Spreitenbachtobels verfolgen. In dieser
800-1000 m mächti gen Schuppe lässt sich gegen S eine leichte Abnahme des Schichtfallens von 50-60' zu 35-40` beobachten. Unmittelbar vor der Haupt-Aufschiebung,
Jahrgang 116
H.-P. MÜLLER. Geologische Untersuchun g en in der subalpinen Nlolasse
127
welche ihre südliche Be grenzung bildet, erscheint eine Störun gszone mit synklinalen
Schleppungen (HABICHT 1945b: 132). Diese von OCHSNER (1935: 651-653) als
«Spreitenbachsynklinale» bezeichnete Zone stellt jedoch eine der Haupt-Aufschiebun g zuzuordnende Schleppungs- und Schuppungszone dar, was bereits ECKARDT
(1955) erkannt hat. Lithologisch zeichnet sich die Molasse der Grindelegg-Schuppe
durch eine Wechsella gerung von g rauen bis schwach bunten Mer geln und
g limmerführenden Mergelsandsteinen mit karbonatreichen, kreuzgeschichteten,
massigen Pseudogranitischen Sandsteinen mit eingelagerten leicht brechenden Granitischen Sandsteinen aus. Sehr selten lassen sich klein gerölli ge Na gelfluhschnüre beobachten (HABICHT 1945b: 126, 132). Im Gegensatz zur Ansicht HABICHTS, zeigen vor
allem diese blau grauen, teilweise kreuz geschichteten Kalksandsteine und die massigen
Pseudo granitischen Sandsteine eine sehr g ute Übereinstimmung mit entsprechenden
Gesteinstypen des Etzels, was sich auch sedimentpetro graphisch nachweisen lässt.
9.5.6. Die Haupt-(Rigi- )Aufschiebung
Die von HERBORDT (1907: 16-17) als «südlichste Antiklinale» bezeichnete Aufschiebung wurde von. OCHSNER (1935: 653) erneut untersucht. Unter der Bezeichnung:
«Rigi- oder Haupt-Aufschiebun g » präzisierte er den Verlauf der Aufschiebung.
HABICHT (1945b: 127-128) legte die Aufschiebungszone von der Dritten Altmatt im
Bibertal ans N-Ufer des Sihlsees, zum Stöcklichrüz und an den Ausgan g des Spreitenbachs.
Wie bereits dargele gt wurde, verläuft die Haupt-Aufschiebung nicht gradlinig.
An der Ostflanke des Bibertals bie gt sie gegen N vor. Da die Aufschlüsse im Alptal
lithologisch und sedimentpetrographisch der Ri gi-Schuppe zuzuweisen sind (vgl.
p. 47), muss die Haupt-Aufschiebung N der Unteren Sä ge (Nüber gsa gen), 1,7 km
ESE von Biberbrugg, liegen, was die Ansicht OCHSNERS (1935: 651) bestätigt.
Die Aufschiebung lässt sich nicht auf einen Horizont beschränken, vielmehr vollzieht sie sich innerhalb einer un gefähr 300 m breiten Steilzone, der auch die «Spreitenbachsynklinale» OCHSNERS an gehört. Die durch die Haupt-(Rigi-)Aufschiebung
begrenzte Ri gi-Schuppe (die «Pfiffe ggschuppe» OCHSNERS 1935: 651-653) äussert
sich litholo gisch durch die bunten Schichten der Molasse Rouge, namentlich durch
die rot-violetten Mergel. Die Lagerung ist klar: Mit 60-60' fallen die Schichten
ungestört ge gen SSE. Im Han genden der Molasse Rou ge folgt isoklinal gegen SSE
einfallend die Karbonatreiche Molasse.
9.5.7. Tektonische Verhältnisse der Rigi-Zone
Die Ri g i-Zone wird im N durch die Haupt-(Rigi-)Aufschiebung begrenzt.. im S
durch den Alpenrand. Diese von OCHSNER (1935: 653) als «Pfiffegg-Schuppe»
benaHnte Molasseabfol g e zeigt einen sehr einfachen tektonischen Bau. Die mittelsteil
g e gen SSE einfallenden, isoklinal gelagerten Molassepakete bekunden den der sub-
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Vierteljahrsschrift der Naturforschenden Gesellschaft in Zürich
1971
alpinen Molasse ei genen tektonischen Stil der dachziegelartigen La gerun g . Meist nur
indirekt zu ermittelnde Aufschiebungsflächen und -horizonte gliedern diese Molassezone in einzelne Schuppen von verschiedener Mächti gkeit. Da diese Einheiten aber
zu wenig deutlich zu erkennen sind, sollen sie nicht benannt werden, insbesondere
da die Zusammenhänge zu den von OCHSNER (1935: 655-656) unterschiedenen tektonischen Störungszonen im Wä gital – Reichenburger Synklinale, Rempenaufschiebun g, Spitzbergaufschiebung – nicht mit der nötigen Klarheit zu erkennen sind.
Einige dieser sekundären Aufschiebungszonen lassen sich vor allem im östlich
des Sihlsees gele genen Abschnitt des Untersuchungsgebietes lokalisieren.
Die in den Nebenbächen des Fischbachs (4 km NE von Willerzell) aufgeschlossene
Aufschiebun g sfläche verläuft von der Lochweid (2,3 km NW von Willerzell) parallel
zum generellen Molassestreichen zum Rindere gg li: eine zweite vom Steinboden
(2 km E von Willerzell) durch die Bachrunsen des Vordermiese ggbaches gegen das
Rinderweidhorn (2 km N der Sattele gg). Der Verlauf weiterer sekundärer Störungszonen lässt sich durch den Ber gsturzabriss S des Rinderweidhorns und im Chrüzboden (700 m N der Sattele gg ) ermitteln. Ein isolierter Aufschluss im Erlenbach
(1,7 km S von Willerzell) zeigt, dass alpeneinwärts weitere Aufschiebungsflächen
vorhanden sein müssen, denen aber vermutlich nur lokale Bedeutung zukommt.
9.5.8. Querstörun g en und Bruchsysteme
ROMAN FREI (1914: 4) und ROLLIER (1911: 72) deuteten erstmals die Möglichkeit
von Querbrüchen zwischen Etzel und Höhronen an. Dem ge genüber befürwortete
H. H. RENZ (1937a: 184) ungestörte Zusammenhänge dieser Molassekomplexe. Mit
Nachdruck wies ECKARDT (1955: 5-6) auf die Existenz einer bedeutenden Querstörung am E-Rand der Etzel gipfelschichten hin. Der praktisch N-S verlaufende,
vertikale Steilabfall der Etzel-Ostwand zeigt teilweise völlig geglättete Bruchflächen
voller Rutschharnische und cm-dicke Calcitausscheidungen, die beweisen, dass diese
Steilwand nicht nur als Erosionsrand zu deuten ist. ECKARDT interpretierte diese
Störun g offenbar im Sinne einer Horizontalverschiebung, die im N zur Verbreiterung
der Feusisber ger Steilzone und der südlich anschliessenden Lidwiler Steilzone geführt
hätte. Derarti gen Horizontalverschiebun gen stehen aber keine bestäti genden Befunde
ge genüber. Mindestens im Gebiet W von Pfäffikon SZ sollten sich die Auswirkungen
derartiger Störun gen abzeichnen.
Die den Etzel im E be grenzende Störun g ist demnach als Vertikalbruch mit grosser
Sprunghöhe zu deuten. Querbrüche von weit gerin gerer Bedeutung finden sich auch
in der Sandstein-Platte von Hüllerich-Schwändi.
Im E des Untersuchun gs gebietes anschliessenden, durch OCHSNER (1935) bearbeiteten und kartierten (1969) Bereich wurden im Rahmen einer kursorischen Begehung
an der Pfifegg Querbrüche mit einer Sprunghöhe von 2-4 m beobachtet.
Vermutlicherweise sind auch die Anlage der Sihlseedepression, des Sihldurchbruchs am N-Ende des Sihlsees und der Lauf der Alp N von Einsiedeln wenigstens
teilweise auf primär schon vor gezeichnete tektonische Störun gszonen zurückzuführen.
Direkte Fortsetzun gen von Querbrüchen des helvetischen Rücklandes in den
Jahrgang 116
H.-P. MÜLLER. Geologische Untersuchungen in der subalpinen Molasse
129
Gürtel der subalpinen Molasse sind weder zu erwarten noCh nachzuweisen (Mitt.
Prof. HANTKE).
9.5.9. Die Fortsetzung der tektonischen Strukturen gegen E und W
Die Molassekomplexe W des Sihlsees – Friherrenberg, Alptalprofil – zeigen
keinerlei Anzeichen primärer oder sekundärer tektonischer Störun gszonen. Der
Friherrenberg ist als einheitliche Schuppe zu deuten. Da gegen ist es mö glich, dass
sich Ausläufer tektonischer Zonen sekundärer Bedeutun g aus dem W anschliessenden
Molassestreifen in die Depression N von Einsiedeln fortsetzen. Die quartären Ablagerun g en sind jedoch in dieser Mulde so mächtig, dass sie keine Einblicke in den
Molasseuntergrund erlauben. Störun gszonen wie die von HABICHT (1945b: 128) als
interne Aufschiebungsfläche der Grindeleag Schuppe gedeutete, sind als Störun gszonen an der Basis der Rigi-(Haupt-)Aufschiebung zu deuten.
OCHSNER (1935: 656-657), H. H. RENZ (1937a: 133ff.) und HABICHT (1943:
202-203; 1945a: 5, 11, 25, 56-58, 83, 100; 1945b: 134-136) diskutierten die tektonischen Zusammenhänge zwischen dem Speergebiet im E und dem Gebiet S des
oberen Zürichsees im W. Besondere Aufmerksamkeit wurde dem Problem der Verbindung tektonischer Linien über die Linthebene hinwe g gewidmet. Wie schon die
Resultate der Tiefbohrung von Tuggen (BAUVMBERGER 1931) zeigten, bestehen aber
im Querschnitt der Linth bedeutende tektonische Komplikationen (vgl. HABICHT
1945b: 135), so dass derartige Parallelisationsversuche mit Vorsicht aufzunehmen
sind.
9.5.10. Die zeitliche Abfolge der Etzelüberschiebung
Die chronolo gische Abwicklun g der Überschiebung der Etzelplatte und ihrer
östlichen Äquivalente deutet auf ein mehrphasiges tektonisches Gesehen hin. In einer
ersten Phase, die mit dem Be ginn der Dislokation der subalpinen Molasse zusammenfällt, erfolgte die wellige Verbiegung, die in der mittelländischen Molasse konserviert wurde^(val. HABICHT 1945a: 142). An der Nord grenze des Untersuchungsg ebietes äusserte sie sich in einer ersten, schwachen Aufrichtun g des Südrandes der
Plateaumolasse. Während der zweiten Phase wurden die heute zwischen diesem
Nordrand und der Haupt-Aufschiebun g liegenden Molasseabla gerungen steilgestellt.
In der Fol g e setzte offenbar eine erosive Phase ein (Hinweis Prof. TRÜMPY), die von
einer vierten, der Ausscherun gs- und Aufscheibungsphase der Etzelmasse und ihrer
Äquivalente auf die steilgestellte Unterla ge ab gelöst wurde. Die letzte bedeutende
Phase führte zur Steilstellung des «Wurzelbereichs» der Etzelmasse, sowie zu einem
weiteren Zusammenschub. Aus der Aufschiebung entwickelte sich eine Überschiebung. Wahrscheinlich erfolgte im gleichen Zeitpunkt die Dislokation der südlich
der Haupt-Aufschiebung gele genen Molasse, die zur Verschuppung dieser Zone
führte, sowie die Haupt-Aufschiebung selbst.
In der mittelländischen Molasse äusserte sich diese Phase durch verstärkte Steilstellung ihres Südrandes, die schliesslich zur Randunterschiebung HABICHTS (1945a:
6-1.1) führte.
130
Vierteljahrsschrift der Naturforschenden Gesellschaft in Zürich
1971
10. Paläogeographie
Die marin-brackischen Ablagerungen der UMM wurden paläogeographisch durch
RUTSCH (1961: 27-33; 1962: 13-21) ausgedeutet, der mit der Vorstellun g eines durch
alpintektonische Bewegungsvorgänge bedingten Sedimentationsunterbruchs zwischen
dem jüngsten nordhelvetischen Flysch und der ältesten Molasse im Gegensatz steht
zu HOLLIGER (1953: 85) und GASSER (1968: 300-303), die gewichtige Argumente zu
einem kontinuierlichen Sedimentationsübergang von Flysch- zu Molasseablagerungen erbrachten.
Die Ablagerungen der UMM, vor allem der Horwersandsteine, wurden nur
kursorisch in den Nachbargebieten untersucht. Deshalb wird auf eine paläogeographische Deutun g verzichtet. Eine von verschiedenen Autoren beobachtete Tatsache konnte in diesem Zusammenhang bestäti g t werden: Die Horwerplatten zeigen
schon starke Anklänge an die fluvioterrestrische Fazies der USM.
Zur Zeit der Abla gerun g der USM lag das untersuchte Gebiet im Interferenzbereich zweier bedeutender Schuttfächer. Im W gelangten riesi g e Schuttmassen aus
dem Tal der «Urreuss» zur Ablagerung, die den Rigi/Rossberg-Schuttfächer bildeten.
Über der Weggiser Kalkna gelfluh fol gen die «Bunte Ri gi/Rossberg Nagelfluh» und
die Scheidegg-Nagelfluh. Während sich die liegende We ggiser Kalknagelfluh vor allem
aus Flyschgeröllen zusammensetzt (B. STÜRM 1969), lieferten die Simmen-Decke und
nordpenninische Flyschdecken den g rössten Teil der Komponenten der mittleren,
«Bunten Rigi-Nagelfluh» (SPECK 1953: 132). Die geröllpetrographische Zusammensetzung der han genden Scheidegg-Na gelfluh wird gegenwärti g durch B. STÜRM
untersucht.
Sedimentolo gische Untersuchun g en beweisen, dass der östliche Rand dieses
Schüttungssystems im Gebiet des heuti gen Sihlsees lag. Zur Zeit der Ablagerun g der
Karbonatreichen Molasse schickte dieser Schuttfächer einen Ausläufer weit nach
Osten bis ins Gebiet der Linthebene.
Soviel bis heute über die Zusammensetzung der Ablagerungen der Rigi/RossbergSchüttun g bekannt geworden ist, stellt der Friherrenber g eine eigene kleine Schüttung
innerhalb dieses Systems dar. Analog dem Heuboden-Aeschitannen-RegenflüeliSchuttfächer GASSERS (1968: 302 und Fi g . 18) dürfte dafür ein «kleines wildbachartiges Fluss-System» aus dem gleichen Einzugsgebiet verantwortlich gewesen sein.
Für einen relativ kurzen Transportweg spricht die relative Grösse der Gerölle. Von
Bedeutun g sind die Funde eines südhelvetischen Einsiedler Nummulitenkalkes und
eines Globigerinenmergel-Gerölles aus dem gleichen Ablagerungsraum, die dartun,
dass die Erosion schon früh in die jüngsten, wahrscheinlich bereits abgescherten
Formationen der zukünfti g en Helvetischen Decken gegriffen hatte.
Die äquivalenten Ablagerun g en der liegenden We ggiser Kalkna gelfluh sind im
untersuchten Gebiet geröllfrei aus g ebildet, was ebenfalls für eine zentrumsferne
Lage spricht.
Einerseits deuten die von HABICHT (1945a: 137) und SPECK (1933: 8) beobachteten
Riesengerölle auf mur gan garti g e, über kurze Strecken transportierte Schuttmassenumlagerun g en aus dem unmittelbaren Rückland hin (hieher gehört auch die Nagel-
Jahrgang 116
H.-P. MÜLLER. Geolo g ische Untersuchungen in der subalpinen Molasse
131
flute 13, Hi), anderseits ist lan ger Flusstransport aus der Maggia-Urreuss-Depression
nachgewiesen (STAUB 1934: 64; GASSER 1968: 302).
Aus Osten gelangten die Ausläufer der gewalti gen Schuttfächer des Hirzli und
Speer bis an das Ostufer des Sihlsees. Analo g zur litholo gischen Ausbildung des
peripheren Rigi-Schuttfächers wurden auch am Schuttfächerrand des Speer/HirzliSystems vorwie gend pelitisch-psammitische Sedimente abgelagert. Geröll-Lieferanten
waren vor allem Flyschdecken von der Zusammensetzun g der Vorarlberger-Allgäuer
Flyschzone sowie Ostalpine Decken. Gesteine der Simmen-Decke fehlen.
Die lithofazielle Ausbildung des Interferenzgebietes dieser Deltasysteme begünstigte die Anlage des Sihlsees. Gegen die Oli gozän/Miozän-Wende entwickelte sich
die Höhronen-Schüttuns aus der Ri gi/Rossber g-Schüttung. Die extrem hohen Kristallin gehalte (bis 84°A) stammen wahrscheinlich aus unterostalpinen Deckenkernen.
Im Aquitan scheint die Sedimentation im Höhronenfächer abrupt zu enden. Die
Urreuss büsste offenbar zugunsten des Urrheins (Hörnli-Schuttfächer) und der
Uraare (Napfschuttfächer) ihr ursprüngliches geröllspendendes Quellgebiet ein.
Diese Tatsache lässt sich nur mit einer bedeutenden alpintektonischen Bewegungsphase erklären. Beckenaxial von SW nach NE transportierte pelitisch-psammitische
Sedimente der Napfschüttung lösten die Höhronenschüttun g ab. Die profilhöchste
Formation der USM, die «Oberaquitane Mergelzone», zeigt durch ihre sedimentpetrographische Zusammensetzung (SM- und LM-Analyse, Calcimetrie) den Einfluss der Hörnlischüttung. Zu gleich deutet die Vermergelung der obersten Formation
der USM ein Ausklingen der Hebung im alpinen Rückland an.
Während der Zeit der Abla gerung der OMM la g das untersuchte Gebiet ganz im
Bereich des Hörnli-Schuttfächers (HOFMANN 1968: 39, Fig. 2).
Die Sedimentation in das durch ein W-E gerichtetes Transportsystem ausgezeichnete USM-Becken (FDCHTS.AUER 1964; HOFMANN 1965, 1968) erfolgte in eine äusserst
flache Vorlandsenke, deutet doch der Man gel an Sedimentstrukturen, vor allem an
Kreuzschichtungsstrukturen, auf sehr seichte Verhältnisse hin. In dieser fluviatilen
Schwemmlandebene gelangten in Tümpeln, Altwässern und ausgedehnten flachg ründigen Süsswasserseen feinpelitische Sedimente – zum Teil aus verwitterten
Roterdeböden – zum Absatz. Gröber detritische Abla gerun gen (Sandsteine – Konglomerate) sind auf kurzfristi ge Überflutun gen, denen eine Erosionsphase vorausging
(Rinnen-Bildungen), zurückzuführen. Die trotz der peripheren Lage offenbar intensive Sedimentumla gerun g verhinderte eine Konservierung fossiler Bodenhorizonte
und limnischer Abla gerungen – fossile Seekreiden und kohlig-bituminöse Mergella gen fehlen. Wie schon HOFMANN (1965: 101) beobachtete, sind derarti ge Bildungen
aus der USM der Zentral- und Ostschweiz sehr selten beobachtet worden. Zahlreiches
fossiles Pflanzenmaterial (Blätter. Sten gel, Samen, Stämme) und terrestrische Gastropoden beweisen, dass im USM-Becken ausgedehnte Festlandzonen vorhanden
gewesen sein müssen. BLAU deutete auf Grund der Gastropoden-Fauna das Klima
als «mild, feucht-warm» (BLAU 1966: 98). Das Jahresmittel betrug nach SCHWARZBACH (1961: 149) 16-19°, was durch die Flora bestäti gt wird (Mitt. Prof. HANTKE).
FÜCHTSAUER (1964: 221) führte die Sedimentation der Molasse-Schuttfächer auf
zwei verschiedene Flusstypen zurück: Entweder handelte es sich um kurze, wildbachartige Fluss-Systeme aus dem unmittelbaren Rückland oder um lange Fluss-
132
VierIeljahrsschrift der Naturforschenden Gesellschaft in Zürich
1971
läufe, die an einem Gefälleknick ihren mitgeführten psammitisch-psephitischen
Detritus verloren (vgl. FÜCHTBAUER 1964: 221 mit dem Hinweis auf die ostperuanischen Andenflüsse, die Molasse-ähnliche, schlecht sortierte Schuttfächer akkumulieren), vergleichbar etwa den Flüssen der Süd-Abdachung der Alpen (Piave, Ta gliamento: Hinweis Prof. HANTKE). Prof. Hsu wies insbesondere auf die Bedeutung der
«Braided streams» in bezug anf den Sedimentationscharakter der Molasseablagerungen hin.
Fluviatiler Transport und Sedimentation unter limnisch-fluviatilen Verhältnissen
darf heute als erwiesen an genommen werden.
SCHIEMENZ (1960: 45ff.) unterschied zwei Typen von Sedimentationsrhythmen:
Einerseits die als «unsymmetrische Repetitionsschichtung» bezeichnete NagelfluhSandstein-Mergel-Na gelfluh — ... Abfol g e, anderseits die «symmetrische Repetitionsschichtun g von Na g elfluh-Sandstein-Mergel-Sandstein-Nagelfluh- .. .
Obwohl generell die unsymmetrische Repetitionsschichtung als eigentlicher, für
die Molasseabla g erungen charakteristischer Sedimentationstyp zu gelten hat (Friherrenberg-Profil), lässt sich — vorwie g end E des Sihlsees — häufig symmetrische
Repetitionsschichtung beobachten. Deren Genese wird von SCHIEMENZ (1960: 48)
auf «starke Senkun gen und/oder gerin g e Sedimentlieferung» zurück geführt: «Das
Sedimentvolumen ist gleich dem Senkungsraum oder geringer.» Derartige Verhältnisse finden sich besonders an peripheren Deltarändern, die nur von geringer Schuttanlieferungen berührt wurden.
Das Problem des in der USM auftretenden Glaukonits bleibt ungeklärt. Authigene
Entstehung würde — solange eine rein marine Glaukonitbildung angenommen wird —
voll marines Milieu bedingen, was aber für diese Formationen sehr unwahrscheinlich ist. Anderseits spricht die Umla gerun g sempfindlichkeit des Glaukonits gegen
einen län g eren Transportweg. Möglicherweise entstammt er dem Abrieb Glaukonitführender Flyschgerölle.
11. Zusammenfassung
Das untersuchte Gebiet liegt zwischen Einsiedeln—Sihlsee—Sattelegg im S und dem
oberen Zürichsee im N. Es erstreckt sich über die Zone der subalpinen Molasse
zwischen dem Alpenrand — gebildet durch die Äussere Einsiedler Schuppen-Zone
(AESZ) — und der aufgerichteten Plateaumolasse. Die untersuchten Formationen
(Molasse Rouge, Karbonatreiche Molasse, Granitische Molasse, «Oberaquitane
Mergelzone») gehören ausschliesslich der Unteren Süsswasser-Molasse (USM) an.
Die verwendeten Formationsbezeichnun gen sind als provisorisch anzusehen.
Das Untersuchungs g ebiet liegt im Interferenzbereich der Rigi/Rossberg- und der
Speer'Hirzli-Schüttun g en. Die älteren Ablagerungen gehören der Ri gi/RossbergSchüttun g , die jüngeren der Speer/Hirzli-Schüttungen, mit Ausnahme der profilhöchsten Formationen der USM, die der aus der Rigi/Rossberg-Schüttun g hervorge g angenen Höhronen-Schüttun g sowie der Napf- und Hörnli-Schüttung zuzuordnen sind.
Jahr g ang 116
H.-P. MCLLER. Geologische Untersuchun g en in der subalpinen Molasse
133
Geröllanalysen (vgl. Tab. 1)
Die Ri gi/Rossberg-Schüttung, deren Ausläufer bis ins Wägital reichen, zeigt im
Geröllbestand keine wesentlichen Unterschiede zur Ausbildung im zentralen Schüttungsbereich. Geröll-liefernde Einheiten waren in erster Linie die Simmen-Decke und
ultrahelvetische-nordpenninische Flyschdecken (SPECK 1953: 135).
Die Speer/Hirzli-Schüttung zei gt ein gänzlich anderes Geröllspektrum: Sämtliche
Deckenleit gerölle der Simmen-Decke fehlen, ebenso das gesamte Helvetikum, das
Ultrahelvetikum (Habkern-Wildflysch, Schlieren-Gurni gelflysch, Sardonaflysch) und
grosse Anteile des Penninikums (Penninisches Kristallin, Bündnerschiefer, Ophiolithe,
Niesen- und Prätti gauflysch; die Falknis-Decke ist nur sporadisch vertreten). Als
Geröll-liefernde Einheiten kommen Ostalpine Decken und nordpenninische Flysche
vom Typus des Vorarlberger Flyschs in Betracht. Möglicherweise war auch noch eine
– heute wohl vollständig abgetragene – Decke aus dem Brianconnais s. 1. beteiligt.
Mit einiger Sicherheit kann daraus geschlossen werden, dass der Einfluss der SimmenDecke, die den Hauptanteil der Gerölle der west-zentralschweizerischen subalpinen
Molasse (SPECK 1953, R. TRÜMPY und BERSIER 1954) lieferte, gegen E stark zurückging.
Die Geröllkombination des Friherrenberges S von Einsiedeln zeigt, dass es sich
hier um eine relativ ei genständige, östliche Abspaltung der Rigi/Rossberg-Schüttung
handeln muss. Charakteristisch ist der relativ grosse Gehalt an Gan g-, Er guss- und
Effusiv gesteinen, deren Abstammung aus Decken sehr südlicher Provenienz vermutet
werden kann.
Sedimentpetrographie (Tab. 8-10)
Schwer- und Leichtmineralanalysen sowie calcimetrische Untersuchungen zeigten,
dass sich die Rigi/Rossberg- und die Speer/Hirzli-Schüttun gen praktisch nicht
unterscheiden. Beiden gemeinsam sind: Hoher Karbonat gehalt (50 -75%, Calcit/
Dolomit-Verhältnis 1-2), sehr wenig Feldspat (meist < 10%), beträchtlicher Chert(Hornstein-)Anteil, sowie sehr viel Zirkon, Ti0 2-Mineralien (Rutil, Brookit, Anatas)
und Granat. Staurolith und Spinell treten konstant in geringen Men gen auf, Epidot
fehlt.
Die Friherrenberg-Schüttun g besitzt demge genüber einen un gewöhnlichen Reichtum an Spinell (bis 50%) und Chert (20 -40%).
Tabelle 8–I0. Zusammenstellung der Resultate der sedimentpetrographischen Untersuchungen
Abkürzungen: M = Mergel, fS = Feinsandstein, mS = Mittelsandstein, gS = Grobsandstein,
K = Kiessandstein.
Gr = Granat, Ep = Epidot, Ap = ApaIit, Tu = Turmalin. Sp = Spinell, Zi = Zirkon, TiOs =
Rutil, Anatas und Brookit, Ti = Titanit, St = Staurolith. Ba = Baryt. A = AndalusiI, C = Chloritoid, D = Disthen, H = Hornblende, M = MonaziI, T = Topas.
Qu = Quarz, Fe = Feldspat, Ch = Chert und Gesteinsbruchstücke. GI = Glimmer.
Ca = Catch, Do = Dolomit, Karb. = Gesamtkarbonat. Verh. C/D = Calcit/Dolomit-Verhältnis.
Tabelle 8
Qu Fe Ch GI
%
Ca
%
'Yu Verh.
Do Karb. C/D
67
67
30
28
3
5
4
6
42
25
16
7
52
56
53
35
52
66
40
38
42
60
38
27
8
6
5
5
10
7
7
4
5
1
5
38
19
17
55
2,2
2
12
17
3
3
21
15
I
-
20
I
9,5
4,0
5,6
2
-
2
---
42
54
4
2
I
59
58
67
70
50
63
71
56
73
38
38
3
4
5
2
34
5
11
8
5
6
3
-10
23
15
12
13
6
6
4
5
29
21
3,8
2,5
3,0
2,6
-5
10
5
9
10
3
3
13
8
9
18
Cha-
Nr.
rak- HA M.
ter
Koordinaten
Gr
Ep
Ap
Tu
Sp
699175/229075
700200/229050
32
43
80
52
6
9
—
2
699850/228500
699875/228450
699900/228400
699905/228325
700035/228250
700030/228180
700035/228180
700045/228180
700060/228060
30
25
4
4
9
4
38
60
50
48
45
12
I
Zi
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Ti
St
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0MM
C
C
46
45
mS
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435
406
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2
30
I
1
9
35
24
34
40
40
45
68
67
6
4
2
5
I
2
I
-
I
-
20
10
4
5
6
58
32
2,6
3,5
Eichholz-Zone
C
C
C
C
C
C
C
40
41
42
43
44
62a
b
c
63
mS
N1
fS
mS
mS
mS
IS
IS
mS
420
430
440
450
470
480
480
480
490
22
22
8
8
55
10
I
12
2
2
7
10
4
3
3
15
I
2
5
5
4
3
I
-
15
13
4
2
3
-
12
23
3
68
70
74
66
70
64
69
74
68
51
10
13
1-
I
I
I
1
HI
I
-1 -I
C
--
Feusis berg- Lid wi1-Zone
C
C
38
32
gS
mS
fS
mS
n1S
mS
39
IS
12
3I
mS
mS
495
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550
580
600
625
650
677
635
C
36
C
C
C
C
C
C
35
34
L
I
fs
420
37
700850/227775
700850/227700
700875/227650
700875/227600
700875/227495
700860/227475
700725/227325
700425/227225
700850/227350
703950/228525
66
43
43
70
46
54
47
59
47
66
I
2
3
13
8
8
10
9
I
21
4
3
16
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14
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1
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12
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5
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3
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28
16
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18
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Vierteljahrsschrift der Naturforschenden Gesellschaft in Zürich
1971
Die Zusammensetzun g der Granitischen Sandsteine der Höhronen-Schüttung
unterscheidet sich grundle g end von den älteren Schüttungen: Der Karbonatgehalt
ist gering (um 20% bei fast fehlendem Dolomit), Feldspat tritt reichlich auf (bis
50%). Unter den Schwermineralien dominieren Granat, Zirkon und Apatit; Epidot
fehlt.
Es konnte gezei g t werden, dass die grobdetritische Schüttuns aus dem HöhronenSystem im oberen Aquitan offenbar schnell endet: die Sedimente des so g . «Nordflügels» (KLEIBER 1937) und der Zone Pfäffikon–Feusisber g –Scherenste g gehören
eindeutig der durch Epidot-Vormacht ausgezeichneten Napfschüttun g an. ^
Die den Ein fl uss der Hörnli-Schüttun g zeigende «Oberaquitane Mergelzone»,
deren wichtigstes sedimentpetrographisches Merkmal der hohe Karbonat g ehalt (um
55%, Calcit/Dolomit-Verhältnis um 2) ist, konnte im Liegenden des Bächer Sandsteins (OMM) nach g ewiesen werden.
Die für die Anla g e des Sihlsees verantwortliche Lage des Gebietes im Interferenzbereich der grossen Schuttfächer des Ri g i/Rossberg und des Speer/Hirzli konnte
auch durch die Resultate der quantitativen morphometrischen Geröllanalyse und
durch stratonomische Untersuchun g en nach g ewiesen werden.
Tektonik
Neben Aufschiebungen (H. H. RENZ 1937a) wurden vor allem die auffallendsten
strukturellen Elemente der subalpinen Molasse, die «Gewölbe», «Antiklirren»,
«Antiklinoiden» etc. untersucht, für welche die Bezeichnun g Steilzone vorgeschlagen
wird.
An die nördlichste Steilzone (Feusisber g -Steilzone) schliesst gegen S die Lidwiler
Steilzone an. Ihr ruhen die als Molasseklippen gedeuteten horizontal liegenden
Gipfelschichten des Etzels und der Schwändi-Hüllerich-Platte (3 km ESE von
Altendorf) auf.
Auf Grund sedimentpetrographischer Befunde wird ein en g er Zusammenhang
zwischen diesen Molasseklippen und der Grindele g gzone vermutet. Ge g en S folgen
die Lachener Steilzone und die durch die Grindele gg -Aufschiebun g und die Haupt(Rigi-)Aufschiebun g begrenzte Grindele g gzone. Innerhalb dieser beobachtet man
den allmählichen Wechsel von Pseudo g ranitischer zu Granitischer Molasse.
Die Tektonik S der Haupt-Aufschiebung ist einfach: Aufschiebungen 2. Ordnung
durchscheren die subalpine Molasse und zerlegen sie in isoklinal gelagerte Pakete.
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(Kümmerly & Frey).
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SUTER, H. (1939): Geologische Karte des Kantons Zürich und seiner NachbargebieIe, 1 : 150 000.
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KOPP,
Abb. 1. Roter Schriftgranit (Schliff 1 l 1), 20
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Abb. 2. Roter Quarzporphyr (Schliff Q 2), 34 .
Abb. 3. Rotbrauner Granophyr (Schliff Q 8), 20 x .
149
vt
rn
In