Petrographie und Geologie des - ETH E
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Research Collection Doctoral Thesis Petrographie und Geologie des südlichen Gotthardmassivs zwischen St.Gotthard- und Lukmanierpass Author(s): Steiger, Rudolf Heinrich Publication Date: 1962 Permanent Link: https://doi.org/10.3929/ethz-a-000090198 Rights / License: In Copyright - Non-Commercial Use Permitted This page was generated automatically upon download from the ETH Zurich Research Collection. For more information please consult the Terms of use. ETH Library Prom. Nr. 3284 Petrographie und Geologie des sudlichen Gotthardmassivs zwischen St. Gotthard- und Lukmanierpass VON DER EIDGENOSSISCHEN TECHNISCHEN HOCHSCHULE IN ZURICH ZUR ERLANGUNG DER Wt)RDE EINES DOKTORS DER NATURWISSENSCHAFTEN GENEHMIGTE PROMOTIONSARBEIT VORGELEGT VON Rudolf Heinrich von Referent: Steiger Zurich und Uetikon am Seo Herr Prof. Dr. C. Burri Korreferent: Herr Prof. Dr. F. de Quervain ZURICH 1962 DISSERTATIONSDRUCKEREI LEEMANN AG Separatabdruck aus den Schweizerischen Mitteilungen, Mineralogisohen Bd. 42, Heft 2, 1962 und Petrographischen MEINEN LIEBEN ELTERN in Dankbarkeit gewidmet Leer - Vide - Empty Petrographie und Geologie des siidlichen Gotthardmassivs zwischen St. Gotthard- und Lukmanierpass Von Mit 3 Rudolf Heinrich Steiger (Zurich) *) Textfiguren, 4 Phototafeln und 2 Falztafeln Abstract Five extensive rock units form the southern massif. All of margin of the central Gothard dominantly sedimentary origin deposited presumably as clays, clayey-limy sandstones and dolomitic marls. Only two of these zones (Tremola and Giubine series) show sedimentary structures; the other three (Sorescia gneiss, Prato series, and the Corandoni zone) were so altered by pre-Alpine ultra-metamorphism that only their linear extension suggests a sedimentary origin. Up to six generations of crystals can be established in the rock texture: are and were in Precambrian times 1. 2. fine-grained relict quartz-feldspar cataclastic mosaic, fresh recrystallised texture of oriented mica, elongated quartz and finely nematoblastic hornblende, 3. 4. 5. 6. porphyroblasts of hornblende and garnet with oriented inclusions, biotite, with inclusions of elongated quartz, which cuts the foliation, alteration products (chlorite, biotite, sericite), quartz and feldspar regrowth. These generations the crystals occur to different extents in the different of the 3rd, 5th and 6th generations zones. From N to S increase at the expense of those of the 1st. All the rocks have is of a N-8 lineation of the minerals of the second generation, which age. The 1 st generation of crystals is a pre -Alpine relict. Phyllitic rocks of¬ Occasionally a younger E-W buckling is observable. Relicts of older and higher-grade metamorphism are preserved in the northern units. The Alpine metamorphism took place under the conditions of the epidote-amphibolite facies. It occurred beneath a great pile of northward moving Alpine ten show N-S oriented small folds. nappes, which produced a displacement of the rocks beneath them. The main meta¬ morphism began with a cataclastic phase, which developed into a laminar S-N gliding under conditions of rising temperature and thickness of the nappes. The *) Gegenwartige Adresse: Geophysical Laboratory, Carnegie Washington, 2801 Upton Street, Washington 8, DC. Institution of 382 R H. layers of the flat-lying Steiger southern Gothard massif relatively preferred orientation of the growing minerals of the 2nd generation. After the steep tilting of the Gothard massif against the Aar massif an extensive postkinematic develop¬ ment of porphyroblasts (3rd generation) occurred in the most southerly zones upper further north than the lower under the influence of a The laminar layers heat front coming from the south constriction of the southern Gothard massif (b-lineation); the biotite under the influence of this E-W stress to 4th The a succeeding E-W N-S small folds (4th generation) in the rocks also formed The alteration of the minerals of the 2nd generations took place with falling temperature Smaller differential ments caused the E-W were produced which cuts the foliation moved were gliding produced buckling (b-hneation) and then filled with quartz and carbonate massif is attributed to late-Alpine or opened veins move¬ and cracks, which The fan structure of the Gothard post Alpme movements and slumping Zusammenfassung Funf lang ausgedehnte Gestemszuge bauen — an den Streifengneis anlehnend — den Sudrand des Gotthardmassivs zwischen Gotthard- und Lukmanierstrasse auf. Alle sind mehrheithch sedimentaren Ursprungs und wurden in vermuthch prakalkige Sandsteme und dolomitische sudlichste (Tremolasene) und die nordhchste Zone kambrischer Zeit als tonige Sedimente, tomg Mergel abgelagert Nur die (Giubineserie) zeigen sedimentare Ablagerungsstrukturen Die drei mittleren Zonen (Soresciagneis mi Norden und insbesondere die Pratosene lm Suden sowie die Corandomzone) wurden durch voralpine Metamorphosen, teilweise verbunden mit Stoffmobihsationen, derart umgewandelt, dass nur noch die grosse Langsausdehnung dieser Gestemszuge und teilweise der Chemismus an erne sedimentare Ablagerung bis ermnern. Gesteinsgefuge Im sechs zu des sudhchen Gotthardmassivs lassen sich ein em rehktisches, feinkormges, rekristallisiertes, frisches, 1 2 stehend nn allgememen unterscheiden Kristallgenerationen Quarz-Feldspattrummermosaik, lepidoblastisches Grundgewebe, be- meist zersetztes grano- bis gut geregelten Glimmern, gelangten Quarzen und feinnemato- aus blastischen Hornblenden, 3. Porphyroblasten von Hornblende gelten Emschlussen durchsetzt, mit Emschlussen und Granat, 4 Querbiotite 5 Zersetzungsprodukte von Knstallen Senzit), Quarz- und Karbonatneubildungen. 6. von siebartig 1 in der 2 —4 Generation Generation starker hervor, wahrend die 3 spielen mit der 2. Die Gesteine Die Querbiotite smd , 5 in Knstallgeneration entstanden des TJntersuchungsgebietes pragte N-S geriohtete Lmeation der 2 (Chlont, Biotit und Knstallgeneration weit ver- den nordhch anschhessenden Zonen tritt das reliktische Gewebe der deutende Rolle zeitig zahlreichen gere¬ gelangten Quarzen, Bei der Tremolasene smd insbesondere die 2 —6 breitet, von Generation Ein Vergleich Generation nur eine zum Teil unbe- gleich- makroskopisch eine ausgeParallelanordnung der Mineralien Gefugemessungen m der mesozoisohen Piora- mit Imearer rmt und 6 letzterem Bereich zeigen Petrographie und Geologie 383 des sudhchen Gotthardmassivs mulde deutet darauf hm, dass diese N-S Lineation alpinen Alters ist Sie wurde Knstallgeneration ist demnach Relikt einer voralpinen Gebirgsbildung In phyllitischen Gestemen lasst sich vielfach erne zur N-S Lineation parallele Klemfaltelung beobachten Vereinzelt tntt erne noch jungere E-W verlaufende feme Wellung auf Relikte alterer Metamorphosen smd vor allem in den nordhchen Gestemssenen erhalten geblieben Sie deuten alle auf Metamorphosebedingungen hin, welche der Amphibohtfazies entsprechen Die stromatitischen Banderamphibolite und gneise vielleicht vorstreider Pratoserie und Corandomzone smd auf erne vorherzymsche fengneisische —Ultrametamorphose zuruckzufuhren Steil nachWesten abtauchen de, fur das sudhche Gotthardmassiv fremdartige Faltenachsen smd ebenfalls Hmweise auf erne altere Metamorphose dieser Zonen Die alpine Metamorphose fand statt unter dem Emfluss emer machtigen Uberlagerung durch nordwarts gleitende Decken, welche erne lammare Verschleppung lhrer Gestemsunterlage verursachten Ferner machte sich erne von Suden her auf vor 15—22 Mio J. Die 1. gebildet — steigende Warmefront bemerkbar. Die Hauptmetamorphose emgeleitet durch wurde erne kataklastische Phase, voralpme Gestemsgefuge zerstorte und unter zunehmender Deckenuberlagerung und steigender Temperatur m erne S N gerichtete lammare Gleitung ubergmg Die hangenden Schiehten des vermuthch flachliegenden sudhchen Gott¬ welche das hardmassivs wurden dabei relativ starker nach Norden verschoben als die Die lammare Gleitung fuhrte zu emer Verschieferung hegenden. des Gestems und zu emer Emregelung der sich neubildenden Mmerahen der 2 Generation m die GleitrichIn emer spateren Phase wurde das Gotthard¬ a Lineation) tung (N-S Lineation = steilgestellt Die lm nordhchen Lepontm in der Tiefe wirkGramtisierungsprozesse hatten einen Aufstieg der Warme front zur Folge, unter deren Emwirkung in der Tremolaserie erne ausgedehnte postkmematische Porphyroblastenbildung (3 Generation) emsetzte Nach der tektomschen Ruhepause erfolgte die Biegung des Gotthardmassivs, welche in den sudhchen Zonen erne E-W Emengung zur Folge hatte Dabei entstand die parallel zur N-S Lineation verlaufende Faltelung des Gestems (b Lineation, senkrecht zur Transportrichtung) Die Querbiotite (4 Generation) bildeten sich noch unter Einfluss dieses E—W Stresses Bei absmkender Temperatur fand die Zersetzung der Mmeralien der 2 —4 Generation statt Klemere Differentialbewegungen in N-S Richtung nssen Spalten und Klufte auf und verursachten an verschiedenen Orten erne E~W hegende feme Wellung des Gestems (b Lineation, senkrecht zur Trans portrichtung) Zirkuherende Losungen erfullten alsbald die Risse und Klufte mit Quarz und Karbonat Die Faeherstellung des Gotthardmassivs ist auf spat oder nachalpme Bewegungen und Versackungen zuruckzufuhren Die alpine Metamorphose gmg mi allgememen unter Bedmgungen der Epidotamphibohtfazies vor sich Die emzelnen Phasen der Gebirgsbildung machten sich massiv am samen in Aaremassiv anatektischen und den verschiedenen Zonen sende lammare in Gleitung Porphyroblastenwachstum und schhessenden Zonen spielte die Ofters bheb unterschiedhchem Masse bemerkbar nur m der die Phase lammare des Massivs die aus der Zersetzung Gleitung nur oft zu emer erne In den nordhch untergeordnete das an Rolle Starkeren Emfluss ubte hier die erne Verfaltung des Gestems ausgesprochen lmearen Textur um. Sie hatte vielerorts Schieferung Erne umfas Tremolaserie nachweisbar, ebenso auf emzelne Honzonte beschrankt Emengung Folge und pragte E-W zur sie ist 384 R. H. Steiger Inhaltsverzeichnis Vorwort 38? Einleitung 388 I. Kapitel Die Tremolaserie 391 Einleitung 391 A. B. Die Tremolaserie als geologisch-stratigraphische 1. Definition 2. Der Verlauf der Tremolaserie 393 393 395 3. Der Kontakt zwischen Tremolaserie und den C. Einheit angrenzenden Zonen . . Die Gesteine der Tremolaserie I. 397 Allgemeine Beschreibung 397 1. Glimmergneise 2. Glimmerschiefer (zum Teil 398 phyllitisch) 405 3. Hornblendeschiefer 412 4. Hornblendegneise 417 5. Quarzite 420 6. Silikat-Karbonatgesteine 7. Amphibolite II. Nahere 1. und 423 Kalksilikatgesteine 426 Charakterisierung einiger wichtiger Gemengteile 430 Plagioklas 430 2. Hornblende 431 3. Granat 435 4. Karbonat 436 5. Erze D. 396 Stratigraphie 1. 437 der Tremolaserie 437 Allgemeines 437 2. Versuch einer Gliederung der ostlichen Tremolaserie a) Nelvazone (siidliche Zone) b) Zone des Sasso Rosso (mittlere Zone) c) Pontinozone (nordliche Zone) 438 439 441 444 3. Verlauf der Zonen 4. Urspriingliche 5. Vergleich 6. Ablagerungsbedingungen 7. Zur 8. Zur sedimentare Gesteinsfolge der Tremolaserie mit ahnlichen Serien Altersfrage Frage 446 der 448 449 der Tremolaserie der Tremolaserie Eruptivgesteine .... in der Tremolaserie 452 452 456 und Petrographie E. Die Metamorphose 1. Geologie 385 des sudlichen Gotthardmassivs der Tremolaserie 458 Gefuge 458 2. Mineralfazies 3. Metamorphose Entstehungsgesehiohte F. II. 467 Geschichte der der Tremolaserie 468 (Zusammenfassung) 471 Kapitel Die Pratoserie und die Corandonizone 473 A. 473 Einleitung B. Pratoserie und Corandonizone als geologisch-stratigraphische Einheiten . 1. Definition 475 2. Der Verlauf 3. Kontakte Pratoserie und Corandonizone von zu den angrenzenden 475 Zonen 476 Die Gesteine der Pratoserie und Corandonizone C. D. Die Stratigraphie 1. Gliederung 2. Das Alter E. Die 1. 477 der Pratoserie und Corandonizone 482 und Verlauf der Zonen von 482 Pratoserie und Corandonizone Metamorphose 483 der Pratoserie und Corandonizone 484 Gefuge 484 2. Mineralfazies 3. F. III. 475 Geschichte der 487 Metamorphose Entstehungsgesehiohte fassung) von 487 Pratoserie und Corandonizone (Zusammen¬ 489 Kapitel Der 490 Soresciagneis A. Einleitung B. Der 490 Soresciagneis als geologisch-stratigraphische 1. Definition Soresciagneiszone 492 493 3. Kontakte C. Beschreibung des Gesteins D. Stratigraphie des 1. 491 491 2. Verlauf der Gliederung 2. Alter des Einheit des Soresciagneises Soresciagneises Soresciagneises 494 499 499 499 386 E. R. H. Metamorphose 1. Steiger Soresciagneises des 500 Gefiige 500 2. Mineralfazies 3. Geschichte der 502 Metamorphose F. Entstehungsgeschichte IV. Kapitel des 503 Soresciagneises (Zusammenfassung) 504 Die Giubineserie 505 A. 505 Einleitung B. Die Giubineserie als geologisch-stratigraphische 2. Verlauf der Giubineserie 506 3. Kontakte 507 Beschreibung der D. Stratigraphie der Giubineserie Gesteinstypen 1. Gliederung 2. Das Alter der Giubineserie Metamorphose 1. 508 514 der Giubineserie und Verlauf der Zonen 514 515 der Giubineserie 516 Gefiige 516 2. Mineralfazies 3. Geschichte der F. 506 506 C. E. Einheit 1. Definition 518 Metamorphose Entstehungsgeschichte 519 der Giubineserie (Zusammenfassung) 520 Anhang Profile durch die Zonen am Sudrande des Gotthardmassivs A. Profile durch die Tremolaserie Lucendrostollen a) Gotthardtunnel 2. 521 (I) 1. 2. 521 (II) a) Nelvazone (Tm. 90—1142 ab SP) b) Zone des Sasso Rosso (Tm. 1142—1833 ab SP) c) Pontinozone (Tm. 1833—2808 ab SP) b) Profil iiber dem Gotthardtunnel (II) a) Nelvazone (Quote 1150—1600 m) b) Zone des Sasso Rosso c) Pontinozone (Quote 521 (Quote 1600—1950 1950—2375 m) 524 524 528 531 536 537 m) 539 541 Petrographie 3. Profil am und Riale di Nelva (Quote (III) a) Nelvazone b) Zone des Sasso Rosso a) Zone des Sasso b) 5. Profil 543 m) 1505—1670 c) Pontinozone (Quote 4. Profil Orello-Canaria 387 des sudlichen Gotthardmassivs Geologie (Quote 543 1670—ca. 1950 1950—2380 m) 545 m) 546 (IV) 548 Rosso (bis ea. 1920 m) 548 Pontinozone Alpe 549 Stabbiello—P. Barbarera (V) 550 a) Garegnastollen (VI) 6. 551 a) Zone des Sasso Rosso b) Pontinozone Profil fiber dem (Tm. (Tm. 1050—1070 ab 1070—2330 ab SP) 552 SP) 552 Garegnastollen (VI) 6. b) 7. Profil Piano Bello—Corandoni 555 (VII) 555 B. Profil durch die Pratoserie Gotthardtunnel C. 557 (II) 557 Profile durch die Giubineserie (II) (Tm. 1. Gotthardtunnel 2. Costone di Val Prevat 559 3420—3990 ab (VIII), langs SP) 560 Hohenkurve 2640 562 m Literaturverzeichnis Erlauterungen Erlauterung zu zur 564 den Phototafeln I—IV Strukturkarte St. Gotthard- und 568 sudlichen des Gotthardmassivs zwischen 576 Lukmanierpass Vorwort Anregung von Herrn Professor Bueei nahm ich im Sommer 1956 vorliegende Untersuchung in Angriff. Vorerst blieb die Arbeit auf Teilgebiet im Raume der Val Canaria beschrankt; sie wurde erst in Auf die ein den Jahren 1957—1960 auf den ganzen Sudrand des Gotthardmassivs zwischen Gotthard- und Lukmanierstrasse ausgedehnt. Meinem verehrten Lehrer, Herrn Professor Dr. Conbad Biteei, mochte ich Stelle fiir sein grosses Entgegenkommen wahrend meines Studiums von seine stete Hilfsbereitschaft. Fiir Institutsdirektor, Ein grosses Erlebnis die de Qubrvaix fiir mannigfache Unterstiitzung Herrn Professor F. waren dieser ganzem Herzen danken. Vielen Dank schulde ich auch Herrn Professor F. unserem an und die wohlwollende Hilfe bin ich Laves, dankbar. gefiigekundlichen Exkursionen mit Herrn Professor E. Wbnk, welche zweimal auch mein Gebiet beruhrten. Die vorliegende Arbeit ist massgeblich von Professor Wbnks Denkweise 388 R. H. Steiger beeinflusst. Ihm danke ich herzlich fiir alle Anregungen. Auch Herrn Professor E. Niggli danke ich fiir verschiedene interessante Diskussionen und die freundliche exkursion der Berner Fiir die Einladung Petrographen. sorgfaltige Lucendro- und Aufnahme GaregnastoUen Teilnahme zur wertvollen der und die zu einige besuchte, durch den Probeentnahmen grossem Dank Meinem Freund und Terrainnachbarn Dr. Stefan der Gotthard- Profile umfangreichen bin ich Herrn Dr. R. U. Winteehalter Male in meinem Gebiet an verpflichtet. Hafner, der mich bin ich dankbar fiir verschiedent- liche Hilfe und Zum anregende Diskussion. Schluss gilt mein Dank meinem Vater, Dr. Rudolf Steigee, der mich im Sommer 1959 wahrend mehrerer Wochen im Feld begleitete und insbesondere auch meiner lieben mir bei der Vorbereitung, Frau, Anna lisa Steigee, welche Abschrift und Korrektur des Manuskripts unentbehrliche Dienste leistete. Einleitung Das Untersuchungsgebiet ist westlich begrenzt durch die GotthardBerge zwischen Airolo und Sellasee, den hinteren Teil der Val Canaria und den Nordhang der Val Piora bis zum Pizzo dell'Uomo. Die geologische Aufnahme erfolgte im Massstab 1 : 10000. Die Ortsangaben im nachfolgenden Text beziehen sich jedoch auf die Landeskarte der Schweiz 1 : 50000 (Blatt 256, 265 und 266 oder SpezialZusammensetzung 5001). Fiir die vorliegende Untersuchung standen neben umfangreichem eigenem Material die am Institut deponierten vollstandigen Sammlungen von Gotthardtunnel, Lucendrostollen und GaregnastoUen samt Diinnschliffen zur Verfiigung. Eine geologische Ubersicht iiber das Arbeitsgebiet und dessen weitere Umgebung ist in Fig. 1 dargestellt. Naher untersucht und kartiert wurde das im Norden durch den Streifengneis begrenzte Altkristallin des Gottstrasse und umfasst die hardmassivs zwischen Gotthard- und Lukmanierstrasse. Die ersten stammen vom petrographischen Beobachtungen im Untersuchungsgebiet Ziircher Arzt und Naturforscher Johann Jakob Scheuch- (1672—1733). Seine im Jahre 1705 unternommene vierte Alpenreise Gotthardpass nach Airolo und weiter iiber den Ritomsee nach Sta. Maria am Lukmanierpass. In seiner „Beschreibung der Natur-Geschichten des Schweitzerlands" (Teil III, Zurich 1708, S. 82) schildert Scheuchzer den Abstieg vom St. Gotthardpass gegen Airolo: zee fiihrte ihn iiber den St. Fig. zzz Tenelinzone Tremolaserie doni-,Guspiszone doni-.GusDiszone Pratoserie.Coran- 1. Der Sudrand des Gotthardmassivs zwischen St. Gotthard- und Gneis v.A.di Gana Streifengneis Fibbia-.Gamsboden- gneis.Medelsergranit Tremolagranit \ I Lukmanierpass. Massstab 1 desLepontins Gneise ITV^] soresciogneis I \ 700 690 Prosa-, 700 690 : 100000. l/V.vV'.-'.-l Giubineserie Scopimulde Bedretto-Piora- R. H. 390 Steiger „An dem Weg zwischen der Hohe des Bergs und Ayrol kann auf grunlechte, ein Liebhaber der schimmernden Blende, Aehtung geben: Miea1), die Augen anzeuhende Stem, in welchen sieh finden zwolff-seitige, rohe Granaten, die meisten einer Haselnuss gross, welche knopfweise auss dem Felsen Minerahen 1. hervorstehen. Disere Felsenstem besprengt, welohe Granatfluss. Von solcher Art funkelstem, denket: nahe deren so gememlioh fast vor Edelgestemen Guler, Beschreib. Baet 3) einer mit seyn, rothlechten Tmctur einer martiahsch2) als ich wie pag. 205b mit vor emen wirkhchen vermuthe, jene Car- folgenden Worten ge- Gegend, da das Palenser-4) und Livmerthal zusammenstossen, Abiasco5), hat man zu Zeiten Galeatu Sforzae, Meylandischen In der bey sein ich ansehe mcht mit dem Dorf Herzogs6), Carfunkelstem, so vorher allem Stemgebrrg ans Licht gebracht, die dem aus es Indien an uns zu bracht wurden, auss den orientalischen bevor Glanz aber also schwerhch auss dem Felsen herfur gehauen, dass oft Nutzung ubertraf; 2. jene weissgrune Stem mit kohleschwarzen Strichen, deren oben7) gedacht worden bey Anlass derjemgen Crystallen, so m lhrer Mitte solche schwarze, emem crystallisierten Spiessglass8) gleiche Stemen tahten, wurden der Kosten die haben. Disere Strich sem bald grad, in die Lange gezogen, bald gebogen und gleichsam abgebrochen, bald ordentlich gesetzet, bald ohne Ordnung under emander gemischet. Nachdem wir uns mit Betrachtung und Aufhebung diser Stemen belustiget, stiegen wir vollends den Berg ab gen Ayrol " . Im Handschrift 1719), mit II, p. Band „Sunt gebhebenen ,,Lexicon mineralogicum" (ca. 1715 bis 271, beschreibt Scheuchzer das Mineral Spiessglanz Worten. folgenden nunc . hi aculei pilive solida, ohm fluida, descensu ad pagum nigrive nigra, nee aculei Ermacei qualis conspicitur nee m Ayrolum (Grammitae Langio dictis) pill, sed materia quadam Saxis Gothardi Montis in " Klammerbemerkung auf eine ,,Historia lapidum figuratorum" (Venedig Scheuchzer bezieht sich mit dieser Stelle in Niklaus Karl Langs 1708), p. 43. ,,Grammitae lanum itur, per ex parte meridionah longum huiusmodi lmeohs referta *) Blende, montis S terrae tractum in reprehenduntur lateimsch Mica = Gothardi in ipsa via, qua Medio- magna copia ocourunt, ubi mgentia saxa " Glimmer 2) eisenhaltig 3) Guler v Wemeck, Joh Raetia Zurich 1616. 4) Blemotal 5) Biasca 6) Galeazzo Maria Sforza, 1465—1476 7) L Herzog v Mailand gibt dort der Memung Ausdruck, dass die schwarzen Striemen (Hornblende) ursprunglich em Schmelzfluss gewesen seien, der zugleich mit dem umgebenden Gestem verhartete 8) Spiessglanz, von Scheuchzer gleichgesetzt Antimomum crystalhsatum c , S 69: Scheuchzer Petrographie Eine ausfuhrlichere Val Tremola Hafner gab Geologie und des sudlichen Gotthardmassivs Beschreibung erst H.-B. de der 391 Hornblendegarbenschiefer Saussure (1796, (1958, p. 317) zitiert. Daselbst findet p. der 23). Diese ist bei sich auch eine Wurdigung der spateren Arbeiten uber die Tremolaserie. Bei der 1. die vorliegenden Untersuchung standen zwei Ziele detaillierte Kartierung der Vordergrund: Gesteinszonen zwischen strasse und Lukmanier im Anschluss 2. im an Gotthard- die Aufnahmen Hafners (1958), wobei die Grenzziehung im Untersuchungsgebiet weniger nach petrographischen (Gesteinsarten) als nach geologisch-stratigraphischen (Herkunft, Alter) Gesichtspunkten erfolgen sollte, die Erforschung der Metamorphosegeschichte des sudlichen Gotthard¬ massivs durch vergleichendes Studium gut belegter Profile und systematische Untersuchungen des Gefuges in Eeld und Labor. I. Kapitel Die Tremolaserie A. Der Name Einleitung ,,Tremolaserie" wurde zum tationsschrift von Laura Hezner (1909, p. mit vielen chemischen Analysen legenden, Untersuchung hards 1. Die Tremolaserie ist sedimentarer Gesteme. ein durch Umkristallisation Dabei 2 Der prage em zeigt. wahrschemlich ganze ist jedoch hat fur metamorphisierter Komplex sedimentogene Gesteme hohe m der Tremolaserie helle emheitliehe Metamorphose durchgemacht, Dislokationsmetamorphose schwankendes Ge- eine zwischen Kontakt- und Die Gesteme der Ganz untergeordnet treten aplitiseher Herkunft auf. Komplex zu 205 ff.): Natrmmgehalt eigentumlich welche 157) erwahnt. In ihrer grundbelegten ,,Petrographische(n) kam Fraulein Dr. Hezner im wesenthchen folgenden Ergebnissen (p. von Male in der Habili- der kristallinen Schiefer auf der Sudseite des St. Gott- (Tremolaserie)" Gneise ersten weisen m ihrer Struktur und Textur deutliche Anzeichen Emwirkung von einseitig gerichtetem Druck auf. Porphyroblasten, welche die Schieferungsebene schneiden, deuten auf ein Weiterwachsen nach beendeter Stresseinwirkung hm. Reine Kontaktmetamorphose kann fur die Umwandlung nicht in Frage kommen; hmgegen waren pneumatolytische Emflusse sehr wahreiner 392 B. H. scheinlich vorhanden, welche zu einer Steiger Durchwarmung des Gesteins fuhrten und auch eine Natronzufuhr bewirkten. Auf eine teilweise Fortdauer der Dislokations- bewegungen nach der Umkristallisation weisen zahlreiche kataklastische Erschei- nungen hin. 3. Die zentralen pneumatolytischen Einwirkungen sind Nachschiibe der Intrusion der welche im Gefolge der Dislokation auftraten hervorgerufen wurden. der Gesteine ist jurassisches Alter wahrscheinlich. Gotthardgranite, und viel- leicht durch die letztere 4. Fur einen Teil Die Untersuchung tung gefunden und Laura Hezners hat in der Fachwelt starke Beach- wird in vielen Lehrbuchern Metamorphose Schlussfolgerungen absieht, welche auf den damaligen Vorstellungen der Alpengeologie und Stand der Kartierungsarbeiten griinden, so behalten diese Untersuchungsergebnisse auch heute noch weitgehend ihre Gultigkeit. Gleichzeitig mit Laura Hezner hat auch G. Klemm aus Darmstadt in den Tessiner Alpen gearbeitet. In seinem „Bericht liber Untersuchungen an den sog. ,,Gneissen" und den metamorphen Schiefern der Tessiner Alpen" (1904—1906) hat er eine Reihe von wertvollen Beobachtungen auch uber die Tremolaserie niedergelegt; durch seine scharfe Ablehnung der ,,Dynamometamorphose" im Sinne Beckes und Grubenmanns zitiert. Wenn man von uber den — er selber bezeichnet die Schiefermassen der sich aber in neuerer ,,Bedrettomulde" als kontakt- durch metamorph Zeit stellte er jungtertiaren Tessinergranit (1904, p. 20) den Ansichten der Ziircher Schule. zu Erst in Gegensatz sind im Lepontin vor allem durch die Arbeiten E. Wenks — (1948 und 1956) die alten Ansichten Klemms teilweise bestatigt worden. ebenfalls im Anschluss an eine Diskussion (1936, p. 134) P. Niggli — und teilweise Rehabilitation Klemms — schreibt: ,,Genauere Beobachtungen haben gezeigt, wie Vorgiinge, die man friiher vonvollig getrennt ansah, durch tJbergange verbunden sind, unter gewissen einander Bedingungen ineinander uberfliessen." In vielen spateren Arbeiten sudliches oder nordliches war die Tremolaserie immer entweder Randgebiet. L. Hezners oft unbesehen ubernommen Dabei (vgl. befasst sich wieder ziemlich ausfiihrlich Untersuchungen neu 1. Der Ergebnisse der Tremolaserie. bestatigen folgenden Punkten Seine im wesentnimmt er Stellung: nordlichste, ultrametamorphe Teil wird zonalen Tremolaserie im Sinne L. Heznebs 2. mit die 394). Erst Hafner (1958) der westlichen Tremolaschiefer lichen die Befunde Laura Hezners. Zu jedoch S. wurden Es wird ferner eine Gliederung der von der eigentlichen epi-meso- abgetrennt. Tremolaserie vorgenommen in einen Petrographie nordhehen Abschnitt und (Zone Geologie von innerhalb welcher (Nelvazone), arten auftritt Zone Die von Motto di Dentro) und einen etwas unterschiedliche eine (in smd wichtigsten des sudhchen Gotthardmassivs Reihenfolge der Glimmergneise Hornblendegneise Hornblendeschiefer Ghmmerschiefer und Sihkat 3 Der Feldspatanteil sondern meist 4 der Die von von um L der Gestems- Bedeutung) lhrer Ghmmerschiefer Karbonatgesteme resthche Gesteme schiefer wurde sudhchen Abschnitt Haufung Nelvazone Motto di Dentro Hornblendegneise Ghmmergneise Amphibohte und 393 Quarzite resthche Gesteme lm quarzitischen Grundgewebe Hezneb der unterschatzt, auch handelt Hornblendegarbensich nicht es um Albit Oligoklas L Heznek (1909, p pegmatitahnhchen Quarzgange 160 und 213) erwahnte systematische gegen die Gotthardgramte Zunahme kann nicht bestatigt werden 5 Alle alpmen Gestemstypen Alters Auch erne zeigen erne durch Kristallisation entstandene etwas zurucktretende Ghmmerwellung kann Striemung festgestellt werden, welche junger ist als die Striemung 6 In den Gestemen der Tremolaserie lassen sich erkennen, welche durch 7 Grosse und erne Eigenart zwei Kristalhsationsphasen destruktive, kataklastische Phase getrennt der Porphyroblasten khngen von waren Suden nach Norden Hornblendegarben lm nordhehen Teil der Zone von Motto di Dentro smd geregelt als in der Nelvazone 8 Die grobgemengte Struktur der Tremolaserie stellt weitgehend das struk turelle Abbild des sedimentaren Ausgangsmatenals dar Stoffbewegungsprozesse waren nur msofern bedeutend als es fur das Porphyroblastenwachstum notig war Obwohl die uberwiegende Zahl der Tremolagesteme fruher Sedimente waren, so ist das Vorkommen ernes mengenmassig untergeordneten magmatischen Anteils (Ergussgesteme oder Tuffe) moghch 9 Der Rotondogramt (Gotthardgramt) kommt als Herd fur erne Zufuhr \ on ab besser aphtischem Material (Natronzufuhr) nicht m Frage Der grossere 1\ atriumgehalt Tremolagesteme kann durch erne Mobilisation von natronreichen Losun gen wahrend der alpmen Metamorphose m der Tremolaserie selber, ohne Zufuhr Erne Zufuhr von aussen ist nur mi Zusammenhang mit der von aussen erfolgt sem alpmen Metamorphose denkbar Moghche Quelle Gebiet der Tessmer Alpen mit Herd ultrametamorpher Stoffmobihsationen 10 Abgesehen von der Tatsache des pratnadischen Alters der Tremolasene fehlen direkte Relationen fui erne weitere 4ussage uber das Alter Infolge der Zu ordnung der Natronzufuhr zur alpmen Metamoiphose ist em permisches Alter gewisser der Tremolaserie moghch B. Die Tremolaserie als geologisch-stratigraphische Einheit 1. Definition Das Fehlen emer emheithchen, durchgehenden Kartierung des sud¬ hchen Gotthardmassivs hat immer wieder zu unklarer Verwendung des 394 R. H. Steiger Begriffes „Tremolaserie" gefiihrt und verursacht. Dabei hat L. Heznee (1909, deutig verschiedene p. Missverstandnisse 157) die Tremolaserie ein- definiert: ,,Der als ,Tremolaserie' zusammengefasste Gesteinskomplex lehnt sich im Norden dem die zentralen an; siidlich ist er dureh Gotthardgneise begrenzenden Soresciagneis konkordant den Dolomitzug abgeschlossen, der dicht bei Airolo O.-W. streichend heriiberzieht." Schon Kbige dem Orthogneis (1918, p. 547) aber bezeichnet die Gesteinszone zwischen der Val Cadlimo (= Streifengneis) und den mesozoischen Gesteinen der Pioramulde als Tremolaserie, wahrend Albert Heim (1921, p. 194) noch auf die Definition L. Heznees zuriickgreift. Auch Ambtjhl (1928, 315) zahlt Gesteine Gegend des Sellapasses-Giubine Streifengneis anschliessend) zur Tremolaserie. P. Niggli (1936, p. 96) fuhrt die Bezeichnung ,,Tremolaserie im weiteren Sinne" ein, welche ebenfalls alle Gesteinszonen zwischen Streifengneis p. (also direkt siidlich an aus der den und Pioramulde umfasst. E. Niggli (1953, p. 352) bezeichnet zwar die ganze siidliche Paragneiszone des Gotthardmassivs als Tremolaserie, erwahnt aber (1953, p. 102), dass der Soresciagneis Gesteinsgruppe (zusammen Zweifel mit Gurschen- und zu einer alteren Guspisgneis) gehore. Auch ubernimmt die (1954) Bezeichnung nach Kbige. ausgezeichnete petrographische Arbeit Lauba Heznees war auch fiir die vorliegende Untersuchung wegleitend. Wenn die letztere demnach petrographisch nicht viel Neues bringen kann, wurde doch Wert gelegt auf eine genaue Kartierung. Ferner wurde versucht, die Tremolaserie stratigraphisch zu unterteilen sowie ihre Metamorphosegeschichte zu verfeinern. Die Untersuchungsergebnisse fiihrten zwangslaufig in zu einer Abtrennung der auf S. 475 Analogie zu Hafneb (1958, p. 319) Die — — definierten Pratoserie von der Tremolaserie L. Heznees. Die Pratoserie schiebt sich im des Westen, untergeordnet auch im Osten Untersuchungsgebietes, als einige hundert Meter machtige eigentliche Tremolaserie und den Soresciagneis, sie zwischen die Zone fehlt aber im zentralen Teil. Die Pratoserie unterscheidet sich im Gesteinsund Mineralbestand deutlich Tremolaserie; ihr voralpiner Metamorphosegrad war bedeutend hoher, Stoffmobilisationen und metamorphe Differentiationen, welche in der Temolaserie fehlen, spielten eine wichtige Rolle. Steile, fremdartige Faltenachsen, sowie diskordante Grenzen zur eigentlichen Tremolaserie weisen auf ein hoheres Alter der von der Pratoserie hin. Die Tremolaserie ist demnach die Gesteinszone, welche im Norden an Petrographie die Pratoserie — Silden durch den und Geologie bei deren Fehlen des siidliohen Gotthardmassivs den an Soresciagneis — 395 anlehnt und im Triaszug begrenzt ist. Die Grenze zwischen Pratoserie und Tremolaserie ist im Feld oft nicht scharf. Nach Hafner (1958, p. 327) fehlen in der Pratoserie die Hornblendegarben. Das nordlichste Auftreten Kriterium fiir die Grenzziehung dienen. typischen derselben kann daher als Die derart definierte Tremolaserie stellt eine geologisch-stratigraphiAusgangsmaterial wurde im gleichen Zeitraum unter ahnlichen Bedingungen gebildet und hat die verschiedenen Orogenesen und Metamorphosen in ahnlichem Umfange als ganzes erlebt. sche Einheit dar. Das 2. Der Verlauf der Tremolaserie Die Grenze zwischen Tremolaserie und Pratoserie ist von Val Tremola auf Quote 1710 Hochspannungsleitung) aufgeschlossen. Sie iiberquert liber Meer den Riale Sorescia und ist sehr schon Pt. 2404.7 (direkt iiber dem Seeleins bei Pt. 2338. Die Gotthardtunnel) Nordgrenze teren iiber den unteren SE-Grat von am Ausgang Bachtobel, direkt unter der (im m zu auf 2010 sehen sowie am am m Hohe Grat NE Sudende des der Tremolaserie verlauft im wei- P. Canariscio, Poncione di Pontino und Giubine, durchquert die Canaria zwischen Grasso di Froda und der Wasserfassung des Stollens und setzt sich fort iiber den Grat der Poncioni Negri (auf Quote 2440 m, NE des Sattels), Slidufer der Laghetti di Taneda, Poncione Garrioni, Sudhang des Corandoni bis siidlich Lago di Gehangeschutt verschwindet. Felsabhang oberhalb Airolos, die nordliche Talseite der Val Canaria mit Alpe Pontino, ferner Alpe Stabbiello, die Alpweiden nordlich von Lago Tom sowie den tieferen Talhang auf Dentro, wo sie unter dem Die Tremolaserie umfasst den der Nordseite Die deckt. von Val Piora. Siidgrenze der Tremolaserie Sie nordlich zieht der werkes (am Ticino, 0,5 km WSW tunnel bei 90 gegeniiber der Trias ist vielfach Transformatorenstation des Airolo) durch, durchquert ver- Lucendro- den Gotthard¬ und ist erst wieder im untersten Riale m vom Siidportal Dragone zu sehen. Sie iiberquert den dem Fussweg nach Pontino (auf Quote del Monte und Rutan dei Sassi nach Pautan. ist die Grenze auch Riale di Nelva 1500 Gegen deutlich zusammen mit m) und zieht oberhalb den Gipfel des P. Tom sichtbar, da sie eine ausge- morphologisch pragte Rinne bildet. Im Bereich des Lago Tom bis siidlich Lago di Dentro ist nirgends mehr ein direkter Kontakt zwischen Trias und Tremolaserie aufgeschlossen. 396 R. H. Steiger 3. Der Kontakt zwischen Tremolaserie und den angrenzenden Zonen Die Grenze zwischen Tremolaserie und Pratoserie kann nicht iiberall scharf gezogen werden, da sowohl die Pratoserie wie die nordliche Tre¬ molaserie Amphibolite fiihren und das nordlichste Auftreten von Hornblendegarben bei mangelhaften Aufschlussverhaltnissen oft nur an wenigen Stellen sicher bestimmt werden kann. Die Grenzziehung wird immerhin dadurch erleichtert, dass die Amphibolite der Pratoserie oft schone mit messerscharfen Grenzen zwischen hellen und Banderung zeigen dunkeln Lagen und auch ofters von Pegmatiten durchsetzt sind, welche der Tremolaserie fehlen. Die Schieferung beider Serien lauft im allgemeinen konkordant. Eine starke tektonische Verfaltung der Prato¬ serie lasst sich aber in einem Seitenbach des Riale Sorescia (Koord. 688,72/155,97, ca. 450 m SE Pt. 2147) beobachten. Recht gut kann die Grenze im GaregnastoUen festgelegt werden; schwieriger ist der Fall an — — der Oberflache. Die Pratoserie konnte vermutlich auch im Bereich zwi¬ schen den Pone. Negri und Pone. Garrioni noch als schmale Zone zwischen dem sudlichen Soresciagneiszug und der sicheren Tremolaserie ausgeschieden werden. Den in diesem Gebiet vorherrschenden Amphiboliten fehlen aber die typischen Merkmale, welche eine sichere Zuordnung zur Pratoserie rechtfertigen wiirden. Zwischen dem SE-Grat des Pos Meda und Val Canaria steht die Tremolaserie in direktem Kontakt mit dem Grenze kann auf 1—2 m typischen Soresciagneis. Die genau gezogen werden; des ofteren folgt sie einer bewachsenen Erosionsrinne. Wieder etwas problematischer wird Grenzziehung Soresciagneis und Tremolaserie zwischen Lago di Dentro, wo der siidliche Soresciagneisarm vereinzelt auch Lagen mit Hornblende- und Granatgesteinen fuhrt. die zwischen Piano Bello und Die Grenze zwischen Tremolaserie und der Trias ist im Bereich der ostlichen Tremolaserie nicht scharf. Die Grenzzone ist oft mehrere Meter machtig und fuhrt intensiv wechsellagernde serizitische Glimmerschiefer, Karbonatgesteine und Quarzite, deren Zuordnung Miihe bereitet. Die Grenzziehung ist auch trotz guter Aufschliisse im Gotthardtunnel und GaregnastoUen schwierig. Sicher ist, dass im Gotthardtunnel der grobporphyroblastische Hornblendeschiefer bei Tm. 94,9 ab Siidportal zur Tremolaserie gehort, wahrend der kornige Dolomit bei 82,3 m ab Siidportal noch zur Trias zahlt. Im GaregnastoUen tritt das erste Hornblendegestein bei Tm. 1073,0 ab Ritom auf; der letzte reine Dolomit wurde bei 1049,0 m ab Ritom geschlagen. Die mittlere karbonatfuhrende Glimmerschiefer, Grenze zwischen Dolomit und Gneis wurde von R. U. Wintbrhaltbe Petrographie und Geologie 397 des sudhchen Gotthardmassivs Beilage 1, Zuleitung der Garegna, Kraftwerk SBB; deponiert am Institut fur Kristallographie und Petro¬ graphie ETH Zurich) bei Tm. 1039 ab Ritom gezogen. Sowohl im Gotthardtunnel (bei Tm. 88,8 ab Sudportal) wie im Garegnastollen (bei 1049,0 und 1050,0 m ab Ritom) ist an der Basis des Triasdolomits ein Quarzithorizont zu beobachten, welcher 1—3 m machtig sein kann (vgl. auch Hafner 1958, p. 344). Der Quarzit dieser beiden Vorkommen weist auch mikroskopisch eine grosse Ahnlichkeit auf. Er grenzt im Gotthardtunnel an die Nelvazone, im Garegnastollen an die (geologischer Schlussbericht Ritom nordlichsten Schichten der Zone des Sasso Rosso und Trias zur gerechnet muss daher wohl werden. Die Grenze zwischen Trias und Tremolaserie ist demnach im Gott¬ hardtunnel bei 90,0 Garegnastollen m ab bei 1050,0 Sudportal (vgl. m ab Ritom zu Stapff 1880, p. primar. Bewegungen Grenze verwischt und die heute und im ziehen. Der Kontakt zwischen Trias und Tremolaserie Durch tektonische 43) war ursprunglich sicher wurde die scharf diskordante vorliegende konkordante Schieferung erzeugt. C. Die Gesteine der Tremolaserie I. ALLGEMEINE BESCHREIBUNG Tremolagesteine ist nur eine scheinbare. In Wirklichmannigfaltigen Gesteine aus nur neun Hauptgemengteilen aufgebaut. Quarz, Plagioklas, Biotit, Muskovit-Serizit, Chlorit, Hornblende, Granat, Karbonat und Zoisit-Epidot. Disthen und Staurolith treten stark zuruck. Die neun Hauptgemengteile kommen in fast alien Gesteinen, jedoch in unterschiedlichem Mengenverhaltnis, vor. Laura Hezner (1909, p. 159) bringt diese Tatsache in trefflicher Weise Die Vielfalt der keit werden diese zum so Ausdruck: ,,Die Verschiedenheit der Gesteine entsprmgt nur zum Teil emem verschiedenartigen Mmeralbestand, der mehr nach dem Mengenverhaltnis als nach der Art bringt die verschiedene Grosse im Grundgewebe, lhre Anordnung m Buschel, Garben, Reiben, Schlieren oder in gleichmassiger Emsprenkelung, auch lhre verschiedene Farbung, die mannigfaltigsten Gestemsbilder hervor, die wieder durch blattenge, schiefenge, fast massige, gestreckte und gefaltelte der emzelnen Komponenten wechselt. Vielmehr derselben, lhr Auftreten als Porphyroblasten oder Texturen variieren." folgende Beschreibung der Gesteinsarten beschrankt sich auf charakteristischen Typen, welche wie folgt ausgewahlt wurden und Die die nun 398 R. H. Reihenfolge in der Steiger ihrer Prozentzahlen sind eine Bedeutung aufgefiihrt sind (die angegebenen Abschatzung der Haufigkeit): 35% Glimmergneise (teilweise mit Reliktstrukturen) 30% Glimmerschiefer (zum Teil phyllitisch) 12% Hornblendeschiefer „L, i! -r-r , 1 TT ., „ , > Hornblende zum . J 7% Quarzite 5% Silikat-Karbonatgesteine 3% Amphibolite . ., leil Der Mineralbestand dieser jeweils quantitativ definiert, es Kalksilikatgesteine Gesteinstypen ist in Form einer Tabelle wobei die Variationsbreite nur herausgegriffenen Gesteinsgruppen sten Glieder der oben schen den einzelnen und Typen r.. garbeniormig 8% Hornblendegneise kommen natiirlich alle die wichtig- umfasst. Zwi- "Dbergange vor, so dass schwierig wird, ein Gestein definitiv dieser oder jener Gruppe oft zuzuordnen. 1. Glimmergneise Vorkommen In der Tremolaserie sind die Glimmergneise steinsart. Besondere Bedeutung haben der Tremolaserie, wahrend lichen Zone den Glimmerschiefern Glimmergneisen zuriicktreten. sie in der mittleren Zone hinter Es unterscheiden, die wie die vorherrschende Ge- sie in der siidlichen und n6rd- lassen folgt sich auftreten vier (vgl. Typen auch von Fig. 2 auf S. 448): Die der Biotitserizitgneise ist vor allem im westlichen Teil der (Nelvazone, vgl. S. 439) sowie im ostlichen Teil der nordim Bereich des Garegnastollens (Pontinozone, vgl. S. 444) Gruppe siidlichen Zone lichen Zone — verbreitet. Die Zweiglimmergneise sind — zur Hauptsache auf den siidlichen Abschnitt der Pontinozone beschrankt, im ostlichen Teil der Tremola¬ serie treten sie somit zusammen mit den Biotitserizitschiefern auf. Chloritgneise stehen vorwiegend in der mittleren Zone (Zone des Sasso Rosso, vgl. S. 441) an. Karbonatglimmergneise sind besonders an der Grenze zwischen der mittleren und nordlichen Zone der Tremolaserie beobachten. Auffallig Gesteinen in der Nahe des schiefer, S. 405). zu allgemeine Anhaufung von serizitfuhrenden Triaskontaktes (vgl. Abschnitt iiber Glimmer¬ ist die Petrographie und Geologie des siidliohen Gotthardmassivs Charakter Allgemeiner Die bilden Glimmergneise fallen Teil iiber 100 zum 399 allgemein durch ihre helle Farbe machtige Horizonte, wobei der m auf. Sie Mineral bestand aber - lagenweise ziemlich stark schwanken kann. Aus Glimmer gneisen (seltener Glimmerschiefern) bestehen zur Hauptsache auch die hellen - Zwischenlagen in den stromatitischen Hornblendegesteinen. VielWechsellagerung zwischen Glimmergneisen, Quarziten, Silikat-Karbonat- und Hornblendegesteinen beobachten (vor allem in den siidlichen Schichten der Tremolaserie). Gelegentlich treten schlierenartig diffuse Feldspatanreicherungen auf, die das Gestein teilweise konkordant, aber auch diskordant zur Schieferung durchziehen. Haufig sind konkordante Quarzadern eingelagert. Neben gutgeschieferten Lagen kommen auch massige, oft sehr harte Gesteinshorizonte vor. faeh kann man intensive Im Handstiick Die Biotitserizitgneise unterscheiden makroskopisch selten feststellbaren Biotitserizitschiefern oder skopisch sich vielfach nur durch ihren hoheren Plagioklasgehalt von den Granatserizitphylliten (vgl. S. 406, 407). Makro¬ lassen sich erkennen: Biotit, Serizit, etwas Chlorit, Hornblende — — zum Teil und/oder Feldspat, sparlichem Hornblendegehalt sind oft ziemlich grosse Hornblendegarben (bis 10 cm lang) ausgebildet, bei zunehmendem Gehalt (Ubergang zu Hornblendegneisen) werden die Hornblenden oftmals kiirzer und dicksauliger und wachsen mit Vorliebe schrag zur SchieferungsGranat sowie Quarz und selten etwas Disthen. Bei ebene. Das Vorherrschen von Serizit fiihrt welche offers auch Granat fiihren und damit ten iiberleiten. Ein Teil der zu zu Biotitserizitgneise phyllitischen Gneisen, Granatserizitphylli¬ den ist sehr arm an Glimmer - mineralien. Diese Gesteine zeichnen sich durch ihre helle Struktur und Varietat der massige Textur Biotitserizitgneise erfullt, welches dem Gestein aus. ist eine Eine von Farbe, kornige andere, meist gut schiefrige feinem dunkelgraue graphitischem Pigment Farbe verleiht. Die Unterscheidung zwischen Muskovit und Serizit ist zwar oft etwas subjektiv und gelegentlich gibt es auch Gesteine, in denen grosse Muskovitschuppen neben feinschuppigem Serizit auftreten. Aber es gibt immerhin eine recht deutliche Gruppe von unzweifelhaft muskovitfuhrenden Zweiglimmergneisen (Durchmesser der Schuppen bis 2 mm). Hornblenden oder Granat treten in diesen Gesteinen tendem Masse auf. Die Textur ist nur noch selten und in unbedeu- allgemein etwas massiger als bei den R. H. 400 Steiger Gneisen. Querbiotite sind wie bei den Biotitserizitschiefern weit- iibrigen verbreitet. Die (0 Chloritgneise fiihren 1—8 mm), seltener des oftern Porphyroblasten von Granat Hornblende, wobei die kleineren Kristalle von sind als die grosseren. Neben gut schiefrigen, eigengestaltig auch treten kornige Chloritgneise auf. Viele phyllitischen Varietaten, Chloritgneise sind von limonitisiertem Karbonat durchsetzt. In einigen Chloritgneisen des Garegnastollens kommen porphyroblastische Karbonatkristalle (0 1—5 mm) vor, welche zum Teil die Schieferung quer immer besser fast durchwachsen haben. Die kleine Gruppe Biotitserizit- bald der aus Karbonatglimmergneise den Chloritgneisen lasst sich bald aus den herleiten. Das Karbonat ist Lagen oder Linsen angehauft es tritt, Chloritgneisen, in Porphyroblasten auf. Die Gesteine haben alle eine gut schiefrige Textur. Die Glimmer der Glimmergneise sind mit Ausnahme der massigen Gesteinstypen immer ausgezeichnet nach der allgemeinen Nord-SiidLineation geregelt. In phyllitischen Gesteinen lasst sich haufig eine zu dieser Lineation parallel verlaufende Kleinfaltelung feststellen, in der sudlichsten Tremolaserie in seltenen Fallen auch eine mehr oder weniger — makroskopisch oder sichtbar — teilweise in wie bei den Tab. 1. Quantitativer Mineralbestand (in Volumenprozenten) Gesteinsvarietdten: (in Reihenfolge ihrer Haufigkeit) Muskovit- Serizt Chlorit Bioti Durehsehnitt und Biotitserizitgneise (Varietat: Serizitgneis, Biotitgneis) Zweiglimmergneise (Varietat: Muskovitgneis, gneis) Gran t Horn¬ blende Karbonat Hauptvariationsbreite 15 15 5 40 25 5 5 5 (5-35) (5-30) (0-10) (15-60) (15-40) (0-10) (0-10) (0-10) 15 15 5 45 25 (5-20) (5-25) (0-5) (35-50) (15-40) Biotit¬ CMoritgneis Karbonatglimmer¬ gneise Plagio- klas Quarz 5 10 20 35 25 5 5 (0-10) (0-20) (10-35) (5-50) (15-40) (0-10) (0-10) 5 15 5 35 25 15 (0-15) (5-30) (0-5) (15-50) (15-30) (10-20) und Petrographie Ost-West orientierte. Hornblenden zeigen des sudlichen Gotthardmassivs Geologie Die im kaum eine allgemeinen Regelung. sparlich. vorhandenen Merkmale Mikroskopische Muskovit Senzit nur 401 In den Zweiglimmergneisen bildet der Muskovit Schuppen lagenmassig angesammelt und oft dicht mit dem Biotit verwachsen Innerhalb der Lagen smd die Muskovite vielfach nur mehr oder wemger geregelt Selten tritt daneben auch noch femschuppiger, sekundar aus Plagioklas gebildeter Serizit auf. Ab und zu wird das Gestem von grosseren Schuppen durchschwarmt, welche nur gelegentlich zu unregelmassigen Lagen zusammentreten oder in Partien zu emem grobschuppigen Gewebe verwoben smd. Muskovitschuppen, veremzelt oder m Schlieren, wmden sich zum Teil auch schlangenformig zwischen Plagioklasporphyroblasten hmdurch und smd dabei oft eng verwachsen nut Biotit. Auch m den Karbonatghmmergneisen tritt gelegentlich von 0,6—1,5 mm 0 . Diese smd meist Muskovit auf, ebenfalls eng mit dem Biotit verwachsen. Der Serizit der oder teihveise Biotitsenzitgneise durchsetzt das Gestem recht oft in wirren Schuppchen (0,05—0,3 mm); ab und zu smd dieselben m wirren Schlieren, welche sich zum Teil der Faltelung anpassen, konzentriert. Auch filzartige Verwachsungen kommen vor. Sehr femschuppige, verunreimgte Serizitschlieren smd meist sekundar aus Plagioklas entstanden. Ofters treten auch nur veremzelte, kaum geregelte kleme Schuppen (bis 0,3 mm) auf. In lagigen Gestemsvanetaten smd die bis 0,4 mm langen Schuppen oft ausgezeichnet onentiert, lagig angeordnet und mit Biotit (oder auch Chlorit) langs ver¬ wachsen. Andere Gestemstypen werden von unzahligen, meist isolierten kleinen Schuppen (bis 0,2 mm) durchschwarmt, die fast immer gut geregelt smd und nur gelegentlich zu dichtem Senzitgewebe (mit unter sich parallelen Schuppen) zusam¬ geregelten kleinen mentreten. Biotit Der Biotit der welche sich mnerhalb gelegentlich der Lagen oft Zweighmmerschiefer zu ist oft bis 3 Nestern ausweiten, quer oder zeigen mm angehauft. uberhaupt kerne gross und Die in Schuppen Orientierung Muskovitlagen verwachsen Massigere Gestemstypen Biotite, welche isoliert vorkommen oder sammelt smd m fuhren oft nur stehen Haufig Parallelverwachsungen mit Muskovit auf Biotit kommt auch emzelten, isolierten Schuppen ( 0 bis 0,6 mm) vor; er ist ebenfalls ab und treten enge Lagen, m zu ver- mit sparlich Nestern und Schlieren etwas ange¬ geregelt In emigen Fallen wurden gleichbleibender Doppelbrechung allmahhch m erne grune Varietat ubergehen In den Zweiglimmergneisen ist die Mehrheit der Biotite fnsch, Chlontisierung spielt nur erne untergeordnete Rolle. In den Karbonatghmmergneisen treten zumeist 0,2—2,0 mm grosse Biotitschuppen auf, welche etwas lagig angereichert, innerhalb der Lagen zum Teil onentiert, zum Teil auch wirr gewachsen smd. Seltener wurden grosse Biotitporphyroblasten, welche quer m emem biotitreichen lepidoblastischen Grundgewebe sitzen, angetroffen. Die Biotite der karbonatreichen Gesteme smd allgeMeist smd sie nur undeutlich auch braune Biotite beobachtet, welche mem — bei — starker chloritisiert. Bei welche den Chlontgneisen gut geregelt, herrschen Biotitschuppen bald veremzelt, bald m Lagen von 0,2—2,0 mm 0 vor, auftreten und meist sehr stark 402 R. H. chloritisiert sind unter Steiger Aussoheidung von Sagenit. Querglimmer sind weit verbreitet. 1—6 mm) sind haufig stark xeno- Grosse, teils wirre Biotitporphyroblasten (0 mit vielen Einsohlussen von Epidot und Plagioklas ,,spiessigen" Chloritschuppen durchwachsen. Biotit tritt gelegentlich auch als Zersetzungsprodukt von Hornblende auf. Der Biotit der Biotitserizitschiefer ist haufig in Schuppen von 0,5 bis 3,0 mm kristallisiert und durchzieht das Gestein in gut geregelten, teils freistehenden, teils lagenartig angesammelten Blasten, welche haufig mit Serizit parallel verwachsen sind. Trotz der im allgemeinen guten Regelung treten oft zahlreiche Querbiotite ausgebildet blastisch und erfullt. Sie sind oft auch von auf. Noch ofters bilden die Biotite aber wirres Durcheinander em von kleineren Schuppen (0 0,5—3,0 mm). Auch grosse porphyroblastische Schup¬ bis 4 mm) sind haufig wirr gewachsen. Sie sind zumeist unter Sagenit(0 pen ausscheidung stark chloritisiert. Gelegentlich fuhren die Biotitserizitschiefer auch zahlreiche, wohlorientierte, kleine Biotite (0,4—1,0 mm 0), welche nur als frei- und grosseren stehende, absolut frische Schuppen auftreten. Der Pleochroismus schwankt uber grosse Arten unterscheiden lassen 1. (in der 3. 4. ihrer Wichtigkeit): dunkelbraun gelbbraun, gelblichbraun ins 2. Bereiche, wobei sich aber folgende Reihenfolge hellgelb farblos-hellgelb-braunlichgelb hellgelb-braunlichgelb Grunliche, (manchmal mit Stich Rotliche oder Oliv) opak gelbbraun-rotlichbraun-warmbraun grun-grunbraun schwarzbraun bis fast Chlorit: In den Chloritgneisen ist der feinschuppige Chlorit vorwiegend primar. unzahligen kleinen Schuppen (0,05—0,2 mm), welche den lepidoblastischen Anteil des Grundgut geregelt und meist freistehend gewebes bilden. In den gleichen Gesteinen ist ofters auch sekundarer Chlorit ver¬ breitet. Die aus Biotit entstandenen Chlorite sind bis zu 4 mm gross und haufig von Sagenitgeweben erfullt. Auch Hornblendekristalle sind oft vollig zersetzt und von emem Gewirr kleinpseudomorph nach der ursprunglichen Kristallform ster Biotit- und Chloritschuppen erfullt. Nur selten sind primare Chlorite (0,5 bis 2,0 mm) in Lagen konzentriert oder zu dichtem Gewebe verfiochten; dabei konnen auch radialstrahlige Aggregate oder „spiesschenartige" Chloritschuppen auftreten. Die Zweiglimmergneise und Karbonatglimmergneise fuhren kaum primaren Chlorit, hingegen ist er in den Biotitserizitgneisen ofters anzutreffen. Meist tritt er in kleinen, parallel zur Schieferung orientierten Schuppen (0,3—0,8 mm) auf und Er durchsetzt das Gestein in — — — — ist oft eng mit Serizit oder Biotit verwachsen; nur selten ist er in Schheren ange- hauft. Quarz: Der Quarz bildet in den meisten Fallen zusammen mit dem Plagioklas granoblastisches Grundgewebe (Korngrosse 0,05—0,2 mm), welches gelegent¬ lich etwas diffuse Korngrenzen aufweist. Dazwischen sind als Spatbildungen in Linsen oder Lagen grobkornige (0 0,5—1,5 mm) Quarzaggregate kristallisiert, ein welche sich durch ihre sauberen wasserklaren, ofters ineinander verzahnten Kristalle auszeichnen. Diese frischen weise In — ohne scharfe quarzreicheren Trennung Quarzaggregate von der treten zum Teil auch nester- Quarz-Feldspatmosaikstruktur Gesteinen setzt sich das — auf. granoblastische Grundgewebe im Petrographie allgemeinen aus eckigen, ausgesprochen schiefriger und Geologie des sudlichen Gotthardmassivs 403 kleinen Quarzkornern (0,05—0,3 mm) zusammen. Bei Quarzkristalle oft deutlich gelangt (bis Textur sind die lagenweise zwischen glimmerreichen Horizonten angeordnet. Strukturen sind verbreitet, wo vielfach grobe, eokige Quarzkristalle von 0,2—0,4 mm Komgrosse lose verteilt in einem Grundgewebe 3:1) und Auch heteroblastische von feinen Quarzkornern (0 0,05 mm) sitzen. Bei stark schiefrigen Gesteinen sind gelangt und durchsetzen das Gestein in Lagen. Plagioklas der Zweiglimmergneise weist mehrheitlich die allem die grossen Quarzkristalle vor Plagioklas: Der Zusammensetzung eines Albites auf und ist in grossen recht idioblastischen Indi- viduen (0,5—2,0 mm; zum mit Durchmessern bis zu Teil porphyroblastisch bis -Mastisch oder porphyrisch 5,0 mm) kristallisiert; diese sind auffallig frisch, zeigen ganze Systeme von Spaltrissen und fiihren viele beliebig verteilte Einschltisse von hauptsachlich Quarz und Muskovit. Ungewohnlich ist ferner das Vorherrschen von einfachen Zwillingen (nach dem Karlsbader Gesetz) gegeniiber der iiblichen polysynthetischen Verzwillingung9). Plagioklase basischerer Zusammensetzung (Andesin) haben Korngrossen von 0,05 bis 0,1 mm und sind fast immer mosaikartig mit dem Quarz verwachsen. Bei den Karbonatglimmergneisen tritt fast ausschliesslich Andesin (0,05 bis 1,0 mm) in Mosaikstruktur auf, wobei die Korngrenzen men zum Teil etwas verschwom- sind. Ahnlich steht es bei den Chloritgneisen; Rund die Halfte der Proben wurden als Oligoklas -Andesin. Die Biotitserizitgneise Quarz Hauptsache Andesin, der zusammen mit dem mm 0 das granoblastische Grundgewebe Bereich zerfliessen die Plagioklaskristalle ofters zu amobengrosseren Individuen (0,5—1,0 mm) mit verschwommenen in kleinen Kornern aufbaut. Im kleinen artig-diffusen etwas Quarzeinschlussen. Stark von zur 0,05—0,2 verbreitet ist aber auch Albitoligoklas, der sowohl kristallisiert, als auch in grosseren Xenoblasteri (0,5—2,0 mm) mit myrmekitartigen Quarzeinschlussen von 0,03—0,1 mm Lange. mosaikartig wie fiihren nur ist der Plagioklas deutlich saurer. Albitoligoklas bestimmt, der Rest als der Andesin Seltener bildet der Albitoligoklas mit 2—5 mm grossen xenoblastischen Indi¬ grobkornigen Grundgewebes, in welchem die iibrigen, wesentlich kleineren Gemengteile schwimmen (poikiloblastische Struktur). In einigen Biotitviduen eine Art serizitgneisen tritt auch fast reiner Albit auf, welcher sich grosse (porphyroblastische bis -klastische) Kristalle mit vielen Quarz- und Glimmereinschliissen auszeichnet9). Karbonat: Beim Karbonat der um teil ( 0 granoblastischen einfachen Karbonatglimmergneise Kalzit. Dabei sind kleine Korner des durch frische 0,5—1,5 von 0,2—0,3 Grundgewebes, bald mm handelt Zwillingen es mm und sich meistens Durchmesser bald Bestand- xenoblastische treten Kristalle 0,2—0,5 mm) in Lagen, Nestern oder auch vereinzelt auf. In einigen Gesteinen kommen grosse wobei aber das eigengestaltige Porphyroblasten bis zu Grundgewebe frei von Karbonat bleibt. Qranat: Xenoblastische, einschlussreiche Granate Teils sind die Kristallformen noch isometrisch und Einschlussen durchbrochen, teils setzt sich aber das vollig 5 (0 nur mm Durchmesser vor, mm) wiegen vor. die Kristallflachen von 2—10 granoblastische Grundgewebe durch den Kristall hindurch. Dazu ist derselbe oft samt seinen Einschlussen 9) Vgl. Bemerkungen iiber die Struktur der Glimmergneise, S. 404. R. H. 404 in der Schieferung gestreckt Langserstreckung zur 1—5 mm) smd zum worden. Es lassen sich auch beobachten. Teil Steiger vollig frei Idioblastische von haufig Spaltrisse Granate (0 senkrecht 0,1-—0,4 mm; Emschlussen. Nur selten smd die Granate leicht chloritisiert. Hornblende: Die Mehrzahl der Hornblendekristalle xenoblastisch und quer oder schrag zur (0,05—10 cm) Schieferung gewachsen. Das smd stark granoblastische Grundgewebe setzt sich meistens unbekummert durch diese Kristalle hindureh. Die Chloritisierung und Biotitisierung ist vielfach weit fortgeschntten; oft ist nur noch eme zur alten Hornblendekristallform pseudomorphe Ansammlung von femen Biotit- und Chloritschuppchen (haufig parallel zur allgememen Schieferung angeordnet!) zu sehen. Relativ frische idioblastische Hornblendestengel (bis 0,5 cm lang) mit wenigen Emschlussen werden nur selten angetroffen. Akzessorien Epidot-Zoisit, Apatit, Zirkon, Turmalm, Rutil, Titamt, Staurohth, Orthit, kohhges Pigment; Erzmmeralien: u. a. Pynt, Hamatit, Limonit. • Die bei den Glimmergneisen vorherrschende Struktur ist porphyrograno-lepidoblastischem, zum Teil auch nur granoblastischem Grundgewebe. Homoo-granoblastische Strukturen sind fast nur bei den glimmerarmen Karbonatglimmergneisen verbreitet. Bei den Zweiglimmergneisen und Biotitserizitgneisen tritt ofters eine fur die Tremolaserie an sich fremdartige Struktur auf. Es handelt sich um eine bald deutliche, bald etwas uberpragte Eeliktstruktur, welche sich einerseits als porphyroklastisch (zerbrochene und verbogene grosse Albitkristalle mit Mortelkranz) eventuell auch blastoporphyrisch (nach teilweise erfolgter Rekristallisation), anderseits auch als blastopsammitisch deuten lasst. Die Textur der Glimmergneise ist mehrheithch deuthch kristallisationsschiefrig, ofters auch lagig, glimmerarme Gneise sind meist undeutlich bis verworren schiefrig. Verhaltnismassig selten treten massige Typen auf. blastisch mit Mineralfazies Die kristallisationsschiefrigen Zweighmmergneise sind der hohertemperierten Mesozone zuzurechnen, wahrend die porphyroklastischen, massigeren Varietaten sowie die Chlontgneise zur Epizone gehoren. Zwischen Epi- und Mesozone stehen die Biotitserizitgneise und die Karbonatghmmergneise. Die Biotitserizitgneise, Karbonatghmmergneise sowie die schiefrigen Zweighmmergneise werden infolge ihres vorwiegenden Andesingehaltes zur hochtemperierten Epidot-Amphibolitfazies gezahlt, die Chloritgneise hingegen sind bei P-T-Bedingungen umgewandelt worden, welche an der Grenze zwischen Grunschiefer- und Epidot-Amphibolitfazies herrschen. Petrographie und Geologie des siidlichen Gotthardmassivs 405 Herkunft Glimmergneisen der Tremolaserie existieren nur zwei cheAnalysen (L. Hezner 1909, p. 198 und 199), wovon die eine (von einem muskovitfuhrenden Karbonatbiotitgneis) auf sedimentaren Ursprung hindeutet; das Gestein ist aus einem mergeligen Ton entstanden. Von den mische In vereinzelten Fallen ist auf Grund des Dunnschliffbildes eine Ent- stehung aus tonhaltigem Arkosesandstein anzunehmen. Die andere Ana¬ lyse (von einem serizitfiihrenden Albitgneis) entspricht derjenigen eines Aplites von natrongranitaplitischem bis natronengadinitgranitischem Charakter. Die porphyroklastische bis blastoporphyrische Struktur und die massige Textur dieses Gesteines machen eine intrusive bis pneumatolytische Herkunft wahrscheinlich. Gegeniiber Gneisen eindeutig sedimen¬ taren Ursprungs treten diese massigen Gesteine jedoch zuriick. Sie umfassen nach zur Zeit vorliegenden Beobachtungen aber immerhin 20—25% der in diesem Kapitel beschriebenen Glimmergneise und gehoren vor allem der Gruppe der Zweiglimmergneise an, sind aber auch bei den glimmerarmen Biotitserizitgneisen anzutreffen. Die Chloritgneise konnen ihres niedrigen Kalziumgehaltes wegen nicht unbedingt von dolomitischen Sedimenten hergeleitet werden. Vielmehr kann angenommen werden, dass ein Teil des Ausgangsmaterials tuffogenen Ursprungs ist. 2. Glimmerschiefer (zum Teil phyllitisch) Vorkommen Glimmerschiefer im weiteren Sinne sind in der ganzen Tremolaserie weit verbreitet. Erst bei einer der vor Abschnitt (vgl. Verteilung taten c und Unterscheidung von verschiedenen Varied) lassen sich einige Gesetzmassigkeiten in erkennen. Die grosse Gruppe der Biotitserizitschiefer ist allem in der siidlichen Zone (Nelvazone, vgl. S. 439) sowie in der nordlichen Zone der Tremolaserie treten. Die Zweiglimmerschiefer (ostliche Pontinozone, vgl. S. 444) kommen in alien Zonen vor, ver- sind aber besonders im ostlichen Teil der Tremolaserie im Bereiche der nordlichen Zone massiv Hauptsache angehauft. Die Gruppe der Granatserizitphyllite zur auf die westliche Tremolaserie innerhalb der siidlichen und mittleren Zone beschrankt. Chloritschiefer sind relativ nur ist sparlich und treten in der mittleren Zone auf. festgestellt werden, dass Serizitgesteine im allgemeinen am Sudrand der Tremolaserie angereichert sind, unabhangig davon, welche Zone mit der Trias in Kontakt steht (vgl. auch Kartenskizze auf S. 448). Es kann 406 R. H. Steiger Allgemeiner Charakter Die Glimmerschiefer nehmen recht oft Mineralbestand, die Struktur machtige Horizonte ein. Ihr und Textur schwanken in weiten Bereichen und konnen lagenweise sowie im Streichen vollig wechseln. Typische Beispiele zeigen vor allem die Granatserizitphyllite, welche haufig Wechsellagerung mit dezimetermachtigen, rotlichen quarzitischen solche in Schiefern stehen. Dazu ist das ganze Gestein oft stark verfaltet. Bei den Zweiglimmerschiefern und Biotitserizitschiefern wechseln vielfach helle granatfiihrende Horizonte mit biotitreichen Lagen. Dazwischen sind des kleine, konkordante Quarzlinsen oder auch Quarzschmitzen oftern ist die oft von Lange eingeschaltet. Auffallig wellenformige ferung; nicht selten ist das Gestein intensiv verfaltet. Die Verwitterung greift gem tief hinein und gibt dem Gestein ein erdiges Aussehen. 20—50 cm Schie- Im Handstiick Die Gruppe der Biotitserizitschiefer umfasst infolge ihres stark schwanquantitativen Mineralbestandes recht uneinheitliche Gesteins- kenden typen. Glimmerreiche Gegensatz alle zu massigen tjbergangsglieder Varietaten fast mit phyllitischer Textur stehen im quarzitischen Gesteinen; dazwischen kommen Die phyllitischen Biotitserizitschiefer lehnen besprochenen Granatserizitphyllite an und zeichnen sich durch ihren hohen Serizitgehalt, die weitgehend homooblastische Struktur und ihre meist gefaltelte Textur aus. Gelegentlich sich eng an vor. die weiter unten fiihren sie kleine Granate (0 < Knotenschiefern 1 mm), welche ihnen das Aussehen von geben. Haufig kohliges Pigment, welches ihnen eine grauschwarze Farbe verleiht. Die quarzitischen Biotitserizitschiefer haben meist porphyroblastische enthalten diese Gesteine ein Struktur und fiihren Granate (zum Teil 0 > 1 cm) und/oder zierliche Hornblendegarben bis 10 cm Lange (umfassen einen Teil der Hornblendegarbenschiefer L. Hezners). Die Gesteine sind hart, brechen unregelmassig; die Bruchfiachen sind mit Serizithautchen uberzogen. Diese Gesteinsart bildet das tlbergangsglied zu den Quarziten. Zwischen diesen beiden serizitschiefer mit bald Grenztypen liegt die Hauptmasse der Biotit¬ porphyroblastischen, bald + homooblastischen Strukturen. In vielen Fallen ist Granat vorhanden Hornblende tritt im allgemeinen (0 0,1—0,8 cm); zuriick. Der Serizit ist Haupttrager Textur, die Biotite sind oft leicht porphyroblastisch und stehen Die treten der quer. Gruppe der Zweiglimmerschiefer ist charakterisiert durch das Aufvon grobschuppigem Muskovit neben im allgemeinen reichlichem Petrographie und Geologie 407 des siidlichen Gotthardmassivs Biotit. Der letztere ist wohl hating etwas porphyroblastisch aber nur querorientiert. Hornblendegarben (5—7 cm lang, ofters biotitisiert) oder Granate (0 kleiner als 0,5 cm) sind sparlich zu finden. Nur selten fiihren die Zweiglimmerschiefer Graphit. Die Textur ist im allgemeinen deutlich schiefrig; vereinzelt treten aber auch massige Typen auf. Die Granatserizitphyllite sind helle, seidenglanzende und sehr feinschiefrige, gefaltelte Gesteine, welche durch ihre grossen Granate (0 0,5 bis 3,0 cm) auffallen. Die Serizitschuppchen sind ausgezeichnet geregelt mit einer zur Lineation parallel verlaufenden intensiven Kleinfaltelung. Vor allem die grossen Granatporphyroblasten sind gut eigengestaltig; sie zeigen alle Rhombendodekaeder. Schon makroskopisch lassen sich Spaltrisse sowie zahlreiche Einschlusse erkennen. Die ofters auf dem Hauptbruch sichtbaren Knoten werden durch darunterliegende Granate verursacht. Nicht selten ist der Phyllit durch kohliges Pigment dunkel gefarbt. Der akzessorische Staurolith kann ebenfalls von blossem Auge gesehen werden; er bildet Nadeln von 2—5 mm Lange. Die ChloritscMefer fiihren vielfach schone Hornblendegarben (bis 10 cm lang); nur sehr selten tritt daneben auch Granat (0 bis 1 cm) mit + xenoselten Tabelle 2. Quantitativer Mineralbestand (in Volumenprozenten) Gesteinsvarietaten: (in Reihenfolge Bedeutung) ihrer Muskovit- Serizt Bioti vyiu Plagioklas Quarz Durchschnitt und Biotitserizitschiefer Varietat: Biotit- Gran t Horn¬ blende Karbonat Bedutne Akzesorin Hauptvariationsbreite 35 15 .5 35 10 5 5 (5-80) (5-30) (0-10) (10-60) (5-15) (0-10) (0-15) 30 20 5 30 10 5 10 (5-50) (5-30) (0-10) (20-50) (0-15) (0-10) (0-15) Staurolith Turmalin schiefer, Serizitschiefer ZweiglimmerscMe - fer (mit Muskovit) Varietat: Biotit- schiefer, Muskovitschiefer Granatserizit- phyllit Chloritschiefer 35 5 5 30 10 10 (25-55) (0-15) (0-5) (10-45) (5-15) (5-15) 40 30 5 (0-5) (30-45) (15-40) Staurolith 10 15 (5-15) (0-20) 408 R. H Steiger blastischen Formen auf. Das Gestem ist bncht es unregelniassig und ist der Chlorite ist sehr deuthch zuckerkornig zu Mikroskopische Muskovit Serizit gut geschiefert, dennoch anzufuhlen beobachten, Das Gestein wittert ockerfarben hingegen. zwar erne Die Lineation Kleinfaltelung fehlt an. Merkmale tritt in Schuppenlagenweise angehauft, wobei erne Lage auch nur wenige Sohuppen machtig sein kann Innerhalb der Lagen sind die Muskovitblatter bald streng parallel zur Schieferung angeordnet, bald sind sie ver bogen und verfaltelt oder bilden zopfartige Verfleohtungen Diese Lagen verwach sen ofters miteinander zu einem mehr oder weniger dichten fllzigen Gewebe Der Senzit der Phylhte (0,02—0,4 mm) tritt haufig m einem bald lockern, bald dichtern filzartigen Gewebe auf, wobei nur ein Teil der Schuppen parallel zur meist gefaltelten Textur lauft In vielen Bereichen smd die Serizitschuppchen zu einem grossen wirren von Der Muskovit 0,4—2,0 mm Zweiglimmerschiefer der auf Meist ist er Gefilz verwoben Die Textur des Serizitfilzes bncht zuweilen am Rande von Granatporphyroblasten abrupt ab, zum Teil schmiegt sie sich aber auch den Konturen des Kristalles an In quarzitischen Phylhten bilden lockere Serizitschheren, Richtungen durchziehen, oft ein netzartiges Gewebe Serizitschuppchen von 0,05—0,2 mm Lange vor, welche das Gestem in losen Schheren parallel zur Schieferung durchziehen und dabei teilweise zu filzartigem Gewebe zusammentreten Haufig wird das Gestein von Serizitschuppen durchschwarmt, welche nur undeuthch geregelt sind und gelegenthch auch wirre Nester bilden Grossere, streng orientierte Schuppen (zum Teil bis 0,4 mm lang) bilden ab und zu Lagen, welche das Gestein in regelmassigen Abstanden parallel zur Schieferung durchsetzen, dabei treten haufig Parallelverwachsungen mit Biotit auf Der Serizit kann innerhalb solcher Lagen auch unregelmassig oder zopfartig verwachsen sein Serizitreiche Gesteine sind oft volhg von lockerem bis dichtem Senzitfilz (0,03—0,3 mm) erfullt, wobei die Schup pen bald wirr verwoben smd, bald lagenweise parallel zur Schieferung stehen oder sich einer Kleinfaltelung anpassen Feinstschuppige, unsaubere, teilweise pigment fuhrende Serizitlagen (0,01 mm) sind meistens durch Umwandlung aus amoben artigen, gestreckten Plagioklasen entstanden welche das Gestein in alien Bei den Biotitserizitschiefern herrschen Biotit In den Biotitserizitschiefern xenoblastischen Schuppen (0 Schieferung liegen parallel zur grossen Biotitschuppen 1—4 treten die Biotite vielfach mm) auf, welche Typisch gruppen smd zahlreiche grosse schemen oft zerfetzt und fuhren kommen auch klemere zum oder in grossen, lagenweise Querbiotite Die Teil Einschlusse Biotitschuppen (0,05—1,0 mm) vor, welche ohne m grosser Zahl und gut emgeregelt das Gestein durchziehen Grosse xenoblastische Schuppen (0 2—3 mm) sind auch oft zu wirren Nestern aggregiert, in gefaltelten Gestemen passen sie sich zum Teil etwas der Faltelung an, mcht selten durchwachsen sie aber als Porphyroblasten jeghche Textur des Gestems Sekundare Biotite sind gelegentlioh pseudomorph nach Hornblenden kristalhsiert, wobei mi allgememen kleine parallel zur Schieferung gerichtete Schuppen die ehemahge Kristallform der Hornblende erfullen Haufig Lagen oder Schheren zu bilden Petrographie In und Geologie 409 des siidlichen Gotthardmassivs den Zweiglimmerschiefem zeigen sich ahnliche Erscheinungsformen des Schuppen zum Teil bedeutend grosser (bis zu 8 mm 0) und sie sind haufig aueh weniger gut geregelt. Bei den Phylliten treten gelegentlich idioblastische Biotitschuppen (0,2—2,0 mm) auf, welche quer zur Serizitschieferung stehen. Die Chloritisierung (meist unter Sagenitaussoheidung) ist allgemein in diesem Gesteinstyp weiter fortgeschritten. Auf Grund des Pleochroismus konnen drei Gruppen von Biotiten unterschieden werden (in der Reihenfolge ihrer Wichtigkeit): Biotites. Nur werden die 1. hellbraunlichgelb- dunkelbraun bis dunkelrotlichbraun bis schwach dunkelgriinlichbraun schwarzbraun bis griinschwarz gelblich gelbbraun farblos-hellgelblich 2. 3. Ghlorit: Der Er hangt teils gut wirres zum primare Chlorit der Chloritschiefer ist Teil in Schlieren zusammen das stellenweise opak zu feinschuppig (0,05—0,3 mm). und bildet meist ein Netz geregelten Schuppen. Gelegentlich Netz, bis fast hellrotbraun-hellbraun dichtem Filz von bilden grossten- ungeregelte Schuppchen zusammengewachsen ist. ein Primarer Chlorit tritt auch in den andern Glimmerschiefern auf. Er ist bald feinschuppig und bildet ein wirres Netz bis Gefilz in den Zwickeln der blasten, bald ist er zu scheinbar spiessigen Kristallen ausgewachsen, Porphyro- welche quer oder schrag zur Schieferung stehen und in grosseren Biotit- oder Hornblendeporphyroblasten zu stecken scheinen. In vereinzelten Fallen kommt syngenetischer, gut geregelter Chlorit an der Seite von gleich grossen Serizitschuppen vor. Grosse xenoblastische Schuppen (0 bis zu 2 mm) mit Einschlussen sind fast immer sekundar aus Biotit entstanden. Sagenitgewebe im Chlorit ist ein sicheres Indiz dafiir. Hornblendeporphyroblasten sind gelegentlich ganz erfiillt von einem wirren Filz von Biotit und Chlorit. Quarz: Gelangte Quarzkorner (0,05—0,2 mm) treten haufig vereinzelt oder in Zwischenlagen in lepidoblastischem Grundgewebe auf, wobei sie sich der gefaltelten Textur anschmiegen. Zuweilen sind sie auch in Nestern angesam- Zeilen als oft melt. Grobe, frische Quarzkristalle (bis 1,0 mm 0) sind vielfach in konkordanten aggregiert. In quarzreichen Gesteinen kann ofters ein granoblastisches Grundgewebe beobachtet werden, das aus kleinen, eckigen oder gerundeten, teils Linsen (0 0,05—0,3 mm) besteht. Nicht selten konnen zwei Quarz unterschieden werden: auch verzahnten Kornern Generationen 1. von feine Kristalle (0,02—0,05 mm), aufweisen und 2. die zum Teil unsauber sind, verschwommene Plagioklaskornern ein Korngrenzen granoblastisches Grundgewebe bilden, welches das Gestein netzartig iiberzieht; frische grossere Quarzaggregate (Korngrossen 0,2—0,3 mm), welche sich in Lagen zusammen mit ebensolchen oder Linsen dazwischenschalten. Plagioklas: Bei den Biotitserizitschiefern herrscht zwar Andesin vor, aber auch Oligoklas und Albitoligoklas sind deutlich vertreten. Es sind meist etwas diffuse, zeilig angeordnete kleine Korner (0,02 mm) mit unscharfen Quarzeinschlussen, welche vielfach zu linsenartigen Aggregaten (bis 0,8 mm) zusammengewachsen und ofters stark zersetzt sind. Haufig treten auch diffus-amobenartig, parallel R. H. 410 der Schieferung gestreckte Quarzeinschlussen Der Individuen Steiger (1,0—1,5 mm) mit zahlreichen unverdauten auf. Plagioklas der Zweiglimmerschiefer Albitoligoklas fehlt praktisch. tritt zuriiek, xenoblastisch, oft bis Daneben treten 2 mm gross und diffus-amobenartige ist vorwiegend ein Andesin, Oligoklas Die Kristalle sind mehrheitlich stark von kleinen Quarztropfchen durchsetzt. Individuen wie bei den Biotitserizitschiefern auf. Diese letztere Struktur herrscht auch bei Phylliten vor, wobei allerdings die (Albitoligoklas). Mosaikartige Verwachsungen zwischen Plagioklase feinkornigem Andesin und Quarz (Korngrosse am 0,1 mm) wurden nur bei den Chloritschiefern angetroffen. Granat: Die makroskopisch idiomorph erscheinenden Granatporphyroblasten der Phyllite zeigen unter dem Mikroskop zum Teil unregelmassige von Grundgewebe saurer sind erfiillte Rander. Etliche Granate fiihren auf der einen Seite des Minerals sauber begrenzte Kristallflachen, auf der Riickseite meist granoblastische Grundgewebe hinein. aber zerfliessen sie amobenartig ins Vielfaeh weisen die Granate einen Teil von sehr feinkornigen Quarz¬ s-formig angeordnet sind und auf eine Bewegung des Gesteins wahrend des Granatwachstums schliessen lassen. Gelegentlich trifft man auch grossere Einschliisse, zum Beispiel Zoisitstengel (bis 1 mm lang) oder Erzmineralien. Mehr oder weniger regelmassige, unter sich parallele Spaltrisse stehen oft senkrecht zur Schieferungsrichtung des Grundgewebes. Diese Risse sind oft mit einer gelartigen, gelbbraunen Masse angefiillt. Kleine idioblastische Granat¬ porphyroblasten (0 1—2 mm) sind zum Teil in Gruppen zusammengeballt und von relativ grossen Einschliissen (0 0,2 mm) unregelmassig durchsetzt. In den Phylliten sind aber auch vollig xenoblastische Granate (0 bis 1 cm) verbreitet. Diese sind nicht selten parallel zur Schieferung gelangt oder sonst durch unzahlige Einschliisse vollig formlos. In den anderen Gesteinstypen treten ahnliche Formen von Granaten auf. Besonders auffallig sind jedoch vollkommen xenoblastisch ausgewalzte Individuen (bis 1 cm 0), welche polypen- oder skelettartig in der Schieferungsrichtung zwi¬ schen dem Grundgewebe vorgewachsen sind. Graphitfuhrende Schiefer fiihren ofters kleinere Granatidioblasten (0 1 mm), welche von sparlichen, parallel angeordneten, aber senkrecht zur Schieferung stehenden Einschliissen durchsetzt sind. Die Kristalle sind als bereits ausgewachsene Porphyroblasten nochmals bewegt worden. Das von kohligem Pigment erfiillte Grundgewebe umfliesst den Kristall in Schieferungsrichtung. Das Pigment ist an den Stellen starkster Pressung angeDurchmesser von uber 1 cm auf. Sie sind zum einschlussen durchsetzt, welche oft leicht hauft, im Druckschatten sind Ansatze zu Quarzneukristallisationen sichtbar. Hornblende: Die Hornblendekristalle erscheinen unter dem Mikroskop im allge¬ vollig formlos, sind siebartig von unzahligen Einschliissen durchschwarmt und/oder weitgehend in Zersetzung begriffen. Karbonat: Xenoblastische Korner (0,1—0,4 mm) treten vereinzelt, in Nestern oder in Schlieren auf. Staurolith: Der Staurolith ist in den Biotitserizitschiefern und Phylliten ein haufiges Akzessorium. In den ersteren kommt er in kleinen (0,4—2,0 mm), vollig xenoblastischen, parallel meinen zur Schieferung gestreckten Individuen vor, welche auch voller Einschliisse sind. sind die Kristalle grosser (bis mm) und im allgemeinen besser (gelegentlich zusammen mit etwas Disthen) in Zonen erhohten Stresses um Granatporphyroblasten herum kristallisiert. Turmalin: Dieses Mineral tritt ebenfalls haufig akzessorisch auf. Stengel bis In den Phylliten idioblastisch. Die Staurolithe sind mit Vorliebe 8 Petrographie zu 0,3 mm gefarbten und Geologie des siidliohen Gotthardmassivs 411 sind nicht selten anzutreffen. Viele Turmaline haben einen dunkel Lange Kern. Der Pleochroismus ist betrachtlich und schwankt zwischen n_ und nw schwarzgrun oder schmutziggriin. Die Kristalle durehziehen das Gestein bald in Schwarmen, bald sind sie nester- oder lagenweise kon- rotlich oder graulich zentriert. Ahzessorien: Turmalin, Staurolith, Epidot-Zoisit, Apatit, Disthen, Sagenit, Titanit, Limonit, Rutil, kohliges Pigment, Monazit, Orthit, Zirkon; Erze: u. a. Pyrit, Hamatit, Ilmenit. Die Struktur der Glimmerschiefer ist fast immer mit porphyroblastisch vorwiegend lepidoblastiuntergeordnet kommen homoolepidoblastische grano-lepidoblastischem, schem Grundgewebe. Strukturen Nur zum Teil auch vor. Die grosse Mehrzahl der Glimmerschiefer schiefrige bis lagige seltener treten Textur. Ofters lasst sich verworren schiefrige zeigt eine kristallisationseine Kleinfaltelung erkennen; Texturen auf. Mineralfazies Granatserizitphyllite und Chloritschiefer gehoren der etwas hoher temperierten Epizone an; erstere sind durch das akzessorische Auftreten von Staurolith und Disthen, letztere durch ihren Andesingehalt mit der Mesozone verbunden. Die Zweiglimmerschiefer sind durch ihre Muskovitund Andesinfiihrung typomorph fur die Mesozone, wahrend die Biotitserizitschiefer eine vermittelnde Stellung zwischen Epi- und Mesozone einnehmen. Nach der Faziesklassifikation miissen die Serizitphyllite infolge ihres Almandin- (vgl. S. 436) und Albitgehaltes sowie die Chlorit¬ schiefer der tieftemperierten Epidotamphibolitfazies zugerechnet werden. Staurolith und Disthen sind nach verschiedenen Autoren (vgl. Ramberg Die 1952, p. 147) Leitmineralien flir diese Fazies. Die Biotitserizitschiefer Andesingehaltes wahrscheinlich etwas hoher temperiert. Die relativ am hochsten metamorphen Zweiglimmerschiefer sind vermutlich der hochtemperierten Epidotamphibolitfazies zuzuzahlen. waren wegen ihres Herkunft (1909, p. 189—191) hat drei zur Tremolaserie gehorende analysiert, aus welchen der sedimentare Ursprung dieser Gesteine eindeutig hervorgeht. Danach sind die Granatserizitphyllite (und damit auch die ahnlich zusammengesetzten Zweiglimmerschiefer) aus einem ursprunglichen Ton entstanden, die Biotitserizitschiefer aus einem tonreichen Mergel. Die meist hornblendefiihrenden Chloritschiefer (vgl. L. Heznbr 1909, L. Hbzner Glimmerschiefer 412 p. R. H. Steiger 170) konnten auf Grund ihres Tonerdeiiberschusses ebenfalls als Sedi- mentderivate gehalt, gedeutet werden; auffallig ist der nicht allein durch dolomitisches werden kann, da das MagnesiumAusgangsmaterial erklart in der Analyse fehlt. Das nur der hohe entsprechende Kalzium letztere kann zwar schon vor der Metamorphose herausgelost worden sein. Dennoch sprechen einige Griinde (vgl. S. 449) fur eine Entstehung der chloritreichen Gesteine aus teilweise tuffogenem Ausgangsmaterial. 3. Hornblendeschiefer Vorkommen Hornblendeschiefer in der mittleren Zone der Tremolaserie spielen sowie in der nordlichen Halfte der nordlichen Zone eine bedeutende Rolle, wahrend sie im siidlichen Teil der Tremolaserie stark zuriicktreten. Wie bei den Amphiboliten und Silikat-Karbonatgesteinen ist eine gewisse Haufung suchungsgebietes festzustellen, wahrend sie im Bereich Orello-Alpe Stabbiello nur sparlich anzutreffen sind. Auffallig ist ferner die Tatsache, dass die in den Oberflachenprofilen iiber Gotthardtunnel und Garegnastollen gefundenen Hornblendeschiefer in der Tiefe in Hornblendegneise iiberzugehen scheinen. Die entsprechenden in den Tunnelaufschliissen angeschlagenen Hornblendegesteine weisen oftmals einen bedeutend hoheren Plagioklasgehalt auf. der Vorkommen im ostlichen und westlichen Teil des Unter- Allgemeiner Die Hornblendeschiefer sind Charakter wohl Tremolaserie. Die das beriihmteste Gestein der Hornblende, mannigfache Ausbildung schiedenartige Anordnung und der standige Wechsel im Mineralbestand, erzeugten eine Fiille der von ihre ver- schonen Gesteinsbildern. Ein Grossteil der Horn¬ blendeschiefer ist stromatitisch ausgebildet, wobei die hellen Lagen von Zweiglimmerschiefern eingenommen werden. Die hornblendefuhrenden Lagen sind oft nur einige Zentimeter bis Dezimeter machtig und keilen ohne aussere Ursache plotzlich aus, wahrend wenige Meter daneben in anderen Niveaus man auch wurde ein vollig neue Hornblendehorizonte einsetzen. Nicht selten findet isolierte Hornblendevorkommen. Auf Stabbiello rundliches, kopfgrosses Hornblendegestein beobachtet, das mitten in einem hellen grossere Alpe quarzreichen welche das Gestein auch Gestein sitzt. Gelegentlich treten diffus-wolkenartigen Schwarmen auf, zur schrag Schieferung durchziehen. Hornblendekristalle in Petrographie und Geologie des siidliohen Gotthardmassivs 413 Ira Handstiick Makroskopisch erkennbar sind Hornblende, Biotit, Serizit, Quarz, Chlorit, Granat, Epidot, Limonit und andere Erze. Es lassen sich (nach Gehalt und Gestalt der Hornblenden) drei Arten von Hornblendeschiefern (bei hoherem unterscheiden: 1. Feinnematoblastische Hornblendeschiefer Plagioklas- welche sich durch einen hohen den Amphiboliten zuzurechnen), gehalt Hornblendegehalt und die feinstengeligen, vorzuglich geregelten Hornblendekristalle auszeichnen. Das Gestein ist meist gut lagig, erscheint schwarzgriin und weist wegen Limonitausscheidung oft rostrote Anwitterungsfarbe auf. 2. Porphyroblastische Hornblendeschiefer mit einem mittleren Horn¬ blendegehalt und kurzsauligen, oft gedrungenen Hornblendeporphyroblasten, welche meist keinerlei Regelung aufweisen und das Gestein auch quer zur Textur durchwachsen. Diese letztere ist oft nur undeutlich ausgebildet, das Gestein bricht nicht selten massig. Nur bei deutlicher Glimmerfuhrung ist die Textur schiefrig. Diese Gesteinsgruppe umfasst den Hauptteil der Hornblendeschiefer. 3. Hornblendegarbenschiefer mit schmalen, langen und zierlichen Hornblendegarben, die Zeichen eines geringen Hornblendegehaltes sind. Die schonsten und grossten Hornblendegarben treten zum Teil in Gesteinen auf, welche mehr als 95% andere Gemengteile fiihren und deshalb nach Definition nicht mehr zu den Hornblendeschiefern gerechnet werden durfen. Man kann die Hornblendegarbenschiefer nach der Art ihres Grundgewebes unterteilen, wie dies L. Hbznek (1909, p. 164) getan hat. Tabelle 3. Quantitativer Mineralbestand (in Volumenprozenten) Hauptvariations Hauptgemengteile Durchschnitt breite Hornblende 50 (25—80) Quarz 20 ( 5—35) Plagioklas 10 ( 5—15) Hornblendeschiefer In den meisten Hornblendeschiefern verbreitet: Biotit 10 ( 0—20) Biotit-Hornblendeschiefer Chlorit 10 ( 0—25) Chlorit-Hornblendesehiefer Epidot 5 ( 0—20) Epidot -Hornblendeschiefer Karbonat 5 ( 0—10) Karbonat-Hornblendeschiefer Nur zum Teil vertreten: 414 R. H. Steiger Die Orientierung der Hornblendegarben ist sehr unterschiedlich. In massigen Hornblendegesteinen sind sie in beliebiger Richtung gewachsen. Bei schiefrigen Gesteinstypen liegen sie fast immer parallel zur Schieferungsflache und sind innerhalb derselben ungeordnet, in anderen Fallen wiederum sind sie bevorzugt nach der Glimmerlineation ausgerichtet oder weisen sogar eine strenge Regelung nach derselben auf. Merkmale Mikroskopische (Vgl. S. 431 ) Die Hornblende der feinnematoblastisohen Homgleich ausgebildet wie bei den Amphibohten (vgl. S 428). PorHornblenden smd in der Mehrzahl 1—2 cm lang und haben Durchphyroblastische Hornblende: blendeschiefer ist messer von 0,5—2,0 mm verbreitet. Beide Arten Dicksaulige weisen in Kristalle (Durchmesser 4—7 mm) sind wenig vielen Fallen recht idioblastische Formen auf zahlreichen Einschlussen (Quarz, Epidot, KarSchieferung des Gesteins liegen. Der Grad der Zersetzung ist unterschiedlich, vor allem die Chloritisierung von rnnen heraus ist oft weit fortgeschritten; es treten zum Teil radialstrahhge Chloritnester in der Hornblende auf Die Biotitisierung setzt ma allgememen vom Rande her em und tritt lm ganzen gesehen stark zuruck Die Spaltrisse der Horn¬ blende sind nicht selten von kolloidartiger brauner Masse erfullt, wahrscheinhch handelt es sich um ein Eisenhydroxydgel Gelegenthch geht die grune gemeine Hornblende am Rand in eine farblose Varietat uber, welche mit Vorliebe in nadehgfaserigen Formen kristallisiert Diese farblose Hornblende zeichnet sich durch eine etwas grossere Ausloschungsschiefe, hohere Doppelbreehung und deuthch ophsch positiven Charakter aus. Nach Winchell (1951, p 434) muss man sie als Pargasit bezeiehnen, wobei munerhm die hohe Doppelbreehung auffallt Die Hornblende der Hornblendegarbenschiefer (Lange der Garben 5—15 cm) ist oft besonders xenoblastisch und reich an Einschlussen Sie ist auch haufig weitgehend chloritisiert Typisch smd unregelmassige Spaltrisse, welche senkrecht zur Langserstreckung der Kristalle verlaufen und teilweise von Pigment, farbloser und smd fast bonat und immer siebartig von Erz) durchsetzt, welche Hornblende, Chlorit zum Teil parallel oder Quarz erfullt sind Quarz Das granoblastische Grundgewebe Quarz (Durchmesser 0,01—0,2 mm) aufgebaut bald nur Lagen Grundgewebe zur desselben ist der In Gesteinstypen granoblastische Quarz Oft erfullt der Quarz auch wird von fern- und femstkormgem und umfasst bald das ganze mit vorherrschend m Gestem, lepidoblastischem Nestern und Lmsen konzentnert. die Zwickel zwischen den HornblendeporphyroGrobkornige Quarzneubildungen treten zuweilen m Linsen auf, sie loschen stark undulos aus Gelangte Quarzkorner (0,5 mm 0,1 mm) smd gelegenthch nur blasten immer in gut geschieferten Gestemen zu finden Plagioklas der Hornblendeschiefer ist mehrheithch em Andesin oder Oligoklas-Andesm; nur selten wurde Albitoligoklas gefunden Mosaikartige Verwachsung der haufig gerundeten Plagioklaskorner (Durchmesser 0,02—0,2 mm) Plagioklas Der mit dem feinkormgen Quarz herrscht bei weitem vor Die Kristalle sind meist ausgesprochen zonar und nicht selten veizwillmgt In Partien smd die emzelnen Plagioklaskorner gelegenthch zusammengefiossen und fuhren zahlreiehe Quarz emschlusse Ab und zu treten mi granoblastischen Quarzgrundgewebe porphyro- Petrographie blastische und Geologie Plagioklase (Durchmesser des siidlichen Gotthardmassivs 1—2 mm) auf, und die relativ guten Kristallformen auffallen. die zum 415 Teil durch ihre Frische Verhaltnismassig selten werden diffus-amobenartige Plagioklasindividuen (Durchmesser oft grosser als 1,0 mm) angetroffen. Biotit: Grosse, oft zerfetzte Schuppen von Biotit (vielfach grosser als 2 mm), bald wirr, bald in Lagen + parallel zur Schieferung angehauft oder mitunter quer dazustehend, sind zur Hauptsache in den porphyroblastischen verbreitet. Sie sind meist stark chloritisiert, zuweilen unter Der Biotit ist nur zum kleinen Teil sekundar aus Hornblende Homblendeschiefern Sagenitausscheidung. entstanden. Gelegent- Hornblendeporphyroblasten allerdings von einem Gewirr von kleinen Biotitschuppen (Durchmesser 0,2—0,3 mm) erfiillt. Weniger haufig ist der Biotit in Zwickeln der Hornblendeporphyroblasten angesammelt. Nur selten durchzieht er das Gestein in Schlieren. Der Pleochroismus der Biotite ist Schwankungen unterworfen. Es herrscht aber vor: na hellgelb, n dunkelbraun. Seltener ist anzutreffen: na hellgelblich, n schwarzbraun oder hellbraun. In den feinnematoblastischen Homblendeschiefern tritt Biotit sparlich auf. Die Schuppen sind kleiner (1,0 mm), im allgemeinen besser geregelt und ausschliesslich primar. lich sind einzelne Chlorit: Chlorit den In iiberhaupt. Entstehung meisten Wenn er feinnematoblastischen aber vorkommt, dann ist und bildet entweder in Homblendeschiefern er fast ausnahmslos gesonderten Lagen oder zusammen fehlt primarer mit der filziges Gewebe (Lange der Schuppen 0,1—0,3 mm). In den por¬ phyroblastischen Homblendeschiefern und Hornblendegarbenschiefern tritt pri¬ marer Chlorit (0,2—0,5 mm) haufig neben sekundaren aus Biotit oder Hornblende entstandenen Chloritschuppen (meist grosser als 0,5 mm) auf. Zuweilen sind auch schmale Biotitlamellen im Chlorit erkennbar, haufig deuten Rutil- oder Sageniteinschliisse auf umgewandelten Biotit-hin. Chlorit dringt nicht selten in scheinbar spiessigen Kristallen in den Biotit ein. Die Chloritisierung der Hornblende setzt oft langs Spaltrissen ein oder breitet sich von Einschlussen her in radialstrahligen Aggregaten gegen den Rand des Kristalles aus. Der Chlorit bildet ab und zu einen dichten Filz, in welchem die einzelnen Schuppen nicht mehr Hornblende ein unterschieden werden konnen. In einen Umwandlung begriffene Biotite zersetzen sich in Chlorit, der fast immer tintenblaue Interferenzfarben aufweist. Erst im Laufe der Zeit nimmt derselbe die ubliche schiefer, es welche nur eine ziemliche griine Interferenzfarbe an. sekundaren Chlorit enthalten, sind recht selten. Anzahl, welche nur primaren Chlorit fiihren, Hornblende- Hingegen gibt der meist als wirres Gefilz in den Zwickeln der Hornblende auftritt. Epidot-Klinozoisit: Akzessorisch ist dieses Mineral in den meisten Gesteinen verbreitet. Nur selten wird es zu einem bedeutenden Gemengteil. Es treten dann poikiloblastische Strukturen in Erscheinung, wobei die groben Hornblende¬ porphyroblasten eine Art Grundgewebe bilden, welches von zahlreichen idioblastischen Epidotkristallen (0,2—1,0 mm) + parallel zur Schieferung durchschwarmt wird. Die Epidote zeigen oft rhombenformige Kristallformen und weisen bunte Interferenzfarben auf. Langstengelige Klinozoisite (bis 2 mm lang, optisch oft neutral) Der treten Epidot Formen, ist Teil in nur untergeordnet auf. der feinnematoblastischen Hornblendeschiefer hat meist etwas dunkler gefarbt und hat einen lagigen Aggregaten angereichert. pigmentreichen gerundete Kern. Er ist zum R. H. 416 Steiger Karbonat: Karbonat ist in fast alien Gesteinen vertreten. Meist sind durchwachsen und oft in Nestern rundliche Korner (0 0,6 mm) Limonit erfiillt. vor. es grosse siebartig von anderen Gemengteilen aggregiert sind. Es komnaen aber auch haufig Beide Arten sind vielfach langs Spaltrissen von xenoblastische Korner (0,5—3,0 mm), die Karbonateinschliisse in Hornblendeporphyroblasten sind keine Seltenheit. nur selten auf. Es sind zur Hauptsache stark xenoblastische (Durchmesser 1—5 mm), welche siebartig von anderen Gemeng¬ durchwachsen sind. vor allem Epidot und Quarz teilen Alczessorien: Apatit, Rutil, Magnetkies, Pyrit, Limonit, Zirkon, Turmalin, (Staurolith). Oranat; Granat tritt kleinere Kristalle — — Die Struktur blastisch mit der Hornblendeschiefer granoblastischem, teilweise mehrheitlich porphyrograno-lepidoblastischem Grundist gewebe. Homooblastisch-feinnematoblastische Strukturen sind bei ausgesprochen hornblendereichen Gesteinen verwirklicht. Die Textur der letzteren ist feinschiefrig bis lagig; bei den porphyroblastischen Varietaten kommen alle tJbergange zwischen massig, verworren schiefrig und gut kristallisationsschiefrig vor. Mineralfazies Zoneneinteilung gehoren die Epizone, wobei vor allem der primare Chlorit auf den schwacheren Metamorphosegrad hinweist. Da nach Ramberg (1952, p. 150) die Gleichgewichtsassoziation Epidot-Andesin als untere Grenze der Amphibolitfazies angenommen wird, sind die vorliegenden Gesteine als Grenzfazies zwischen Epidotamphibolit- und Amphibolitfazies zu bezeichnen. Nach der Becke-Grubenmannschen Hornblendeschiefer in den Grenzbereich zwischen Meso- und Herkunft Der Chemismus der Hornblendeschiefer wurde p. 170—173) in vier Analysen von untersucht. Diese weisen durch ihren Tonerdeiiberschuss auf sedimentaren L. Hezner nur (1909, in zwei Fallen Ursprung bin; diesen sandig-mergelige Tone Gesteinen liegen eindeutig sandig-dolomitische zugrunde. Die anderen zwei Hornblendeschiefer sind nach ihrem Chemis¬ mus nicht typisch bis sedimentar und konnten auch als Derivate eines dioritischen Gesteins betrachtet werden. Die Art ihres Auftretens, der petrographische Charakter, sowie der Graphitgehalt des einen Gesteins sprechen aber gegen diese Auffassung. Der etwas ungewohnliche Chemis¬ mus (hoher Mg-, bei niedrigem Ca-Gehalt) des chloritreichen Hornblendeschiefers konnte auch auf tuffogenes Ausgangsmaterial hinweisen. Petrographie Geologie und 4. 417 des siidlichen Gotthardmassivs Hornblendegneise Vorkommen Hornblendegneise kommen hauptsachlich in der mittleren und nord- lichen Zone der Tremolaserie vor; im siidlichen Teil treten sie nur auf. Im Streichen kann eine Zunahme der gegen Osten beobachtet werden; eine Anhaufung Hornblendegneise sparlich derselben ist insbesondere im Gare- entsprechenden Stelle des Obergnastollen anstehen. Als ausgesprochen Hornblendeschiefer flachenprofils vor allem arm an Hornblendegneisen erweist sich das Gebiet der ostlichen Alpe festzustellen, wahrend an der Pontine Allgemeiner Charakter Hornblendegneise sind in ihrem Auftreten und in ihrer Ausbildung porphyroblastischen Hornblendeschiefern und Hornblendegarben- Die den schiefern sehr ahnlich. Sie unterscheiden sich vielfach hohern Plagioklasgehalt. Fur ihre nur durch ihren eingehendere Beschreibung wird daher auf den Abschnitt iiber die Hornblendeschiefer auf S. 412 verwiesen. Im Handstiick Hornblendegneise sind meist deutlich heller als die Hornblende¬ schiefer. Von blossem Auge konnen Hornblende, Biotit, Chlorit, Quarz, Plagioklas, Granat, Limonit und andere Erze erkannt werden. Die Gesteine sind porphyroblastisch, feinnematoblastische Varietaten fehlen. Die Hornblende ist bald in feinen Nadeln, bald dicksaulig und recht Die Tabelle 4. Quantitativer Mineralbestand (in Volumenprozenten) Hauptvariations - Hauptgemengteile Durchschnitt breite Hornblende 25 (10—40) Plagioklas 25 (15—40) Quarz 30 (15—60) Biotit 10 ( 5—25) Biotithornblendegneis Hornblendegneis In den meisten Hornblenden verbreitet: Chlorit 5 ( 0—15) Chlorit-Hornblendegneis Karbonat 5 ( 0—15) Karbonat-Hornblendegneis (meist Biotitkarbonat- hornblendegneis) 418 R H Steiger haufig auch garbenformig kristalhsiert. Die Kristalle sind fast immer ungeordnet und haben das Gestein in alien Richtungen durchwachsen. Hingegen sind sie vielfach in Lagen angereichert. Mikroskopische Hornblende blastische, parallel xenoblastische lange Hornblendekristalle, welehe fast mm durchsetzt sind (aus Grundgewebe) Emschlussen Mehrzahl Sehr verbreitet smd wirre, 2—5 Merkmale zur zum Die Einschlusse Die Hornblende ist fast Schieferung und immer immer Teil ldio siebartig hegen in von der Zersetzung in begriffen Neben Biotit und grunem Chlorit tritt ab und zu auch ein gelbgruner sehr feinschuppiger Chlorit als Zersetzungsprodukt vor allem schwachpleochroitischer Hornblenden auf Gelegentlich sind die Hornblendekristalle zerbroehen; die unregelmassigen Risse verlaufen senkrecht zur Schieferungsebene Bei ldioblastischen Kristallen sind die Einschlusse nicht selten lm Kern zusammen mit etwas Pigment angereichert Hornblendekristalle, welehe parallel zur Schieferungsebene hegen, sind lm allgememen besser eigengestaltig als solche, welehe dieselbe sehrag durchwachsen haben und meist siebartig von Emschlussen erfullt smd Die Ein¬ schlusse sind darin zum Teil sogar lagig angeordnet Die Hornblenden sind viduen (5 m gewissen Gestemen lang) kristalhsiert, mm in kleinen, xenoblastischen Indi- welehe nesterweise bis Nur selten bildet die Hornblende mit 0,2—1,5 cm lagenartig aggregiert grossen, wirr sind gewachsenen und grobes Grundgewebe, das poikiloblastisch von unzahhgen Emschlussen (oft auch Karbonat) parallel zur Schiefe¬ rungsebene durchsetzt ist Sparhch tritt eine strahlsteinartige Hornblende auf, welehe mit Vorhebe radialstrahlig (2—5 mm lange Strahlen) kristalhsiert und sich durch hohe Doppelbrechung, relativ kleme Ausloschungsschiefe (n /c=14—17°) Sie ist langs Spaltnssen von Limonit sowie blasse Absorptionsfarben auszeichnet vollkommen xenoblastischen Kristallen ein und hmomtisiertem Karbonat erfullt Der Plagioklas ist zum grossen Teil Andesm und Oligoklas Andesm Albitohgoklas deutlich vertreten Beim Andesm herrschen mosaikartige Strukturen (Korndurchmesser 0,05—0,2 mm) vor, wenn auch recht haufig tJbergange zu verschwommenen Kornbereichen vorkommen Gelegentlich Plagioklas Immerhin treten auch verzahnt auch ist diffuse, grosse Individuen (0,5—1,0 cm) auf, welehe smd Plagioklasen sationen (bis stens leicht Quarz und in konnen Partien das ofteren Grundgewebe zum emschhessen Teil memander Bei den sauren amobenartige, ausgewalzte Kristalh 2 mm lang) beobachtet werden Die Plagioklase sind allgemem meizersetzt, ganz frische Kristalle werden nur selten angetroffen des schheren In meist femen Kornern (0,03—0,1 mm) bildet der Quarz zusammen Plagioklas (eventuell auch mit Karbonat) das granoblastische Grund¬ gewebe Heteroblastisches Grundgewebe (Korngrossen bis zu 0,5 mm) kann nur ausnahmsweise beobachtet werden Zuweilen smd die Korner in der Schieferungsrichtung gelangt Quarzneubildungen in Linsen sind wie immer grobkormg (0 bis mit 1 dem mm) Klemere, xenoblastische Schuppen (lm allgememen kleiner als 1 mm), geregelt, teils in wirren Fetzen, herrschen vor Sie smd gelegentlich in Lagen angehauft In schiefrigen Gestemen treten die Biotite oft in langgestreokten Btotit teils etwas Petrographie und Geologie 419 des sudhchen Gotthardmassivs Sohuppen (bis 3 mm lang, 0,1 mm breit) auf, welche streng parallel zur Schieferung gewachsen sind. Eigentliche Schheren (zusammenhangende Bander von Biotitschuppen) werden nur selten angetroffen, sie durohsetzen aber bei Gelegenheit Die Biotite sind zum Teil auch porphyrosogar Hornblendeporphyroblasten blastisch und bilden grosse, oft querstehende Fetzen (grosser als 4 mm), daneben kann em Gewirr von klemen, ungeordneten Schuppen (klemer als 1 mm) mi Grundauftreten. Die Biotite smd mehrheitlich primar entstanden; lhre Chloriti- gewebe sierung ist aber ofters weit Der Pleochroismus schwankt fortgeschritten in weiten Grenzen: meistens ist na braunlichgelb und n schwarzbraun bis schokoladebraun; stark vertreten sind auch Vanetaten nut na blassgelb und n ohvbiaun; etwas seltener (meist karbonatfuhrenden in Gestemen) treten phlogopitartige Biotite auf. Zersetzungsprodukt von Biotit und Hornblende ist Chlorit praktisch m alien Hornblendegneisen vertreten Primarer Chlorit ist zur Hauptsache femschuppig (0,05—0,2 mm) in Partien und Zwickeln angesammelt, mcht selten tritt er zu einem filzartigen Gewebe zusammen, das sich der Schieferung oder Klemfaltelung des Gestems anschmiegt In Karbonatgestemen tritt, syngenetisch Chlorit Als phlogopitahnhchen Biotit, em fast farbloser, femschuppiger Chlorit auf. Schuppen (0,5—1,0 mm) sind gelegentlich lagen- und schherenartig angehauft und schemen zum Teil gleichzeitig mit dem Biotit gewachsen zu sem. Sekundar aus Biotit entstandene Chlorite smd oft bis 2 mm gross und stehen haufig quer. mit dem Grossere In Hornblenden bilden die sekundaren Chlorite manchmal (Lange der Strahlen bis 0,5 radialstrahhge Nester mm). mi allgememen grunen Chlorit tritt ab und zu auch em gelbgruner, femschuppiger Chlorit als Zersetzungsprodukt schwach pleochroitischer Neben dem sehr Hornblenden auf. KarbonatZu finden Karbonat ist einem Meist kommt Karbonat angesammelt, akzessorisch bedeutenden vor. in in klemen Kornern Hornblendegneisen den meisten wird Gemengteil aber es nur (0,1—0,3 mm), in in zu relativ wemgen. Lmsen oder Zuweilen treten veremzelte Xenoblasten (0 bis 2 Lagen mm) auf, welche dann auch Emschlusse fuhren, kleinere xenoblastische Individuen sind gelegentlich kann emen m auch in grobkornigen fernen Kornern Bestandteil des zusammen mit granoblastischen Grundgewebes Oranat- Granat kommt nur und emschlussreiche Kristalle Akzessonen frischen Quarzlmsen (0,05—0,3 mm) selten (0 vor zu beobachten. Karbonat Quarz und Feldspat auch darstellen. Es smd meistens stark xenoblastische klemer als 0,6 cm). Epidot-Zoisit, Zirkon, Apatit, Pyrit, Magnetit, Rutil, Titanit, Staurohth, Disthen. Hornblendegneise ist porphyroblastisch mit granoblastischem, haufig auch grano-lepidoblastischem Grundgewebe. Die Textur erscheint im klemen Bereich selten gut schiefrig, zur Haupt¬ sache aber verworren oder undeuthch schiefrig bis massig. Die Struktur der Mineralfazies Hornblendegneise ist typomorph Epizone. Das Auftreten von Andesin Der Mineralbestand der temperierte Meso- bis fur die tiefer neben Albit- R. H. 420 oligoklas Steiger sowie der akzessorische Disthen und Staurolith 1952, p. schliessen. (vgl. Rambeeg 147) lassen auf hoher temperierte Epidotamphibolitfazies Herkunft Hornblendegneise sind im Chemismus (bei Beriicksichtigung des durchschnittlichen quantitativen Mineralbestandes) den Hornblendeschiefern ahnlich. Sie unterscheiden sich nur durch etwas geringeren Eisen- und Magnesiumgehalt sowie durch einen leicht erhohten Si02Gehalt. Das urspriingliche Material war demzufolge ein sandig-mergeliger Die Ton. 5. Quarzite Vorkommen Quarzite ders men treten in der ganzen Tremolaserie auf. Sie sind aber beson- angehauft in der siidlichen Zone. Zahlreicher als gewohnlich kom¬ Silikat-Karbonatgesteine der mittleren Haufigkeit nimmt in der ostlichen Tremolaserie sie auch im Bereiche der Zone vor. Ihre relative auf Kosten der letzteren zu. Allgemeiner Quarzite bilden Die meistens nur Charakter wenige Meter machtige Horizonte; sie werden in keinem Bereich vorherrschend. Oft stehen sie in intensiver Wechsellagerung mit anderen Gesteinen, vor allem GranatserizitphylliSie weisen haufig recht massige Textur auf. In frischem Zustand sind sie grau-weiss bis rotlich, seltener grunlich oder dunkelgrau. Auffallig ist die gelbbraune Anwitterungsfarbe vieler Quarzite. ten. Im Handstiick lassen sich Quarz und Serizit, in einzelnen Fallen auch Biotit, Chlorit, Granat, Erz, Limonit oder biotitisierte Hornblende- Makroskopisch etwas stengel erkennen. Auch im Handstiick erscheint das Gestein meist bricht unregelmassig massig, haufig sehr hart. Die unebenen Bruchflachen sind von Serizithautchen iiberzogen. Serizitreiche Quarzite sind oft zuckerkornig und neigen zum Zerbrockeln. Daneben kommen auch Quarzite vor, welche deutlich schiefrig bis lagig sind, wobei Serizit und andere Gemengteile in Lagen parallel zu den Schieferungsflachen liegen. Rotliche Quarzite enthalten ofters feinverteilten, stark xenoblastischen Granat. Spaltrisse im Gestein sind nicht selten von frischem, glasklarem und ist Petrographie Quarz oder auch von und Geologie Kalzit des sudlichen Gotthardmassivs 421 erfullt; auch Vererzungen folgen gelegent- lich diesen Rissen. Die ockerbraune Anwitterungsfarbe ist nur ganz an langs Zerruttungszonen des Gesteins festzustellen. der Oberflache oder Es handelt sich aus feinverteilten um Limonit, der durch Oberflachenwasser akzessorischen Erzmineralien Tabelle 5. herausgelost wurde. Quantitativer Mineralbestand (in Volumenprozenten) Hauptvariations Hauptgemengteil Durchschnitt breite 75 (60—90) Quarz In den meisten Quarziten wichtigste - Quarzittypen verbreitet Muskovit-Serizit 15 ( 0—30) Plagioklas 5 ( 0—10) Senzttquarzite Karbonat 5 ( 0—20) Karbonatquarzite Seltener auftretend: Chlorit ( 0—20) Hornblende ( 0-10) Biotit ( 0— 5) Granat ( 0- 5) Mikroskopische Quarz Der (0 0,2 mm), Quarz hat oft die Form von Chlontquarzite Hornblendequars Merkmale isometrischen, die unter sich leicht verzahnt smd und erne etwas struktur bilden Etwas seltener treten Knstalle auf, welche zeigen Meist loschen verzahnte sie leicht undulos aus Quarzgewebe auf, welche unregelmassig gehorende Korner nut Durchmessern Diese srnd dann oft starker In Lmsen grosse, von Aderchen treten gerundete Querschnitte jedoch noch 0,2 bis 1,0 undulos, loschen felderweise und Kristallen Es treten auch starker memander- Generation zerbrochen eckigen homooblastische Pflaster- zur mm gleichen aufweisen und smd nicht selten aus durchwegs grobkristallme Quarz- neubildungen auf In lagigen Quarziten kommen auch in der Schieferungsrichtung gelangte, oft rechteckige Quarzknstalle vor, welche in Zeilen zwischen den Glimmer- und Feldspatlagen angeordnet smd. Das Quarzgewebe ist oft gleichkormg, die Lange der Korner (0,3 mm) verhalt sich zur Breite wie 2 1 Zwei Generationen von Quarzkornern, frische und saubere, etwas gelangte Individuen ten lang, Lange zu Breite 3 1) umgeben von klemen, verunremigQuarzkristallen (0,02—0,2 mm) smd in vielen Quarziten anzutreffen Die (0,8 mm • grosseren Korner smd rekristallisiert und haben alle gestossen, die klemen um die Neubildungen sitzen oft mortelkranzartig, Verunreimgungen zusammen mit femem von sich Plagioklas, herum Schhesshch treten auch lmsenformige grossere Knstalle (1,0—2,0 mm lang) 422 R auf, welche allseitig H Steiger Serizit umhullt und etwas von anderen Fallen bestehen die Linsen aus zeilenartig angeordnet sind In Aggregat von leicht verzahnten emem Knstallen (0 0,5—0,7 mm) Muskomt Serizit Massige Quarzite werden mcht selten von wirren Schwarmen Serizitschuppchen (0,05—0,2 mm) durchzogen, welche nur in gewissen Partien eine schwache Regelung zeigen In etwas schiefrigeren Varietaten sind die Schuppen in unregelmassigen Lagen angereichert oder auch nesterweise angehauft. Serizit¬ schuppchen ordnen sich gern zu Schlieren, welche das Gestem oft kreuz und quer durchziehen In schiefrigen Quarziten werden diese Schlieren zu Lagen, welche oft streng parallel zuemander laufen und nur durch Zeilen oder Lagen von gelangten Quarzkornern vonemander getrennt sind Lmsenformige Quarzkristalle oder von -aggregate sind oft allseits von Serizitblattchen umschlossen. Plagioklas Die meist frischen, rundlichen Plagioklaskorner (0 0,03—0,3 mm) sind zum Teil mosaikartig mit dem Quarz verw achsen, zum Teil sind sie auch zersetzt und das Gestem verteilt uber netzartig ausgewalzte Individuen mit Nur selten treten tropfenformigen Quarzemschlussen m amobenartige, Erschemung Zusammensetzung nach handelt es sich sowohl um fast remen Albit und Albit oligoklas, als auch um Andesm Er ist oft zonaistruiert, nur selten sind Verzwilhn Der gungen festzustellen Karbonat (0,5—2,0 mm) In Karbonatquarziten mehrfach so gross kommen eher klemere Korner Gestem netzformig Chlorit wie von verzwillmgten Quarzkorner In 0,05—0,2 mm Karbonatkorner karbonatarmen Gesteinen Durchmesser vor, welche das durchziehen und in den Biotit oder Hornblende auf Die Chlorit sind die oft die tritt gelegentlich nesterartig angehauft sind meisten Quarziten als Zersetzungsprodukt von Umwandlung des Biotits erfolgt in vielen Fallen Ausscheidung Sagenit Gewisse, sparlich auftretende Quarzite werden ldiomorphen, 0,02—0,1 mm langen primaren Chloritschuppchen durchsetzt, welche parallel zur Schieferung hegen ohne sich aber zu Schlieren zu vereimgen Seltener kommt der Chlorit in nesterformigen Aggregaten mit radialstrahliger Anordnung der Schuppen vor Hornblende Es sind mi allgememen nur veremzelte, wirre Porphyroblasten (0,05—2 cm), welche siebartig vom Quarz durchsetzt sind, zu beobaehten Horn blende fehlt in den meisten Quarziten Bwtit tritt in vereinzelten groben Schuppen auf (0 bis zu 3 mm), ist fast immer ungeregelt und grosstenteils zu Chlorit ausgebleicht Der Pleochroismus ist meist extrem starkna hellgelbbraun, no und n dunkelschokoladebraun bis dunkelbraunschwarz Oranat, der gelegentlich in Quar¬ ziten gefunden wird, ist vollkommen xenoblastisch, er breitet sich finger- oder netzformig aus und ist voller Emschlusse Oraphitisches Pigment (0 0,01 mm) ist gelegentlich uber das ganze Gestem verteilt und gibt mm em dunkles, kohleartiges unter von von Aussehen Akzessorien Epidot Zoisit, Rutil, Sagenit, Zirkon, Turmahn, Apatit, Magnet- kies, Pynt und Limonit Die Struktur der Quarzite ist zur Hauptsache granoblastisch, mit homoo-, seltener lieteroblastischem Korn Untergeordnet treten zuweilen Porphyroblasten auf. Leichte mechamsche Beanspruchung ist m vielen Gesteinen offenbar. Sie aussert sich durch undulose oder felderweise Aus- Petrographie und Geologie in Quarz oder das gelegentliche Auftreten Quarz und den Porphyroblasten. loschung Die Textur ist 423 des siidlichen Gotthardmassivs massig, gelegentlich von schiefrig, leicht Spaltrissen selten lagig in oder flatschig. Mineralfazies Der Mineralbestand der Tremolaquarzite ist eine Paragenese aus dem Epi- und Mesozone. Nach der Fazieseinteilung Epidotamphibolitfazies. Grenzbereich zwischen gehort sie zur Entstehung Die Quarzite sind hauptsachlich kalkigen oder feldspatfuhrenden 6. aus quarzreichen, bald tonig, bald Sandsteinhorizonten entstanden. Silikat-Karbonatgesteine und Kalksilikatgesteine Vorkommen Silikat-Karbonatgesteine an und Kalksilikatgesteine der nordlichen Grenze der Tremolaserie serie oder den Soresciagneis) sowie im nordlichen Teil der mittleren Zone auf. Sie sind anderseits auch Kontakt zur (am treten mit Vorliebe Kontakt gegen die Prato- angehauft im siidlichen Teil gegen den Trias. Im westlichen wie im ostlichen Teil des scheinen sie zahlreicher verbreitet gebietes Alpe Stabbiello. zu Untersuchungs- sein als im Raum Orello- Allgemeiner Charakter Das Vorkommen dieser Gesteinsart ist beschrankt auf wenig machtige Zonen, welche sich in oft dicht aufeinanderfolgenden Horizonten repetieren, im Streichen aber jeweils rasch auskeilen. Die Silikat-Karbonat¬ gesteine lassen sich deshalb helle Farbe dazu geeignet — obwohl sie durch ihre waren — zum nicht als Leithorizonte Teil auffallig gebrauchen. Viele dieser Gesteine zeichnen sich zudem durch eine weithin sichtbare, grungelbe bis braungelbe Verwitterungsfarbe aus. Im Handstiick Hauptgruppen von Gesteinen unterkornige, haufig massig erscheinende Karbonatgesteine und 2. dunklere, ofters gut geschieferte und meist hornblendefiihrende Zoisit-Epidotgesteine. Bei den ersteren kann von blossem Auge meistens Karbonat und Serizit, in gewissen Gesteinsarten auch Biotit (Phlogopit), Makroskopisch scheiden: 1. helle lassen sich zwei 424 R. H. Steiger Chlorit oder Hornblende erkannt werden. Bei hohem zerfallen diese Gesteine Karbonat (0 3—5 Dolomit zuckerformig; mm) auf. In den ab und zu Karbonatgehalt grobkorniges tritt auch meisten Fallen scheint handeln. Bei deutlichem Gehalt es sich um Glimmermineralien (vor schiefrig bis feinschiefrig; die Regelung der Glimmer ist immer eine ausgezeichnete. Bei den Zoisit-Epidotgesteinen lassen sich Epidot-Zoisit, Hornblende und Karbonat, bei einigen Abarten auch Biotit und Chlorit, selten Serizit makroskopisch bestimmen. Das Gestein ist oft lagig, wobei Hornblende und Epidot je lagenweise angereichert sind. Die Hornblende ist immer feinnematoblastisch und zusammen mit den Glimmern streng geregelt. allem zu Serizit) an wird das Gestein Tabelle 6. Quantitativer Mineralbestand (in Volumenprozenten) Silikat-Karbonatgesteine Hauptgemengteile Durchschnitt Hauptvariationsbreite Karbonat 40 (20—60) Quarz 25 (10—50) Plagioklas 10 ( 5—15) 10 ( 0—35) Serizit-Karbonatgestein Meistens vorhanden: Musko vit Serizit - Nicht immer vorhanden: Biotit 10 ( 0—30) Biotit-Karbonatgestein Chlorit 5 ( 0-15) Chlorit-Karbonatgestein Zoisit-Epidot 5 ( 0-10) Kalksilikatgestein e Hauptgemengteile Zoisit-Epidot 35 (20—50) Karbonat 25 (10—40) Quarz 15 (10—25) 15 ( 0—25) Hornblendeepidotschiefe Epidotkarbonatschiefer Meistens vorhanden: Hornblende Nicht immer vorhanden: Plagioklas 5 ( 0—15) Chloritepidot- Chlorit 5 ( 0-10) karbonatsehiefer Mikroskopische Merkmale Karbonat: Karbonat bildet in karbonatreichen Gesteinen normalerweise mit Quarz ein granoblastisches, feinkorniges (0 0,2 mm) Grundgewebe. Nicht selten ist auch eine etwas zeilige Anordnung anzutreffen mit gelangten Kornern (3 : 1). Petrographie und Geologie 425 des sudlichen Gotthardmassivs Es treten auch Gesteine mit grosseren Karbonatxenoblasten auf, welehe stark ineinander verzahnt smd und zahlreiche Einschlusse fuhren von Quarz und Hornblende In relativ karbonatarmen Gestemsvarietaten smd oft grosse Karbonat- ldioblasten (0 1—2 mm) zu beobachten, welehe auch die rhomboedrischen SpaltZwillmge aufweisen Langs der Spaltnsse ist haufig kolloidartiges Eisen hydroxyd (Limonit) ausgeschieden, welches dem Karbonat erne rostbraune Farbe und risse Karbonat ist auch ofters verleiht in Nestern angehauft oder tritt grobkormg in Lmsen oder Adern auf Zo%s%t oder Epidot zusammen mit Karbonat und pleochroitisch (na farblos, n um em granoblastisches hellohvgrun) und oft von In anderen n A a Epidot meistens in mehr 0,1—0,3 mm) und bildet Quarz Die Interferenzfarben smd bunt handelt sich Gestemen erschemt der epidotreichen In isometrischen, gerundeten Kornern (0 weniger Gewebe femem Er ist mi Pigment Kern erfullt schwankt zwischen 27 und 30 Grad Es Pistazit Gesteinstypen tritt Khnozotsit auf und zwar in stengeligen, oft gut geregelten Kristallen (0,5—3,0mm), nur seltenwerden amoben- ldioblastischen und xenoblastische Individuen beobachtet formig blau bis rotlichgelb, 90° um fast n Wir haben es A a mit Die Interferenzfarben smd anomal ist wemg klemer als 25° und der Achsenwmkel schwankt einem eisenreichen Khnozotstt zu tun Seltener — und konnte Karbonatgestemen Zo%sit festgestellt werden, der un gleichen Gestem m ldiomorphen wie auch volhg xenoblastischen Formen m Erschemung treten kann Die optische Achsenebene nur als unbedeutender Gemengteil m Sihkat — steht J_ b, 2 V schwankt um 0°, es handelt sich um j3 Zoisit Quarz In gesehieferten Gestemen ist der Quarz etwas gelangt (0,3 ist oft mm 0,1 mm) Lagen angesammelt In massigen Typen er em Hauptbestandteil des granoblastischen Grundgewebes (0 0,1—0,3 mm), fullt er aber nur Zwickel aus oder ist in groben, meist verzahnten Kornern in und in Zeilen zwischen karbonatreichen Lmsen anzutreffen Plagiohlas Mosaikartige In mit ebensolchen den von klernen Quarz- und Karbonatkornern herrscht vor Die Grenzen zwischen Feldspatkornern smd aber meist verschwommen In zweiter Lime langgestreckte polypenartige Plagioklasschlieren (2—3 mm lang) auf, welehe Quarz treten sich der Plagioklas als Andesm gerundeten Plagioklaskornern (0,03—0,10 mm) den meisten Fallen erweist Struktur und Gemengteile in der Schieferungsnchtung umfliessen Daneben kommen gestreckte Kristalle (3—4 mm lang, 0,8 mm breit) vor, die sich durch lhre haufig senkrecht zur Langserstreckung stehende Zwillmgslamelherung auszeichnen Erne dritte Gruppe ist dadurch gekennzeichnet, dass der Plagioklas em Grundgewebe aus 2—3 mm grossen, xenoblastischen, amobenartig verwach Kristallen bildet, in welchem alle ubrigen Gemengteile zu schwimmen senen die anderen auch grossere schemen haufig in emzelnen Schuppen (0,2 mm lang) auf, die geregelt smd In schiefngen Gestemen smd diese Schuppen ofters streng parallel zur Schieferung geregelt, teilweise auch in Lagen konzentnert oder sie treten partienweise zu netzartigem Gewebe zusammen Ausgesprochen Muskovit Serizit nur zum femschuppige Serizite (0,05—0,1 mm) bilden kommen 0,4—0,5 Hornblende in Er tritt Teil etwas mm Hornblende ist auf die Lagen angereichert, haufig em grosse eng mit Chlorit verwachsene teils bildet sie Kalksilikatgesteme em wirres Gewebe filziges Gewebe Schuppen vor beschrankt Selten Sie ist teils Die vielfach xenoblasti- 426 R. H. schen Stengel sind 0,3—2,0 und oft lang mm Steiger zahlreichen von Epidoteinschliissen erfullt. Biotit: Meist handelt ritisierte und es sich Schuppen (2—4 mm), um grosse, wirr angeordnete, grosstenteils wobei der Pleochroismus zwischen chlo- na hellgelblich olivbraun bis dunkeloliv-braunschwarz wechselt. Parallel zur Schieferung gestreckte Schuppen sind oft weniger pleochroitisch (na farblos-gelblich, n hell rotlichbraun). Nur selten treten frische 2—4 mm grosse Schuppen auf. n Akzessorien: Pyrit, Magnetkies, Apatit, Rutil, Turmalin, Struktur: Die Gesteine dieser Gruppe Limonit und Titanit. sind vorwiegend granoblastisch, Glimmerfiihrung wird die Struktur leicht lepidoblastisch. Nur selten ist sie porphyroblastisch bei lepidoblastischem Grundgewebe. Die Textur wechselt von massig iiber verworren schiefrig bis zu ausgezeichnet kristallisationssehiefrig. bei deutlicher Mineralfazies Die Silikat-Karbonat- und Kalksilikatgesteine gehoren hauptsachlich teilweise primarem Chlorit und Serizit deutet aber auf den Ubergang zur Epifazies hin. Nach Rambbrg (1952, p. 150) stehen die untersuchten Gesteine an der Grenze zwischen Epidotamphibolit- und Amphibolitfazies, da einerseits Epidot und Andesin nebeneinander im Gleichgewicht vorkommen, anderseits aber noch keine Diopsidbildung festgestellt werden kann. zur Mesozone; das Auftreten von Herkunft Die nes Analyse aus eines ganz ahnlich zusammengesetzten Kalksilikatgestei- den benachbarten Bundnerschiefern ist in L. J. Kkige 131) publiziert. (1918, Das Ausgangsmaterial muss ein Mergel gewesen sein. Die Silikat-Karbonatgesteine lassen sich auf mehr oder weniger tonhaltige, sandige Dolomite, Kalke oder Kieselkalke zuriickfuhren. p. 7. Amphibolite Vorkommen Das Auftreten von Amphiboliten den nordlichsten hornblendereichen ist zur Teil selten werden sie noch in der mittleren Hauptsache Zone festzustellen. Sie sind sowohl im Westen des Nur ganz Auch im angetroffen. AmphibolitvorkomUntersuchungsgebietes Schichtstreichen ist eine gewisse Konzentration der men beschrankt auf der Tremolaserie. Petrographie und Geologie des siidlichen Gotthardmassivs 427 im Bereich zwischen Gotthardtunnel und Motto di Dentro wie auch im Osten zwischen Garegnastollen treten als im Gebiet von Alpe und Lago Cadagno deutlich starker ver- Pontino. Allgemeiner Charakter Die Amphibolite treten im allgemeinen nur in schmalen, einige Zentimachtigen Lagen auf, welche mit meist hellen Gneisen Nur selten und iiber kleinere Bereiche werden Amphi¬ wechsellagern. bolite zum vorherrsclienden Gestein. Typisch fxir die Amphibolite der Tremolaserie ist, dass sie in der Regel keine ausgesprochenen Banderamphibolite sind mit messerscharfen Grenzen zwischen den hellen und dunkeln Lagen. Vielmehr sind die Ubergange immer etwas verwischt durch porphyroblastische Hornblendekristalle, welche das Gestein schief zur Textur durchwachsen. Amphibolite wittern oft rostrot an. meter bis Meter Im Handstuck Von blossem Auge lassen sich Hornblende, Plagioklas, Quarz, Biotit, Chlorit, Epidot, Karbonat und Limonit erkennen. Zwei Arten von Amphiboliten miissen unterschieden werden: 1. feinnematoblastische Amphibolite, welche sich nur durch ihren hoheren Plagioklasgehalt von den entsprechenden Hornblendeschiefern unterscheiden und 2. porphyro¬ blastische Amphibolite, in welchen Plagioklas in den Zwickeln zwischen den oft kreuz und quer stehenden Hornblendestengeln sitzt. Die feinen Hornblendestengel der ersteren sind ausgezeichnet geregelt, der PlagioTabelle 7. Quantitativer Mineralbestand (in Volumenprozenten) Hauptgemengteile Durchschnitt Hauptvariationsbreite Hornblende 50 (40—65) Quarz Nur zum 20 20 Plagioklas (15—30) 15 ( 5—30) Teil vorkommend: Biotit 5 ( 0-10) Chlorit 5 ( 0-10) Karbonat 5 ( 0-15) Biotit-Amphibolit Chlorit- Amphibolit Karbonat-Amphibolit Zoisit-Epidot ( 0-15) Epidot-Amphibolit Erz ( Seltener auftretend: 1- 5) 428 R H Steiger klas ist in Lagen angereichert und das Gestein hat erne entsprechend lagige Textur. Die porphyroblastischen Amphibolite weisen schiefrig wegen ihrer meist ungeregelten Hornblendekristalle massige Textur auf und brechen unregelmassig bis Mikroskopische Merkmale Hornblende In den femnematoblastischen Amphiboliten smd die Hornblendelang, ldiomorph, stets fnseh und emschlussfrei und lhre Begelung ist meist vorzuglich Haufig bilden sie lagenweise em dichtes Gewebe Bei der porphyroblastischen Varietat schwankt die Grosse der Porphyroblasten stengelohen 0,05—1,0 bei einem mm Durchmesser Porphyroblasten ist von 0,05—1,0 cm zwischen 0,3 und 6,0 cm Lange Allen die meist vollkommen xenoblastische Form und die grosse Zahl der Emschlusse gememsam Die Emschlusse liegen Hauptsache parallel gelegentlich lm Kern angereichert, wahrend der Knstall oft durch gute Flachen begrenzt ist Die Em¬ schlusse sind immer Bestandteile des granoblastischen Grundgewebes, also Plagio klas, Quarz, Karbonat, Epidot und Erz Die Chlontisierung, etwas seltener die Biotitisierung, ist zum Teil schon weit fortgeschntten Die Porphyroblasten sind fast ohne Ausnahme wirr durchemandergewachsen Plagiohlas Feme, oft gerundete Plagioklaskorner (0,03—0,1 mm) bilden zusamIn den femnematoblasti¬ men mit dem Quarz ein granoblastisches Grundgewebe schen Schiefern ist der Plagioklas zusammen mit dem Quarz in Zeilen zwischen den Hornblendelagen angereichert und oft etwas m der Schieferungsrichtung gelangt. Der Plagioklas weist haufig Zonarbau auf und ist mcht selten verzwillmgt Es Bei besser Schieferung zur ldiomorphen handelt sich fast ohne Ausnahme In gewissen zersetzt ist klase (2—3 mm um sauren Amphiboliten lang) auf, zur Knstallen sind diese Andesm, der allerdmgs treten ab und welche sich durch relativ zu meistens trub porphyroblastische Plagio ldiomorphe - Formen auszeich- nen. Quarz Quarz Grundgewebes ist neben der Plagioklas der Hauptbestandteil des granoblastischen Amphibolite Seme Korner smd aber oft unregelmassig gross (0,02—0,3 mm) und zeigen eckige Formen Klemere Quarzlmsen und -aderchen (von einigen Millimetern bis Zentimetern Lange) durchziehen das Gestein allenthalben Sie smd erfullt von glasklaren Quarzkristallen (0,2—0,7 mm), die sicher Letztbildungen Biotit In darstellen. den femnematoblastischen Varietaten stehen die klemen Biotit - schuppchen (Durchmesser 0,2—0,3 mm) mit Vorliebe schrag oder quer zur Schie¬ ferung Wahrend die Hornblendeidioblasten absolut frisch bleiben, ist em grosser Teil der Biotite m Chlontisierung begriffen. In den porphyroblastischen Amphi¬ boliten kommen grosse zerschlitzte Schuppen (0 2—3 mm) vor, welche meist ungeregelt sind Sie sind zum Teil verwachsen mit der Hornblende, teilweise auch Umwandlungsprodukt derselben Ihr Pleochroismus ist mcht besonders ausgepragt. na hellgelb, no und n khakibraun In emem Fall konnte neben braunem Biotit auch ein gruner Biotit beobachtet werden. gekennzeichnet durch gruner Hornblende. das gleichzeitige Auftreten Das von gleiche Gestem ist auch farbloser neben gewohnhcher Petrographie Chlorit er zum des sudhchen Gotthardmassivs Geologie Der Chlorit der feinnematoblastisohen • hch sekundar ist und aus Teil Entstehung Biotit entstanden Zersetzungsprodukt Amphibolite In den zu sein 429 scheint ausschhess- porphyroblastisohen Gestemen der Hornblende und des Biotits. Sieher primarer smd aber die klemen Sehuppen von 0,2—0,3 mm Lange, welche in filzartig verwachsen sind und mehr oder weniger parallel zur Schieferung hegen. gewissen Partien oft undeuthchen Karbonat: Karbonat tritt bald isolierten, xenoblastischen Kornern (Durch- m 0,2—1,5 mm) mit Quarzemschlussen auf, bald messer hauft. Nicht selten smd intensive blasten zu Verwachsungen beobachten Epidot Zoisit-Epidot. Kleine Korner haufig nesterweise aggregiert und haben sich boliten In den nur m Aggregaten angeHornblendeporphyro- ist es mit den lagenweise angesammelt. von und Kluiozoisit m porphyroblastisohen akzessonsch und meist als Emschlusse in (0 0,03 mm) smd den feinnematoblastisohen Amphi- Gestemen treten sie den Hornblendekristallen auf Auffalhg smd die meist vollig xenoblastischen Formen (0 0,6 mm), welche siebartig von Quarz- und Epidotemschlussen durchsetzt smd Kleinere oder gelangte tropfenformige Kristalle (0 0,1—0,2 mm) durohziehen das Gestein gelegenthch schwarmartig und geben em Abbild der Textur. Erz; nicht selten Oranat tritt selten auf, welche es sind kleine emschlussfreie Idioblasten Streckungshofen umgeben Akzessorien Apatit und Rutil von Die (0 0,4—0,6 mm), smd. Amphibolite ist einesteils feinnematoblastisch, porphyroblastisch mit granoblastischem Grundgewebe, in partienweise auch schuppig-blattrige Komponenten vorherr- Struktur der andernteils welchem schen konnen. Die Textur undeutlich bis ist femlagig, bei schiefrig. porphyroblastisohen den Varietaten verworren Mineralfazies Der Mineralbestand ist fur die hoher temperierte Mesozone. 137) (1952, Gleichgewicht zwischen Epidot-Zoisit und Andesin em Hmweis, dass die Amphibolite der Tremolaserie im P-T-Diagramm an die Grenze zwischen die Epidotamphibolit- und Amphibolitfazies gehoren. typomorph Nach Ramberg p. 150 und ist das Entstehung Auf Grund funf chemischer und Krige 1918, p. dolomitischer Mergel 47—51) deuten. Analysen (Hezner 1909, p. 180—182 alle Gesteine als Derivate lassen sich diese 430 R. H. Steiger II. NAHERE CHARAKTERISIERUNG EINIGER WICHTIGER GEMENGTEILE 1. Plagioklas Die Kleinheit der Plagioklasindividuen, ihr oft starker Zonarbau und Zwillingen oder Spaltrissen machen im allgemeinen eine genaue Bestimmung des Anorthitgehaltes schwierig. In den meisten Gesteinen erfolgte eine angenaherte Bestimmung im Dunnschliff durch Ermittlung des optischen Charakters und Vergleich der Lichtbrechung mit derjenigen von Quarz und Kanadabalsam. Diese Methode das haufige Fehlen von Tabelle 8. Die Gesteinstyp Glimmergneise Biotitserizitgneis blastopsammitisch Handstiick massige Typen, vereruptiven Ursprungs U-Tisch Nr. • AU29-34 leicht zonar invers zonar 149 An4o g49 g61a A115-8 An5-6 71 Ano-2 An2 r 183 r 184 g73 • Hornblendegneise 347 rl72 r Bemerkungen An25-30 An2 •74 Olimmerschiefer nach Foster 140 g63eKI r mutlich Zusammensetzung der Plagioklase 185 An4 An5 An2-3 A1137 Ans-7 Ari24-32 ziemlich zonar Kern: Ani8-2o Rand: An3o stark invers in zonar homogenem Querschnitt: An37 Hornblendeschiefer Amphibolite Silikat- Karbonatgestein g76c AU26-28 g97b A2120-22 Lu/83 An22 glOl Kern: Ani8 stark invers Rand: An29-3o zonar Lu/66 g88 A1150-S5 zonar rl50 An23-27 wenig u. An28 relativ zonar homogen An30 ziemlich zonar Petrographie erwies sich als recht Geologie und zuverlassig. des siidlichen Gotthardmassivs Die Abweichungen gegeniiber 431 U-Tisch- messungen iiberschreiten 5—10% Anorthitgehalt kaum. Alle Angaben in den vorhergehenden Gesteinsbeschreibungen beziehen sich auf solche angenaherten Bestimmungen. Eine Reihe etwas grosserer nach der Immersionsmethode bis 185) gehalte Plagioklase an wurde mit dem U-Tisch oder Plagioklasglas (Foster 1955, p. 179 bestimmt. Die in nebenstehender Tabelle sind im allgemeinen Mittelwerte zweier mitgeteilten AnorthitEinzelbeobachtungen an verschiedenen Kristallen. Die nur sauren sparlich deutliche Plagioklase (Albite) zu meist einfachen Spaltrisse auf. sind fast immer Zwillingen Die basischeren mehreren genau frisch, homogen und verwachsen. Oft weisen sie Plagioklase sind haufig stark Individuen festgestellt weres um konnte, Polysynthetische Verzwillingungen nach dem Periklingesetz sind bei diesen Feldspaten nicht selten anzutreffen. Albitzwillinge treten stark zuriick. Spaltrisse sind nur sparlich zu beobachten; viele Kristalle sind in Zersetzung begriffen. zonar; wie an handelt den vermessenen inverse Zonarstruktur. sich 2. Hornblende Der Chemismus der gesteinsbildenden Hornblende der Tremolaserie (1961, p. 128—156) beschrieben; daselbst befinden sich auch Angaben liber die entsprechenden Fundorte und die Zusammensetzung des Muttergesteins. im grossen gesehen Die Hornblenden der Tremolaserie weisen einen ahnlichen Chemismus auf (vgl. Tab. 10). Bedeutende Schwankungen sind nur beim Eisen und Magnesium, etwas weniger beim Aluminium ist in Stbigbr — — festzustellen. Innerhalb enger Grenzen variieren der Silizium-, Titan-, Mangan-, Natrium- und der Wassergehalt; Calzium und Kalium bleiben fast konstant. Hornblenden, bei denen ein etwas grosserer Teil des Si durch Al ersetzt ist, zeichnen sich sowohl durch hohen Gehalt an Gesamtaluminium als auch durch relativ niedrigen Mg-Gehalt aus. eine gemeine Hornblende, welche zur Hauptsache Mischung folgender Endglieder der Hornblendereihe interpretiert wer- Es handelt sich als um den kann: Tabelle 9. Tr Tremolit-Aktinolith Ts Tschermakit-Ferrotschermakit Ha Hastingsit-Ferrohastingsit Glaukophan-Riebeckit Gl O22 (OH)2Si8 Ca2(Mg,Fe++)5 Ca2(Mg,Fe++)3(Al,Fe+++)2 (OH)2Si6Al2022 NaCa2(Mg,Fe++)4(Al,Fe+++) (OH)2Si6Al2022 Na2(Mg,Fe++)3(ALFe+++)2 (OH)2Si8 022 432 B. H. Steiger Tabelle 10. Variationsbreite der Hornblende der Tremolaserie Chemische Analyse Strukturform el Gew.-% Si02 (Struktxirtypus: W2-3(XY)5(OH)2Ze022) 40,5—43,9 „, A1203 14,6—17,6 Fe203 FeO v Z Si6,02-6,39 8,00 A1 All,61-1,98 2,7— 5,6 10,6—15,3 MnO 0,2— 0,4 MgO 6,6—10,7 Alo,93-l,19 (Y) Tio,04-0,09 1,51—1,70 -feo,29-0,62 CaO 9,2—10,6 NaaO 1,3— 2,1 5,03—5,21 Mgi,47-2,30 K20 0,3— 0,4 H20+ 2,0— 2,3 Ti02 0,3— 0,8 (X) Fei+,i-i,91 Mno,2 3,38—3,61 -0,4 Nao,38-0,66 FeO/MgO 0,56—1,30 (Mol.prop.) Fe+++/Fe++0,23—0,41 0,42—0,50 (Y)/(X) (W) Cai,46-i,69 2,02—2,30 Ko,06-0,08 „ „ Dichte (OH) OHi,98-2,20 3,18—3,25 0,98—2,20 Naeh ihrer chemischen Zusammensetzung lassen sich die Hornblenden der Tremolaserie in fiinf Gruppen unterteilen, vgl. Tab. 11. Zur Charakterisierung der Gruppen (zugehorige Hornblenden sind in der ersten Kolonne der Tabelle aufgefiihrt) sind Zusammensetzung, Dichte und einige optische Daten einer Hornblende (Nr. der entsprechenden Mineralprobe fett gedruckt) herausgegriffen. Der approximative prozentuale Anteil an reinen Endgliedern wurde fur die in Tab. 11 angefiihrten Beispiele auf folgendem Wege ermittelt: Beispiel: Endglied 1. Hornblende rl75. Nai"" Gl 2. Ha Nairn Ca 0,54 0,02 Fe+++, Ti) zentualer Anteil 27 0,81 0,54 0,08 0,02 2 1,11 55 Ts 1,11 1,67 4. Tr 0,31 0,78 1,46 3,34 0,54 Approximat. 0,04 3. 0,02 (AlVi, (Mg, Fe++, Mn) 16 1,67 100% pro- giqdBjgoa^gj]; g. p Pleochroismus 3 <b i g, (fa 0 0 0 0 0 £ £ schiefe in 01 ~j ~3 ~j t-s 00 <1 OS 00 to 1 c» OJ I 1, 00 GO OS CO OS 00 <1 ^1 "oj OS r r "as l-J CJI CJI *> l-l Is Is "to Is CO co //c-Achse Breohungsindex Dichte »w prozenten) 4 1 to <l 00 = Molekular- (in approx. aus 1 1 I >^ Ausloschungsnc p to H H M os en to I—1 Ol s- © -j to ^s 02 -a ilk •< 0 OS CO <1 1 OS -J nyAo ° 0 *> 1 9 S-' toe 0 0 0 CO Achsenwmkel Ht CD tr* •< TUB 0 0 0 °) (in -2V £ °s z<% -*; Xo ft -4 t!0 R 0 0 SB* crajj s- h; Xd 0 sgelbl. grun sgrun (fa 0 0 2 (Jq a cr h 0 0 (JQ 0 £. 5? p1 0 ggf? S9p u9noirons gAiss'Buipj'Bq^o^) 9]So|09Q pun g1 to B Ol H H 0 I—> H 1—' U> cn h-1 00 j» W 9 1— H H H © r 1 p m CD © 1—» t—« H i— M © H H 00 CO M © H H h- CD 00 O * co tS H H CJI H H O 01 Misohkristall M Cn CO . 01 00 '0 ~0 OH CJI 0 o H s H H H H 0 + <° +w +° CD +» o-+ +? CD + -° +^ + .° CD +» W Q CO H 00 00 B ^ ^ O a H W K> - ^>f S 3 !zi 01 O » ,57* 0 "5" S+Q 1 CO^-" op O p ^ hr] 00 f's W ?? 03 ill 3 S 2 g "s . H1 he] 2 to tO to . ^^° § "2 0 hT^ ^ <e P «5 °° O if g SO 8 y Ol Hi 0 "S^+ss °p It] O" ° ?5 M fljcrj P ^ 2 W Cji + P +« + w + _° CD *j 2 to to Of. ~>i 3 3 S i— ^ S - O »—i oo » o i?H ca a - f P* S © 0 h^ g m ^ 05 frj s> 3 S 2 "S+'q -£ k?+'S2 "55 *rj=»q * ?*2 W S> jXJOQ &* 2 o Nr. Handstuck Hornblenden umfassend Gruppe en <1 HI ^ M 9 O 2 CO CO e Z « to ^ *Z M M to <=• 1 to (II . III to O *^ g k^-i t> i"«+ -Vs o$ =p fjH S> (rj CO 00 CO 0\ 00 to 4 1 1 <! » }T i^CK! "„ 3 g 2 &j aus 00 00 01+ *», + CD 2 t'\, 0 1-^. (JJ bo CD .—f. -f S w "o o' "o O 0 0 o3 cs Ol c3 OS . 344 <! R. H. 434 Nach der von Heritsch u. a. Steiger (1957, 225) bestimmten kristallchemi- p. schen Formel wurde 1. das in Achterkoordination stehende Natrium als Glaukophan-Riebeckit (Gl) und 2. das restliche Natrium sowie (in Zehnerkoordination) als Hastingsit-Ferrohastingsit (Ha) das Kalium verrechnet. Aus dem verbleibenden Aluminium wurde 3. Tschermakit-Ferrotschermadem restlichen Kalzium 4. Tremolit-Aktinolith (Tr) gebildet. geschlagen. Die in Viererkoordination stehenden Kationen wurden nicht berucksichtigt. Nach dieser Berechnungsmethode bleibt zum Teil etwas Mg, Fe++, Mn ubrig, welches in den meisten Fallen durch Beizug des Edenit-Ferroedekit (Ts), aus Mn wurde nitmolekiils 2% Fe++, Ti zu zu Fe+++ ausgeglichen werden kann. Da der Anteil dieses Molekiils aber nicht uberschreitet, wurde darauf verzichtet. physikalische Eigenschaften der Hornblenden stimmen nur zum Teil mit dem Diagramm von Winchell (1951, p. 434) iiberein; eine Feststellung, welche in letzter Zeit auch von anderen Autoren gemacht wurde (vgl. C. G. Engel, 1959, p. 973). Auch das Dia¬ gramm von Troger (1956, p. 77) ist fur den vorliegenden Fall zu stark vereinfacht: gute Ubereinstimmung herrscht zwischen Chemismus und Chemismus und Tabelle 12 + + iN Aussere Form O o o o © < Hornblendegarben t~**j + MnO MgO o o + o o IM o IN O w H A r~-*s r*+s ,~ FeO/MgO CD + + r-~> + r+*s r-—> + + r-*j + r^i ~ + r**j ~ /^-/ — + r-+s r*+j r+*j r+*j ~ r*~J + — ~ /""^/ + ~ /—^ r—-> /^*u (rl89, -344) Grobsaulige Horn- - + - blendeporphyroblasten (rl52, -19, -352) Feine Hornblende - r*+j — porphyroblasten (r 168, r 175, -390) Feinnematoblastische i***j — — — + Hornblende (rl98, Lu 100 F4 N) Tendenz: + uberdurchschnittlicher Gehalt — ~ unterdurehsohnittlicher Gehalt wechselnder Gehalt Petrographie Brechungsindex; und Geologie des siidlichen Gotthardmassivs bei Dichte und Achsenwinkel hingegen 435 fallen die abge- lesenen Werte wegen Nichtberiicksichtigung des Fe+++-Gehaltes deutlieh neben die experimentell ermittelten. Die Beziehungen zwischen Morphologie und Chemismus der Hornblen- den sind in Tabelle 12 enthalten. Kein der Zusammenhang scheint zwischen Hornblendechemismus und heutigen Zusammensetzung des Muttergesteins zu bestehen. Horn- blenden aus Gesteinen mit recht unterschiedlichem Mineralbestand und Modus aus zeigen recht oft enge chemische Verwandtschaft, wahrend solche gleichartigen Gesteinstypen chemisch stark voneinander differieren konnen. Hingegen ist eine gewisse Abhangigkeit des Bauschchemismus von Lage des Fundortes (vgl. Fundortkarte in Steigbe. 1961, p. 129) unverkennbar. Der Aluminium- sowie der Wassergehalt der Hornblende nehmen von Siiden nach Norden deutlich ab, wahrend der Si02-Gehalt der zunimmt. In der Strukturformel aussert sich das in einem von Norden nach Siiden zunehmenden Ersatz des Si durch Al. Diese letztere Tatsache scheint auf eine Zunahme der Bildungstemperatur gegen Siiden hinzu- deuten. 3. Granat Die auf approximative chemische Zusammensetzung des Granats Grund seiner physikalischen Eigenschaften bestimmt. Die Oitterkonstanten von schen 11,516 und 11,566 wurde zwolf untersuchten Proben schwanken zwi¬ A bei einem mittleren Fehler von +0,006 A pro Die entsprechenden Brechungsindizes nD streuen von (mittlerer Fehler pro Einzelmessung +0,002). Ein Vergleich dieser Daten mit den Diagrammen von Sbiramadas (1957, p. 298) ergab, dass die vorliegenden Granate als Mischkristalle zwischen Almandin, Spessartin, Pyrop und Grossular aufgefasst werden konnen. Eine qualitative Spektralaufnahme zeigte, dass der Mangangehalt und damit der Spessartinanteil vernachlassigt werden darf. Die Granate der Tremolaserie sind deshalb dem Dreikomponentensystem Einzelmessung. 1,797 bis 1,812 Almandin Pyrop Grossular Fe3 Al2 Si3 012 Mg3 Al2 Si3 012 Ca3 Al2 Si3 012 Aim Pyr Gro zuzuordnen. Beziehungen zwischen physikalischen Eigenschaften Zusammensetzung sind wie folgt: Die scher und chemi- 436 R. H. Steiger Tabelle 13 Zusammen- Gitterkon- Brechungs- stante in A index nD Aim Pyr Gro •5 11,553 1,798 70 17 13 •11 11,516 1,801 74 24 2 •14 11,548 1,803 74 16 10 •16 11,556 1,804 75 13 12 •17 11,558 1,812 82 7 11 •48 11,544 1,797 70 20 10 58 11,540 1,806 77 16 7 •102 11,566 1,804 75 10 15 Granat aus Handstiick Nr. Approximative setzung (in Molekularprozent) 146 11,545 1,804 76 15 9 •147 11,542 1,809 80 13 7 •208 11,528 1,800 73 22 5 •269 11,547 1,807 77 13 10 • Alle untersuchten Granate stammen aus Granatserizitphylliten ahnZusammensetzung. Die immerhin deutlich erkennbare Streuung im Chemismus der Granate zeigt keine Abhangigkeit von der Lage des Fundortes und muss auf unterschiedliche lokale Bildungsbedingungen zuriickgefuhrt werden. licher 4. Karbonat In einer grosseren Zahl von Gesteinen wurde das Karbonat etwas genauer untersucht. Eine mit grobe Unterscheidung erfolgte durch Priifung verdunnter Salzsaure und Anfarben mit Alaun-Hamatoxylin (vgl. Fairbanks 1925, p. abgedeckte 126) Diinnschliffe im Anschliff. In zweifelhaften Fallen wurden angefarbt, sowie eine Reihe von Rontgenaufnahmen an Gesteinspulver vorgenommen. Alle untersuchten Proben enthielten nur Kalzit oder Dolomit oder beides zusammen. Zuckerkorniger Dolomit wurde nur in den karbonatreichen Gesteinen des GaregnaStollens beim Triaskontakt gefunden. Die meisten Silikat-Karbonatgesteine fiihren nur Kalzit, welcher gelegentlich etwas braun gefarbt ist. Unter dem Mikroskop zeigt sich, dass solche braunen Kalzitkristalle langs Spaltrissen von Limonit erfullt sind. In einem Teil der SilikatKarbonatgesteine ist Dolomit Hauptgemengteil, wahrend Kalzit nur in Spaltrissen oder auch als kleine Einschliisse im Dolomit vorkommt. und Petrographie Bei den Geologie Karbonatgneisen sind vor, Dolomit ist fast immer von 437 des sudlichen Gotthardmassivs die Verhaltnisse ahnlich: Kalzit herrscht etwas Kalzit begleitet. 5. Erze Zur Untersuchung der in der Tremolaserie den Erze wurde eine Reihe Herr Viktor Koppel von nur Erzanschliffen akzessorisch auftreten- angefertigt. hatte die Freundlichkeit, mir dieselben naher bestimmen. Weitaus vorherrschend sind zu Magnetkies Pyrit, welche linsenformigen, parallel zur Schieferung gestreckten Aggregaten (0,05—1,0 cm lang) durehziehen. Auch nesterformige Anhaufung dieser Erze ist weitverbreitet. Der Pyrit ist meist leicht kataklastisch. Magnetkies tritt sowohl in selbstandigen Individuen als auch in grobkornigen Aggregaten auf; teilweise ist er aber auch um Pyrit herum angeordnet. Oft fuhrt er zahlreiche silikatische Einschlusse. Er scheint meist spater als der Pyrit kristallisiert zu sein. in unterIn alien Anschliffen wurde Kupferkies beobachtet, welches meist als Einschlusse oder langs Spaltrissen im geordneter Menge Pyrit vorkommt. Selbstandige Kristalle sind relativ selten anzutreffen. Auch Ilmenit ist fast iiberall vorhanden. Er bildet oftmals locherige, grobkornige Individuen (keine Aggregate) und fuhrt gelegentlich Ein¬ schlusse von Covellin, welcher daneben ab und zu auch selbstandig oder und das Gestein oft in — — als Zement zwischen Quarzkornern auftritt. Der Ilmenit wird zum Teil andererseits wurden auch Magnetkies verdrangt, Verdrangungen Pyrit durch Ilmenit beobachtet. In seltenen Fallen zeigt der Ilmenit Entmischungserscheinungen mit perthitahnlichen Domanen von Hamatit. Die feinen Entmischungslamellen fehlen am Rande der Kristalle; diese von von letzteren sind also keine Seifenmineralien. Der entmischte Ilmenit kann geologisches Thermometer verwendet werden (vgl. S. 449). Nur sparlich treten Magnetit und Markasit auf; der letztere schlusse in Pyrit. als D. Stratigraphie als Ein¬ der Tremolaserie 1. ALLGEMEINES Aus den Profilbeschreibungen (vgl. Anhang, ersehen, dass innerhalb der Tremolaserie nicht S. 521) nur machtige wenigen zu im Profil sondern auch im Streichen ein rascher Wechsel der Gesteinsarten Horizonte keilen oft schon nach ist deutlich erfolgt. Schritten Meter- aus. Im R. H. 438 Steiger einziges Gestein iiber grossere Strecken verfolgen. Der typische Granatserizitphyllit (welchen Hafnee. 1958, p. 328, als Trennlinie zwischen der Nelva- und Motto di Dentrozone auffasst), der Detail lasst sich kein machtig ist, keilt gegen Osten langbetragt seine Machtigkeit kaum mehr als Gotthardtunnel weit iiber 100 am sam aus. Im Riale di Nelva und in den 50 m er iiberhaupt. Bachprofilen Eine ahnliche Glimmerschiefer und ostlich Airolos und m westlich der Hauser Rutan dei Sassi fehlt Erscheinung zeigen die graphitfuhrenden welche in den Waldern nordlich und nord- -gneise, Gotthardprofil im in Machtigkeit aufge- grosser schlossen sind. Noch bedeutsamer ist die Tatsache, dass sich selbst die mit den Tunnelprofile Oberflachenprofilen nur in Garegnastollen groben Ziigen korrelieren lassen. Auch hier verlieren die einzelnen Gesteinstypen rasch an Machtigkeit. Die allzu schematisch-geometrische Auffassung, welche Stapff im ,,Geologischen Profil des St. Gotthard" (1880) und in der ,,Geologischen Ubersichtskarte der Gotthardbahnstrecke" (1885) vertritt, muss daher abgelehnt werden. Im kleinen Bereich erweist sich eine stratigraphische Gliederung der Tremolaserie als unmoglich. Eine Unterteilung verspricht nur dann Erfolg, wenn man in grosserem Rahmen Vergleiche zieht, die Gesteine gruppenweise zusammenfasst und die Profile nach den vorherrschenden oder besonders typischen Gesteinsarten beurteilt. vom Gotthard- und ganz 2. VEBSUCH EINER GLIEDERUNG DER OSTLICHEN TREMOLASERIE Auch auf Grund ausfiihrlicher neuer Beobachtungen an Aufteilung des Gotthardtunnels lasst sich keine bessere serie vornehmen als diejenige von Stapff (1880, Die Tremolaserie kann in drei Abschnitte p. Nelvazone b) mittlere Zone: c) nordliche Zone: Pontinozone folgenden der Tremola¬ 43). gegliedert werden11): a) siidliche Zone: Diese Zonen sollen im den Gesteinen Zone des Sasso Rosso fur alle Profile zusammenfassend charakterisiert werden. «) Die Abtrennung der gelegt und begriindet sog. Pratoserie worden. (bei Tm. 2800 ab SP) ist auf S. 394 dar- Petrographie Geologie und des sudlichen Gotthardmassivs 439 a) Nelvazone12) (siidliche Zone) Die Nelvazone (Tm. 90—1142 ab entspricht der siidlichen Zone des Gotthardtunnels SP) (vgl. S. 524). Gesteinsinhalt Folgende Gesteinstypen Bedeutung: sind (in der Reihenfolge ihrer Haufigkeit) von Glimmergneise (z. T. mit Reliktstrukturen) Glimmerschiefer (oft phyllitisch) Bereits stark zuriicktretend: Hornblendeschiefer Silikat-Karbonatgesteine Quarzite Makroskopische Beschreibung des Profils Es herrschen granatftihrende Zweiglimmergneise vor, die in grossziigiger, grober Wechsellagerung stehen mit serizitreichen, oft phyllitischen Granatglimmerschiefern. Eine intensivere Wechsellagerung ist am Kontakt zur Trias zu beobachten, wo eine Folge von feinschiefrigen Serizitschiefern, karbonatfiihrenden Glimmers chiefern Die Hornblendeschiefer bilden Typische Hornblendegarben saulige Kristalle auf, und Quarziten auftritt. vereinzelte, schmale Horizonte. nur fehlen fast vollig, dafiir schrag welche das Gestein oft treten kurze dickzur Textur durch- wachsen haben. Karbonatreiche Gesteine sind gehauft gegen die Trias hin, treten aber auch sonst immer wieder in wenig machtigen Lagen auf. Ab und zu sind in bald schmaleren, bald machtigeren Lagen auffallig helle, massige, glimmerarme Albitgesteine anzutreffen. Typisch sind ferner schmale Horizonte von meist massigen, serizitfuhrenden Quarziten. Zuweilen fiihren die Glimmerschiefer und -gneise etwas kohleartiges Pigment, was den Gesteinen ein graues Aussehen verleiht. Eigentliche 12) Dieser wendet, von obwohl diese etwas Name wurde erstmals in der Hafnbe Zone im (1958, Riale p. di 329) Diplomarbeit des Verfassers (1957) ver- iibernommen und soil beibehalten werden, Vallascia Riale di Nelva ist der unterste Zufluss der vollstandiger aufgeschlossen Garegna ist. Der und fliesst durch die in alteren Karten als Ronco di Berri bezeichnete Schluoht nach Siiden. 440 R. H. Craphitserizitschiefer Steiger sind aber selten und nur auf dunne be- Lagen schrankt. Im siidlichen Teil der Nelvazone steht ferner das Autoren als (vgl. S. KonglomeratPsephitgneis 537). Gelegentlich konnen auch Kataklasite oder Mikroskopische verschiedenen von bezeichnete Gestein an beobachtet werden. Merkmale und Mineralbestand Mikroskop fallt auf, dass in der Nelvazone saurer Plagioallgemeinen vorwiegt (Albit und Albitoligoklas). Myrmekitartige Verwachsungen sind auf den sudlichsten Teil dieser Zone beschrankt, im zentralen Teil treten grossere, relativ idiomorphe und ziemlich frische Unter dem klas im Albitkristalle auf; gegen die Grenze mosaikartige Strukturen vor. nachsten Zone hin herrschen zur Biotii ist ein wesentlicher Gemengteil (ofters liber 40 Volumenprozent) Gesteine; Sagenitausscheidung chloritisiert. Seine Absorptionsfarbe parallel zu den Spaltrissen ist meist dunkelbraun, ofters schwarzbraun, aber auch hellbraun. Besonders typisch fur die Nelvazone ist der grosse Gehalt an MusJcovitSerizit (haufig iiber 25%). Dabei uberwiegt der feinschuppige serizitische der meisten er ist fast immer unter Glimmer. Chlorit spielt in der Nelvazone Gehalt iiberschreitet sekundarer Entstehung. nur sporadisch, Hornblende tritt iiber 25%). schlusse, Grenze eine untergeordnete selten und Rolle. Sein ist meist aber dann ziemlich massiv auf (meist nur er Sie ist immer zersetzt, stark xenoblastisch und voller Ein- welche zur nur Volumenprozent 5 parallel zur nachstfolgenden Schieferung des Gesteins liegen. An der geht die Hornblende oft randlich in Zone eine eisenfreie Varietat iiber. Granat ist sehr verbreitet. Sein Durchmesser ist meist 0,5 kleiner, mit Durchmessern von stallen treten auch Einschliisse, parallel cm und erst im nordlichsten Abschnitt der Nelvazone werden Granate zur welche 1—2 vollig nur cm die Regel. Neben gut idiomorphen Kri- xenoblastische auf; die meisten sind voller selten s-formig angeordnet sind, sondern meist Schieferung liegen. Karbonat ist in fast alien Gesteinen nachweisbar und nimmt in gewissen 20—40% des Volumens ein. Zoisit-Epidot ist in alien Gesteinen nur akzessorisch vorhanden. Die fur die Nelvazone spezifischen Akzessorien sind: Sagenit, Zirkon, Horizonten Turmalin, Staurolith, Disthen und etwas Chlorit. Ferner kommen in Petrographie grosser Zahl Limonit und Geologie des siidlichen Gotthardmassivs Apatit, Magnetkies, Pyrit, Hamatit, Rutil und seltener vor. Textur und Die Textur der Gesteine ist lagig. 441 Sonst ist sie oft nur Regelung der Grenze an undeutlich bis Trias ausgezeichnet schiefrig, nicht selten zur verworren gefaltelt. Die N-S gerichtete Lineation der Glimmer und die dazu parallele Kleinfaltelung sind in fast alien Gesteinen gut zu beobachten. Typisch fiir die Zone sind die zahlreichen Querbiotite. Die Hornblenden sind nirgends geregelt; sie durchwachsen sogar oft die Schieferungsflache. Die Nelvazone zeigt eine teilweise feinere, bald eine weitlaufigere Wechsellagerung; die Grenzen zwischen den einzelnen Gesteinslagen sind auch aber meistens verschwommen. Nordliche Die nordliche Hafner (1958, Begrenzung Abgrenzung der Nelvazone ist 328) getroffenen. Tatsachlich p. identisch mit der steht der von von Hafner erwahnte zonentrennende Granatserizitchloritschiefer auch im Gotthardtunnel an und ist das nordlichste Gestein, welches noch alle die oben erwahnten Akzessorien fiihrt. Dieses Gestein kann bis ins Riale die NelvaProfil hineinverfolgt werden; weiter ostlich scheint es dann aber rasch auszukeilen. Die Grenze nordlich anschliessenden Zone ist im Feld durch das zur massive Einsetzen von Hornblendegesteinen, den sprunghaft erhohten Chloritgehalt und das plotzliche Fehlen von Granat zu erkennen. Mikroskopisch ist die Grenze noch scharfer definiert; im Gotthardtunnel horen die in der Nelvazone weitverbreiteten akzessorischen Mineralien Sagenit, Zirkon, Turmalin, Orthit, Staurolith und Disthen bei Tm. 1142 Siidportal fast schlagartig auf. Weiter im Osten ist diese mikrosko¬ pisch definierte Grenze allerdings nicht mehr so scharf. ab b) Zone des Sasso Rosso13) (mittlere Zone) Diese Zone umfasst den siidlichen Abschnitt der Motto di DentroZone Hafners Gesteinsfolge 13) Der rostrot (1958, p. 320) und entspricht im zwischen Tm. 1142 und 1833 ab SP Gotthardtunnel der (mittlere Zone). Name wird hier erstmals verwendet. Der Sasso Rosso ist eine anwitternde der im Jahre 1898 Felspartie niederging. nordlich Airolo, Ausbruchstelle eines auffallig Bergsturzes, 442 R. H. Steiger Gesteinsinhalt Sie wird durch ihrer folgende Gesteinstypen aufgebaut (in der Reihenfolge Haufigkeit): Chloritglimmerschiefer (zum Chloritglimmergneise Teil phyllitisch) Hornblendeschiefer Etwas zurucktretend: Quarzite Hornblendegneise Silikat-Karbonatgesteine und Kalksilikatgesteine Amphibolite Makroskopische Beschreibung des Profils In der Zone des Sasso Rosso werden grosse Bereiche von Chlorit- glimmerschiefern -gneisen graphitfiihrenden und -gneisen eingenommen. Phyllitische Granatserizitschiefer allgemeinen auf den nordlichsten Teil der Zone beschrankt. sind im und Glimmerschiefern sowie Charakteristisch ist das oft massive Auftreten von Hornblendeschie- fern, Quarziten und Silikatkarbonatgesteinen (seltener von Kalksilikatgesteinen). Diese letzteren fallen durch ihre braungelbe Verwitterungsfarbe auf. Die Silikat-Karbonatgesteine sind vor allem in der nordlichen Halfte der Zone angehauft. Im Gegensatz zur Nelvazone treten haufig Hornblendegarben auf. Nur wenige Gesteine fiihren Granat. Mikroskopische Merkmale und Mineralbestand Die mikroskopische Untersuchung ergibt, dass im ganzen gesehen sich Andesin (oder Oligoklas-Andesin) und Albitoligoklas ungefahr die Waage halten. Es ist immerhin auffallig, dass gegen Osten hin der Anteil des Albitoligoklas zunimmt. Der Plagioklas weist zur Hauptsache Mosaikstruktur auf. Biotit tritt er, nur farbe gegeniiber parallel braun und zur nur Basis ist Volumenprozent. Seine AbsorptionsHauptsache hellbraun, oft auch dunkel- blassgelb. spielt ebenfalls nur eine iiberhaupt, er iiberschreitet nur ist er feinschuppig kristallisiert. er immer zur selten Muskovit-Serizit fehlt der Nelvazone deutlich zuriick; vielfach fehlt selten erreicht sein Anteil 25 untergeordnete Rolle; meist 25%. Fast in Ausnahmef alien Petrographie und Geologie des siidlichen Gotthardmassivs 443 Chlorit nimmt in vielen Gesteinen einen bedeutenden Anteil des Volu- (oft fiber 25%); ist in dieser Zone haufig primar. Gemengteil zahlreicher Gesteine. Ihr Anteil schwankt haufig zwischen 25 und 50 Volumenprozent. Die Kristalle sind im Gotthardtunnel gut eigengestaltig, im Osten meist vollkommen mens ein er Hornblende ist ein wesentlicher xenoblastisch und ffihren zahlreiche Einschlfisse. Bei den idioblastischen Hornblenden sind dieselben beliebig angeordnet, bei den Xenoblasten parallel liegen Schieferung des Gesteins. Auf den siidlichen Teil der Zone beschrankt ist das gelegentliche Auftreten von Hornblenden, welche gegen den Rand hin in strahlige, farblose Hornblenden iibergehen. Granat kommt nur in wenigen Gesteinen vor, er ist angehauft in den Granatserizitphylliten an der nordlichen Grenze der Zone. Er erreicht daselbst Durchmesser bis zu 2 cm. Die Granate sind oft massig bis gut idioblastisch und voller Einschlusse, die in der Mehrheit parallel zur Schieferung angeordnet sind. Karbonat iiberschreitet in den Silikat-Karbonatgesteinen offers 30 Volumenprozent und ist auch in vielen Gneisen ein bedeutender Gemeng¬ sie zumeist zur teil. Zoisit-Epidot ist der wichtigste Bestandteil der in den meisten anderen Gesteinen ist er nur Kalksilikatgesteine, akzessorisch. Akzessorien: In fast alien Gesteinen der Zone des Sasso Rosso ist Apatit, Magnetkies, Pyrit und Rutil verbreitet. Im Gotthardtunnelprofi] fehlen Sagenit und Turmalin vollstandig, nur in einem einzigen Gestein nahe der Grenze Staurolith zur Nelvazone wurden noch gefunden. seltenen Fallen Zirkon, Orthit, Disthen In den ostlicher gelegenen Profilen Staurolith, Zirkon, Turmalin, Sagenit und und lasst sich in Orthit beob¬ achten. Textur und Regelung Die Textur der Gesteine ist in den einzelnen Profilen recht unter- schiedlich; sie wird im Gotthardtunnel gepragter. liche bis Im Profil des Riale di Nelva verworrene Schieferung. tion der Glimmer deutlich Kleinfaltelung nur zu von zeigt Sfid nach Nord immer sich haufig nur In vielen Gesteinen ist die N-S Linea¬ beobachten. Dagegen ist die dazu parallele selten wahrnehmbar. nesterformig angehauft. Die Hornblende meinen nur schlecht eingeregelt; eine Ausnahme bilden die garbenschiefer fiber dem Gotthardtunnel, in welchen die Biotit ist oft kristalle und sogar die Garben oft verlaufen. aus- eine undeut- parallel zur ist im allge- HornblendeHornblende- N-S Lineation der Glimmer R. H. 444 Steiger Die Gesteine der Zone des Sasso Rosso sind im zurucktretenden Glimmer nicht besonders gut Nordliche allgemeinen schiefrig. wegen der Begrenzung nachstfolgenden Zone ist im Westen des Untersuchungsvon graphitftihrenden gebietes im Osten Stapff Horizonten (vgl. 1880, p. 48), (Profil Orello-Canaria) durch das Auftreten eines Granatserizitphyllites (ahnlich dem Trennhorizont zwischen Nelvazone und Zone des Sasso Rosso). Das Ubergangsglied ist ein graphitfiihrender Granatserizitphyllit, der auf Quote 1870 m Die Grenze zur definiert durch das nordlichste Auftreten im Bachbett des Riale di Nelva ansteht. c) Pontinozone14) (nordliche Diese Gesteinszone entspricht (1958, Motto di Dentro Hafnbes Zone)] dem nordlichen p. zwischen Tm. 1833 und 2800 ab SP Teil der Zone von und steht im Gotthardtunnel 320) (nordliche Zone) an. Sie ist die am besten untersuchte Zone der Tremolaserie, da sie auch im Lucendro- stollen und Garegnastollen in ihrem ganzen Profil aufgeschlossen ist. Gesteinsinhalt wichtigsten Gesteinstypen Bedeutung): Die ihrer Glimmergneise (z. dieser Zone sind T. mit Hornblendeschiefer und (in der Reihenfolge Reliktstrukturen) -gneise Glimmerschiefer Etwas zuriicktretend: Amphibolite Silikat-Karbonat- und Kalksilikatgesteine Quarzite Makroskopische Beschreibung des Profils allgemeinen kann innerhalb der Pontinozone zwischen einem wiegend aus hornblendearmen, oft recht massigen Glimmergneisen Im 14) So benannt nach der grossen gebraucht. und Alpweide Alpe Pontino, welche auf der Terrasse liegt. Der Name wird hier zum oberhalb der Walder Airolos und der Val Canaria ersten Mai vor- Petrographie 445 des siidliohen Gotthardmassivs Geologie und -schiefern bestehenden siidlichen Teil und einem hornblende-, kalksilikat- karbonatreichen, stark stromatitischen Gesteinskomplex und im Norden unterschieden werden. Die Amphibolite sowie die feinnematoblastischen Hornblendeschiefer sind fast ausschliesslich auf die Grenzzone gegen die Pratoserie oder den Hornblendegarben sind in dieser Zone weit ausgebildet. Sie treten im Gegensatz anschliessenden Pratoserie neben ausgesprochenen Amphibeschrankt. Soresciagneis verbreitet und auch zur nordlich schonsten am boliten auf. Mikroskopische Merkmale und Mineralbestand Auszahlung der Diinnschliffe deutet auf eine Zunahme des Plagioklasgehaltes (25—40%) gegeniiber den siidlichen Zonen der Tremolaserie. In den sedimentogenen Gesteinen handelt es sich meistens um Andesin. AUgemein fallt auf, dass der Plagioklasgehalt im StoUen und Tunnel oft deutlich hoher ist als beim Obernachenprofil. Der Plagioklas zeigt zur Hauptsache Mosaikstruktur, gelegentlich ist diese in kleinen Die Bereichen etwas diffus versch wommen; oft treten aber auch grossere, amobenartige Individuen auf. Eine frische Kristalle mit zone Spaltrissen, Anhaufung grosserer Idioblasten, als wurde im zentralen Teil der Pontino- beobachtet. Biotit ist im Gegensatz zur Zone des Sasso Rosso fast uberall verbrei¬ tet, sein Gehalt schwankt zwischen 15 und schwarzbraune, rissen weist er tunnels eine griinbraune Absorptionsfarbe meist eine 25%. Parallel zu den im Bereiche des auf. Hellbraune Spalt¬ Gotthard- Absorptions- farben sind die Ausnahme. Muskovit-Serizit hat wie der Biotit wieder an Bedeutung gewonnen und kommt in den meisten Gesteinen vor, sein Gehalt iiberschreitet vor allem in der ostlichen Pontinozone prozent. AufFallig in vielen Fallen 25 Volumen- — ist das Vorherrschen —• von grobschuppigem Muskovit im siidlichen Teil der Pontinozone. Chlorit tritt gegeniiber im nordlichen Teil der er der Zone des Sasso Rosso deutlich zuriick. Nur Pontinozone, gelegentlich 15—20% wo er dann meist primar ist, nimmt des Volumens ein. Hornblende ist der vorherrschende lichen Pontinozone. Sie ist ausser Gemengteil vor allem der nord¬ in feinnematoblastischen Hornblende- Amphiboliten immer zersetzt und fiihrt zahlreiche Einschlusse, welche parallel zur Schieferung orientiert sind. Im Westen ist sie im allgemeinen relativ gut eigengestaltig, im Osten ist sie haufig vollschiefern und kommen xenoblastisch. R. H. 446 Steiger vor. Die Durchmesser sind haufig Garegnastollen sind sie bis zu 1,0 cm und sind sie gut idiomorph, bald nur massig und Granat kommt in vielen Gesteinen kleiner als 0,5 cm, nur im gewachsen. Bald haufig zeigen sie auch vollkommen grosser xenoblastische Formen. Im Westen sind sie meist voller Einschliisse, welche fast immer ferung des Gesteins liegen, in den ostlichen Profilen mehrheitlich angeordnete parallel zur Schie- zahlreichen Einschliisse wahrend die weniger beliebig angeordnet sind. S-formig Einschliisse sind in dieser Zone kaum anzutreffen. festgestellt werden. Mehr als Silikat-Karbonatgesteine hingegen fiihren oft Karbonat kann fast in alien Gesteinen 3—5% 30% Karbonat. Zoisit-Epidot ist akzessorisch in alien Gesteinen vorhanden neben Karbonat Hauptgemengteil der Kalksilikatgesteine. sind aber selten. uber und ist Die Akzessorien der Pontinozone wechseln im Streichen. Im Bereich des Gotthardtunnels und des Lucendrostollens treten die im Osten relativ Sagenit, Turmalin, Staurolith und uberhaupt. Disthen wurde in der Pontinozone nirgends festgestellt. Allgemein verbreitet sind hingegen Apatit, Rutil, Magnetkies, Pyrit und Titanit. haufig anzutreffenden Zirkon nur Akzessorien selten auf oder fehlen Textur und Regelung Die Textur der Gesteine ist im Diinnschliffbereich im allgemeinen kristallisationsschiefrig. Gegen die Grenze zur Pratoserie oder den Soresciagneis hin wird sie oft lagig, im Siiden ist sie gelegentlich gefaltelt. Die Glimmer zeigen eine gute bis ausgezeichnete N-S verlaufende Regelung, in serizitreichen Schiefern ist auch die dazu par allele Kleinfaltelung gut erkennbar. Die Hornblendegarben sowie die groben Hornblendeporphyroblasten sind kaum orientiert. Sie durchschlagen haufig die Texturflachen. Nur das feinfilzige Hornblendegewebe der dunkeln Hornblendeschiefer und Amphibolite ist streng parallel zur Glimmer lineation angeordnet. Die Gesteine der Pontinozone weisen eine typisch stromatitische Lagerung auf. Die Grenzen zwischen den verschiedenen Lagen sind jedoch im allgemeinen etwas verschwommen und unterdeutlich bis gut - scheiden sich dadurch von der nordlich anschliessenden Pratoserie. 3. VERLAUF DER ZONEN (vgl. Fig. Abschatzung der Machtigkeit der Tremolaserie ergibt folgende Resultate: Eine 2 auf S. 448) oben definierten drei Zonen der Petrographie und 447 des siidlichen Gotthardmassivs Geologie Tabelle 14 Lucen- Gott- R. d. R. d. dro hard Nelva Fon- (I) (II) (III) tanelle Profil Orello Stab- Garegna Corandoni (VI) (VII) biello (IV) Machtigkeit (V) in Metern Stollen: Pontino- 850 825 650 850 900 850 mind. 300 Oberfl. zone 450 Zone des 600 450 925 225 600 50? Sasso Rosso Nelvazone Die am Gotthard recht auszukeilen; 150 machtige letzte Aufschluss. Ihre grosste Nelvazone Nelvazone scheint gegen Osten rasch im Bachtobel westlich Rutan dei Sassi befindet sich der Westrand am des Machtigkeit von ca. 1,0 km erreicht die Untersuchungsgebietes zwischen Motto Bartola und Fondo del Bosco. Nach Hamster (1958, p. 329) werden die siidlichen Schichten der Zone gegen Westen sukzessive abgeschnitten. von der Trias Nordlich Villa im Bedrettotal verschwinden sie unter der Trias. Die Zone des Sasso Bosso schwillt gegen Osten im Bereich des Profils von Orello nochmals Profil von Alpe zu Machtigkeit an; sie fehlt aber im Oberflachenprofil iiber dem Garegna- etwas grosserer Stabbiello und im stollen. Im Garegnastollen selber kann sie nicht mit Sicherheit nachgewiesen graphitfiihrenden Gesteine sowie der Granatserizitphyllithorizont fehlen. Der hohe Karbonatgehalt, das Auftreten von Quarziten sowie der allgemeine Charakter der am Kontakt gegen die Trias ca. 30 m machtigen Gesteinsfolge machen es aber durchwerden, da aus die charakteristischen wahrscheinlich, dass es sich um Gesteine der nordlichen Grenzzone zwischen der Sasso Rosso- und der Pontinozone handelt. Der Verlauf der Zone des Sasso Rosso gegen Westen ist da Haener diese Zone nicht kommen graphitfuhrender in seiner Zone p. 342 und von 334). ausgeschieden unbestimmt, hat. Immerhin ist das Vor- Gesteine in der siidlichen Nelvazone und auch Motto di Dentro ausdriicklich erwahnt (Hafner 1958, R. H. 448 Eine recht Steiger bestandige Machtigkeit weist die Pontinozone auf. Nur beim Profil Orello wird sie auf Kosten des hornblendereichen nordlichen voriibergehend Teiles bei Pian Murinascia bestehen Ihre aus etwas schmaler. Sie wird ostlich des von hornblendereichen Gesteinen des nordlichen Teils der Zone. grosste Machtigkeit (ca. Untersuchungsgebietes des 900 m) zeigt die Pontinozone westlich nordlich Villa im Bedrettotal. Der westlichste Aufschluss befindet sich im Riale di Ronco; (vgl. ungefahre Verlauf der Zonen Kartenskizze Fig. 2 wiedergegeben. Der 2. Gliederung der ostlichen Massstab 1 4. er Hafner 1958, p. nordlichen Teil der Zone Fig. Lago Cadagno der Trias uberfahren. Die letzten Aufschlusse : im umfasst nur noch den 321). Untersuchungsgebiet ist auf der Tremolaserie; ungefahrer Verlauf der Zonen. 50000, I—IV Profllspuren. URSPRtTNGLICHE SEDIMENTARE GESTEINSFOLGE DER TREMOLASERIE Ausgangsmaterial der Tremolaserie soil von Siiden nach Norden besprochen werden: Die Nelvazone ist ungefahr zu je 35—40% aus sedimentogenen, chloritarmen Glimmergneisen und Glimmerschiefern (mehrheitlich GraDas urspriingliche, sedimentare Petrographie und des sudlichen Gotthardmassivs Geologie 449 natserizitphylliten) aufgebaut, etwa je 10% werden von Hornblendegesteinen und Quarziten und 5% von Silikat-Karbonatgesteinen eingenommen. Das Gesteinsmaterial, welches der Nelvazone zugrunde liegt, muss deshalb wohl zum grossen Teil aus Ton, mergeligem Ton und tonreichem Mergel bestanden haben. Einlagerungen von sandig-dolomitischen Tongesteinen sowie von tonig-kalkigen Sandsteinbanken oder sandigen Dolomiten und Kalken waren in dieser Zone von untergeordneter Bedeutung. Die Zone des Sasso Bosso besteht aus vielleicht 30% Chloritglimmerschiefern, 25% Chloritglimmergneisen, 25% Hornblendeschiefern und -gneisen, welche oft ziemlich Chlorit fiihren, 10—15% Quarziten und 5—10% Silikat-Karbonatgesteinen. Diese Gesteine sind zur Hauptsache aus tonreichen Mergeln oder mergeligen Tonen entstanden, welche vermutlich stark von tuffogenem, basischem Material durchsetzt waren. Ein Indiz fur hohe Bildungstemperatur (> 600°, vgl. Ramdohb 1960, p. 898) zumindest eines Teiles des Ausgangsmaterials ist in den zonaren, entmischten Ilmenitkristallen zu sehen, welche gelegentlich in Gesteinen dieser Zone gefunden werden. Auch Banke von sandig-dolomitischen bis sandig-mergeligen Tonen spielten eine wichtige Rolle. Etwas zuriicktretend kamen Horizonte von kalkigen oder feldspatfiihrenden Sandsteinen sowie von sandigen Dolomiten oder Kieselkalken vor. Aus schatzungsweise je 30% sedimentogener Glimmergneise und Glimmerschiefer, 15% Hornblendeschiefern, 10% Hornblendegneisen sowie je 5% Amphiboliten, Silikat-Karbonatgesteinen und Quarziten setzen sich die Gesteine der Pontinozone zusammen. Diese sind hauptsachlich aus mergeligen Tonen oder tonreichen Mergeln sowie sandigdolomitischen Tonen herzuleiten. Nur dolomitischen kalkige Mergeln, sandigen untergeordnet treten Banke mit Dolomiten und Kalken sowie tonig- Sandsteine auf. 5. VERGLEICH MIT Im Raume der Schweizer AHNLICHEN SERIEN Alpen gibt es keine pratriadische Gesteins- serie, welche genau die gleichen Merkmale aufweist wie die Tremolaserie. Dennoch ist nicht anzunehmen, dass diese Zone am Sudrand des Gott¬ hardmassivs einzig in ihrer Art ist. Ein Vergleich der mesozoischen Gesteine der Pioramulde, welche ja alpin unter gleichen Bedingungen wie die Tremolaserie umgewandelt wurden, mit gleichaltrigen Sedimenten der Scopimulde oder des benachbarten Penninikums zeigt deutlich, dass die alpine Metamorphose am R. H. 450 Siidrande des Gotthardmassivs selben — valenter — Steiger zum Teil besonders intensiv gewesen ist. kann anderswo Gesteinskomplex alpinen Metamorphosegrad infolge Stauwirkung desEin der Tremolaserie aquidurchaus einen niedrigeren der aufweisen. Eine auffallende chemische Ahnlichkeit mit den Gesteinen der Tremola¬ serie weisen die sogenannten alteren Casannaschiefer (Wbgmann 1922, p. 22), insbesondere die von Woyno (1911) beschriebenen glaukophanfiihrenden Casannaschiefer des mittleren Val de Bagnes auf. alk/c- und im k-mg-Diagramm stimmen die Variationsfelder der zum grossen Teil uberein (vgl. P. Niggli u. a. 1930, p. 339—351, besonders Fig. 27, 35—38). Die Tremolaserie scheint im allgemeinen etwas kalkreicher zu sein. Im k-mg-Diagramm iiberlappt das Glaukophangesteinsfeld zum Teil etwas das Feld der Tremolahornblendegesteine. In der Tat zeigt die Hornblende der Tremolaserie parallel ny eine blaulichgriine Absorptionsfarbe und Im al — Tremolaserie und der Casannaschiefer weist einen bedeutenden Anteil an Alkalihornblendemolekiil auf. Der Glaukophanreichtum der Casannaschiefer vom Val de Bagnes wird auf den speziellen Chemismus des Ursprungsgesteins (vgl. S. 451) zuriick- gefiihrt. Gesteinstypen beider Serien geringeren Metamorphosegrad der Auch die etwas Woyno (1911, „Ungeachtet p. 156) fiihrt ihrer grossen wortlich sind sich abgesehen — Casannaschiefer — vom ahnlich: aus: Mannigfaltigkeit bestehen die Casannaschiefer aus einer beschrankten Anzahl Mineralien, welche in alien Gliedern wiederkehren. Die Unterschiede zwischen den einzelnen Gesteinstypen werden hauptsachlich Mengenverhaltnisse hervorgerufen, wobei die bei vorherrschenden Komponenten bei den anderen bis auf einen herabsinken konnen." (Vgl. dazu S. 397.) den wechselnde einen minimalen durch Typen Betrag Bagnes sind nach Woyno zur HauptGlaukophan, Epidot, Chlorit, Serizit, Albit, Quarz und Kalzit aufgebaut. Akzessorisch treten regelmassig Titanit und Rutil auf. Auf gewisse Gesteinsarten beschrankt sind Sismondin, Turmalin und Granat. Die Casannaschiefer des Val de sache aus der eine etwas umfassendere Einteilung der Bagnes vorgenommen hat, fiihrt folgende Gesteinstypen an: Quarzitgesteine (darunter turmalinfiihrende Serizitquarzite und Graphitoidquarzite), Albitgneise (Serizitalbitgneise, Epidotalbitgneise), Phyllite (darunter Graphitoidphyllite und Sismondingranatphyllite), Glaukophanite (darunter Granat- und Pistazitglaukophanite), Glaukophanalbitschiefer, Albitamphibolite (Zoisit-, Granat-, Chlorit-) und Chloritschiefer. Tschopp (1923, p. 97), Casannaschiefer des oberen Val de Petrographie und Geologie des sudlichen Gotthardmassivs Glaukophanalbitschiefer und Chloritschiefer wurden (1911, p. 141) als Prasinite zusammengefasst. Vallet (1950, p. 338) fuhrt diese Bezeichnung wieder Die Gesteine, fuhrt eine etwas andere Klassinkation der 451 von Woyno ein. Er aber keine gibt prinzipiell auf. Hingegen fehlen in seinem Gebiet (Val d'Herens und d'Heremence) Glaukophangesteine. Gelegentlich wurden auch in der Tremolaserie, allerdings stark unter- neuen Typen Val die geordnet, Hornblende- und Chloritgesteine gefunden, welche unter dem Mikroskop die typische poikiloblastische Prasinitstruktur aufweisen. In der Art ihres Auftretens sind die Gesteine der alteren Casanna- schiefer den Tremolagesteinen durchaus aquivalent. Woyno (1911, p. 140) schreibt: „Das erste, lich starker was bei den Casannaschiefern Gestemswechsel Selten ins Auge fallt, ist em ausserordentlrgendeme Gestemsvarietat auf einer ist grosseren Strecke ganz emheitlich. Deshalb lasst sich die nur summarisch, jeweilen nach angeben. Jeder Versuch, genauer Recht ubereinstimmend das der Ausgangsmaterial und Tschopp (1923, zu am kartieren, aussern Verteilung ist vergeblich " . . sich die verschiedenen Autoren uber der Casannaschiefer. Naeh Woyno p. 202) der Gesteine betreffenden Orte vorherrschenden Art (1911, p. 207) wird angenommen, dass den Gesteinen des eruptivem Material in Form von basaltischen bis theralitischen Tuffen zugrunde liegen. Fur den Raum des Val d'Herens glaubt Wegmann (1922, p. 21), dass der grosste Teil der Casannaschiefer einer machtigen, unruhig wechselnden sandig-tonigen Ablagerung entstammt, wobei im unteren Teil der Serie Gesteine dazwischenliegen, -welche aus Tuffen diabasischer und porphyritischer Herkunft entstanden sein durften. Zu einem ahnlichen Schluss kommt auch Vallet (1950, p. 388), welcher die Grungesteine in den unteren Casannaschiefern von alten Gabbros, Val de Bagnes Sedimente vermengt mit Diabasen, vulkanischen Tuffen oder Spiliten herleitet. Dieser Autor weist ferner darauf hin, dass die Casannaschiefer im Raume des Val d'Herens und des Val d'Heremence teilweise albitisiert worden sind. notwendigen Grungesteine natronreichen in Losungen Verbindung gebracht. werden mit der Die Gesteine der alteren Casannaschiefer sind durch die morphose nur epizonal uberpragt Die dazu Intrusion alpine der Meta¬ worden. Sie umfassen sowohl Gesteins- Epidotamphibohtfazies. der Tre¬ altersmassige (vgl. S. 456) Parallelisierung molaserie mit den alteren Casannaschiefern ist auf Grund der angefuhrten typen der GrunschieferEine wie — Tatsachen sicher vertretbar. auch der auch — 452 R. H. Steiger Ablagerungsraum der den Casannaschiefern der Bernharddecke zugrundeliegenden Sedimente muss bedeutend sudlicher gelegen haben als derjenige der Tremolaserie. Gewisse fazielle Unterschiede und etwas verschiedenartige Ablagerungen (insbesondere beziiglich Kalk- und Dolomitgehalt) sind daher zu erwarten. Auch war die Durchmischung der urspriinglichen Casannasedimente mit Eruptivmaterial (in Form von Intrusionen, Ergiissen oder Tuffablagerungen) viel intensiver als in der Tremolaserie, wo sich mit einiger Sicherheit nur ein bescheidener Anteil von pyroklastischem Material annehmen lasst. Der 6. ABLAGERUNGSBEDINGUNGEN DER TREMOLASERIE Metamorphe Differentiation oder metasomatische der Tremolaserie nur eine unbedeutende Rolle Ereignisse haben sie nur Der stetige Wechsel en Vorgange haben in gespielt. Auch tektonische bloc betroffen. der Gesteinsarten der Tremolaserie sowohl im Streichen wie im Profil, das rasche Auskeilen auch stellt somit ein direktes Abbild der machtiger Horizonte, Ablagerungs- wechselvollen unruhigen, bedingungen der urspriinglichen Sedimente dar. Das lagenweise Auftreten von Dolomiten und sandig-dolomitischen Tonen lasst auf zeitweise marine Sedimentation schliessen. Gelegentlich vorkommende Arkosesandsteine und Konglomerate oder Psephite deuten andererseits auf Festlandablagerung hin. Von Zeit zu Zeit setzten sich vulkanische Tuffe ab, welche verschwemmt und mit Sedimenten vermengt wurden. Verschiedene eigenartige Gesteinsbilder der Tremolaserie lassen sich vielleicht von einer sedimentaren Kreuzschichtung herleiten. Aber auch Anzeichen organischen Lebens sind erhalten geblieben in Form von graphitischem Pigment, welches zahlreiche Gesteine durchsetzt. 7. ZUR ALTERSFRAGE DER TREMOLASERIE Das Alter der Tremolaserie (1907, p. war seit 491) und L. Hbzneb (1909, p. hangs im Streichen mit jurassischen jurassisches Alter angenommen. jeher 216) Schiefern" Auf Grund eines „Kohlevorkommens" bbrgbe hard bis Perms. (1908, p. 528) zur die Rauhwacke umstritten. Noch C. Schmidt haben ,,wegen des Zusammen- am (Nufenenschiefer) Giubine deutet Konigs- „Glimmerhornblendeschiefer sudlich von Airolo" als ein Aquivalente vom Gott- des Karbons und Petrographie Geologie und des sudlichen Gotthardmassivs 453 Schon in seiner Diplomarbeit (Steiger 1957, p. 14) konnte der Vergraphitfiihrenden Schiefer vom Giubine in nicht der Tremolaserie liegen. Anlasslich der Neu(mit ca. 5% C) kartierung des Untersuchungsgebietes (im Massstab 1 : 10000) wurde fasser aber nachweisen, dass die sogenannte Giubineserie vom augenfuhrenden Soresciagneis s. s. abgetrennt (vgl. Taf. VI). Das KdNiGSBERGERsche Kohlenvorkommen liegt demnach in dieser Giubineserie, welche gegen Siiden stets durch den eine mehrere hundert Meter serie getrennt Wenn aus machtigen Soresciagneis s. s. von der Tremola¬ ist. diesem Grund die ,,Kohle vom Giubine" nicht fur eine direkte Altersrelation der Tremolaserie beigezogen werden darf, so muss dass auch in den sudlichen Tremolaschiefern werden, festgestellt doch graphitfuhrende Gesteine recht verbreitet sind. Konigsberger metamorphisierter Gotthardgesteine. (1909, p. 858) schliesst auch auf Grund Gesteine in der Trias auf von pratriadisches Gerollen Alter der Seither hat sich durch die Eichenberger (1924, p. Kartierungen von Krige (1918, p. 9) und 458) die stratigraphische Diskordanz zwischen Trias und nordlich anschliessenden Gesteinen des Gotthardmassivs immer deutlicher Wie gezeigt. Fig. 2 auf S. aus 448 hervorgeht, Diskordanz auch in der Val Canaria Tremolaserie ist eine primare stratigraphische offensichtlich, wo die drei Zonen der der Trias in flachem Winkel gegen Osten abgeschnitten (Tm. 88,8 ab SP) bis zum Garegnastollen (Tm. 1049 ab SP) der gleiche, wenige Meter machtige Quarzit als Basis der triasischen Ablagerungen (vgl. von werden. Dabei konnte S. an alien Aufschliissen vom Gotthardtunnel 397) beobachtet werden. der Tremolaserie jedoch verlauft immer konkordant zum Garegnastollen konnte keine Diskordanz zwischen der Grenzflache Tremolaserie-Trias und der Schieferung der Tremola¬ serie festgestellt werden. Wahrend also das pratriadische Alter der Tremolaserie gesichert ist, bestehen fur eine nahere Eingabelung des Alters keine direkten Beziehungen mehr. Eindeutig ist nur der im Vergleich zu den nordlich an¬ schliessenden Zonen (Pratoserie und Soresciagneis) geringere Metamorphosegrad der Tremolagesteine. Jene sind durch mehrere zum Teil ultrametamorphe Umwandlungsprozesse so homogenisiert worden, dass samtDie Schieferung Kontakt. Auch im Spuren einer sedimentaren Ablagerungsstruktur, welche in der nur mesometamorphen Tremolaserie so offensichtlich sind, verwischt wurden. Die Tremolaserie war auch nie einer Ultrametamorphose ausgesetzt, denn liche R. H. 454 Steiger die dadurch entstandenen Strukturen lassen sich nicht durch eine retro¬ grade mesozonale Umwandlungsphase ausloschen (vgl. auch Hafner 1958, p. 358). Das Auftreten von steilen Faltenachsen in der Pratoserie und Hafner 1958, p. 296 und (vgl. S. 486 welclie in der Tremolaserie 306), vollig fehlen, lasst auf eine Diskordanz zwischen den beiden Serien schliessen. Die scharfe Metamorphosegrenze zwischen den beiden Serien deutet nach Hafner (1958, p. 358) darauf hin, dass die Tremolagesteine zur Zeit der Ultrametamorphose der Cavannaserie noch gar nicht sedimentiert der Es ist auch waren. denkbar, dass alpinen Gebirgsbildung Metamorphosegrenze ans dass diese die Tremolaserie erst im Verlaufe Gotthardmassiv angeschoben wurde und eine tektonische Diskordanzflache dar- stellt. Dennoch kann mit Tremolaserie junger einiger Sicherheit angenommen ist als die Pratoserie und der mit anderen letzteren gehoren pisgneis, Zone des Piz Paradis und der Paragesteinen werden, dass die Soresciagneis. Diese des Gotthardmassivs (Gus- Mottanaira) zu den altesten Gesteinen des Gotthardmassivs; sie wurden bei der Intrusion des Streifen- gneismagmas zum Teil stofflich verandert H. M. Htjber 1943, p. (Ambuhl 1928, p. 278, und 247). Altersbestimmungen von Grunenfelder (1962) weist der Zirkon des Streifengneises ein Pb207 / Pb206-Alter von 560 + 90 Mio. Jahren auf (U238/Pb206 485 + 20, U235/Pb207 520 + 25 Mio. J.). Das vorliegende Zirkonalter ist also etwas diskordant und gibt einen Minimalwert an. Nach der Altersskala von Ktjlp (1960) sind demnach der Streifengneis ins obere, die altesten Paragesteine des Gotthardmassivs ins tiefere Prakambrium zu steilen. Damit gewinnen die von R. Staxjb (1948) geausserten Ansichten iiber das prakambrische Alter des alpinen Grundgebirges Nach den entscheidend an Gewicht. dem Streifengneis und der Tremolaserie bestehen keine Zusammenhange. E. Niggli (1944, p. 125) hat einen ersten Versuch unternommen, die Paragneise des gotthardmassivischen Altkristallins stratigraphisch zu gliedern. Dabei wahlt er als chronologischen Vergleichsmassstab die magmatischen Zyklen der Intrusion des Streifengneismagmas und des Medelsergranit-Cristallinagranodiorites. Die Tre¬ Zwischen direkten molaserie bezeichnet er, als zusammen mit der Tenelin- und Borelzone u. a. und weist darauf hin, dass nachstreifengneisisch, vorgranitisch Gruppe vielleicht Quarzite als Leitgesteine angesehen werden aber fiir diese konnen. Fiir die Tenelin- und Borelzone ist das nachstreifengneisische Alter Petrographie nach H. M. Huber nungen seitens des Geologie und (1943, p. des siidlichen Gotthardmassivs 455 238) wahrscheinlich, da Injektionserschei- Streifengneismagmas fehlen. Andererseits wurde der Quarzit der Borelzone durch den Medelser- granit kontaktmetamorph verandert und ist daher alter als derselbe. Grunenfelder hat das Zirkonalter des Mio. J. (also Karbon) Medelsergranites zu 290 bis 340 Quarzitfuhrung sind Tenelin- bestimmt. Neben der und Borelzone auch sonst in ihrem Gesteinsinhalt der Tremolaserie durch- analog; sie zeigen vielleicht einen hoheren herzynischen Metamorphosegrad. Sie sind vermutlich gleichzeitig mit der Tremolaserie abgelagert und anlasslich der herzynischen Gebirgsbildung eingemuldet und umgewandelt worden. aus Die Tremolaserie scheint demzufolge kambrium und dem Karbon sedimentiert zwischen dem oberen Pra- Anhaltspunkte fiir ein karbonisches Alter sind nicht vorhanden; sparlicher Graphitgehalt (<3%) wie ihn einige sudliche Tremolaschiefer aufweisen, ist auch aus bedeutend alteren Schichtkomplexen bekannt. Auch die als Permokarbon zu sein. bezeichneten Gesteine der Urseren-Garveramulde lassen sich kaum mit der Tremolaserie parallelisieren, merat- und mikroklinfuhrenden da ihr die Psephit- Teil machtigen kongloPsammitgneise der nbrd- zum und lichen Muldenzone fehlen. Diese letzteren sind nach E. Niggli p. 205) auch in ihrem Chemismus deutlich verschieden von den (1944, iibrigen altkristallinen Gesteinen des Gotthardmassivs. In den Schweizer Alpen konnte bislang kein Altpalaozoikum nach- gewiesen werden; die Tremolaserie muss also wohl zum alpinen Grundgebirge im Sinne R. Staubs15) gerechnet werden und diirfte moglicherweise prakambrisches Alter aufweisen. Cornelius (1935, p. 94) fasst auf Grund von Beobachtungen in den ostlichen Alpen die Casannaschiefergruppe (Quarzphyllite) als vorpalaozoisch auf; Staub (1948, p. 432) bezeichnet diese epimetamorphen Quarz¬ phyllite als jiingstes, oberstes Glied des alpinen Grundgebirges und vergleicht sie mit der jotnischen Formation des Baltikums oder den Sparagmiten. Nach Staxjb 439) mag ein Teil der obersten penninischen Karbon gezahlt werden, fiir einen anderen die Frage offen, ob sie nicht epimetamorphe Aquivalente der (1948, Casannaschiefer noch Teil lasst er oberalgonkischen 15) R. Statjb p. zum dunklen (1948, p. 427) Tonschieferfolgen betrachtet alpines Grundgebirge, welches palaozoisohen Sedimenten liegt. liches nur seien. Diese Ansicht Staubs jenes metamorphe Gebirge als eigent- nachweisbar unter den altesten fossilfiihrenden R. H. 456 wird zwar von Vallbt (1950, Steiger 334) abgelehnt, welcher glaubt, dass die Teil Permokarbon sind; Vallet deutet p. Casannaschiefer zum grossen immerhin darauf hin, dass ihre Basis sehr alt sein konne. Die von Wegmann stratigraphisch tiefer p. 22) als altere Casannaschiefer (weil bezeichneten Gesteine der Bernharddecke, (1923, liegend) welche auch die Casannaschiefer Woynos des mittleren Val de umfassen, sind nach Staub (1948, p. 432) von Bagnes der wirklichen Casanna- schiefer-Quarzphyllitgruppe abzutrennen und alteren hoher metamorphen Serien des alpinen Grundgebirges zuzurechnen. Als Briickenschlag zwischen den Ansichten Vallets und Statjbs kann andererseits ange- werden, dass die alteren Casannaschiefer der Bernharddecke nommen infolge einer intensiveren alpinen Metamorphose hoher metamorph sind, altersmassig aber durchaus der CasannaschieferQuarzphyllitgruppe Statjbs entsprechen. Wie weiter oben dargelegt wurde, ist prakambrisches Alter der Tremolaserie denkbar. Weil diese Serie anderseits junger ist als die Intrusion des Streifengneismagmas (mindestens 560 Mio. J.) muss sie wahrschein(nach Wegmann) jiingsten Algonkium zugerechnet lich dem massig nur werden und konnte alters¬ den STAUBSchen Casannaschiefern und damit auch der und der jotnischen Sparagmitformation entsprechen. 8. ZUR FRAGE DER ERUPTIVGESTEINE IN DER TREMOLASERIE Neben aus aplitartigen Gangen, welche schon L. Hezner dem Gotthardtunnel beschrieben molaserie sowohl an (1909, p. 198) hat, wurden im Gebiete der Tre- der Oberflache wie in den Stollen eine Reihe weiterer Gesteine beobachtet, welche vermutlich ebenfalls sind. Ihre Fundorte sind (S. 521—557) aus den durch die gewisser suchung schlecht Auf- mogliche eruptive Herkunft nahere Kartierung und Unter¬ auf Gesteinsarten aufmerksam. Eine dieser Gesteine ist infolge mangelhafter anderenteils wurde der Verfasser erst abgrenzen, mikroskopische Untersuchung nur der Tremolaserie ersichtlich. Im Feld lassen sich diese Gesteine einesteils schlusse eruptiven Ursprungs Profilbeschreibungen vorgesehen. Untersuchungsgebiet (im Raume von Profil II) werden hauptsachlich Albitgesteine angetroffen, welche gangartig, scheinbar konkordant in die Tremolaserie eingelagert und besonders in der Nelvazone angehauft sind. Im Zentrum des Untersuchungsgebietes (Alpe Pontino-Orello sowie im Garegnastollen, vgl. Profile IV und VI) sind Im westlichen Petrographie und Geologie 457 des siidlichen Gotthardmassivs Gesteine, welche moglicherweise eruptiven Ursprung haben, in der Pon- angereiehert. Neben vereinzelten Albitgesteinen treten hier vor Zweiglimmeralbitgneise auf, welche die sonst vorherrschenden Hornblendegesteine iiber grossere Bereiche verdrangen. Die aplitischen, fast ausschliesslich albit- und quarzfiihrenden Gesteine zeigen im Diinnschliff meist nur kataklastische Beanspruchung und weisen kaum eine Regelung auf. Bei den dunkleren Zweiglimmeralbitgneisen sind die Glimmer zwar deutlich geregelt, hingegen kommen vielfach grossere Albitkristalle vor, welche nach dem Karlsbadergesetz verzwillingt sind und keinerlei Orientierung zeigen. Besonders die hellen, apli¬ tischen Gesteine scheinen durch die alpine Gebirgsbildung nur leicht tinozone allem auch dunklere mechanisch beeinflusst worden Schon Hezker tischen Nachschube in zu sein. 215) betonte, dass die pneumatolytisch-aplider Tremolaserie, welche mit der Intrusion der (1909, p. Gotthardgranite in Zusammenhang gebracht wurden, im Gefolge der alpinen Dislokation aufgetreten seien. Diese Ansicht steht im Gegensatz zur Tatsache, dass bisher im Gotthardmassiv keine Eruptivgesteine beobachtet werden konnten, welche die mesozoische Schieferhulle durchschlagen oder kontaktmetamorph verandert haben. Viele Autoren haben daher angenommen, dass die schwache alpine Beanspruchung gewisser Eruptivgesteine auf das relativ starre Verhalten derselben wahrend der Dislokation zuriickzufuhren sei. hin, dass die Gneise aplitischer alpine Schieferung und Striemung zeigen und dass die Albitporphyroblasten alpin gewachsen seien. Er lehnt jedoch die von Hezner (1909, p. 213) dargelegte Zunahme der pneumatolytisch-aplitischen Gange gegen den Kontakt mit den Gotthardgraniten hin ab. Vielmehr zeigt er, dass die Gotthardgranite (insHaener (1958, Zusammensetzung besondere der p. 354) weist darauf in der Tremolaserie Rotondogranit) fur eine Zufuhr aplitischen Materials nicht nimmt an, dass der hohe (1958, p. 355) Frage Natriumgehalt gewisser Tremolagesteine auf eine beginnende metamorphe kommen konnen. Hafner in Differentiation in der Tremolaserie selbst zuriickzufuhren sei, ohne dass eine Zufuhr von Moglichkeit an her, als Quelle Frage aussen her stattgefunden (p. 355), dass am hatte. Er deutet im Falle einer Natronzufuhr ehesten das Gebiet der nordlichen jedoch von die aussen Tessineralpen in kame. vorliegende Untersuchung ergab, dass die hellen aplitartigen Gange vorwiegend am Siidrand der Tremolaserie angereiehert sind und die alpine Metamorphose nur in geringem Masse erlebt haben. Es ware denkbar, dass deren Intrusion im Zusammenhang steht mit den im nordDie R. H. 458 lichen Lepontin wirksamen anatektischen Hauptsache Gebirgsbildung erfolgte. sationen und daher zur E. Die Die Mehrzahl der Vorgangen erst in einer Metamorphose 1. spaten und StoffmobiliPhase der alpinen der Tremolaserie GEFtfGE Tremolagesteine (iiber 90%) ist sicher sedimentarer und zeichnet sich durch mehr oder weniger schiefrige Mikroskop lassen sich meist mehrere Generationen Kristallen erkennen, deren gegenseitige Beziehungen im folgenden Abstammung Textur von Steiger aus. Unter dem untersucht werden sollen. Kristallgenerationen In fast alien Schliffen konnen vier Arten werden, welche in nachstehender von Reihenfolge Gemengteilen beobachtet entstanden sind: grano-lepidoblastischen Grundgewebes (+ homooblastisches Quarz-Feldspat-(Karbonat)mosaik, parallel zur Schieferung geregelte primare Glimmermineralien wie Serizit, Chlorit und Biotit, sowie feinnematoblastische Hornblende); b) Porphyroblasten (Granat, Hornblende, Disthen und Staurolith), wel¬ che Teile des Grundgewebes eingeschlossen haben; c) Querglimmer (hauptsachlich Biotite), welche nicht selten Grundgewebe eingeschlossen haben und vereinzelt auch in Porphyroblasten eingedrungen sind; d) sekundare Mineralien als Zersetzungsprodukte der Porphyroblasten (Biotit und Chlorit), Querbiotite und Grundgewebebiotite (Chlorit) sowie der Plagioklase (Serizit). a) Gemengteile Gelegentlich als Mosaik von des lassen sich auch Relikte eines alteren Gewebes — feinen, verunreinigten Quarz- und Feldspatkornern oder nachweisen, Feldspate vereinzelte grossere stark zersetzte, reliktische welche im Kontrast stehen relativ frisch erscheinenden Ofters kann auch als bonatkristallisation in zum — oben erwahnten oft Grundgewebe der gut geregelten und Schieferung. Quarz-, eventuell Karkleinen, teils diskordanten Linsen festgestellt jiingste Generation eine werden. Insgesamt meist konnen wir also sechs Generationen unterscheiden: Petrographie Tabelle 15. und Geologie [ des siidlichen Gotthardmassivs Kristallgenerationen in den 459 Tremolagesteinen Gene¬ ration 1. Alteres, 2. Rekristallisiertes, reliktisches Quarz-Feldspattriimmermus. grano-lepidoblastisches Grundgewebe (Quarz-Feldspat- mosaik, Glimmermineralien und feinnematoblastische Hornblenden, alle 3. parallel zur Schieferung geregelt). Porphyroblasten (Hornblende, Granat, Disthen 4. Querbiotite. 5. Zersetzungsprodukte von Kristallen der 2.—4. tuell Biotit und Serizit). Quarz- und Karbonatneubildungen in Linsen. 6. Wie in der Tabelle 16 generationen und Staurolith). Generation (Chlorit, even- Ausdruck kommt, sind diese Kristall¬ zum in den verschiedenen sedimentogenen Gesteinstypen unter- schiedlich vertreten. Man erkennt eine deutliche Selektivitat der quarz- und feldspatreichen, reliktische Struktur Spaltrissen sind relativ erhalten; vor Metamorphose. Nur in Gesteinen konnte sich eine massigen Quarzneubildungen auch die in Linsen und allem in diesen Gesteinen anzutreffen. Die Zer- setzung der einzelnen Gesteinstypen ist ebenfalls verschieden weit fort- geschritten. Ferner und Querglimmer. fehlen in einigen Gesteinsarten die Porphyroblasten Auch in der Verteilung auf die drei Zonen der Tremolaserie sind gewisse Gesetzmassigkeiten zu beobachten: es kann von Norden gegen Siiden sowohl eine Zunahme der Querbiotite (4. Generation) als auch der Zersetzungsprodukte (Chlorit, eventuell Biotit) der 5. Generation kon- statiert werden. Die nordliche und siidliche Zone der Tremolaserie ferner im teile der 1. Vergleich zur Generation; oder Linsen mittleren bedeutend mehr reliktische auch sind daselbst (6. Generation) viel ist das auf den hoheren Gehalt haufiger Quarzneubildungen in Kluften anzutreffen. In beiden Fallen relativ an zeigen Gemeng- massigen, sich mechanisch starrer verhaltenden Gesteine zuruckzufiihren. Bewegungsphasen Im Dunnschliff konnen nicht einige Kristallgenerationen, sondern gerichtete Bewegungsphasen nachgewiesen werden. So hat zwischen der Bildung der 1. und 2. Kristallgeneration eine kraftige Kataklase (I) stattgefunden, welche die Gemengteile der auch mehrere 1. Generation oft bis 2. Generation die nur verschieden zur Unkenntlichkeit zermalmte. Wahrend sich die heranbildete, herrschte Einregelung der neugebildeten eine starke Stressphase (II), welche jetzt vorliegende Mineralien in die Glimmerschiefer 2. 6, 3 3 2, 2, 2 b) Zweiglimmerschiefer c) Granatserizitphyllite d) Chloritschiefer Hornblendeschiefer 7. b) porphyroblastische a) feinnematoblastisehe 3, 2 2 6, 6 4, 5, 3, 6 Amphibolite 5 3, 6 2, 2, ' Silikat-Karbonatgesteine Kalksilikatgesteine 4, 5, 2, Quarzite 5. 6, 2, 3 5, 5, 4, 4, 1, 3, 6 4, 2 5 4, 2 3, 6 3, 3, 6 5, Hornblendegneise c) Homblendegarbenschiefer Hornblendeschiefer b) porphyroblastische 2 5, 6, 4, 2, a) Biotitserizitschiefer a) feinnematoblastisehe 3 5, 6 2, 6 4, c) Chloritgneise d) Karbonatglimmergneise 4, 1, 5, 2, 3 6 2, b) Zweiglimmergneise 4, 3, 5, 1 1 5 1, 4 1, 1, 1 1 1 1, 6 6 1 6 5, 5 4, 4 5 1 Reihenfolge 2, 6 in dei — 3, 4 4 1 1 1 3 1 3 — 3, Bedeutung 5, 5, 4 4 generationen stallgenerationen generationen ihrer Sehr seltene oder Nur fehlende Kristall¬ Verbreitete untergeordnet Gesteinstypen vorkommende Kri¬ in den verschiedenen Kristall¬ Kristallgenerationen Varietat der a) Biotitserizitgneise Verbreitung 4. 3. Hornblendeschiefer Glimmergneise 1. Gesteinstyp Tabelle 16. 02 CO o Petrographie und 461 des sudlichen Gotthardmassivs Geologie Schieferungsebene verursachte. Nach der Bildung der Porphyroblasten (3. Generation) fand abermals eine Bewegung (III) statt, welche das Grundgewebe leicht faltelte. Zwischen der Querbiotitbildung (4. Gene¬ ration) und der Zersetzung (5. Generation) erfolgte eine schwache Kataklase (IV), vor der Bildung der 6. Generation eine etwas starkere (V), welche vermutlich auch Ursache fiir die Wellung des Gesteins ist und schliesslich trat nach der Bildung der Kristalle der 6. Generation wiederum eine schwachere Kataklase (VI) auf. Makroskopische Gefiigemerkmale Fast alle Tremolaschiefer lassen auf dem zeichnete N-S gerichtete Hauptbruch eine ausgeAuge und unter der Schieferungsebene lie- Lineation erkennen. Von blossem Mikroskop aussert sich diese in einer in genden linearen Parallelanordnung von Mineralien der 2. Generation. Besonders deutlich zeigt sich diese N-S Lineation bei stengeligen Mine¬ ralien der 2. Generation (Hornblende, eventuell Zoisit-Epidot); fast uberall kann eine Parallelordnung und Langung von Glimmermineralien der 2. Generation (Serizit, Biotit) sowie eine Streckung der Quarz(eventuell der Plagioklas-)korner beobachtet werden. Die phyllitischen Gesteine der Nelvazone zeigen des ofteren eine para¬ llel zur N-S Lineation verlaufende Kleinfaltelung, welche besonders im dem Querbruch zum Ausdruck kommt. einige wiederum phyllitische Gesteine auch eine flach liegende feine Wellung auf, welche im ganzen gesehen aber sehr Ferner weisen E-W stark zuriicktritt. Makroskopisch kann nur festgestellt werden, dass die E-W Wellung jiinger ist als die N-S verlaufenden Bewegungsspuren; die N-S gerichteten Glimmerschuppen sind namlich durch die Wellung verbogen worden. Entstehung Im phasen des folgenden Gefiiges (vgl. auch zusammenfassen.de Tabelle soil versucht werden, die festzustellen und mit den Gefugemerkmalen zu Bichtungen makroskopisch, im parallelisieren. Stressphase Die N-S Lineation ist der welche im Anschluss an (vgl. der 466) Bewegungs- Feld sichtbaren S. 459) zuzuordnen, die Kataklase I unter bereits erhohter Meta- morphosetemperatur wirksam wurde. Die Stressphase II war die weitaus alpinen Metamorphose der Tremolaserie; logisch II 17 auf S. starkste Bewegungsphase der sie ist identisch mit der geo- und tektonisch in grossem Rahmen in Erscheinung tretenden 462 S-N R. H. Bewegung und Steiger erzeugte durch laminare Gleitung die Schieferung Tremolagesteine: Die N-S Lineation stellt die und N-S Lineation der Transportrichtung dar und ist somit eine a-Lineation. um eine Faltelung senkrecht Bewegungsrichtung handeln muss, geht daraus hervor, dass die erst am Schluss der Bewegungsphase II entstandenen Granate der 3. Gene¬ ration wahrend ihres Wachstums in N-S Richtung (um eine E-W verlaufende Achse) gedreht wurden. Diese Granate weisen nur in Diinnschliffen parallel zum Langsbruch s-formige Einschlusse von Grundgewebe auf16). Welche enormen Betrage die laminare Gleitung erreichen kann, hat F. Becke (1924, p. 196) an einem „Granatporphyroblasten mit Einschlusswirbel aus einem Granatphyllit von Airolo" (ziemlich sicher aus der Tremolaserie) berechnet. Er stellte einen Walzungswinkel von 320° fest, was bei einem Korndurchmesser von 3 mm eine Verschiebung der beiden das Granatkorn tangierenden Schieferlagen um 16,8 mm verursache. Bei einem Schichtpaket von 100 m Machtigkeit wiirde nach Becke das Dach gegen die Unterlage um 560 m verschoben sein. Nach W. Schmidt (1932, p. 53) muss der Betrag der tJberschiebung genau das Doppelte gewesen sein (1120 m), weil auch die Reibung an der Vorderund Hinterflache des rotierenden Granats zu beriicksichtigen sei. Bei einer grossten Machtigkeit der Tremolaserie von ca. 2400 m liegt damit eine laminare Verschiebung der siidlichsten Nelvaschichten gegeniiber den nordlichsten Pontinogesteinen um 20—30 Kilometer durchaus im Bereiche des Moglichen. falls An orientierten Dunnschliffen konnte festgestellt werden, dass des erst Gotthardmassivs der man von spater erfolgten Facherstellung abstrahiert und eine normale Auflage der Tremolaserie auf das alte die Gesteine der Nelvazone Massiv (mit geringem Siidfallen) annimmt dem Gotthardmassiv der Pontinozone relativ aufliegenden gegeniiber Dass es sich um eine solehe und nicht zur — — gegen Norden verschoben wurden. Die N-S gerichtete Kleinfaltelung wurde zwischen der Bildung der Porphyroblasten (3. Generation) und der Querbiotite (4. Generation) erzeugt und ist einer schwachen E-W gerichteten Bewegung (III) zuzuschreiben. Sie steht senkrecht zur Transportrichtung und muss daher als b-Lineation aufgefasst werden. Diese E-W Bewegung kann vielleicht le) Eine Zuordnung dieser Drehung der Granate zur Bewegungsphase V (Entstehung des Linears II), wie das Wtjndeklich (1957, p. 6) fur die Pioramulde annimmt, kommt nicht in Frage, da diese Phase in der Tremolaserie ausserst schwach war und nur an vereinzelten Stellen die E-W Wellung erzeugte. Petrographie mit der massivs und Geologie des siidlichen Gotthardmassivs 463 von Kvale (1957, p. 415) erwahnten Biegung des Gotthard¬ (mit starkstem Nordschub in der Gegend von Airolo) in Verbin- dung gebracht werden. Diese Biegung konnte aber erst erfolgen, nachdem die Schichten des Gotthardmassivs durch den Widerstand des Aarmassivs steilgestellt worden waren. Die Granatporphyroblasten III bereits als storende starre Querbruch wirkten zur Korper, welche in Schliffen Zeit dieser Bewegungsphase parallel zum zeigen, sondern wahrend gerichtete Achse) das Grundgewebe auseinanderzerrten und Anlass gaben zur Bildung von Streckungshofen (erfullt mit Quarzkristallen der 6. Generation). Die Bildung der Querbiotite, welche im allgemeinen in einem Giirtel parallel zur N-S Lineation oder Kleinfaltelung stehen, erfolgte vermutlich nach dem Erlahmen der Bewegungsphase III, aber immer noch unter einem E-W gerichteten Stress. Die Querbiotite zeigen zum Teil gefaltelte Einschlusse von Grundgewebe, meist aber haben sie dasselbe beim Durchwachsen vollig resorbiert oder verdrangt. Es mag als Zufall erscheinen, dass die durch eine E-W Bewegung erzeugte N-S Kleinfaltelung parallel zur bereits bestehenden N-S Linea¬ tion (hervorgerufen durch eine S-N Bewegung) verlauft. Dazu ist zu sagen, dass im Feld die Kleinfaltelung haufig nur an phyllitischen (serizitreichen und biotitarmen) Gesteinen beobachtet wer¬ den konnte, wo die Feinheit der Serizitschuppen die N-S Lineation kaum erkennen lasst. Die gleichzeitig auftretenden, eher sparlichen Biotite sind meist Querbiotite, welche ja in der Endphase der die Kleinfaltelung verursachenden E-W Bewegung gebildet wurden. Desgleichen zeigen Gesteine, welche die N-S Lineation erkennen lassen, makroskopisch kaum eine Kleinfaltelung. Eine kleinere Winkeldiskordanz zwischen Klein¬ faltelung und Lineation ware demnach denkbar. In der Tat sind aus Diinnschliffen parallel zum Hauptbruch in sehr gut geregelten Gesteinen der nicht nur Drehung (um Diskordanzen tend vom eine + Lot zur von zur keine Einschlusswirbel eine N-S 3—5° ersichtlich. Andererseits kann auch eine bedeuN-S Lineation abweichende Lineation Bewegungsriehtung noch parallele Kleinfaltelung verursachen, insbesondere stengelige Miner alien vorherrschen. Richtung der hatahlastischen Phase IV, welche zum Teil die Porphyroblasten zerbrach und den Weg fur die Zersetzung (Bildung der Mineralien der 5. Generation) offnete, kann nicht ermittelt werden. Hingegen scheint die Bewegungsphase V, welche die kleinen Spaltrisse wenn Die und Kliifte aufriss, worin anschliessend die Mineralien der 6. Generation kristallisierten, Ursache zu sein fur die schwache E-W gerichtete Wellung. 464 R. H. Steiger Die Phase V ist eine erneute, schwachere S-N erzeugte Wellung Bewegung, Auch die sehr schwache kataklastische Phase durch die undulose 6. Generation die von ihr somit eine b-Lineation. Ausloschung VI, welche sich sparliche Spaltrisse und in nur Quarzen der aussert, kann nicht weiter gedeutet werden. Glimmergneisen wurden eine Reihe von Gesteinen beschrie398), welche infolge ihres Chemismus, ihrer massigen Textur Unter den ben und bis (vgl. S. porphyroklastisch-blastoporphyrischen Struktur auf eine intrusive pneumatolytische Herkunft schliessen lassen. Besonders die hellen quarzfiihrenden Gesteine zeigen im Dunnschliff meist nur kataklastische Bewegungsspuren wie Mortelkranze und zerbrochene, undulos auslbschende Albiteinsprenglinge. Die sparlich auftretenden Glimmer sind kaum geregelt, Biotit ist meist stark zersetzt. Die Quarz- und Feldspatkorner sind isometrisch und zeigen fast ausschliesslich albit- und aplitischen, keine Langung. moglich, dass starken Stressphasen I besonders die vollig massigen Gesteinstypen die nur noch in geringem der haben. Ihre Intrusion kbnnte Zeit der Porphyroerlebt in Masse blastenbildung erfolgt sein und mag eine zusatzliche Erhohung der Es ist Temperatur und II nicht mehr oder bewirkt haben. Diskussion Die auf den vorangegangenen Seiten dargestellte Abfolge von in der Tremolaserie steht Kine- Teil Metamorphosevorgangen und zu den etwas im Widerspruch zu den Feststellungen Kvales (1957) Folgerungen, welche Wtjnderlich (1957 und 1958) sowie Nickel (1960) aus ihren Beobachtungen in der Pioramulde gezogen haben. Eine strittige Frage ist die Bedeutung und Interpretation der N-S Lineation17). matik und Wtjnderlich (1957, p. 3 und 1958, p. 118) deutet die N-S zum Lineation der Biindnerschiefer als Biegefaltenachsen oder als Schnittund von Schieferung Schichtung und somit als echte B-Achsen geraden im Sinne von Sander. Er folgert daraus (1957, p. 15), dass die Anlage der N-S gerichteten Lineation nach den Deckenbewegungen des Penninikums erfolgte. An gleicher Stelle weist er aber auch auf die Moglichkeit (Linear I) der verschiedenen Autoren sind gleichbedeutend: parallele Kleinfaltelung (Steigeb) Striemung (Kvale (Wtjnderlich 1957) Glimmerstriemung (Hafneb, 1958) 17) Folgende Bezeichnungen N-S Lineation und dazu Linear I 1957) Striemung (Nickel 1960). E-W Wellung (Steigeb) = deblich 1957) = = = = Linear II (WunWellung (Kvale 1957, p. 409) E-WFaltelung (Nickel 1960). Glimmerwellung (Hafneb 1958) = = = und Petrographie Geologie des sudlichen Gotthardmassivs 465 hin, dass die N-S Lineation in Richtung der Deckenbewegung gepragt worden sein konnte, wobei Linear I einem B' senkrecht zum B des Deckentransportes entsprache. Nach Kvale (1957, p. 427) zeigen alle Glimmerdiagramme im GottGtirtel, dessen B-Achse parallel zur Strie- hardmassiv einen deutlichen mung ( N-S = Lineation) verlauft und deshalb einer E-W eigentlich als Zeugnis Bewegung aufgefasst glaubt er, dass in der alpine Hauptbewegung Striemungsrichtung fortsetzt, wobei die Einregelung der Glimmer viel scharfer in der Striemungsrichtung als in der Schieferungsebene erfolgte. Auf p. 433 schreibt er, dass das resultierende Gefiige dasjenige eines typischen B-Tektonites geworden sei mit der B-Achse parallel zur Striemung. Nickel (1960, p. Ill) weist erstmals expressis verbis darauf hin, dass die durch die N-S Lineation markierte Richtung zwei Bedeutungen habe: einmal die Bedeutung einer laminaren Bewegung langs der Lineation, sodann die Bedeutung einer Achse, die senkrecht zu einer rollenden, also nichtlaminaren Beanspruchung stehe. Diese beiden Beanspruchungen seien nacheinander erfolgt. Ebenfalls umstritten ist der Zeitpunkt der Bildung der E-W gerichteten Wellung18). werden sollte. Dennoch sich die Nach Wunderlich (1957, p. 15) und Hafner (1958, p. jiinger als die N-S Lineation. 349) ist sie Kvale er (1957, p. 408—410) aussert sich nicht direkt zu dieser Frage, sagt aber, dass das Verhaltnis zwischen Schieferung, Striemung und Wellung Wellung dasselbe sei wie in der Urseren-Garveramulde: dort ist die ebenfalls Nickel (1960, jiinger p. 104) als die Striemung und Schieferung. Wellung (-Faltelung) hingegen macht die E-W alter als die N-S Lineation. Wttnderlich (1958, p. 139, 2) stellt die Einschlusswirbel in Granaten der Pioramulde in Zusammenhang mit der Entstehung des jiingeren Linears II (E-W Wellung); er macht immerhin darauf aufmerksam, dass der Bildungszeitraum der Granate teilweise alter als die E-W Wellung, zum Teil auch alter oder gleichaltrig wie die Anlage des Linears I (N-S Lineation) sein kann. Nickel (1960, p. 106) ordnet die Drehung der Granatporphyroblasten sowie die Einregelung zu, welche seine alte des Fossils in E-W (= vor telung erzeugt hat. Die neue Interpretation is) Vgl. Fussnote S. 464. Richtung derjenigen Bewegung entstandene) E-W Fal¬ der N-S Lineation des Zusammenspiels von Mineralbildung und R H 466 Tabelle 17. Abfolge Steiger Mmeralbildung Metamorphose der von der und wahrend Bewegungsphasen Tremolaserie Generation oder Bewe gungsphase 1 (unreine Quarzkorner und stark Kristallrelikte einer vor- fruhalpmen Metamorphose oder Plagioklas) zersetzter oder des sedimentaren Aus- gangsmaterials I Starke Kataklase stalle der 1 (vermutlich S-N Bewegung) • Zermalmung Generation ohne Rekristalhsation, erste Anlage der Kri- der Schie- ferung 2. Kristallisation der Mineralien des grano (gelangte Quarze, feinnematoblastische II lepidoblastischen Grundgewebes Plagioklas, Serizit, primarer Chlorit, Biotit, Hornblende) wahrend der Bewegungsphase II. evtl. Starke Bewegungsphase in S-N Richtung (alpme Hauptphase); ErzeuSchieferung durch lammare Gleitung, Einregelung und Strekkung der Mineralien der 2. Generation m N-S Richtung- N-S Lmeation (a-Lineation Richtung des tektomschen Transportes). gung der = 3. Kristallisation der und Disthen); die zuerst der Stressphase II Porphyroblasten (Granat, Hornblende, Staurohth gebildeten Granate noch unter dem Einfluss S-N Richtung gerollt, Hornblende i. a. nach in Erlahmen der letzteren entstanden. III Schwaohe Bewegung in E-W Richtung (durch Biegung massivs) erzeugt die Kleinfaltelung parallel • tion, senkrecht 4. IV zur tektomschen zur Schwaohe Kataklase aus beansprucht unbekannter die (b-Linea- Transportrichtung stehend) Bildung der Querbiotite noch unter der Nachwirkung phase III. daher Einregelung in Gurtel ± parallel zur Kleinfaltelung blasten und des Gotthard- N-S Lineation Richtung: der Bewegungs¬ N-S gerichteten zerbricht Porphyro¬ Querbiotite. der Porphyroblasten langs durch Spaltrisse: Bildung von Chlorit und Biotit. Kataklase IV erzeugter 5 Zersetzung V Starkere, teilweise kataklastische Bewegungsphase m S-N Richtung (lm Bedeutung): verursacht feme Gestem, legt das Grundgewebe in feme E-W geriohtete Wellung steht senkrecht zur sie erzeugenden Bewegung Gotthardmassiv ohne grossere tektomsche Spaltrisse lm Wellen. Diese und ist somit 6 b-Ltneation. Quarz-, eventuell Karbonatletztknstalhsationen genssenen VI erne Spaltnssen Schwache kataklastische Phase unbekannter lose Ausloschung und in durch Phase V auf- und Kluften. Spaltrisse in Richtung- erzeugt Kristallen der 6. Generation. undu- Petrographie und Geologie des siidlichen Gotthardmassivs 467 Bewegungsphasen wahrend der Metamorphose der Tremolaserie gedrangter Darstellung nochmals in Tabelle 17 zusammengefasst. ist in 2. MINERALFAZIES Die Mineralvergesellschaftung der Tremolaserie spricht fiir eine alpine Metamorphose unter Epi- bis Mesobedingungen; es treten Gesteine auf, welche der hoher temperierten Griinschieferfazies bis hoheren Epidotamphibolitfazies zuzurechnen sind. Die kritische Gleichgewichtsparagenese Epidot-Andesin kann zwar vielfach beobachtet werden, hingegen fehlt auch im kalzitreichen Milieu das Mineral Diopsid; die Grenze zur Amphibolitfazies wird also wohl kaum iiberschritten worden sein (vgl. Ramberg 1952, p. 150). Andererseits ist das gelegentliche Auftreten von Chloritalbitgneisen (bei Fehlen von Granat und Aktinolith) typomorph fiir die hoher temperierte Griinschieferfazies. Allgemein kann festgestellt werden, dass die Pontinozone vorherrschend Gesteine der oberen Epidotamphibolitfazies umfasst, wahrend den siidlichen Zonen der Tremolaserie perierten Epidotamphibolit- oder zum vor allem Gesteine der tiefer tem¬ Teil der Griinschieferfazies ange- horen. Diese Feststellung geht parallel mit der Beobachtung, dass Tremolaserie der Anorthitgehalt des Plagioklases statistisch von nach Norden zunimmt (vgl. auch Hafner 1958, p. 351). Da wahrend der alpinen Hauptphase die Tremolaserie normal vermutlich leichtem Sudfallen — in der Suden — mit auf dem alten Gotthardmassiv auf- gelagert war (mit Nelvagesteinen im Hangenden und Pontinogesteinen im Liegenden, vgl. S. 462), ergibt sich die hohere Umwandlungstemperatur der tieferliegenden Pontinozone bei einer Machtigkeit der Tremolaserie von ca. 2,4 km von selbst. Die Tremolaserie Zeit der alpinen Hauptmetamorphose von m Machtigkeit (vgl. Sedimentder und im Lugnez, in des Nufenenmulde Gotthardmassivs bedeckung Eichenberger 1924, Baumer u. a. 1961) bedeckt. Auch tiefpenninische Elemente der Aduladecke (Pratigauschiefer: Machtigkeit ca. 4 km, war zur autochthonem Mesozoikum Nanny 1948) haben tjberlagerung von 500—1000 sie vermutlich noch iiberdeckt. Hinweise fiir eine hochpenninische Decken (Tambo-, Suretta-, Margna-, etc.) fehlen. Hingegen sind geringmachtige tjberlagerungen durch Aquivalente der Klippenzone (Klippen-, Breccien- und Simmendecke) denkbar, wie die Verhaltnisse im Raume der Falknis- und Sulzfluhdecken zeigen. Bedeutender war vermutlich die Uberdeckung des zentralen Gotthardmassivs durch ostalpine, wohl hauptsachlich oberostalpine Schubmassen. durch mittel- oder 468 R. H. Steiger Gesamtiiberlagerung der Tremolaschiefer von Machtigkeit scheint auch vom geologisch-tektonischen Standpunkt aus gerechtfertigt. Annahme Die mehreren einer km 3. GESCHICHTE DER METAMORPHOSE Die Tremolaserie ist schon bei der wahrend der herzynischen Gebirgsbildung urspriinglich mit ihr zusam- — der vermutlich Einmuldung menhangenden Serie des Giubine sowie der Tenelin- und Borelzone dislokationsmetamorph umgewandelt worden. Gegen einen hoheren her¬ zynischen Metamorphosegrad der Tremolaserie sprechen die deutlich erhaltenen sedimentaren Ablagerungsstrukturen wie auch das Fehlen von reliktischen hoher temperierten Gemengteilen. Die Hauptmetamorphose war ohne Zweifel alpinen Alters. Wie schon auf S. 274 und oben erwahnt, muss zu Beginn des alpinen Zyklus eine relativ flache, leicht siidfallende Lagerung der Tremolaserie angenommen — werden, wobei die Gesteine der Pontinozone hardmassiv auflagen; direkt auf dem alten Gott- die Nelvazone befand sich demnach im Hangenden der Pontinozone. Die Tremolaserie ist das Produkt einer nmfassenden morphose, welche machtigen TJberlagerung durch Decken, 1. einer 2. einer S-N Dislokation in Form einer starken laminaren 3. einer 4. aufsteigenden Warmefront pneumatolytischen Durchtrankung. von einer Regionalmeta- im wesentlichen stattfand unter dem Einfluss Siiden her alpine Hauptmetamorphose Phase, welche mit Verschiirfung, und der Tremolaserie begann mit einer Deckeniiberlagerung und demzufolge steigender Temperatur und Druck in eine S-N gerichtete laminare Gleitung iiberging. Dabei wurden die hangenden Schichten relativ starker nach Nord verschoben als die liegenden. In dieser Phase entstand die Schieferung des Gesteins; bei zunehmen¬ der Temperatur wurden sukzessive die Mineralien des Grundgewebes wie Die kataklastischen Serizit, Chlorit, Biotit zunehmender und feinnematoblastische Hornblende, aber auch Plagioklas und Quarz neu gebildet oder unter Einregelung in die Transportrichtung umkristallisiert. Die Bildung des Granats erfolgte in der Schlussphase dieser Dislokation. Nach E. Jagee (1962) schwankt das alpine Biotitalter der herzyni¬ schen Granite zwischen 15 und 22 Mio. J. Analoges Alter muss fiir die Tremolabiotite angenommen werden. Petrographie Das und Geologie vordrangende Lepontin Gotthardmassivs am des siidlichen Gotthardmassivs 469 bewirkte schliesslich eine starren Aaremassiv und die Aufstauung des Steilstellung der Schich- Granitaufstieg im nordlichen Lepontin und der damit verbundene Aufstieg der Warmefront (Wenk 1955, p. 90) von Siiden her hatte eine postkinematische Erhohung der Temperatur im ganzen Bereich der Tremolaserie zur Folge, welche zur Bildung der Porphyroblasten fuhrte. Es kristallisierten Granat, Hornblende, Disthen und Staurolith; die letzten. Der teren beiden fast damit hoher dern um ausschliesslich in der nunmehr temperierten gewohnliche Hornblende (vgl. liohen Zonen beschrankt. Auch bei den sich eine hohere Bildungstemperatur S. 414) Hornblenden lasst gegen Siiden erkennen (vgl. S. 435). und vielleicht Dislokationsphase Granitaufstieg im Lepontin (vgl. dazu auch fiel die Intrusion der gangartigen Granitaplite, konkordant aus der Tiefe eindrangen und vor allem Zusammenhang mit Hafneb 1958, p. 355) welche scheinbar ist ebenfalls auf die siid¬ gewohnlichen Ebenfalls in die Zeit nach der grossen im siidexponierten und von Pargasitran- Nelvazone. Das Vorkommen dem die mittlere Nelvazone und im Osten die siidliche Pontinozone durchsetzten. Nach diesen Thermalmetamorphosen erfolgte eine E-W Einengung Zusammenhang mit der Biegung des Gotthard¬ massivs (vgl. S. 463), welche eine N-S verlaufende Kleinfaltelung der Tremolaserie zur Folge hatte. Noch unter dem schwindenden Einfluss dieses E-W Stresses und wahrend langsam absinkender Metamorphosehauptsachlioh im Bereich der siidexponierten Zonen temperatur fand die Bildung der Querbiotite statt, welche in einem Giirtel parallel zur N-S verlaufenden Kleinfaltelung angeordnet sind. Anschliessende kleinere Differentialbewegungen in N-S Richtung rissen kleine Spalten und Kliifte auf und verursachten da und dort eine E-W liegende feine Wellung des Gesteins. Wahrend die mit dem Granitaufstieg im Lepontin zusammenhangende Temperaturerhohung in der steilgestellten und nunmehr nordlich gelegenen Pontinozone rasch zuriickging und keine Diaphtorese erlaubte, der Tremolaserie im — — fielen die siidlichen Zonen der Tremolaserie, welche in unmittelbarer Nachbarschaft des Warmeherdes unter stagnierender Temperatur stanretrograden Metamorphose anheim. Die Durchdringung der siidlichen Tremolaschiefer mit pneumatolytischen Diimpfen und Losungen (Turmalingehalt) wirkte katalytisch. In grosserem Masse den, einer deutlich wurde Biotit auch Granat nur zu Chlorit sowie Hornblende zu Chlorit zu Chlorit und Biotit, teilweise umgewandelt. Differentialbewegungen noch in bescheidenem Masse statt. fanden . Pontinozone (Generation) | > Nelvazone (Generation) Gradient Fig. 3. Gefiige Die ( a - Abhangigkeit der Tremolaserie Lineation) Lineation von und Zeit. Kristallgenerationen Temperatur der (b-Lineation ) Kleinfaltelung (5) (4) (3) (2) N-S Ser.Chl Quer-Bi Hbl Hbl ( Nelvazone b - VI Bewegungsphasen) Lineation) E-Wellung BlWlmim,-. der Pneumatolytische Durch+rankung und Ablauf der Gotthardmassivs Gr N-S des Einengung) (2) - (2) (E-W Biegung Mu Bi (Bildung im (2) Granitaufstieg nordl Lepontin Chl.Ser alpine Metamorphose Bewegung Bewegung der der Richtung Starke Bewegungsphase Minerals des T j \ (N-. S) I Nelvazone" Pontinozone 1 x X Bildung O O Temp in w Petrographie und Geologie des siidlichen Gotthardmassivs Vermutlich hat in dieser letzten Phase der 471 Metamorphose in der siid¬ Plagioklases (zu die P-T-Bedingungen und lichen Zone auch eine teilweise Rekristallisation des Albit oder die neue Fig. In Albitoligoklas) in Anpassung stattgefunden. an Textur 3 sei der Versuch unternommen, die Metamorphose der TreAbhangigkeit von Zeit und Temperatur graphisch darzustellen. Das Diagramm will nur die Altersbeziehungen und die relativen, minimalen Bildungstemperaturen keine Absolutwerte zeigen. mit Diese Darstellung soil Nachdruck darauf hinweisen, dass trotz verschiedener Kristallisations- und Bewegungsphasen, welche im Gefiige der Tremolaserie abgebildet sind, sich dieselben in ihrem Zusammenspiel harmonisch zu einem einzigen alpidischen Zyklus zusammenfugen. molaserie in — F. Entstehungsgeschichte — der Tremolaserie (Zusammenfassung) Die sedimentaren Gesteine, welche der Tremolaserie und den gleichaltrigen nordlichen Muldenzonen zugrunde liegen, wurden in vermutlich prakambrischer Zeit am Siidrande des Gotthardmassivs abgelagert. Diese Ablagerung fand unter unruhigen, wechselvollen Bedingungen bald in kiistennahem marinem Milieu, bald auf dem Festland statt. In Wechsellagerung sedimentierten hauptsachlich Tone, mergelige Mergel, welche zum Teil auch mit tuffogenem, basischem Material vermengt waren. Dazwischen und nur in wenig machtigen Banken setzten sich tonig-kalkige Sandsteine, dolomitische Mergel enger Tone und tonreiche sandige Dolomite und Kalke ab. Voralpine Gebirgsbildungen ergriffen die Tremolaserie nur in schwachem Masse; palaozoische Sedimente wurden keine abgelagert oder alienfalls schon vor dem Mesozoikum wieder abgetragen. Wahrend der herzynischen Orogenese wurden die nordlichen Partien der sedimentaren Ablagerung eingemuldet (Serie des Giubine, Tenelin- und Borelzone) und etwas starker umgewandelt. Die flachliegende Tremolaserie am Siidrande des Massivs aber wurde nur epimetamorph iiberpragt. sowie Anschliessend erfolgte die Sedimentation des Mesozoikums, welches diskordant auf den Tremolaschiefern Die alpine Metamorphose kataklastischen Phase, welche durch nordwarts lagert. der Tremolaserie setzte ein mit einer starken unter der zunehmenden Uberlagerung vorprellende Decken zu einer Verschleppung und laminaren Verschieferung der Tremolagesteine fiihrte. Dabei bildete sich die N-S gerichtete Lineation ( a-Lineation, parallel zur Transportrichtung). = 472 R. H. Unter dem Einfluss Steiger alpinen Deckenstapels von bedeutender zutiefst liegenden Tremolasedimente Machtigkeit (Pontinozone) zu Schiefern und Gneisen um, welche der hoher temperierten Epidotamphibolitfazies entsprechen. Die hangenden Schichten der Tremolaserie (Nelvazone) erfuhren eine etwas schwachere Metamorphose entsprechend den Bedingungen der Griinschiefer- und niedrig temperierten Epidotamphibolitfazies. In einer spaten Phase der alpinen Orogenese wurde das Gotthardmassiv an das Aarmassiv angeschoben und durch das vordrangende Lepontin steilgestellt und angepresst. Der im Gefolge der Dislokation im nordlichen Lepontin aufsteigende Granit hatte einen Aufstieg der Warmefront zur Folge; diese Warmewandelten eines sich die front machte sich bis in die Tremolaserie hinein bemerkbar und fuhrte einer ausgedehnten postkinematischen Porphyroblastenbildung; die Verteilung und Zusammensetzung der Porphyroblasten lasst die Richtung des Temperaturgradienten deutlich erkennen. In dieser Zeit erfolgte auch aus der Tiefe die Intrusion von aplitgranitischen Gangen, welche die Tremolaserie in der mittleren Nelvazu und siidlichen Pontinozone scheinbar konkordant durchsetzen. Nach dieser tektonischen Ruhepause fand eine E-W siidlichen Gotthardmassivs statt, welche auf eine Einengung des Biegung des Massivs zuriickzufuhren ist. Dabei entstand die laufende Kleinfaltelung der parallel zur N-S Lineation verTremolagesteine (= b-Lineation, senkrecht Transportrichtung). Die im siidexponierten Teil der steilstehenden Tremolaserie nur langsam absinkende Temperatur ermoglichte vor allem in der Nelvazone noch die Bildung von Querbiotiten. Etwas spater setzte in dieser Region eine retrograde Metamorphose ein, welche unter der katalytischen Wirkung pneumatolytischer Dampfe und schwacher N-S gerichteter b-Lineation, Differentialbewegungen (Entstehung der E-W Wellung senkrecht zur Transportrichtung) zu einer Anpassung des Mineralbestandes an die nunmehr vorherrschenden epizonalen Bedingungen fuhrte. Von dieser retrograden Metamorphose blieben die nordlichen Schichten der Pontinozone weitgehend verschont, ihr Mineralbestand blieb gewisserzur — — = massen eingefroren. Bewegungsphase Eine letzte Spaltrissen fuhrte Bildung von Zerrkliiften und Gestein, welche alsbald von Kluftmineralien, im kleinen Quarz- und Karbonatadern, erfullt wurden. Die Facher- im Bereich von stellung des Gotthardmassivs und das schiefer ist zur zum zuriickzufuhren. Teil auf heutige Nordfallen der Tremolanachalpine Bewegungen und Versackungen Petrographie Geologie und II. Kapitel Die Pratoserie und die A. Der Name Bedrettotal ,,Pratoserie" — wurde Hafnee, von L. Heznee (1909, dem und Nufenengebiet p. Alpe di (1958, p. Prato, westhch Ronco im Die Prato¬ 272) eingefuhrt. „sudlichen Gneisserie" Eichenbeegees (1924) serie ist identisch mit der im Corandonizone19) Einleitung nach — 473 des sudlichen Gotthardmassivs Teil nordlichen der Tremolaserie nach 161). Kartierung der Pratoserie im Untersuchungs(1885). Er bezeichnete diese Zone treffend gebiet erfolgte als granulitstreifiges Hornblendegestein. G. Klemm (1906, p 3 und 4) Die erste brauchbare durch Stapff beschreibt ein Profil zwischen Madrano und Sellasee, in welchem er die der sudlich anschhes- Soresciagneis unterlagernden Amphibolite granatreichen Glimmerschiefern und Hornblendegarbenschiefern abtrennt und erwahnt, dass diese Amphibolite von starken granitischen Injektionen durchsetzt seien. Eine ausgedehnte Kartierung, grundliche Bearbeitung und Neuinterpretation erfuhr die Pratoserie durch Hafnee (1958). Im folgenden eine Zusammenfassung seiner Ergebnisse. den von senden wechselvollen Zone mit meist Die 1 wird Pratoserie zusammengefasst zur dem mit Huenerstockgneis und dem Soresciagneis Wahrend die beiden letzteren sogenannten Cavannaserie Gneise monoschematisch und nicht verfaltet sind, weist die Pratoserie eine choris- matische Struktur auf und ist teilweise mtensiv verfaltet Innerhalb 2. unterschiedlicher der aufgebaut drei Gestemstypen der Zonen unterschieden werden mit • vorwiegend aus und durchschwarmt von a) Nordhcher Amphibolitzug, schiefern konnen Pratoserie Haufung Amphiboliten und Hornblende- konkordant verlaufenden Pegma- titen. b) Mittlere Gneiszone, bestehend korniger Gneise und aus einer Serie stromatitischer heller und fein- dunkler Biotitschiefer Gegen Westen zunehmend pegmatitischen Gangen und Schheren durchsetzt und verfaltet c) Sudlicher Amphibolitzug, formiert durch stromatitische Amphibolite lagerungen von Ghmmergneisen, emzelne Pegmatitgange und -lmsen 3 Die Glimmerlmeationen nerschiefern (Nufenenmulde) der Cavannaserie und in verlaufen zuemander Der Name wird hier zum ersten Mai verwendet. mit Em- den mesozoischen Bund- parallel; Alters. 19) in von sie smd beide alpmen R. H. 474 4. Alle Glieder der Cavannaserie Steiger besitzen einen bedeutenden Gefiigeanteil. Quarz, Biotit, Muskovit, Zoisit-Epidot, Karbonat und vielleicht auch Granat stallisierten alpin neu kriFeldspatporphyroblasten, sind meistens alpine Sammeldie kristallisationen. 5. Ein Grossteil der Faltenachsen der Pratoserie verlaufen lineation der Gneise und sind allem der vor 6. Die parallel zur Glimmer Fremdartig verlaufende Faltenachsen, vielleicht voralpin reliktisch. vermutlich vorherzynische Ultrametamorphose Ausbildung der Gesteine im Feldverband zeigt, alpinen Amphibolitziige, sind Pratoserie durchgemacht. hat eine Die strukturelle - Alters. dass zeitweise ein wesentlicher Anteil des Gesteins niobil gewesen sein muss und eine bedeutende metamorphe Differentiation stattgefunden hat. Gewisse Gesteinstypen (Epidotamphibolite etc.) lassen sich als Restgesteine deuten, die ihren Anteil an Natronalumosilikaten durch Ausblutung verloren haben. 7. Die mittlere Gneiszone ist die Herdzone der heute noch sichtbaren Mobili- sationen. Die Amphibolite sind Partien bevorzugter Ausblutung. Hornblendegesteine' der Pratoserie sind vermutlich mehrheitlich sedimentarer Entstehung. Die Chorismite der mittleren Gneiszone sind das Produkt ultrametamorpher Differentiationen, vielleicht gekoppelt mit regionaler Stoffzufuhr granitischen Materials. 9. tTber die Herkunft einer allfalligen Stoffzufuhr in die Pratoserie ist nichts bekannt. Die Kontaktverhaltnisse des Rotondogranits schliessen eine Stoffzufuhr in benachbarte Gneise eindeutig aus. Es bestehen auch keinerlei Anzeichen einer stofflichen Beziehung zwischen Hiienerstockgneis und Pratoserie. 8. Die nachfolgende Beschreibung der Pratoserie beschrankt sich Hauptsache auf das Gotthard- und Lucendroprofil, wo nur noch siidliche Amphibolitzug ansteht. Viele der Gesteinstypen, welche Die Vielfalt der westlichen Pratoserie ausmachen, treten erst des TJntersuchungsgebietes in am zur der die Westrand Erscheinung. sogenannte Corandonizone, benannt nach dem Pizzo Corandoni (Pt. 2659), nordostlich Alpe Piora, dessen obere Siidflanke sie aufbaut, Die weist die charakteristische strukturelle Ausbildung und den Gesteins- inhalt der ostlichen Pratoserie auf. Beide Gesteinszonen werden daher als Equivalent betrachtet und im folgenden gemeinsam behandelt. v. Feitschs (1873) noch nicht Die Corandonizone ist auf der Karte ausgeschieden. Ausschnitt der Kartierung erfolgte durch Keige (1918). Ein Corandonizone (im Raume P. Corandoni-Lago di Dentro) Die erste ist auf der Karte 1 Beschreibungen : 10000 von Zweifel (1954) wiedergegeben. In ihren behandeln beide Autoren die donizone und Tremolaserie erwahnt konkordante Gesteinstypen Keige gemeinsam. Pegmatitgange, welche (1918, zwischen p. von 36 Siidgrat Taneda und dem Seelein bei Piano dei Porci teilweise auch im bolitzug auftreten. Coran¬ und 53) des P. Amphi¬ Petrographie und Geologie des sudlichen Gotthardmassivs B. Pratoserie und Corandonizone als geologisch-stratigraphische 475 Einheit 1. Definition Der als Pratoserie bezeichnete gebietes wurde aus Gesteinskomplex des Untersuchungs- den auf S. 394 serie nach L. Hezner dargelegten Griinden von der Tremola¬ abgetrennt. Er ist gleichbedeutend mit der Prato¬ serie Hafners westlich der Gotthardstrasse. In alteren Kartenskizzen des Gotthardmassivs wurde die Pratoserie, zusammen mit alien Gesteins- Streifengneis und der Trias bei Airolo, als Tremolaserie ist Sie aufgefuhrt. folgendermassen definiert: Die Pratoserie ist die vorwiegend Banderamphibolite und helle Glimmergneise juhrende Gesteinszone, welche im Norden vom Soresciagneis, im zonen zwischen Siiden von der Tremolaserie begrenzt wird. Amphibolitzug am steilen Nordhang von Val Piora wurde von Krige (1918) nach petrographischen Gesichtspunkten abgegrenzt. Die auf der beiliegenden Karte als Corandonizone ausgeschiedene und im folgenden definierte Serie ist etwas weiter gefasst. Sie enthalt neben Amphiboliten auch eine Reihe von granat- und querglimmerfuhrenden Glimmerschiefern und -gneisen, welche auf Kriges Karte bereits zu den siidlich und nordlich anschliessenden Zonen gezahlt Der lang ausgedehnte, schmale wurden. Als Corandonizone wird die rende Gesteinszone den beiden bezeichnet, Banderamphibolite und Glimmergneise juh¬ Negri zwischen welche ostlich der Poncioni Soresciagneiszugen lagert. 2. Der Verlauf von Pratoserie und Corandonizone Pratoserie Die Nordgrenze der Pratoserie befindet sich an der Gotthardstrasse angrenzenden Tremolaserie ist im Bachbett 150 m unterhalb Ponte di Mezzo aufgeschlossen. Die Pratoserie zieht in nordostlicher Richtung den Hangen siidlich Scara Orello entlang, beruhrt mit ihrer Nordgrenze Pt. 2147 und scheint sich dann infolge Intersektion mit einem N-W fallenden Abhang in siidostlicher Richtung auszubreiten. Die Grenze gegeniiber der Tremolaserie auf 1840 m ii. M.; der Kontakt zur siidlich lasst sich auf dem Grat zwischen Pt. 2404,7 und 2429,7, direkt uber dem durchgehendes aufgeschlossen. Gotthardtunnel, ausgezeichnet beobachten. am Sudostgrat Ostlich des Pizzo Canariscio Ein Profil ist Val Canariscio fehlt die Pratoserie iiber weite Strecken. Amphi- 476 R. H. Steiger bolite, deren Zuordnung aber fraglich ist, werden teren Val Canaria erst wieder in der hin- angetrofFen. Garegnastollen steht an der Grenze und Tremolaserie (Tm. 2330—2400 ab SP) eine Soresciagneis ca. 50 m machtige stromatitische Amphibolitserie an, welche in ihrem Charakter ganz der Pratoserie entspricht. An der Oberflache im BeIm zwischen — reich der steilen Felswande zwischen P. Laghetti di Taneda herrschen Stabbiello, Pt. 2533 und den Amphibolite vor, welche aber vorlaufig zur nordlichen Tremolaserie gerechnet werden, da ihnen die typische Banderung der Pratoamphibolite fehlt. Im Lucendrostollen ist die Pratoserie ungefahr zwischen Tm. 3620 und 3900 ab NP aufgeschlossen, im Gotthardtunnel im Bereich zwischen — zwar Tm. 2808 und 3175 ab SP. Corandonizone Die Corandonizone steht auf dem Grat der Poncioni von Quote 2550 m an; sie kann in westlicher typischen Amphibolite fehlen bis Negri Richtung im Bereiche — obwohl die den oberen Rand des Gehangeverfolgt werden. In ostlicher Richtung zieht sie zwischen Bassa del Lago Oscuro und Tanedaseen hindurch in die steilen Wande des P. Taneda hinein und beruhrt das Siidufer des Lago dello — an schuttes bei Loitascia Stabbio. Sie bildet den oberen Teil der Siidflanke des P. Corandoni und pflanzt sich iiber Lago tung Briicke bei Pt. Segna, di Dentro, unteren Siidgrat des Schenadui, Rich¬ 2174 fort. Im Bereich zwischen dem Seelein sudlich Loitelle und Passo Corombe steht sie teilweise direkt mit der Trias in Kontakt. Das ostlichste Vorkommen ist eine iiber 0,5 km schmale 2200 m Scholle im Medelsergranit, welche entlang der lange Hohenkurve nordostlich Piano dei Canali ansteht. 3. Kontakte zu den angienzenden Zonen Die Kontaktverhaltnisse zwischen Pratoserie und Tremolaserie sind auf S. 396, die Grenze gegen den Soresciagneis auf S. 494 beschrieben. Die Nordgrenze des Corandonizugs ist im westlichen Teil meist recht eindeutig und auf wenige Gebiet sudlich des Pizzo Meter scharf. Grosse Unsicherheit herrscht im dell'Uomo, wo die sonst typischen Amphibolite immer mehr zuriicktreten. Nordostlich des Passo Corombe fehlen die Hornblendegesteine uberhaupt; die wenig charakteristischen Begleitgesteine wie Querbiotitgneise, Biotitschiefer, quarzitische Gneise etc. mit Quarzaugen lassen sich bei ungiinstigen Aufschlussen kaum vom Sorescia¬ gneis abtrennen. Petrographie Geologie und des siidlichen Gotthardmassivs 477 Der Corandonizug zeigt keinen direkten Kontakt mit dem Medelsergranit. Hingegen ist die langgezogene Scholle nordostlich Piano dei Canali, welche infolge ihrer Banderamphibolite zur Corandonizone gerechnet werden muss, von Medelsergranit umgeben. Der Kontakt zwischen Scholle und Granit ist an einzelnen Stellen zentimeterscharf, gelegentlich treten langs des Kontaktes Augen und konkordante, seltener diskordante kleine Adern auf. Bei diskordant verlaufenden Kontakten hat der Granit zum Aufblatterung Teil eine lagen verursacht. Deutlich und mechanische der Granit mit dem Gneis wo Die Siidgrenze grob wenige der Schiefer- Ostende der Scholle, allgemeinen recht gut defi- Meter genau gezogen werden. Etwas unsicher wird sie stellenweise westlich des P. Gesteinstypen am verzahnt ist. der Corandonizone ist im niert und kann auf Verdrangung primar ist der Kontakt zwischen den Taneda, Amphiboliten wo soresciagneisahnliche vorkommen. C. Die Cesteine der Pratoserie und Corandonizone In der Pratoserie und der Corandonizone herrschen feinnematoblastische Hornblendeschiefer sowie untergeordnet Amphibolite Glimmergneise vor, und nur treten Glimmerschiefer auf. Diese Gesteinsarten sind Orten zahlreichen an durchsetzt. Die gewissen Pegmatiten folgende Beschreibung beschrankt sich auf die wichtigsten Gesteinsarten; die mikroskopischen Merkmale sind zusammengefasst. von Vorkommen Amphibolite sind in Pratoserie und Corandonizone fast uberall ver- breitet, ebenso die feinnematoblastischen Hornblendeschiefer. Am Nordrande der westlichen Pratoserie stehen zum Teil granatfiihrende Varie- an. Grobporphyroblastische Hornblendeschiefer treten in der Prato¬ vollig zuriick, hingegen sind sie gelegentlich in der Corandonizone anzutreffen. Die selten vorkommenden Hornblendegarbenschiefer sind ausschliesslich auf die Corandonizone beschrankt. Hornblendegesteine fehlen im ostlichsten Zipfel der Corandonizone in der Nahe des Kontaktes taten serie Medelsergranit. Glimmergneise kommen zum in grosser Menge in beiden Serien vor. An der Gotthardstrasse sind die Gneise in der mittleren Zone der Pratoserie (Fortsetzung weiter ostlich der mittleren Gneiszone vor Hafners) angehauft, wahrend allem im Norden der Serie gegen den Soresciagneis sie hin 478 R. H. Steiger auftreten. Auch in der Corandonizone herrschen streckenweise Glimmer- gneise keine untergeordnet vorkommenden Glimmerschiefer lassen systematische Verteilung erkennen. Pegmatite sind hauptsachlich vor. Die nur im westlichen Teil der Pratoserie stark verbreitet. Allgemeiner Charakter ausgesprochen stromatitische Lagerung der hellen und dunklen Gesteinsarten aus. Die Amphibolite zeigen meistens eine Banderung mit messerscharfen Grenzen, wobei Amphibolithorizonte mit solchen von hellen Zweiglimmergneisen wechsellagern. Beide Serien zeichnen sich durch Diffuse, allmahliehe tJbergange zwischen den beiden Gesteinsarten feh- Wechsellagerung (mit zentimeterbreiten Lagen) weisen auch die Glimmergneise und -schiefer unter sich auf. Typisch fur beide Serien sind Verfaltungen mit steilstehenden Faltenachsen. Stellenweise ist eine richtige Schlingentektonik zu beobachten. In den Glimmergneisen sind linsenartige, konkordant eingelagerte Pegma¬ tite (bis einige Meter lang) vorhanden, welche haufig diffus in den Gneis iiberfliessen. Scharf begrenzt sind die Pegmatite in den Amphiboliten len. Eine enge und Hornblendeschiefern. Im Handstiick Die fast Hornblendegesteine durchwegs sind Hornblendeschiefer unterscheiden sich sich nur schwarzgrun und weisen Amphibolite und makroskopisch kaum, es lassen dunkelgrun bis eine feinnematoblastische Textur auf. die feinen Hornblendestengel erkennen. Die Banderung der Gesteine kann vielfach bis in den Handstiickbereich amphibolitischen verfolgt werden. Auch zahlreiche, feine diskordante Aderchen, welche von Quarz oder limonitisiertem Karbonat erfiillt sind, durchziehen das Gestein. Nur selten fiihren die Amphibolite Granat (0 bis 0,5 cm). Die Textur ist feinlagig, die Regelung der Hornblenden oft ausgezeichnet. Amphibolite wittern mit rostbrauner Farbe an. Glimmergneisen kommen sowohl helle wie auch ganz dunkle Gesteinstypen vor, welche zum Teil bis in den Millimeterbereich hinein gebandert sind. Aber auch diffuse Verteilung der dunklen, biotitreichen Die Bei den Partien ist weitverbreitet. Muskovitfiihrende Gneise treten helle Glimmer ist fast immer feinschuppig. gut schiefrig bis lagig. Helle, glimmerarme massig Die oder linear Regelung zuriick, der Glimmerreiche Gneise sind Varietaten sind entweder gestreckt. der Glimmer ist meist gut zu erkennen. Nicht selten Petrographie und des sudhchen Gotthardmassivs Geologie Bei den linear Querglimmer angetroffen. werden bilden die Glimmer einen Gurtel, dessen Achse 479 gestreckten Gesteinen parallel zur Streckung verlauft. Mikroskopische Quarz Merkmale In alien Gestemsarten lassen sich femkornige rundliche, mosaikartig Plagioklaskornern verwachsene Quarzknstalle (0 0,05—0,1 mm) beobachten, welche m Lagen zwischen den dunklen Gemengteilen und in Lmsen angehauft oder auch netzartig verteilt smd. Dazwischen kommen, ebenfalls in Lagen und Lmsen, grosse, eckige Quarzkorner (0 0,2—0,6 mm) vor, welche in gut • femen nut Gesteinen Schieferungsrichtung gelangt sind. In Lmsen konnten 4 mm Lange (bei 1 mm Breite) festgestellt werden. In den seltenen grobporphyroblastischen Hornblendeschiefern smd die Zwickel zwischen den dunklen Gemengteilen oft von grobkristallmem, zerbrochenem und geschieferten in Quarzknstalle veremzelt von undulos ausloschendem Quarz Nur in (0 bis 0,6 mm) erfullt. Gestemstypen gehoren die Quarze trotz ziemhcher Grossengleichen Kristallgeneration. Homooblastische Quarzgefuge treten wemgen unterschiede zur selten auf. Plagioklas Bei den Glimmergneisen kommen ofters grosse ldioblastische Plagioklase (0 0,6 mm, teils schachbrettalbitartig) vor, welche zerbrochen oder verbogen und mit Quarz ausgeheilt sind. Grossere Individuen smd gelegenthch Seriziten erfullt (seltener von Quarzemschlussen), weisen gerundete oder von • amobenartige Gestemstypen Formen auf und durchziehen das Gestem fuhren em Mosaik Plagioklaskornern. Femkornige von und zum Teil netzartig. Andere kleinen, vielfach rundhchen, stark zonaren porphyroblastische Plagioklase sind oft nebensauer (Albit, zum Teil emander vorhanden. Die grossen Kristalle smd meistens Tabelle 18. Quantitativer Mineralbestand (in Volumenprozenten) Gestemstypen Quarz Plagio¬ klas Muskovit- Serizt Bioti Durchschnitt und Ghmmer- 45 gneise Amphibolite Hornblende schiefer Glimmer 25 (15-60) (15-40) - schiefer - Epidot Horn¬ blende Karbonat Erz Kah- feldspat Gran t Hauptvanationsbreite 15 10 5 5 5 (0-25) (0-35) (0-10) (0-20) (0-15) (0-5) 15 25 5 50 5 (5-15) (15-35) (0-10) (40-60) (0-10) 20 5 10 50 15 5 5 (5-25) (5-15) (0-25) (40-60) (5-40) (0-15) (0-5) (0-5) 35 10 20 25 5 5 (20-50) (5-10) (0-25) (5-50) (0-10) (0-10) (0-5) (0-10) (0-5) (0-5) 480 R. H. Schachbrettalbit meistens aus Bei den nung vor. von bis Andesin Steiger besteht Albitoligoklas). Das feinkornige Feldspatmosaik (eventuell Oligoklas bis Andesin). Amphiboliten mosaikartige AnordPlagioklaskristallen (0 0,05—0,2 mm) und Hornblendeschiefern herrscht kleinen rundlichen, stark Nur selten sind diese diffus zu zonaren etwas grosseren, einschlussreichen Individuen zusammengewachsen (0 0,2—0,4 mm). Bei den grobporphyroblastischen Gesteins- varietaten treten grosse, Mare xenoblastische Kristalle mit Durchmesser bis auf. Der zu hat meistens eine Plagioklas Zusammensetzung Zwickelfullung Oligoklas bis Andesin; Albitoligoklas ist eher selten. Albit fehlt vollig. Die Glimmerschiefer fiihren basischen Plagioklas (Andesin), der in Lagen mosaikartig verwachsen ist (0 0,1—0,2 mm) oder vereinzelte xenoblastische 1 mm als von Fullsel bildet. Kalifeldspat: Bei einigen Glimmergneisen achtet werden. Es handelt sich meist um kann beob¬ sparlicher Kalifeldspat kleine, amobenartige Kristalle (0 0,1 bis 0,5 mm), welche undeutliche Mikroklingitterung zeigen. Muskovit-Serizit: Grobschuppiger Muskovit kommt nur selten vor. Er tritt in Schuppen bis zu 1 mm Durchmesser auf und ist in Schlieren parallel zur Schieferung angeordnet; in gewissen Bereichen bildet er ein fllziges Gewebe. Hauflger werden Serizitschuppen von 0,1—0,4 mm Durchmesser beobachtet, welche in Lagen angesammelt, parallel mit Biotit verwachsen und gut geregelt sind. Kleine Schuppen sind auch parallel verwachsen zu Aggregaten von 2—3 mm Lange, welche das Gestein da und dort langs der Schieferung durchsetzen. Massige Gesteinstypen sind oft wirr von einzelnen kleinen Serizitschuppen (0 0,1—0,2 mm) erfiillt. Biotit: Die Glimmergneise und -schiefer fiihren Durchmesser, haufig isolierte kleine Biotit- welche mehr oder weniger eingeregelt schuppen parallel mit Muskovit-Serizit verwachsen sind. Grossere Biotite sind oft zu Schuppenpaketen angehauft und ziemlich chloritisiert. Ab und zu ist das Gestein vollstandig von einem Netz subparalleler Schuppen (0 0,5 mm) durchsetzt. Gelegentlich konnen auch wirre Biotitnester beobachtet werden. Querbiotite treten von 0,1—0,5 mm und ofters auf, grossere Individuen sind vielfach Bei den kommen meist von Amphiboliten schuppen von 0,5—1,0 mm Durchmesser vor, eine lagenweise Anreicherung zu beobachten. nur Quarzeinschliissen isolierte und n n querstehende Biotit- die immer frisch sind. Seltener ist Der Pleochroismus schwankt deutlich. Es herrscht lichgelb, erfiillt. vor: na hellgelb bis braun- griinlichbraun bis schwarzbraun; weniger hauflg ist na gelblieh und hellbraun bis warmbraun. Hornblende: In den Amphiboliten mm langen fern sind die meist 1—3 bildet und arm an und feinnematoblastischen Hornblendeschie¬ Hornblendekristalle recht idiomorph ausge- Einschlussen. Sie bilden ein feinnematoblastisches Gewebe, in welchem die einzelnen Kristalle streng in die Schieferungsebene eingeregelt sind. vorziigliche lineare Anord- Schieferungsebene Stengel in N-S Richtung beobachtet werden, zum Teil sind sie auch schief zur allgemeinen N-S Lineation geregelt oder iiberhaupt ungeordnet. Kraftig pleochroitische Hornblenden mit nablassgelbgriin und n blaugriin, n A czn 17-22° herrschen vor. Die chemische Analyse einer derartigen Hornblende aus dem Corandonizug ist in Steiger (1961, p. 151, Hornblende 12 aus Handstuck -382) aufgefiihrt. Sie zeichnet sich gegeniiber Hornblenden der Tremolaserie aus durch Innerhalb der nung der kann zum Teil eine Petrographie Al- und niedrigen und Geologie H20+-Gehalt chroismus (na blassgelbgriin, Glimmergneise und -schiefer zu Hornblenden auf, mit schwachem Pleo- blassgriin, n 2—3 481 bei hohem Gesamteisen-, Ti- und K-Gehalt. Nur eisenarme, strahlsteinartige selten treten bis des siidlichen Gotthardmassivs fuhren A n c= 12—16°). gelegentlich etwas Hornblende (Langen Formen zeigt und siebartig mit Quarz cm), welche xenoblastische durchsetzt ist. Meist ist sie stark biotitisiert oder chloritisiert. Zoisit-Epidot: In den Hornblendeschiefern kann Zoisit zu einem wesentlichen Gemengteil werden. Stengel von 1—2 mm Lange sind mit ebensolchen, meist eisenHornblendekristallen parallel zu einem feinnematoblastischen Gewebe zusammengewachsen. gleichen Gestein konnen sowohl a- wie j3-Zoisit auftreten. Zoisitkristalle sind im allgemeinen besser idiomorph (stengelig) und dementsprechend deutlicher eingeregelt als die vielfach rundlichen und kleinen Epidotkorner (max. 0 0,5 mm), welche in keinem Hornblendegestein fehlen. Bei den Glimmergneisen kommt vorwiegend Epidot in kleinen gerundeten armen Im Kdrnern blastisch, (0 0,1—0,5 mm) vor. Grossere Individuen sind vielfach stark Quarz durchsetzt und von stehen teilweise quer selten sind idioblastische Kristallformen an Epidot zu xeno- Schieferung. zur Karbonat: Das Karbonat der Hornblendeschiefer tritt in Linsen und Spaltrissen zusammen zelt wurden isolierte, mit neugebildetem Quarz auf einschlussfreie Xenoblasten scheint sich ohne Ausnahme um Kalzit zu Klviften langs (0 0,2—0,8 mm). Nur verein- (0 0,3—0,5 mm) beobachtet. handeln. Bei den Schiefern sind kleinere und grossere Korner (0 bis 1 langs Nur beobachten. mm) in Es Glimmergneisen und Lagen, Nestern oder aggregiert. Oranat: Die Granate der Glimmergneise und -schiefer sind ganz allgemein arm zeigen isometrische, etwas gerundete, nur selten gut idio¬ blastische Formen (0 bis 0,5 mm). Nur sparlich sind Zoisiteinschliisse (Zersetzung?) beobachten. In einem Amphibolit wurden Granate (0 0,5 cm) festgestellt, zu an Einschlussen und welche bei idioblastischen Umrissen zwar setzt sind. Eine Bewegung der siebartig vollkommen von Quarz durch¬ Porphyroblasten fand jedoch wahrend des Wachs- tums nicht statt. Prehnit: In Amphiboliten (0 bis 0,5 mm) auf, welche treten zum gelegentlich langs Spaltrissen Prehnit-Kristalle Teil randlich mit Zoisitnadeln des Grundgewebes verwachsen sind. Akzessorien: Apatit, Rutil, Zirkon, Pyrit, Magnetkies und andere Erze. Turmalin Die Struktur der Hornblendeschiefer und feinnematoblastisch, Struktur vor; bildung wiegt sind Ansatze Amphibolite ist mehrheitlich die grano- bis schwacher lepidoblastische Porphyroblasten- gelegentlich granoblastische Strukturen treten zuriick. ist mehrheitlich gut kristallisationsschiefrig, vielfach zu sichtbar. Rein Die Textur schiefrig bei den Gneisen (Disthen, Staurolith, Orthit); bis feinlagig. fein- Undeutliche Texturen sind selten. Mineralfazies Corandonigesteine entspricht ihres relativ basischen infolge Amphibolite gehoren Die Mineralassoziation der Prato- und der Mesozone. Die 482 R. H. Steiger Plagioklases (Oligoklas-Andesin) der niedrig temperierten Amphibolitfeinkornige Quarz-Feldspatgefiige der Glimmergneise unter Amphibolitfaziesbedingungen entstanden zu sein. Andererseits mogen die frischen sauren Plagioklase (Albit bis Albitoligoklas), welche in den Glimmergneisen vielfach vorherrschen, auf eine nachtragliche t)berpragung des Gesteins unter Bedingungen der Epidotamphibolitfazies hindeuten. fazies an. Ebenso scheint das Herkunft Von sicher sind nur zur Pratoserie oder Corandonizone zwei chemische Analysen bekannt gehorenden Gesteinen (Hezner 1909, p. 182 und Gotthardtunnel (Tm. 2881,3 191). Diejenige des Biotitschiefers aus dem ab SP) weicht stark von den Glimmerschiefern der Tremolaserie ab und fallt mitten ins Eruptivfeld. Dennoch ist infolge der engen Verkniipfung derartiger (in Form von Bandergneisen) eine sedimentare Herkunft der ersteren denkbar. Die zweite Analyse stammt von einem Zoisitamphibolit von Ponte di Mezzo am Ausgang der Tremolaschlucht. Dieses Gestein muss von einem dolomitreichen Mergel hergeleitet werden. Auch nach Hafner (1958, p. 314) diirften die Hornblendegesteine der Pratoserie mehrheitlich sedimentarer Entstehung sein. Die Anordnung und Lagerung der Hornblendegesteine und Glimmergneise zu lang ausgedehnten Ziigen kann auch aus dem ostlichen Teil der Pratoserie sowie wie Hafner aus der Corandonizone bestatigt werden und erinnert vielleicht noch als einziges an eine alte Strati(1958, p. 314) sagt graphie. Biotitschiefer mit hellen karbonatfiihrenden Gneisen — — D. Die Stratigraphie 1. Nach Hafner der Pratoserie und Corandonizone Gliederung (1958, p. 278) und Verlauf der Zonen kann die Pratoserie nach den vorherr- schenden Gesteinsarten in drei Zonen 1. Nordlicher gegliedert werden: Amphibolitzug 2. Mittlere Gneiszone 3. Diese Dreiteilung noch erkennen. sukzessive vom Siidlicher Amphibolitzug lasst sich auch ostlich der Gotthardstrasse vorerst Der nordliche Amphibolitzug wird gegen Osten Soresciagneis abgeschnitten und keilt vor Pt. 2147 aber aus. Petrographie und Geologie 483 des siidlichen Gotthardmassivs Er wurde im Lucendrostollen nicht mehr der mittleren Gneiszone ist im Bereiche angefahren. von Die Machtigkeit Pt. 2147 und im Lucendro¬ stollen bereits reduziert. Diese Zone keilt zwischen Lucendrostollen und Gotthardtunnel Der ostliche Auslaufer der Pratoserie wird ganz Gesteinen des siidlichen Amphibolitzuges eingenommen. aus. von Auf eine durchgehende Gliederung der Corandonizone wurde verzichTaneda-Siidgrat wurde nachstehende Abfolge beobachtet: an der Siidgrenze (Quote 2465 m) sind soresciagneisahnliche Gesteine mit Lagen von dunklem Biotitschiefer aufgeschlossen; bis 2545 m steht eine Folge von Granatquerglimmerschiefern, soresciagneisahnlichen Zweiglimmergneisen, gebanderten Glimmergneisen (teilweise mit grosseren Muskovitblattchen) an. Anschliessend tritt ein Amphibolit auf, der mit Glimmergneis wechsellagert. Ab Quote 2555 m bis zur Grenze mit dem nordlichen Soresciagneiszug (bei Quote 2580 m) folgen sich in enger Wechsellagerung Glimmerschiefer und Hornblendeschiefer. Am Siidwestgrat des Schenadui herrschen Banderamphibolite bei weitem vor. Horizonte mit Glimmergneisen sind auf den nordlichen Teil tet. Am P. der Zone beschrankt. Im ostlichen Teil der Corandonizone siidlich P. dell'Uomo — — in Nahe des Granitkontaktes treten die fur die Zone charakteristischen bolite immer mehr zuriick. Schliesslich stehen und -gneise nur an, die nicht mehr mit Sicherheit Amphi- noch Glimmerschiefer vom Soresciagneis abge- trennt werden konnen. Ein letzter schmaler Auslaufer der Corandonizone typischen Amphiboliten ist siidostlich Medelsergranit eingeschlossen. mit im 2. Das Alter Die zeigen, scharfe von Kontaktverhaltnisse des P. dell'Uomo als Scholle Pratoserie und Corandonizone gegeniiber Rotondo- und Medelsergranit dass beide Serien alter sind als die Platznahme der Granite. Die Metamorphosegrenze, strukturen, das Auftreten serie fremd sind und von das Fehlen sedimentarer Ablagerungs- steilen Faltenachsen, welche der Tremola- gelegentliche tektonische zwischen Pratoserie und Tremolaserie (vgl. S. Storungen an der Grenze 396) sind Anhaltspunkte fur das hohere Alter der ersteren. Altersbeziehung zwischen Pratoserie (Corandonizone) und Streifengneis lasst sich nirgends erkennen, da iiberall die Soresciagneiszone dazwischengelagert ist. Die Grenze zwischen Pratoserie und Sorescia¬ gneis ist zwar teilweise unscharf (vgl. S. 494), dennoch ist das diskordante Eine Auskeilen der nordlichen Zonen der Pratoserie gegen Osten unverkenn- R. H. 484 Steiger bar. Diese Diskordanz mag auf em jungeres Alter des Soresciagneises hinweisen. Ahnliche Beobachtungen aus der westlichen Pratoserie fehlen jedoch. Soresciagneis wird, infolge seiner Ahnlichkeit mit anderen Paragesteinen des Gotthardmassivs, welche bei der Intrusion des Streifengneismagmas stoff hch verandert wurden, als vorstreifengneisisch bezeichnet (vgl. auch E. Niggli in Cadisch 1953, p. 102). Das Gegenargument von Sondee (1921, p. 9: Gerollfunde von Sellagneis ( Streifengneis) im der wird da hinfallig, sogenannte ,,Soresciagneis" sudlich Soresciagneis) des Sellasees (westlich Pt. 2373) kein Soresciagneis ist, sondern der Giubineserie (vgl. S. 505) angehort. Die Pratoserie muss also wie der Soresciagneis zum basalen alpinen Grundgebirge (Staub 1948, p. 433) gerechnet werden. Sie ist wahrscheinlich das alteste Gestein des Untersuchungsgebietes. Der = E. Die Metamorphose der Pratoserie und Corandonizone 1. Gefiige Kristallgenerationen Im sechs Gefuge der Prato- und Corandonigesteine lassen sich die gleichen Kristallgenerationen wie in der Tremolaserie erkennen: Kristallgenerationen Tabelle 19. in der Pratoserie (Corandonizone) Gene¬ ration 1. Rehktisches, femkorniges, mit rundhchen, stark einschlussfreie Granate, oft sierung; zerbrochene, oft unsauberes Quarz Feldspattrummermosaik Plagioklasen; kleine, gut ldioblastische und zerbrochen, veremzelt mit begmnender Zoisitischief zur Schieferungsebene oder Glimmer zonaren teils - lineation stehende Hornblendekristalle. 2. Rekristallisierte, parallel zur Sehieferung geregelte Glimmer (Muskovit und Biotit); saubere, zum Teil grobkornige Quarzkristalle, zum Teil gelangt; parallel zur Ghmmerlmeation rekristallisierte Hornblendekristalle; grossere, gebildete und gelegenthoh gelangte saure Plagioklase (haufig schachbrettalbitartig). Porphyroblastische Granate und Hornblenden (sehr selten Disthen und Staurohth) mit Emsehlussen, welehe parallel zur Sehieferung des Gestems neu 3. verlaufen. 4. Querbiotite, teilweise mit Emsehlussen von gelangten Quarzen der 2. Gene¬ ration 5. Zersetzungsprodukte (Chlorit, 6. Quarz-, eventuell Karbonat-, Biotit und selten Serizit). Prehmtneubildungen langs Kluften. Petrographie Es ist oft und sehwierig Geologie zu des siidlichen Gotthardmassivs 485 entscheiden, welcher Generation die Horn- blenden zuzuordnen sind, da nicht selten frische Hornblendekristalle Quarz-Feldspattriimmermosaik auftreten. Die Kleinheit Hornblendestengel (1—4 mm lang), das Fehlen von Einschliissen auch mitten im der und die gute Einregelung in Fallen eine un Zugehorigkeit die zur Schieferungsebene machen in den meisten 3. Generation (Porphyroblastenbildung) wahr s cheinlich. Im Gegensatz zur Tremolaserie sind die 3.—6. der Pratoserie und Corandonizone makroskopisch ges wird ist etwas von kaum in Kristallgeneration nur sehr schwach entwickelt und treten Erscheinung. Ein wesentlicher Anteil des Gefii- reliktischen Kristallen der 1. Generation abhangig von der Gesteinsart und Im Gotthardtunnel stehen die Gesteine mit Gefiigeanteil vorwiegend in vom eingenommen. Er Ort des Vorkommens. massgeblichem reliktischem in der nordlichen Halfte der Pratoserie an. In der Corandonizone scheint der reliktische Anteil ebenfalls etwas grosser zu sein als in der siidlichen Pratoserie. Bewegungsphasen Aus dem Gefiige der Prato- und Corandonigesteine lasst sich eine Abfolge tektonischer Phasen herauslesen wie bei der Tremola¬ (vgl. S. 459). Wahrend einer kataklastischen Phase I wurden die ahnliche serie Kristalle der 1. Generation zermalmt oder zerbrochen. Die Rekristallisation und Einregelung der Mineralien der 2. Generation fand unter dem Bewegungsphase II statt. Die nachste Phase (III) verursachte teilweise eine Faltelung des Gesteins. Die Verbiegung der Plagioklase der 2. Generation, das Aufreissen von kleinen Spaltrissen und die Beanspruchung der darin kristallisierten Neubildungen sind auf schwache spatere Bewegungsphasen zuruckzufiihren. Einfluss einer Makroskopische Gefugemerkmale Die Gesteine Pratoserie und Corandonizone zeigen neben einer ausgezeichneten Schieferung eine mehrheitlich N-S gerichtete Lineation der Glimmer. Dazu parallel verlaufen die Hornblendestengel gewisser Amphibolite und fein- und grobnematoblastischer Hornblendeschiefer. Bei verschiedenen Gesteinen kann auf dem Querbruch (seltener im Hauptbruch) eine Faltelung festgestellt werden, welche im allgemeinen parallel zur N-S Lineation verlauft. Gelegentlich tritt eine gleichgerichtete grobe Verfaltung des Gesteines auf. Glimmergneise der auskeilenden mittleren Gneiszone sind stellenweise linear gestreckt. meist von 486 R. H. Eine Reihe von Amphiboliten Steiger der Pratoserie sprochen lagige Textur, hingegen streut die wohl eine ausgeOrientierung der feinen zeigen Hornblendestengel innerhalb der Schieferungsebene erheblich. Im siidlichen Amphibolitzug der Pratoserie sowie in der Corandonizone bei Lago dello Stabbio sind ofters grobe Verfaltungen des Gesteins mit steil nach Westen fallenden Achsen zu beobachten. Im Bereich dieser Verfaltungen stehen die Hornblendestengel der Amphibolite parallel zu den Faltenachsen, konnen aber nur wenig daneben die ubliche + N-S gerichtete Orientierung einnehmen (vgl. auch Hafner 1958, p. 296). Nur selten ist in Amphiboliten eine schwache, unregelmassige SW-NE Wellung zu erkennen. Entstehung Aus der Strukturkarte lich N-S ist mit gerichtete derjenigen muss des Geftiges entnommen werden, dass die mehrheit- Lineation der Pratoserie der Tremolaserie und daher (Corandonizone) identisch alpines Alter aufweist. Die steilen, nach Westen abtauchenden Faltenachsen und die lokal dazu parallele Orientierung hardmassiv an der Hornblendestengel sind dem siidlichen Gott- sich fremd. Sie mogen reliktisch sein und einer alteren voralpinen Metamorphose angehoren (vgl. auch Hafneb 1958, p. 306). Die parallel zur N-S Lineation verlaufende Faltelung und Verfaltung des Gesteins scheint der N-S Kleinfaltelung der Tremolaserie aquivalent zu sein. Die unbedeutende SW-NE Wellung kann vielleicht der E-W Wellung der Tremolaserie gleichgesetzt werden. Es scheint, dass Prato¬ serie und Corandonizone zwar den gleichen tektonischen Beanspruchungen ausgesetzt waren wie die Tremolaserie, jedoch durch dieselben nicht vollstandig umgepragt wurden. Das heute vorliegende, teils etwas verworrene Gefiige ist demnach das Abbild verschiedener Metamorphosezyklen. Nur der Einfluss der letzten Gebirgsbildung kann in Analogie mit der Tremolaserie etwas naher beurteilt werden. Durch die Kataklase I wurde das alte Gefiige der Prato- und Corandonigesteine zerbrochen, lagenweise Einwirkung der Stressphase II (S-N Schub) bildeten sich die Mineralien der 2. Generation (Glimmer und Hornblenden, Quarz und saure Plagioklase); in einzelnen Horizonten fand eine beschrankte laminare Gleitung statt, wobei sich die neugebildeten Minera¬ lien in die Gleitrichtung einregelten (a-Lineation), in anderen kristallisierte das alte Gefiige nur teilweise urn. Nach dieser Bewegungsphase bildeten sich vereinzelte Porphyroblasten. Die E-W Einengung (Phase auch zermalmt. Unter Petrographie III) fiihrte und Geologie des siidlichen Gotthardmassivs 487 einer N-S gerichteten Faltelung des Gesteins (b-Lineation), parallelen grosseren Verfaltung. Die Querbiotite kristallisierten noch unter Einwirkung dieses E-W Zusammenschubs. Schwache kataklastische Beanspruchungen des Gesteins fiihrten zur Bildung kleiner Kliifte und Spaltrisse, welche anschliessend von zu stellenweise zu einer dazu Quarz, Karbonat, seltener eine Verbiegung und der 2. Generation zur von Prehnit erfullt wurden und hatten ferner Mortelkranzbildung Folge. bei neugebildeten Plagioklasen 2. Mineralfazies Diejenigen Mineralphasen, welche mit Sicherheit der 2. oder spateren und damit auf die alpine Metamorphose zuruck- Generationen angehoren gehen, wurden unter Bedingungen der Epidotamphibolitfazies gebildet. Das reliktische Gefiige der Glimmergneise und ein Teil der Amphibolite weisen auf voralpine Metamorphosebedingungen hin, welche der Amphibolitfazies entsprechen. Die strukturelle Ausbildung der Pratoserie im Gesteinsverband (siehe unten) ist nach Hafner (1958, p. 309) auf eine Ultrametamorphose zuruckzufiihren. Diese muss unter Druck- und speziell Temperaturverhaltnissen stattgefunden haben, welche im Bereich zwischen Amphibolit¬ fazies und anatektischer Aufschmelzung vorherrschen. 3. Geschichte der Metamorphose Pratoserie und Corandonizone haben mehrere Metamorphosen unter- schiedlichen Grades erlebt. Die alteste und und nur am tiefgreifendste westlichen Rand des lasst sich fast nur im Gesteinsverband Untersuchungsgebietes (Pratoserie) erkennen. Nach Hafner voll (1958, p. 309) pegmatitischen Einlagerungen, das lagenweise Auftreten von hellen Gneisen und aplitahnlichen Gangen, die Banderung der Amphibolite und Glimmergneise als Polgen einer vermutlich vorherzynischen Ultra¬ metamorphose aufzufassen, wahrend welcher umfangreiche Stoffmobilisationen vor sich gingen. Eine alte Metamorphose hoheren Grades muss auch im Corandonizug sind die dort vorkommenden zahlreichen angenommen werden. Die Banderung der Amphibolite und Gneise mit messerscharfen Grenzen zwischen hellen und dunklen Lagen ist nicht — wie in der Tremolaserie tung, sondern eine Folge mit ein Abbild urspriinglich sedimentarer Schichmetamorpher Differentiation, verbunden Stoffaustauschvorgangen. Dabei mag eine ortliche Verniissigung des — von 488 R. H. Steiger (Anatexis) stattgefunden haben. Hafnbr (1958, p. 311) legt Gesteinstypen (Epidotamphibolite, Epidotbiotitschiefer) als Restgesteine deuten lassen, welche ihren Anteil an Natronalumosilikaten durch Ausblutung verloren haben. Gesteins dar, dass sich mehrere dunkle Die im artigen Untersuchungsgebiet sowie die im unstete steil nach Westen einfallenden fremd- Faltenachsen und die lokal dazu Vergleich „N-S" zu parallele Hornblendelineation, den nordlich und siidlich anschliessenden Zonen Lineation der iibrigen Gesteine donizone deuten die Existenz einer weiteren Zu herzynischer Zeit bildeten sich unter von Pratoserie und Coran- voralpinen Metamorphose an. P-T-Bedingungen der Amphi- bolitfazies die Mineralien der 1. Generation, welche als Relikte in grossem heutige Gefiige erfullen. retrograde alpine Metamorphose fiihrte nur zu einer teilweisen Rekristallisation des Gefuges. Sie setzte ein mit einer kataklastischen Phase, welche das Gefiige in gewissen Horizonten nur wenig beanspruchte, in anderen aber zu einer vollstandigen Zertrummerung fiihrte. Unter der Einwirkung des nach Norden gleitenden alpinen Deckenstapels fand bei erhohter Temperatur (entsprechend der Epidotamphibolitfazies) eine teilweise Rekristallisation von alten zerbrochenen Gemengteilen (Hornblendestengel und Granate) sowie eine Neubildung von Glimmern, Quarz, Masse noch das Die Plagioklasen und Hornblenden der 2. Generation statt, welche sich in N-S Richtung einregelten und teilweise gestreckt wurden. Eine laminare Gleitung in grossem Stile, wie man sie in der Tremolaserie erkennen kann, kam nicht zustande; die Gleitung blieb auf einzelne plastischere Horizonte beschrankt. Die sparlichen Porphyroblasten bil¬ deten sich in einer tektonischen Ruhepause. Nach der Steilstellung des Gotthardmassivs erfolgte eine E-W Einengung im sudlichen Teil, welche auch den Gesteinen der Pratoserie und Corandonizone eine gewisse N-S verlaufende Verfaltung und Faltelung aufpragte. Noch unter Einfluss dieses E-W Stresses kristallisierten die Querbiotite. Anschliessend erfolgte die Zersetzung der Mineralien. Damit einher gingen an sich unbedeutende Differentialbewegungen, welche die Plagioklase der 2. Generation verbogen und im Gestein Spalte und Kliifte aufrissen. Zirkulierende Losungen erfiillten dieselben mit Quarz, Karbonat, seltener mit Prehnit. Die offensichtliche Metamorphosegrenze zwischen Pratoserie und Tremolaserie kann auf ahnliche Art gedeutet werden wie beim Soresciagneis (vgl. S. 503). Danach wurden die an der Grenze anstehenden etwas hoher und vollstandiger metamorphen Schichten der Tremolaserie in einer spaten Phase der Hauptdislokation auf die alpin schwacher iiberpragte Pratoserie aufgeschoben. Anzeichen fiir eine spattektonische sauren Petrographie Beanspruchung langs kordant zur und Geologie der Grenze Grenze verlaufende des siidlichen Gotthardmassivs 489 (starke Verfaltung des Gesteins, dis- Schieferung) konnen insbesondere in (Koord. 688.72/155.97) beobachtet einem Seitenbach des Riale Sorescia werden. F. Entstehungsgeschichte der Pratoserie und Corandoiiizone (Zusammen- fassung) Hauptteil der Prato- und Corandonigesteine diirfte von Sedimenhergeleitet werden, welche in vermutlich archaischer Zeit vor alien Der ten andern Gesteinen des Untersuchungsgebietes abgelagert wurden. In vorherzynischer Zeit denkbar ware sogar eine vorstreifengneisische Periode, da stoffliche Beziehungen zum Streifengneis fehlen fand eine Ultrametamorphose statt, welche im westlichen Teil des Unter¬ suchungsgebietes umfangreiche Stoffmobilisationen zur Folge hatte. Auch im Corandonizug ging eine metamorphe Differentiation unter zeitweiser Beteiligung einer mobilen Phase vor sich. Eine weitere voralpine Gebirgsbildung erzeugte die fur das iibrige Gotthardmassiv fremdartigen steil nach Westen einfallenden Faltenachsen mit der lokal dazu parallelen Hornblendelineation. In wahrscheinlich herzynischer Zeit bildeten sich unter Bedingungen der Amphibolitfazies die Mineralien der 1. Generation, welche als reliktische Gemengteile noch einen bedeutenden Anteil des heutigen Gesteinsgefuges einnehmen. Die alpine Orogenese hatte eine retrograde Metamorphose zur Folge mit teilweiser Rekristallisation des Gefiiges unter P-T-Bedingungen der Epidotamphibolitfazies. In einer ersten kataklastischen Phase fand eine teilweise Zertriimmerung des alten herzynischen Gefiiges statt. Die zunehmende tJberlagerung durch die nach Norden gleitenden alpinen Decken fiihrte zu einer Erliohung der Temperatur, welche eine teilweise Rekristallisation von Gemengteilen der 1. Kristallgeneration bewirkte. Eine Reihe von Mineralien wurden neu gebildet und unter dem Einfluss des S-N Schubes in die Transportrichtung eingeregelt (a-Lineation). Eine eigentliche laminare Gleitung der Schichten kam aber nur in einzelnen Horizonten zustande. In der Schlussphase der alpinen Dislokation wurde das Gotthardmassiv am Aaremassiv steilgestellt. Nach dem Erlahmen der Bewegung fand ein besclieidenes Porphyroblastenwachstum statt. Die anschliessende Biegung des Gotthardmassivs fiihrte im siidlichen Teil desselben zu einem E-W Zusammenschub, welcher eine Verfaltung — — 490 R. H. und Steiger der Prato- und Faltelung Corandonigesteine zur Folge hatte. In Querbiotite. Bei absinkender Temperatur trat schliesslich eine unbedeutende Chloritisierung evtl. Biotitisierung des Gesteins ein. Schwachere Differentialbewegungen erzeugten Spaltdieser Zeit bildeten sich auch die risse und kleine Kliifte, welche alsbald von frischen Quarz-, Karbonat-, eventuell Prehnitkristallisationen erfiillt wurden. Kapitel III. Der Soresciagneis A. Der Name ,,Soresciagneis" Einleitung wurde erstmals Stapff von wendet. Er bezeichnet damit den Gneis, welcher sudlich anschliesst granit auf und Sorescia Alpe und an sudlich (1880) ver- den Tremolader Sellaseen ansteht. Nach der Karte Stapffs (1885) umfasst der Soresciagneis auch sparliche Serpentinstdcke und Amphibolitstreifen. Von Waindziok (1906, p. 51) stammt die erste petrographische und chemische Untersuchung des Gesteins. Auch Krige (1918, p. 33) beschreibt in seiner noch ,,sudlichen Randzone" des Gotthardmassivs Der gneis entsprechen. Soresciagneis Gneise, welche dem Sorescia¬ ist nicht dem Sellagneis gleichzu- setzen, wie das Albert Heim (1921, p. 195) getan hat20). Eine Neudefinition des p. 277), indem blende er Begriffes Soresciagneis gibt die sudlichen Zonen des fuhren, abtrennt und Die wichtigsten Ergebnisse genden zusammengefasst: 1. Der 2. Er bildet emen der dehnt sich Soresciagneis Gotthardmassivs aus; zu im Gneises, Hafner (1958, welche noch Horn¬ seiner neugeschaffenen Pratoserie zahlt. Untersuchungen Hafners seien im fol- in E-W Richtung Norden und Suden ist Gesteinskomplex von er uber einen grossen Teil des scharf wechselnder abgegrenzt. Machtigkeit aber einheit- lichen Aussehens und Beschaffenheit uber weite Distanzen. 3. Der streifiger Soresciagneis stromatitische Partien 20) Der benannt, ist ein monoschematischer Biotit-Albitgneis mit lagiger, Textur. In der sudlichen Halfte gegen die Pratoserie hm sind vereinzelt Sellagneis, eingelagert von nut 5—50 anderen Autoren ist identisch mit dem Streifengneis cm breiten quarzitischen Bandern. Sella-Cadhmogneis oder Cadhmogneis H. M. Hubbrs (1943). Petrographie Die zentrale Zone des Partien mit 5—10 cm Geologie und des sudlichen Gotthardmassivs 491 Soresciagneises fuhrt vereinzelte, etwa hundert Meter breite grossen, hauptsachhch aus Feldspat bestehenden Augen. 4. Die erwahnte zentrale Zone grenzt an der Gotthardstrasse direkt an den Sudrand des Rotondogramts. Das Auftreten der Augen am Kontakt ist nur zufalhg, weil am Gotthardpass der nordliche augenfreie Teil des Soresciagneises vom Rotondogranit abgeschmtten ist. 5. Die Stnemung des Soresciagneises ist alpmen Alters Auch ist em bedeutender Gefugeanteil alpin neu kristallisiert Die Augen des Soresciagneises smd voralpme Bildungen, nur stellenweise zeigen sie Ansatze zu alpmer Umkristallisation. 6. Die eine + horizontal verlaufende Wellung spatalpine Beanspruehungsphase dar; ist junger als die sie und stellt Stnemung hat kerne Rekristalhsationen ver- ursacht. Soresciagneis gehort 7. Der serie) an. Von emer Ultrametamorphose 8. Erne stoffhche 9. Die haben, dies Waindziok wie (1906) und Umfanges zu (Cavannasehen. Die L. Hezneb (1909) Soresciagneises smd entweder durch AustauschSoresciagneis selbst erklarbar oder es kame als des im Herd fur eine Alkahzufuhr die sudlich benachbarte in Gestemssene ist unwahrschemlich. feldspatreichen Augen prozesse genngen ultrametamorphen war vermutlich vorherzymsch. Beziehung des Soresciagneises zum Rotondogramt oder Huener- stockgneis (= Streifengneis), angenommen emer ehemals mobilen Phase ist aber heute wemg ultrametamorphe Pratosene Frage. B. Der Soresciagneis als geologisch-stratigraphische Einheit 1. Definition folgenden beschriebene und auf der Kartenbeilage ausgeschieSoresciagneiskomplex ist im wesentlichen identisch mit dem Soresciagneis nach Hafner (1958). Es treten aber folgende Komplikationen auf: 1. Wenig ostlich der Gotthardstrasse schiebt sich eine polymetamorphe Gesteinsserie (Sene des Giubine) zwischen den Tremolagranit (weiter ostlich den Streifengneis) und den Soresciagneis ein, welche bis zum Medelsergranitstock des Pizzo dell'IJomo anhalt. 2. Die Pratoserie ist nur im westlichen Teil des Untersuchungsgebietes vorhanden; sie fehlt mit Sicherheit im zentralen Teil und kann erst im Der im dene Garegnastollen wieder nachgewiesen werden. Der Sorescia¬ gneis grenzt also zum grossen Teil direkt an die Tremolaserie. 3. Von den Pone. Negri bis zum Passo Corombe schaltet sich ein Amphibolitzug (Corandonizone) ein, welcher den Soresciagneis in einen nordlichen und sudlichen Ast aufspaltet. Im nordlichen Ast setzt sich der typische monoschematische Soresciagneis, der fur den westlichen nordlichen 492 R. H. Teil des Untersuchungsgebietes Steiger charakteristisch ist, fort, wahrend der- selbe im siidlichen Ast allmahlich in einen Mischgneis (Varietat von Lago Dentro) iibergeht. Als Soresciagneis wird im folgenden diejenige Zone bezeichnet, welche fast ausschliesslich aus feinlagigem, dunklem Zweiglimmer-Albitoligohlasdi gneis besteht und in Meterabstanden 2—4 cm grosse Augen fichrt. Soresciagneises markiert durch das nordlichste Auftreten der 2—4 cm grossen Augen; die siidliche Grenze ergibt sich durch das erstmalige Auftreten von Hornblendegesteinen der Gegen Norden ist die Grenze des Prato- oder der Tremolaserie. Diese Definition gilt streng nur im westlichen Teil des sowie im nordlich der Corandonizone Untersuchungs¬ Ast des Sorescia¬ gebietes gelegenen gneises. Die siidliche Zone zeigt ab P. Taneda-Siidgrat einen allmahlichen Ubergang mit vielen Riickfalien in eine hellere Mischgneiszone (Sorescia¬ gneis von Lago di Dentro), welche zum Teil auch Hornblendegesteine und Granatglimmerschiefer eingelagert hat und nur schwierig von der Tremolaserie abzugrenzen ist. typische Soresciagneis ist fur die Geologie des gesamten siidlichen Gotthardmassivs von Bedeutung, weil er in immer gleichbleibender Ausbildung vom Goms bis zum Lukmanier ansteht und mit zahlreichen verschiedenaltrigen Gesteinszonen und -korpern in Kontakt steht. Er Der kann fur viele Probleme als eine Art Point de repere dienen. 2. Verlauf der Soresciagneiszone An der Gotthardstrasse ist die Grenze zwischen Pratoserie 30 Soresciagneis oberhalb der Haarnadelkurve bei Quote 1840 und (Koord. 686,85/155,45) aufgeschlossen; die nordliche Begrenzung (gegeniiber dem Tremolagranit Rotondogranit) ist 20 m oberhalb der Kurve bei Quote 1940 m (Koord. 686,75/155,65) gut zu sehen. Der Soresciagneis zieht liber Alpe di Sorescia, mit der Hauptmasse nordlich P. Canariscio durch und setzt sich fort liber Pos Meda und Siidgrat des Giubine, beriihrt mit m m = Nordgrenze Wasserfassung des seiner den Unteralppass und iiberquert die Canaria bei der Stollens. Am Grat der Poncioni Negri spaltet sich der Soresciagneis in zwei Lago Oscuro nach Lago dello Stabbio, wobei sich im Gebiete des Pizzo Taneda einige vermutlich tektonische Storungen bemerkbar machen. Der Soresciagneis bildet die Gipfel des Pizzo Corandoni, Schenadui (Pt. 2677,7) und des Zonen auf. Die nordliche Zone zieht liber Bassa del Petrographie und Geologie des sudlichen Gotthardmassivs 493 Pizzo dell'Uomo (fruher ,,Scai" genannt) und wird an der Ostflanke des Medelsergranit diskordant abgeschnitten. Die siidliche Zone setzt sich iiber Laghetti di Taneda, mit Siidrand beim Pone. Garrioni, am untern Siidabhang des P. Corandoni fort, umfasst das Sudufer des Lago di Dentro und verschwindet bei Piano dei letzteren vom Porci unter der Morane. Im Lucendrostollen steht der Soresciagneis ungefahr von Tm. 3400 ungefahr von Tm. 3180 bis 3420 ab SP an. Die Siidgrenze des Soresciagneises im Garegnastollen liegt bei Tm. 2390 ab Ritom (SP), die Nordgrenze ist im Unteralpstollen bei ca. Tm. 585 ab Froda (SP) aufgeschlossen. Die grosste Machtigkeit erreicht der Soresciagneis beim Unteralppass (ca. 700—800 m), eine minimale Machtigkeit von 70—80 m zeigt er in der nordlichen Teilzone beim Lago dello Stabbio. bis 3610 ab NP, im Gotthardtunnel 3. Kontakte Die Grenze zwischen Tremola(Rotondo)granit der Gotthardstrasse ist absolut scharf; es zeigen und Soresciagneis an sich keinerlei Kontakt- erscheinungen. Bedeutend unsicherer ist die Grenze siidlich des Sellasees ist das Auftreten der dunkle einzige Soresciagneisaugen, zur Serie des Giubine. Im Bereiche Kriterium fiir die da Grenzziehung das auch in der Serie des Giubine Zweiglimmergneise oft vorherrschen. Im Raume der Alpe di Soresciagneis gegen den Kontakt hin extrem gefaltelt, die Schieferung in diesem Bereich fast quer zur Grenze zu stehen Sorescia ist der so dass scheint. Auf wo wenige Meter scharf wird der Kontakt gneis fremd sind. Es Giubine vom in der Serie des Giubine Gesteine an ostwarts, auftauchen, scheint, dass der ehemals vielleicht deutliche Kon¬ welche dem Sorescia¬ takt im westlichen Gebiet durch eine intensivere Metamorphose ver- wischt wurde. Der Kontakt zwischen Soresciagneis und Medelsergranit am Pizzo grossen Teil primar zu sein. Der Soresciagneis ist vielfach stark mit dem Granit verzahnt und wird durch denselben langs der Schieferung aufgeblattert. Sudostlich des Pizzo dell'Uomo ist der dell'Uomo scheint Kontakt teilweise zum messerscharf und schneidet die Schieferung des Soresciagneises diskordant, Gelegentlich ist der Soresciagneis am Kontakt von hellen Adern durchzogen und fuhrt auffiillig grosse Augen. Wo eine leichte Durchdringung wobei derletztere selber intensiv verfaltelt ist. 494 R. H. Steiger des Nebengesteins stattgefunden hat, massig. Interessant Soresciagneises wahrend sie aufweist. An Medelsergranit besonders ist, dass ostlich des Pizzo dell'Uomo die Schieferung des am Kontakt teilweise parallel zur Granitgrenze verlauft, nur Nebengestein ist der 100 davon entfernt das m dieser Stelle hat mechanisch E-W Streichen Medelsergranit offensichtlich das gedrangt. Diese Bewegungen scheinen der Seite zur gewohnliche teilweise erst nach Erstarrung des Plutons erfolgt zu sein, vielleicht erst Gefolge alpinen Gebirgsbildung. Die Grenze des Soresciagneises zur Pratoserie ist vor allem im Raume Scara Orello, wo vielfach die typischen Amphibolite der letzteren fehlen, im der unscharf. Sie kann im besten Fall auf etwa 5 Oft treten im blendestengel Soresciagneis genau fixiert werden. auf. Etwas scharfer (auf 1—2 Pos Meda gegen Osten Soresciagneis grenzt. m) kann die Grenzziehung erfolgen, Sudgrat wo an des den Zum Teil verlauft die Grenze in einer bewachsenen di Taneda bis Laghetti Murinascia, wahrend vom die Tremolaserie direkt Erosionsrinne. Undeutlich wird die Grenze ostlich der m in Grenznahe vereinzelte biotitisierte Horn- der Kontakt zu zur gegemiber der Tremolaserie ihrem Verschwinden bei Piano Corandonizone immer auf mehrere Meter genau fixiert werden kann; schwierig wird die Grenzziehung erst am Pizzo dell'IJomo, wo beide Zonen gegen den Kontakt ihre sonst so charakteristischen Merkmale verlieren und ineinander uberzufiiessen scheinen. C. Beschreibung des Gesteins Vorkommen Der Soresciagneis ist in der ganzen auf S. 492 beschriebenen Zone zwischen Gotthardstrasse und Pizzo dell'Uomo das einzige Gestein von Bedeutung. Im ostlichen Teil des Untersuchungsgebietes miissen zwei typische Soresciagneis, wie er an Varietaten untersohieden werden. Der der Gotthardstrasse zugs fort, wahrend Varietat ansteht, er setzt sich in der Zone nordlich des Corandoni- in der Zone siidlich desselben (Typus Lago di Der typische Soresciagneis zeigt einheitlichen, 2—4 cm grossen Charakter tiber weite Bereiche einen erstaun- monoschematischen Augen, in eine hellere Dentro) iibergeht. Allgemeiner lich langsam Charakter. Typisch sind die welche in bald grosseren, bald kleineren Abstan- Petrographie und Geologie 495 des siidlichen Gotthardmassivs Gelegentlich kommen konkordante und diskordante pegGange vor, sie bestehen teils auch nur aus Quarz. Im siidlichen Arm des Soresciagneises, im Raume von Lago di Dentro, fiihrt das Gestein noch immer Augen, hingegen ist es ofters weniger gut geschiefert und enthalt reichlich grobblatterigen Muskovit, wahrend der Biotit stark zuriicktritt. Es treten hier auch gelegentlich wenig machtige Lagen von Granat-Querglimmerschiefern und seltener von grobporphyroblastischen Hornblendeschiefern auf. Ab und zu wurden auch Pegmatitgange angetroffen. Der ganze Gesteinskomplex ist unruhiger als im westlichen Untersuchungsgebiet. Es fragt sich, ob man ihn nicht iiberhaupt vom typischen Soresciagneis abtrennen soil. Die ersten Ansatze zu einer etwas helleren, muskovitreicheren Soresciagneisvarietat lassen sich schon im nordlichen Garegnastollen erkennen. Auch. auf dem Grat der Pone. Negri (zwischen Tremolaserie und Corandonizone) fallt der reichliche, grobblattrige Muskovit sowie das haufige Vorkommen von Querbiotit auf. Auch fiihrt das Gestein in diesem Gebiet keine Augen. Da jedoch immer wieder Horizonte mit typischem Soresciagneis dazwischengelagert den auftreten. matitische sind — vor allem noch in der westlichen Halfte der Teilzone Taneda) Laghetti Dentro) beibehalten di — di soil die (Raum der Bezeichnung Soresciagneis (Typus Lago werden. Im Handstuck typische Soresciagneis zeichnet sich durch eine feinlagige Textur Wechsellagerung stehen feinste Glimmerlagen mit 0,8—1,3 mm machtigen Quarz-Feldspatlagen, welche im Langsbruch meist streng parallel zueinander verlaufen (Unterscheidungsmerkmal gegentiber dem Streifengneis, der abgesehen von der helleren Farbe auch im Langsbruch Wellung zeigt). Im Querbruch ist ofters eine leichte Wellung der Glimmer¬ lagen zu beobachten. Die eingelagerten, 2—4 cm grossen Augen sind konkordant zur Schieferung eingebettet und zerfliessen randlich in die Quarz-Feldspatlagen des Gesteins. Schon makroskopisch ist sichtbar, dass Alkalifeldspat Hauptgemengteil dieser Augen ist. Im Grundgewebe lassen sich erkennen: Biotit, Muskovit, Quarz und Feldspat. Die Glimmer Der aus: sind in ausgezeichnet geregelt. Soresciagneisvarietat In der mineralien zuriick, das Gestein von Lago ausgesprochen lagige Quarz-Feldspatlagen sind oft langgestreckten, schmalen durchsetzt. Untergeordnet kom- erscheint heller. Die weniger haufig anzutreffen: unregelmassig machtig; sie entsprechen Textur ist Linsen und sind von di Dentro treten die Glimmer- Glimmerhautchen die 496 R. H. men Steiger glimmerarme, massigere Gesteinstypen vor. In schiefrigen gut geregelt. Der Soresciagneis weist oft eine auch Gesteinen sind die Glimmer ockerbraune Anwitterungsfarbe Tabelle 20. auf. Quantitativer Mineralbestand (in Volumenprozenten) a) Typischer Soresciagnets Durchschnitt Hauptgemengteile Haup tvanations Quarz 45 (35—50) Plagioklas 20 (10—40) Biotit 15 ( 5—25) Muskovit 15 ( 5—25) Nicht vorhanden: lmmer ( 0—10) Kahfeldspat Granat ( Karbonat ( 0— 5) Chlorit ( b) Auge im \ 0— 0- 5) 5) typischen Soresciagneis Quarz 40 Schachbrettalbit 45 Mikroklin 10 Biotit, Karbonat 5 etc. c) Soresciagne *s Typus Logo di Dentro Hauptgemengteile Quarz 45 (40—50) Plagioklas Kahfeldspat 30 (25—40) 5 ( 5—15) Biotit 10 ( 5—15) Muskovit 10 ( 0—20) Nur selten auftretend: Karbonat ( 0— 2) Chlorit ( 0— 2) Mikroskopische Quarz. Kleine, rundhche Korner von Quarz (0 bis 0,1 mm) bilden femkorniges Mosaik, welches teils zusammen regelmassigen Lagen zwischen Glimmern und grobkristallmeni Quarz emgebettet ist. Die groben Quarzkorner (0,2—0,5 mm lang) smd Neubildungen mit meist eekigen, seltener buchtigen Kristallformen. Ofters smd sie in Zeilen oder langgestreckten Lmsen angeordnet und m Schieferungsrichtung gelangt; vielfach loschen sie felderweise mit ebensolchen und undulos Plagioklasen Merkmale aus. em m Petrographie In rundlichen, Kristalle vor. Geologie und Linsen kommen grosseren Zuweilen haben die sind statistisch im Plagioklas: 497 des sudlichen Gotthardmassivs gelegentlich ineinander verzahnte Neubildungen auch kleinere Korngrossen und Quarz-Feldspatmosaik verteilt. Meistens treten stark zersetzte Plagioklasindividuen von unter- schiedlicher Grosse (0,05—0,7 mm) und xenoblastischen Formen in unsauberem Quarz-Feldspatgewebe auf. Sie sind zuweilen Schachbrettalbitmuster. In vielen zeigen Ansatze zu Grundgewebe Plagioklaskorner (0 0,05—0,3 mm) verzwillingt und Gesteinen herrschen im feinen rundliche, saubere oder nur vor, welche stark ausloschen und diffus mit ebenso grossen Quarzkornern zonar leicht zersetzte verwachsen sind. Andere Varietaten fiihren grossere, xenoblastische und saubere Kristalle (0,3—0,8 mm) mit Spaltrissen, welche daneben kommen kleinere stark zersetzte und Quarz-Feldspatlinsen vor. Im Soresciagneis offenbar rekristallisiert sind; Plagioklase in langgestreckten Lago di Dentro treten grosse, zonare von xenoblastische, relativ frische Plagioklaskristalle (0 bis 4 mm) auf, welche stark polysynthetisch verzwillingt sind und oft verbogene Zwillingslamellen zeigen; dazwischen liegt ein Mortelmus von Quarz und stark zersetzten 0,05—0,2 mm grossen Plagioklasindividuen. Zuweilen werden auch typische Schachbrettalbite (0 bis 3 mm) angetroffen. Die 2—4 cm grossen Augen des Soresciagneises bestehen zum grossen Teil aus stark zersetztem Schachbrettalbit (2—10 mm gross). Der Zusammensetzung nach herrscht bei den grosseren Individuen Albitoligoklas vor; sehr haufig tritt auch Albit auf, wahrend Andesin nur selten beobachtet wurde. Hingegen scheinen die stark zonaren, rundlichen Kristalle des Quarz Feldspatgewebes zu grossen Teilen aus Andesin zu bestehen. Kalifeldspat: Es sind meistens vollkommen xenoblastische, oft fast amobenartige Individuen (0,3—4,0 mm) mit diffuser Mikroklingitterung, welche sich im allgemeinen der Schieferung anschmiegen und recht frisch aussehen. Der Mikroklin - hat des ofteren wie wenn gemeinsame Grenzen mit Albit oder Schachbrettalbit. Es scheint, eine Kristallart auf Kosten der anderen entstanden meist besser und etwas zersetzt. Zuweilen ist ware. Der Albit ist auch zerbrochen. Der idiomorph Kalifeldspat erscheint frisch und zeigt diffuse Kristallformen, welche zum Teil in den Albit einzudringen scheinen. Frischer Mikroklin tritt gelegentlich auch randlich er auf. Ahnliche Erseheinungen wurden auch in den Soresciagneises beobachtet, wo der frische Mikroklin am Band und im zersetzten Schachbrettalbit vorkommt. Diese wenigen Anzeichen deuten vielleicht darauf hin, dass der Kalifeldspat j linger ist als der Albit und zum Teil auf Kosten des letzteren entstanden ist. Ein weiteres Indiz fur eine derartige Entstehung ist das Fehlen von Myrmekit. Diese Beobachtungen stehen im Gegensatz zu denjenigen Hafnebs (1958, p. 294) im sudwestlichen Gotthardmassiv. Biotit: Haufig ist der Biotit in unzahligen kleinen Schuppen (0,1—0,3 mm lang) zu Schlieren angeordnet, welche das Gestein parallel zur Schieferungsebene durohsetzen. Innerhalb derselben sind die Schiippchen im allgemeinen gut geregelt. Offers kommen auch ungeregelte Schuppen von 0,3—0,5 mm Lange vor. In einigen um zersetzten 2—4 cm Albit herum grossen Augen des mm lang) streng geregelt in Schlieren angesammelt. Grossere Schuppen von 2—8 mm Durchmesser treten oft selbstandig auf. Sie sind im allgemeinen parallel zur Schieferung angeordnet, haufig aber auch von Querbiotiten begleitet. Chloritisierung kann nur selten festgestellt werden. Fast alle Schuppen sind eng mit Muskovit verwachsen. Die wichtigsten Absorptionsfarben sind folgende: Gesteinsvarietaten sind die Biotite (0,3—0,6 beidseits der Quarzzeilen R. H. 498 na hellbraun selten: na braunlichgelb na gelbbraun Steiger n dunkel schokoladebraun n rotlichbraun bis rotbraun n grunschwarzbraun Muskomt: In den meisten Schliffen konnen zweierlei Muskovite unterschieden Schuppen von 0,5—1,0 mm Lange, welche gut eingeregelt in parallel zur Schieferung gewachsen smd; 2. kleme, ungeregelte serizitische Schuppen (0,02—0,1 mm Lange) als Zersetzungsprodukte der Feldspate, welche im Quarz-Feldspatmus zwischen den Glimmerlagen sitzen. Die grosseren, geregelten Schuppen bilden oft emen dichten Filz, m welchem veremzelte Biotite emgelagert sind. Im allgememen smd die Biotite streng parallel mit den Muskoviten verwach- werden: 1. grossere Schheren sen. Granat: Die Knstalle smd meist recht gut ldioblastisch, kaum uber 2 mm gross Falls dennoch solche vorhanden smd, und enthalten relativ wenig Emschlusse. verlaufen sie parallel zur zerbrochen, zeigen aber (0,2—0,5 mm) Korner Schieferung des Grundgewebes. Die Granate smd ofters Bewegungsspuren. Karbonat: Xenoblastische sonst keine treten mit Vorhebe im reknstallisierten Quarzmosaik auf. sparlichen Spaltrissen wurden Korner bis 1 mm Lange angetroffen. Es handelt sich im allgememen um Kalztt Ghlont Der sparlich auftretende Chlont ist immer Zersetzungsprodukt des Biotits. In emigen Gestemen smd fast ausschhesslich die Querbiotite chlontisiert, wahrend die parallel zur Schieferung onentierten Biotite In • frisch smd. Akzessonen- Apatit, Zirkon, Zoisit-Epidot, Turmalm; Pyrit und andere Erze. Mineralfazies Der Mineralbestand des Die zone. typische scheint Zuordnung Soresciagneises ist typomorph fur einer Mineralfazies ist zu nicht so die Meso- einfach, da Leitmineralien fehlen. Die Mineralassoziation des am sprechen, Soresciagneises Epidotamphibolitfazies (Rambeeg 1952) zu entauftretende Plagioklas ja meist sehr sauer ist. ehesten der da der Herkunft Es sind zwei ziok 1906, stehen am Analysen von Rande des Eruptivfeldes. (Waindziok, 1. c.) weist Soresciagneis Soresciagneis von Herkunft, bekannt (Waxnd- 1918, p. 35). Beide Analysen Soresciagneis von Val Tremola Tonerdeuberschuss auf und ursprunglich.es, toniges Sediment deuten. Der Negri (Keige, 1. c.) ist nicht rein sedimentomuss als Mischgestein aufgefasst werden. Poncioni sondern Der einen deutlichen lasst sich ohne weiteres als gener sicherem p. 53 und L. Heznee in Keige Petrographie D. und Stratigraphie 1. Gliederung 499 des siidlichen Gotthardmassivs Geologie des des Soresciagneises Soresciagneises Eine stratigraphische Unterteilung dieser monoschematischen Gesteinszone ist im westlichen Teil des Untersuchungsgebietes nicht durchfiihrbar. Wohl treten lokal etwas verschiedenartige Gneistypen auf, welche bald etwas feinkorniger sind, bald etwas Granat oder biotitisierte Hornblende fiihren oder wechselnden Glimmergelialt aufweisen; eine systematische Verbreitung lasst sich aber nicht erkennen. Eine naturliche Gliederung ergibt sich im Osten des Untersuchungs¬ gebietes, wo die teils iiber hundert Meter machtige Corandonizone zwischen dem nordlichen und siidlichen Ast des Soresciagneises eingelagert ist. Wahrend die nordliche Zone bis fast stock des Pizzo dell'Uomo gleichen (auf Gesteinscharakter wie zum Kontakt mit dem Granit- alteren Karten der ,,Scai" genannt) den westliche Soresciagneis aufweist, Soresciagneis gegen Osten hin zunehmend neben typischem Soresciagneis biotitarmere Gneise auf, welche viel Alkalifeldspat fiihren. Zwischen P. Taneda-Siidgrat und Lago di Dentro sind in der siidlichen Halfte des siidlichen Soresciagneiszuges immer treten im wieder — schiefern, die siidlichen .—- teilweise sogar vorherrschend Granatglimmerschiefern und Abgrenzung von — — Horizonte von Hornblende Quarziten anzutreffen, der nordlichen Tremolaserie so - dass oft Schwierigkeiten Pegmatitgange beobachtet Kartierung dieser Einlagerungen wurde bereitet. Auch konnen des oftern konkordante werden. Auf eine detaillierte verzichtet. 2. Alter des Es bestehen Soresciagneises Altersbeziehungen: Sowohl der Medelsergranitstock des Pizzo dell'Uomo als auch der Rotondogranit durchstossen den Soresciagneis und sind deshalb j linger als der letztere. Nach Grxjnbnfbldee (1962) ist das Zirkonalter des alteren von beiden (Medelsergranit) 290—340 Mio. Jahre (also Karbon). Ferner hat Grunenfeldek das Alter einer Bleiglanzvererzung im Soresciagneis (Gotthardtunnel, Tm. 3340 ab SP) zu 260 Mio. J. (Perm) bestimmt. folgende direkte Untersuchungsgebiet bestehen keine direkten Kontakte zwischen Soresciagneis und Streifengneis, da uberall die Zone des Giubine dazwischengelagert ist. H. M. Httber (1943, p. 204, insbes. Fig. 41d)nimmtan, dass das sedimentare Ausgangsmaterial der Mischgneise des siidostlichen Im R. H. 500 Steiger (inbegriffen der Soresciagneis, dessen Analysen Nr. 94 Argumentation verwendet werden) durch Stoffzufuhr aus dem Streifengneismagma verandert worden seien. Der Soresciagneis ware demnach alter als der Streifengneis, welcher nach Grunbnpelder (1962) ein Zirkonalter von mindestens 560 Mio. J. aufweist (vgl. auch S. 454). Hafnee (1958, p. 273) lehnt auf Grund seiner Feldbeobachtungen eine Stoffzufuhr seitens der Streifengneise ab. Sicher ist, dass der eigentliche Soresciagneis alter ist als die Tremolaserie, da er im Gegensatz zu dieser keine reliktischen sedimentaren Strukturen erkennen lasst. Der Soresciagneis scheint unter dem Einfiuss mehrfacher Metamorphosen vollkommen homogenisiert zu sein. Obwohl Gotthardmassivs und 117 in der direkte Beweise fehlen, muss gneis vorstreifengneisisch doch angenommen ist und werden, dass der Sorescia¬ den altesten Paragesteinsserien des Gotthardmassivs, wie Gurschen- und Guspisgneise, zu rechnen ist (vgl. E. Niggli in Cadisch 1953, p. 102). Diese gehoren nach R. Staub (1948, p. 433) zum basalen tiefsten alpinen Grundgebirge und wiirden altersmassig dem Basalkomplex des baltischen Schildes entsprechen. E. zu Metamorphose 1. des Soresciagneises Gefiige Kristallgenerationen In jedem Dunnschliff lassen sich mindestens zwei Kristallgenerationen feinkorniges, zersetztes und unsauberes Quarz-Feldspattriimmermus, erfiillt von ungeregelten kleinen Serizitschuppen, wel¬ ches zum Teil in regelmassigen Lagen parallel zur Schieferung angesammelt ist; b) grosse frische, parallel zur Schieferung gelangte Quarzkristalle und ausgezeichnet geregelte, oft grobschuppige Glimmermineralien sowie gestreckte Feldspatneubildungen. Nur teilweise werden angetroffen: kleinere Porphyroblasten von Granat sowie Querbiotite, welche in einigen Fallen parallel zur Schieferung gelangte Quarzeinschlusse fiihren. Selten kann Chlorit als Zersetzungsprodukt des Biotits (vor allem der Querglimmer) beobachtet werden. Innerhalb des Soresciagneises lassen sich insgesamt fiinf Mineralgenerationen unterscheiden, welche nachstehend in der Reihenfolge ihrer Entstehung aufgezahlt sind: nachweisen: a) ein Petrographie und Tabelle 21. Geologie 501 des sudlichen Gotthardmassivs Kristallgenerationen im Soresciagneis Gene¬ ration Quarz-Feldspattrummermus (haufig serizitisiert). parallel zur Schieferung geregelte Glimmer (Biotit, Muskovit), frische gelangte Quarze sowie neugebildete Feldspate. Kleme Granatporphyroblasten. Querbiotite, gelegentlich mit gelangten Quarzemschlussen. Sekundarer Chlorit als Zersetzungsprodukt reliktisches 1. Femkormges, 2. Relativ grosse, reknstallisierte, 3. 4. 5. Kristallgenerationen sind im einzelnen unterschiedlich stark vertreten; allgemein kann jedoch festgestellt werden, dass im Sorescia¬ gneis die 1. und 2. Generation vorherrschen, wobei erstere haufig mehr als 50% des Gefuges einnimmt. Porphyroblasten der 3. Generation treten stark zuruck, wahrend Querglimmer (4. Generation) noch ofters angeDiese troffen werden. Sekundarer Chlorit der 5. Generation tritt dass im Soresciagneis nur selten auf. der reliktische Anteil des Vergleich ergibt, Gefuges im Gegensatz zur Tremolaserie eine bedeutende Rolle spielt, wahrend dafur die Porphyroblastenbildung und ZersetzungserscheinunEin gen kaum ins Gewicht fallen. Anders sind die Verhaltnisse in der sudlichen Halfte der Sorescia- gneiszone von Lago di Dentro (vgl. S. 493), wo ahnliche Metamorphosebedingungen wie in der Tremolaserie selbst herrschten und die 2. und 3. Kristallgeneration massgebend am Gefuge beteiligt sind. Bewegungsphasen typischen Soresciagneis konnen gleichartige Bewegungs¬ nachgewiesen werden: erne starke Kataphasen klase I, welche das alte Quarz-Feldspatgefuge der 1. Generation zu feinem Brei zertrummerte und anschliessend in eine gleichgerichtete Stressphase II uberging. Diese war wahrend der Rekristallisation der Mineralien der 2. Generation wirksam und fuhrte zur Regelung der Glimmer und Langung der neugebildeten Quarze und Feldspate. Eine Bewegungsphase III verursachte schliesslich eine leichte Faltelung des Gesteins. Auch im wie in der Tremolaserie Makroskopische Gefugemerkmale Im 1. Soresciagneis sind folgende Gefugemerkmale zu erkennen: Parallelanordnung und Streckung der Glimmer (2. Generation) und linsenformigen Quarz-Feldspataggregate (1. und 2. Generation); eine N-S gerichtete Lineation durch R. H. 502 Steiger gerichtete Kleinfaltelung, welche kornigen Gesteinsvarietaten gut ausgebildet ist. 2. eine dazu Diese parallele, beiden Tremolaserie (vgl. N-S Gefiigemerkmale S. 461) und — sind identisch nur in fein- denjenigen der auch gleich zeigt mit wie die Strukturkarte — gerichtet und demnach mehr oder weniger gleichaltrig. Sie miissen der alpinen Metamorphose zugeschrieben werden. Die E-W gerichtete Wellung scheint im Soresciagneis zu fehlen. Entstehung des Gefiiges Kristallgenerationen und Bewegungsphasen, welche sich im Soresciagneis erkennen lassen, sind gleichbedeutend (inkl. Numerierung) mit den Kristallisations- und Bewegungsablaufen in den TremolagesteiDie nen, wobei den verschiedenen Phasen natiirlich unterschiedliches Gewicht zukommt. gleichzeitig mit der Schieferung unter Eingerichteten Stressphase II erzeugt, wobei eine beschrankte laminare Gleitung stattfand (N-S Lineation a-Lineation, Richtung des tektonischen Transportes). Infolge der nur schwachen Durchbewedes voralpinen Gefiiges erhalgung des Gesteins konnte sich ein Grossteil ten. In der anschliessenden tektonischen Ruhepause erfolgte die Bildung der spar lichen Porphyroblasten. Die N-S verlaufende Kleinfaltelung ist analog zur Tremolaserie (vgl. S. 462) durch eine schwache E-W gerichtete Bewegung (III) verursacht worden (N-S Kleinfaltelung b-Lineation, senkrecht zur Bewegungsder unter noch Nachwirkung dieses Stresses kristallisierten richtung); Der die Querbiotite. Bewegungsphase III muss auch die schwache kataklastische Beanspruchung der Porphyroblasten so wie der neugebildeten, gelangten Quarze zugeschrieben werden. Die N-S Lineation wurde fluss der S-N = = 2. Mineralfazies neugebildeten oder rekristallisierten Kristallphasen des Soresciagneises lassen auf epi- bis mesozonale alpine Metamorphosebedingungen schliessen; die alpin gebildete Mineralassoziation scheint der Epidotamphibolitfazies (Rambekg 1952) anzugehoren. Das reliktische QuarzFeldspatgewebe, das haufig Andesin fiihrt, ist vermutlich unter Verhaltnissen entstanden, welche der Amphibolitfazies entsprechen. Die Petrographie und Geologie des siidliehen Gotthardmassivs 3. Ceschichte der Der Soresciagneis 503 Metamorphose ist im Verlaufe der Zeit mehrmals umgewandelt stattgefunden (Bildung der bekannten Intrusionsperioden worden. Es hat vermutlich auch eine Stoffzufuhr der welche aber mit keiner Augen!), im Gotthardmassiv direkt in Zusammenhang gebracht werden kann (vgl. S. 500). Aus dem heutigen Gefiige lassen sich nur noch zwei Metamorphosen rekonstruieren, wobei die altere dem herzynischen Zyklus angehort und offenbar hoher temperiert war als die alpine. Die alpine Gebirgsbildung wirkte nicht nur destruktiv auf den Sorescia¬ gneis, sondern fiihrte zu einer oft weitgehenden Rekristallisation und Neubildung von Gemengteilen. Sie hatte indessen eine retrograde Meta¬ morphose des Soresciagneises (in Epidotamphibolitfazies) zur Folge. Die altere Metamorphose, welche unter Bedingungen der Amphibolitfazies stattgefunden hatte, wurde aber nicht vollig ausgeloscht. Folgende Faktoren waren hauptsachlich an der retrograden alpinen Metamorphose beteiligt: 1. eine machtige Uberlagerung durch Decken; gerichtete Dislokationsbewegung. 2. eine S-N alpine Metamorphose durch eine destruktive Phase, welche das voralpine Gefiige zum Teil zertriimmerte. Die S-N gerichtete, grosse alpine Dislokationsbewegung fiihrte bei zunehmender Temperatur und hydrostatischem Druck zu einer beschrankten laminaren Gleitung, wahrend welcher Glimmer, Quarze und Plagioklase bevorzugt in N-S Richtung wuchsen und die Schieferung gepragt wurde. Die Bildung der sparlichen Porphyroblasten erfolgte nach Abschluss dieser Bewegung. Nach dem Aufstau und der Steilstellung des Gotthardmassivs am Aarmassiv fand eine Biegung des ersteren (vgl. S. 463) statt, welche eine E-W Einengung zur Folge hatte und im Gestein durch eine senkrecht dazu (N-S) verlaufende Kleinfaltelung aufgefangen wurde. Die Querbiotitbildung erfolgte in der Zeit dieses E-W gerichteten Stresses, der auch die bereits kristallisierten Quarz-, Feldspat- und Granatkristalle kataklastisch beanspruchte. Beim Ruckgang der Temperatur wurde Eingeleitet wurde die schliesslich ein kleiner Teil des Biotites chloritisiert. Nicht zwischen so einfach ist die Deutung der scharfen Metamorphosengrenze Schieferung und und Tremolaserie. Wohl hat die Soresciagneis vorziigliche N-S gerichtete Lineation auf beiden Seiten des Kontaktes, im Soresciagneis und in den Tremolagesteinen, dieselbe Richtung und muss dem gleichen tektonischen Ereignis (S-N Bewegung) zugedie 504 R. H. Steiger spricht der unterschiedliche alpine Metamorphosegrad gegen einen gemeinsamen Kontakt zur Zeit der Metamorphose. Im Soresciagneis herrscht ja bekanntlich reliktisches Quarz-Feldspattrummermus vor und die alpinen Feldspatneubildungen sind typomorph fur die niedrig temperierte Epidotamphibolitfazies, wahrend in der nordlichen Tremolaserie, vor allem im Grenzbereich zum Soresciagneis, die konstruktive Metamorphose mit Porphyroblastenbildung weitaus iiberwiegt und die Mineralassoziation der hoher temperierten Epidotamphibolit- und teilweise sogar der Amphibolitfazies entspricht. Da aus tektonischen Griinden nur eine Uberlagerung des Soresciagneises durch die Tremolaserie, aber nicht der umgekehrte Fall denkbar ist, muss angenommen werden, dass die Grenzflache zwischen den beiden schrieben werden, doch Gesteinsserien eine tektonische Schubflache darstellt. Dabei wurde die in den liegenden Schichten bereits hoher metamorphe Tremolaserie in Schlussphase des S-N Schubes von ihrer urspriinglichen Unterlage abgeschert und auf schwacher metamorphe, nbrdlicher gelegene Partien des Soresciagneises aufgeschoben (vgl. S. 462). der F. Entstehungsgeschichte Soresciagneises (Zusammenfassung) des wie der Gurschen- oder Guspisgneis Soresciagneis leitet sich in vermutlich archaischer Zeit abgewelche Sedimenten her, tonigen wurden. Wahrend voralpiner Gebirgsbildungen wurde das Gestein lagert und homogenisiert, zuletzt unter Bedingungen injiziert, umgewandelt der Amphibolitfazies. Die alpine Metamorphose fiihrte vorerst zu einer Zertriimmerung des alten Gefuges. Unter einer machtigen Deckenuberlagerung fand bei anhaltendem Nordschub eine Verschieferung, teilweise eine Rekristallisation und Mineralneubildung statt. Dabei entstand die N-S verlaufende Lineation (= a-Lineation, in Richtung des tektonischen Transportes). Nach Abklingen des Nordschubes kristallisierten die sparlichen Porphyroblasten. Die alpin gebildeten Mineralien (oft 50% und mehr des gesamten Mineralbestandes) sind typomorph fur die Epidotamphibolitfazies; die alpine Orogenese fiihrte beim Soresciagneis demnach zu einer retrograden Metamorphose. Die Aufstauung des Gotthardmassivs am Aarmassiv fiihrte zu einer Steilstellung der Schichten. In der Folge trat eine Biegung Der — —• von des Gotthardmassivs ein, welche eine E-W Gesteinszonen bewirkte und die Einengung der siidlichen parallel zur N-S Lineation gerichtete verursachte senkrecht zur Transportrichb-Lineation, (= Kleinfaltelung Petrographie und Geologie 505 des sudlichen Gotthardmassivs Einwirkung dieses E-W Stresses entstanden die QuerMetamorphosetemperatur wurden schliesslich die sparlichen sekundaren Chlorite gebildet. Die Facherstellung des Gott¬ hardmassivs und das Umkippen des Soresciagneiskomplexes in die heutige Lage muss nachalpinen Bewegungen und Versackungen zugeschrietung). Noch unter biotite. Bei absinkender ben werden. IV. Die Kapitel Giubineserie21) A. Einleitung Die Giubineserie ist nach dem siidostlich des schon 1873 Sellapasses, von v. Berg Giubine22), Pt. 2776.4, 350 m benannt. Sie wurde im ostlichsten Teilstiick Fritsch auf der „Geognostische(n) Karte des St. Gott- hard", spater auch auf der ,,Geologische(n) Karte des Lukmanier und Scopi" von W. van Holst Pellekaan (1913) ausgeschieden; der letztere hat sie als Tremolaschiefer bezeichnet. Auf der mehr nach petrographischen Gesichtspunkten konzipierten ,,Geologische(n) Karte des Val Piora" von Krige (1918) sind nur die sparlichen grosseren Hornblendeeinlagerungen eingetragen, wahrend das vorherrschende Gestein der Serie, die Granat(quer)glimmerschiefer mit der gleichen Signatur wie der sudlich anschliessende Soresciagneis be¬ zeichnet sind. Zweifel (1954, p. 7 sowie Tafel II und arbeit (Kartenskizze Grenzzone von P. III) Corandoni-Val hat in seiner Cadlimo, 1: Diplom- 10000) eine Granatplagioklasgneisen Granatglimmerschiefern Soresciagneis und Streifengneis kartiert und vom Glimmer Plagioklasgneis (= Soresciagneis) abgetrennt. In seiner Beschreibung dieser Grenzzone (welche mit der Giubineserie identisch ist) halt er folgendes fest: und mit zwischen 21) - Der Name wurde Fuhrer der Sehweiz 22) bing". Die Hirten vom Verfasser zum ersten Mai im Neuen Geologischen (im Druck) verwendet. von AIpe Pontino nennen den Giubine in ihrem Dialekt ,,Dschii- 506 R. H. 1. Zwischen den schiefern ist 2. nirgends Steiger Glimmer-Plagioklas-Granatgneisen eine scharfe Grenze zu und den Die Cfneise dieser Zone sind und gegen den vor allem gegen den Streifengneis im Norden Glimmer-Plagioklasgneis (= Soresciagneis) im Suden entwiekelt, wahrend in der Mitte die Schiefer iiberwiegen. 3. Die Schiefer sind immer viel feinkorniger ausgebildet 4. Die sind Glimmer-Plagioklasgneise Ubergange entwiekelt. Es sind dabei alle augen zu an von als die Gneise. verschiedenen Stellen als sehr kleinen bis Ophtalmite eiergrossen Feldspat- beobachten. Diese Augen sind wahrscheinlieh Streifengneismagmas zuzuschreiben. 5. Granatglimmer- beobachten. B. Die Giubineserie als der Alkalizufuhr seitens des geologisch-stratigraphische engadinitischen Einheit 1. Definition Die sog. Giubineserie wird in der und aufgefasst Zone vorliegenden Arbeit als selbstandige Soresciagneis abgetrennt. Sie unterseheidet und Herkunft, in der Metamorphosegeschichte vom sich in Gesteinsinhalt und zum Teil im Alter von den siidlich anschliessenden Zonen. In bis- herigen tJbersichtsskizzen des Soresciagneis serie im weiteren Sinne" zusammengefasst. Die Giubineserie ist die gneises oder Soresciagneis Gotthardmassivs wurde sie und den siidlich anschliessenden Zonen unter Sie ist wie Gesteinszone, welche am des TremolafRotondo)granits auftritt oder Medelsergranit begrenzt folgt mit „Tremoladefiniert: Sudrand des und im dem Streifen- Suden vom wird. 2. Verlauf der Giubineserie Die Giubineserie ist an Sie keilt auf Hohe 1950 (Quote 1930 m) aus. der Gotthardstrasse nicht mehr m knapp aufgeschlossen. oberhalb der Kurve der Gotthardstrasse Sie nimmt den nordwestlichen Teil der Alpe di Sorescia ein und ist bei Bolla und im Bachbett des Sellaseeabflusses sowie am Fusse der Sellastaumauer auf gezeichnet aufgeschlossen. gletscherpolierten Flachen aus- Die Giubineserie setzt sich iiber die kleinen Seen bei Pt. 2373 und Militarbaracken bei Pt. 2522 Richtung SellapassVerborgen Giubine fort. Die nordlichsten Aufschlusse befinden sich bei im hintersten Unteralptal. Unteralppasses wird die Giubineserie sehr schmal. Sie zieht im steilen Abhang siidlich am P. Barbarera vorbei, iiberquert die Canaria etwas unterhalb Pt. 2049, die Pone. Negri unterhalb Pt. 2688 Plangge Westlich des Petrographie und Geologie und beriihrt das Nordende des vermutlich infolge einige P. Taneda anzutreffen. Von hier tiger. Storung pfianzt zieht, Gipfeln aus. hundert Meter siidlicher auf dem wird die Serie wieder etwas mach- sich iiber das Nordufer des Pt. 2432 fort und den beiden aus 507 Oscuro. Bei Motti dell'Isra keilt sie Lago einer tektonischen Der nachste Aufschluss ist Sie des siidlichen Gotthardmassivs Lago dello Stabbio Richtung iiber die kleinen Seen nordlich Pt. 2525, zwischen des Schenadui durch. Nordlich des Passo dell'Uomo iiberschreitet sie die Val Termine und taucht beim kleinen See bei Pt. 2300 wieder aus der Morane auf. Der Grat zwischen Pt. 2587 und Pt. 2682 (Pizzo dell'Uomo) wird grosstenteils von den Gesteinen der Giubineserie Die letzten Aufschliisse gegen Osten befinden sich in der Mulde nordostlich des Pizzo dell'Uomo. eingenommen. Im Lucendrostollen ist die Giubineserie zwischen Tm. 2830 und 3400 aufgeschlossen, im Gotthardtunnel Unteralpstollen scheint sie zu fehlen. ab NP Im von Tm. 3420—3990 ab SP. 3. Kontakte Der Kontakt zwischen Tremola(Rotondo)granit und Giubineserie ist stellenweise absolut scharf; auf Quote 2040 sind die Gesteine der Giubine¬ serie durch den Granit aufgeblattert und mechanisch Seite gedrangt treppenformig. An gewisTremolagranit ins Nebengestein fortzur worden. Die Grenze verlauft im weiteren offers sen Stellen, wo sich Adern setzen und dasselbe zum von Teil 5—20 m weit durchdringen, ist er unzweifel- haft primar. Gegeniiber dem Streifengneis ist die Grenze durchwegs konkordant. Sie ist aber in kleinen und grosseren Abstanden treppenformig gegeneinander versetzt, mit Stufen von 15—100 m Hohe (vgl. hiezu S. 515). Der Kontakt ist immer zentimeterscharf. Im westlichen Teil konnten nirgends Injektionserscheinungen seitens des Streifengneises beobachtet werden. Gegen den Sellapass lassen sich in Grenznahe gelegentlich in die Schieferung eingeordnete helle Adern erkennen. Langs dieser Grenze treten des ofteren grossere Lamprophyrgange auf, welche sich zum Teil durch eine N-S streichende Schieferung auszeichnen. Der Kontakt zwischen Giubineserie und Medelsergranit am P. del¬ l'Uomo ist eindeutig primar. Der Granit ist fast iiberall bis zu 1 dm Tiefe ins Nebengestein eingedrungen. Die Grenze verlauft unregelmassig und diskordant zur Schieferung der Giubinegesteine. Recht unsicher ist die Grenze zum Soresciagneis, da in der Giubine¬ serie vielfach noch soresciagneisahnliche Gesteinstypen vorkommen. Fur eine nahere Beschreibung dieses Kontaktes siehe S. 493. 508 R. H. C. Besehreibung Steiger der Gesteinstypen Der Gesteinsinhalt der Giubineserie ist im grossen Glimmerschiefer und welche -gneise, tonig: fuhren, herrschen bei weitem vor, Einlagerungen zum gesehen recht ein- Teil kleine Granate anderen Gesteins¬ von typen sind selten. In der nachfolgenden Besehreibung werden daher die Merkmale der wichtigsten Gesteinsarten zusammen behandelt. Vorkommen -gneise mit Biotit und Muskovit oder Serizit sind in verschiedener Ausbildung vor allem im westlichen Teil der Giubine¬ serie verbreitet. Vom mittleren Teil an werden Querglimmerschiefer immer bedeutender. Im Osten des Untersuchungsgebietes herrschen vor allem Granatglimmerschiefer, weitgehend als Querglimmerschiefer ausgebildet, vor. Auch Granatglimmergneise sind ofters anzutreffen. Hornblendeschiefer und Granathornblendeschiefer (zum Teil mit Hornblendegarben) sind im allgemeinen auf sparliche Vorkommen im ostlichen Teil der Serie beschrankt. Beidseits des Giubinegipfels treten schmale Horizonte mit schwarzen, graphitfiihrenden Glimmerschiefern auf. Glimmerschiefer und Allgemeiner In der Giubineserie lassen sich sich weniger Charakter grob drei Zonen abgrenzen, welche durch den Gesteinsinhalt als vielmehr durch die Art der Gesteinstypen unterscheiden: in einer ,,Schmitzenschiefer oder -gneis" vor, fur die zweite ist die stromatitische Anordnung der verschiedenen Gesteins¬ typen charakteristisch und in der dritten Zone uberwiegt ein + monoschematischer Granat(quer)glimmerschiefer (evtl. -gneis) mit untergeordneten, linsenartigen Einlagerungen von andersartigen Gesteins¬ Vermengung der verschiedenen ersten Zone herrscht eine Art typen. Der Schmitzengneis ist meist ein Glimmergneis (seltener Glimmer¬ schiefer), welcher langgezogene, flache Schmitzen (oft mehrere Dezimeter bis Meter lang) eines dunklen, biotitreichen Gesteins oder gelegentlich Knauer von gelbgriiner bis rotlicher In der stromatitischen Zone stehen lich mit kleinen Farbung fiihrt. vielfach quarzreiche, helle Granaten) und dunkle Gesteine voUgespickt Wechsellagerung; konkordante 10 sowie zuckerkornige Pegmatite sind cm bis 1 m (gelegent¬ in enger machtige Quarzgange ofters anzutreffen. Petrographie und Geologie 509 des siidlichen Gotthardmassivs Granat(quer)glimmerschiefer fuhrt gelegentlich Hornblendegarbenschiefern, welche aber nur zwei Der monoschematische Lagen von schonen bis drei Meter oder noch keilen. und rasch wieder weniger machtig sind Ofters treten in Horizonten auch auf. Hie und da sind Hornblendegarben feinkornigen Biotitserizitschiefern zu nur aus- vereinzelte biotitisierte linsenartige Einlagerungen von beobachten. Im Handstiick Makroskopisch lassen sich funf wichtige Gesteinsgruppen unterschei- den: Der Schmitzengneis (zum Teil auch -schiefer) ist ein graues Gestein, Feldspat fuhrt. seine nachdem bald Es erscheint bald homogen, Gemengteile fleckig, je gleichmassig verteilt oder zu Schuppennestern (Biotite) und kleinen Auglein (aus Quarz und Feldspat) angehauft sind. Fleckige Varietaten sind oft ausgesprochen linear gestreckt, wahrend bei homogenen die welches Biotit, Serizit oder Muskovit sowie Quarz und Planartextur vorherrscht. In diesem Gestein sind flache Schmitzen von dunklem, biotitreichem Schiefer eingelagert, welche stark in Richtung gestreckt erscheinen. Die Schmitzen sind dezimetereinige Zentimeter machtig und %—2 dm breit. meterlang, Lange : Breite : Machtigkeit verhalten sich, grobgeschatzt, wie 25 : 5 : 1. Die Glimmerlineation in den Schmitzen lauft parallel zur Lineation des Nebengesteins, hingegen ist die Schieferung der Schmitze nicht immer konkordant mit derjenigen des Nebengesteins. Es wurden Diskordanzen bis zu 30° und 40° gemessen. Gelegentlich sind knauerartige Einschlusse (0 3—10 cm) zu beobachten, welche feinkornigen Epidot und Granat der Glimmerlineation bis meist nur ftihren. Querbiotitgneise (evtl. -schiefer) sind weiss bis grau und wittern braungelber Farbe an. Von Auge lassen sich erkennen: Querbiotite, Serizit (zum Teil Muskovit), Quarz-Feldspat, gelegentlich kleine Granate und vollig biotitisierte Hornblendestengel. Die Querbiotite (0 1—5 mm) sind oft zu 1—3 mm dicken Paketen angehauft und sitzen zum Teil vollig Die mit regellos parallel im Gestein, zum Teil sind sie mehr oder weniger in einem Giirtel Grundgewebe zwiangeordnet. schen den einzelnen Biotitpaketen herausgewittert, so dass eine rauhe Felsoberflache resultiert. Haufig trifft man auch eine „perlenschnurartige" Anordnung der Biotite: die Biotitschuppen sind in Linien, welche sich vor allem im Hauptbruch zeigen und meist etwas schrag zur Linea¬ tion verlaufen, hintereinandergereiht. Es handelt sich um ein System zur N-S Lineation Ofters ist das 510 R. H. Spaltrissen von im Ambuhl 1929, p. Die Farbe Serizit Steiger Gestein, welches Biotit eifullt wurde von (vgl. auch 317). Granatglirnmerschiefer (evtl. -gneise) fallen durch ihre hellgraue und ockerbraune Anwitterung auf. Im Hauptbruch lassen sich (Muskovit) und Biotit erkennen, wahrend Granat, Quarz und Feldspat haufig erst im Langs- und Querbruch hervortreten. Nicht selten sind auch biotitisierte Hornblenden beobachten. Biotit tritt zu nur in Schuppen auf und steht zum Teil schrag zur Schieferungsebene, aber parallel zur gut ausgebildeten N-S Lineation. Der Serizit (seltener Muskovit) bildet ein feines Grundgewebe. Die Granate sind rotbraun, kaum iiber 1 mm gross und alle gut idioblastisch zu Rhombenvereinzelten dodekaedern und zerfallt Die Das Gestein ist im ausgebildet. allgemeinen feinschiefrig brockelig. sandigen Zweiglimmer(Biotitserizit)schiefer wittern dunkel an. Sie zeichnen sich aus sind durch ihr Korn. Makroskopisch konnen nur feinschuppiger eventuell auch Quarz und Feldspat erkannt werden. feinschiefrig, fuhrt aber zu wenig Tabelle 22. Glimmer um dunkelgrau und feines, regelmassiges Biotit und Serizit, Das Gestein ist sehr phyllitisch zu sein. Biotit Quantitativer Mineralbestand (in Volumenprozenten) Gesteinstypen (in Reihen- folge Quarz ihrer Bedeutung) Plagioklas > 1i kS 03 Biotit Durehschnitt und Ghmmer- 40 schiefer 25 20 (25-60) (10-40) (10-25) Hornbled Gran t Aus- Chlont Epidot Haufige bildungsart (Makros p. Bezichnug) Hauptvariationsbreite 10 5 (5-15) (0-10) Granatglirn¬ (0-10) merschiefer, sandig. Zweiglimmerschiefer Glimmergneise 45 20 15 20 (30-50) (5-25) (5-25) (15-40) Schmitzen- (0-5) (0-5) (0-5) gneis Querbiotitgneis Hornblende gneise - 20 10 30 35 (15-25) (5-15) (30-35) (30-40) (0-5) Petrographie und Geologie 511 des sudlichen Gotthardmassivs und Serizit zeigen eine deutliche Parallelanordnung. Das Gestein zersandig. Bei den Hornblendegneisen (evtl. -schiefern) sind in weissem feinkornigem Grundgewebe feine bis grobe Hornblendestengel (0,5—10 cm, auch garbenformig) eingebettet, welche im Hauptbruch etwas geregelt erscheinen, im Langs- und Querbruch meist aber die Schieferung durchstossen. Haufig treten auch grobschuppige Biotite auf, welche zum Teil quer stehen. Glimmerreiche Varietaten sind meist gut geschiefert. Gelegentlich lassen sich im Grundgewebe kleine Limonitkorner (zersetzter Pyrit?) brockelt erkennen. Mikroskopische Quarz. 1. In fast alien Gestemen lassen sich grobkornige, Quarzkorner oft in rekristalhsierte einem eckig, parallel zur Merkmale zwei Quarzkristalle Arten und Quarz unterscheiden: femkristalline, rundliche von 2 Quarz-Feldspatmus gelangt (0,2—0,6 unsauberen Die N-S Lmeation mm Korner sind groben lang, zum klemer) und in Zeilen oder Lmsen angesammelt. Andererseits frische Quarze (0 0,5 mm) auf, welche isometrisch, eckig ausgebildet viel Teil auch treten auch und regellos femkormgen Quarzkristalle (0 0,02 bis 0,05 mm) sind meist unsauber und mit rundlichen, zonaren Plagioklaskornern zu welches in Lagen ausgewalzt erschemt. Der einem femen Mosaik verwachsen, uber das ganze Gestein verteilt sind. Die Grossenunterschied zwischen den beiden Quarzarten ist nicht leicht gelangte frische wahrend die mit 0,06 mm Feldspat konnen Durchmesser von immer 0,1—0,2 verwachsenen unsauberen Kristalle solche so extrem; mm von zeigen, 0,03 bis aufweisen. Nur selten ist Quarze Quarzkorner em heteroblastisches Gewebe zu beobachten, in welchem alle rekristalhsiert und frisch smd. Plagioklas: 0,2 mm) Meist ist der mit ebensolchen Plagioklas in Quarzkornern rundlichen, zu einem Kornern (0 0,05 bis verwachsen, welches das zonaren Mosaik in Lagen oder auch in unregelmassigen Gebilden durchsetzt. Ofters bildet Plagioklas bis 0,5 mm grosse, ziemhch zersetzte Individuen mit unregelmassi¬ gen Formen und zahlreichen Emschlussen; in emzelnen Fallen sind sie verzwillmgt. Gewisse Gesteine fuhren Plagioklaskorner (0 bis 3 mm), welche etwas ldioblastischer ausgebildet smd, jedoch gerundete Ecken aufweisen. Diese Kristalle sind haufig recht deuthch zonar und lassen Spaltrisse erkennen. Sie smd ebenfalls eng mit Quarz verwachsen, teilweise umschliessen sie ihn auch In Hornblendegneisen und Granatglmimergneisen treten ofters grossere, stark zonare und leicht gestreckte Individuen (0 bis 0,5 mm) auf, welche etwas memander verzahnt und in Lagen Gestein der angesammelt sind Albitoligoklas herrscht weitaus vor, aber auch Ohgoklas und Andesm (vor allem im Quarzfeldspattrummermus) smd haufig anzutreffen, hingegen wurde Albit — in Form von Muskovtt-Senzit Giubmesene nicht Haufig lassen sich • so Schachbrettalbit Die wichtig, zwei — Unterscheidung nur von selten beobachtet. Muskovit da vielfaoh beide Arten Generationen von im und gleichen Serizit ist in der Gestein auftreten. Muskovit-Senzit erkennen: feinschuppige, 512 R. H. Steiger ungeregelte Senzite (0 0,02—0,1 mm) als Zersetzungsprodukte des Plagioklas groben Muskovitsohuppen, welche bald uber 1 mm lang und streng in Lagen eingeregelt sind, bald auch unregelmassig gross und des oftern quergelagert sind. In vielen Gesteinen treten jedoch Schuppen von 0,02—0,4 mm und daruber auf, welche kaum verschiedenen Generationen angehoren. Diese sind oft undeutlich geregelt. Bei den Granatglimmergneisen bilden feine Serizitschuppen (0,02—0,2 mm) teilweise em dichtes Gewebe, das sich netzformig oder in Lagen uber das Gestein neben verteilt. Haufig Biotit: tritt der Biotit m isolierten, selbstandigen Schuppen (0 0,1 bis 0,5 mm) auf, welche teilweise parallel Schieferung verlaufen, vielfach aber auch wellenformige Anordnung dieser nur selten in Schlieren zusammengewachsenen Schuppen zu beobachten. Ab und zu kommen auch filzartig inemander verwobene Schuppen vor. Nur selten sind grosse Schuppen von uber 1 mm Durchmesser streng geregelt, vielmehr sind sie in wirrer Anordnung bald zu Lagen, bald zu Aggregaten angesammelt. Der Biotit ist meist sehr frisch und fast immer primar; nur gelegenthch tritt er als Zersetzungsprodukt von Hornblende auf. Der Pleochroismus ist meist recht ausgepragt (in, der Reihenfolge der Wichtigkeit): schrag quer oder zur dazu stehen. Recht oft ist eine hellgelb braunlichgelb rotbraun hellbraun schwarzbraun braun Granat- In zahlreichen Gesteinen treten kleme (0 (evtl. grunschwarz) bis 0,2 mm), recht ldio- gerundete Granate auf; diese sind im allgemeinen frei von Emschlussen, hmgegen randhch haufig in Epidotisierung begriffen. Granate dieser Art sind oft m Aggregaten angesammelt. Nur selten kommen Kristalle (0 bis 1,5 mm) vor, welche wahrend lhres Wachstums gedreht wurden, wie sich an den s-formigen, ebenfalls gedrehten Quarzemschlussen erkennen lasst. Ab und zu konnen auch Granate beobachtet werden, die erst nach abgeschlossenem Wachstum gedreht worden sind. blastische, an den Ecken zum Teil etwas Interessant sind die zentimetergrossen Knauer, welche im Schmitzengneis aufgrunlichen Saum umgeben, welcher hauptsachlich Epidot, Zoisit, Karbonat und Quarz besteht, wahrend der Kern aus Granat treten. Aussen smd aus sie von emem aufgebaut ist, der aber schon weitgehend epidotisiert ist. durchgehendes Spaltnssystem deuten darauf hm, dass em emem Die Umrissformen und der zersetzte Kern aus emzigen grossen Granat entstanden ist. Epidotisierte ahnliche Granate sind dem sudlichen Gotthardmassiv Erscheinung konnte vom Verfasser erst in an sich fremd. Erne der Tenelmzone beobachtet werden. Hornblende: Die Hornblende der ziemlich xenoblastisch Quarz, teilweise auch und von siebartig sparlich auftretenden Hornblendegneise ist von Grundgewebe hauptsachlich von klemen Rutilknstallen — — durchsetzt. Sie ist in Biotiti- begriffen. Es handelt sich um erne eisenarme Hornblende, da das Mineral nur schwach pleochroitisch ist: na grunhchgelb, no und n blassgrun. Der Ausloschungswmkel n A c betragt 16—18°. Ohlont: Chlorit scheint des ofteren primar zu sem. Er tritt in syngenetischen Schuppen von 0,2—1,0 mm Durchmesser auf und ist zum Teil parallel mit Biotit und Muskovit verwachsen; noch haufiger steht sierung Petrographie und des siidlichen Gotthardmassivs 513 Der Chlorit ist kaum pleochroitisch. Auch sekundarer, er zeigt zum Teil Sageniteinschlusse. Zoisit-Epidot: Akzessorisch kommt Zoisit-Epidot in fast alien Gesteinen vor. Der Epidot (0,1—0,4 mm lang) lasst gelegentlich eine leichte Gelbfarbung erkennen. Teils konnen schiffchenartige Eormen beobachtet werden, meist aber sind die Kristalle xenoblastisch. In einem Gestein wurde ein stark pigmentierter Epidot mit braunem Kern angetroffen. Akzessorien: Apatit, Turmalin, Zirkon, Titanit, Rutil, Karbonat; Pyrit und er aber quer aus zur Schieferung. Geologie Biotit entstandener Chlorit kommt ofters vor; weitere Erze. Die Struktur ist meist leicht porphyroblastisch feinkornigem, granoklastisch bis -blastischem Grundgewebe. Weniger haufig tritt eine typisch porphyroblastische Struktur mit grano-lepidoblastischem Grund¬ gewebe auf. Die Textur ist vielfach gut geschiefert, teilweise auch etwas lentikular, aber nur selten ausgesprochen lagig. mit Mineralfazies Die Mineralassoziation der Giubineserie zone. Die Hauptmasse fazies an, ein kleinerer Teil mag (An>30), der im Gleichgewicht mit fazies zugerechnet Epi- bis Mesogehort Epidotamphibolitinfolge seines basischen Plagioklases Zoisit-Epidot steht, der Amphibolit- der Gesteine entspricht der wohl der werden. Herkunft Von der Giubineserie ist nur eine chemische 1928, p. 136, zitiert in P. Niggli Schmitzengneis u. a. Analyse (A. Stkeckeisen 1930, p. 152, Nr. 92) bekannt. Sie Sellaweg23). Der deutliche TonerdeUrsprung des Gesteins hin. Der ist einem aus Schmitzengneis sandigen Ton entstanden. Auch bei den andern Gesteinstypen ist sedimentare Herkunft unzweifelhaft. Gange eruptiven Ursprungs, wie sie in der auf S. 508 erwahnten stromatitischen Zone vorkommen, treten stark zuriick und sind gegeniiber dem Paragestein scharf abgegrenzt. entspricht dem iiberschuss 23) vom deutet auf sedimentaren Herr Professor Dr. A. Streckeisen die Dunnschliffe seiner p. 150—153, Nr. verdankt sei. (Bern) war so freundlich, dem Verfasser Analysen vom Sellaweg (zitiert in P. Niggli u. a. 1930, 91—93) zur Verfiigung zu stellen, was ihm an dieser Stelle bestens 514 R. H. D. Steiger Stratigraphie (vgl. Profilbeschreibungen 1. der Giubineserie im Anhang, S. 559—564) der Giubineserie und Verlauf der Zonen Gliederung Wie schon friiher erwahnt kann die Giubineserie im Feld in drei Zonen unterteilt werden, die Art ihrer welche sich Vermengung weniger durch die Gesteinstypen Bereich zwischen der Gotthardstrasse und dem 1. Im Glimmergneis, Anstieg gegen sogenannte Schmitzengneis (vgl. Costone di Val Prevat herrscht der S. 508) vor, ein als durch unterscheiden: welcher langgezogene Schmitzen eines dunklen biotitreichen Gesteines fuhrt. An der Grenze gegen den Strei- steht ein Horizont dunklen sandigen ZweiglimmerRichtung auf Biotitnestern ein (mit fleckiger Zweiglimmergneis Soresciagneis dem Hauptbruch, hellen Quarz-Feldspatauglein im Querbruch) auf- fengneis haufig schiefers an, wahrend in der siidlichen Halfte der Zone in tritt. 2. Siidlich von Costone di Val Prevat so wie bei Pt. 2522 kann eine werden. In enger und -gneise, reich ausgesprochen Folge sind helle und an Grenze Auffallig ist das unstete zum Streifengneis kann Gesteins beobachtet herausgebildet sind die werden, dunkle und vielfach Langs der Verwurstelung des Streichen dieser Zone. eine intensive wobei sich steilstehende Faltenachsen haben. 3. Siidwestlich des serie Zweiglimmerschiefer granatfuhrend, aufgemetermachtige konkordante Quarzgange Querbiotit schlossen, welche oft bis fuhren. westlich der Militarbaracken stromatitische Zone beobachtet Giubinegipfels sowie in der ganzen ostlichen Giubine¬ monoschematischen Granat(quer)glimmerschiefer das vorherrschende Gestein. Zuweilen schalten sich schmale Horizonte mit groben Hornblendegarbenschiefern ein; auch Lagen digen Biotitserizitschiefern werden angetroffen. mit grauen, Die Grenzen dieser Zonen sind nicht scharf. Sie trennen herrschenden Gesteinsarten ab; (vgl. die vor- Riickfalle sind Giubineserie nicht auf den Meter genau werden nur san¬ vom haufig. Auch kann die Soresciagneis abgetrennt S. 493). Dennoch ist offensichtlich, dass diese Streichen der Giubineserie in schrag dazu in Zonengrenzen nicht parallel zum ENE-Richtung verlaufen, sondern deutlich NE-Richtung. Erscheinung zeigt Eine interessante sich langs des Kontaktes zum Petrographie und Streifengneis. Giubineserie Geologie und des siidlichen Gotthardmassivs Streifengneis verlaufen meist vollig 515 kon- kordant. Die Grenze ist aber gegen Osten in kleineren oder grosseren treppenformig nach Siiden versetzt mit Stufen von 15—100 m Abstanden Hohe (vgl. Taf. VI). kommen, je Dadurch weiter wir nach Osten schrei- ten, immer siidlichere Schichten der Giubineserie mit dem Streifengneis in Kontakt. Sowohl die in NE-Richtung stufenformige Kontakt mit verlaufenden internen Zonengrenzen wie zur Folge, dass Streifengneis drei der sich die Zonen Giubineserie, Schmitzengneiszone, stromatitische Zone und Granat(quer)glimmerschieferzone, von Westen gegen Osten in dieser Reihenfolge sukzessive ablosen. der dem haben Der Grossteil der Gesteine der Giubineserie ist unzweifelhaft sedimentarer Herkunft. In setzung mit der stromatitischen Zone hat eine pegmatitischem und aplitischem Material gewisse Durch- stattgefunden. 2. Das Alter der Giubineserie Sicher ist die Giubineserie alter als Medelsergranit und Tremola(Rotondo)granit, da die Kontakte an vielen Orten eindeutig primar sind. Die scharfe Grenze zum Streifengneis ist sekundar. Die Giubineserie ist demnach jiinger als der Streifengneis. Nach R. Sondbb (1921, p. 9) finden sich in der Giubineserie (von Sonder noch als Soresciagneis bezeichnet), 50 m westlich Pt. 2373, siidlich des Sellasees, helle Gerolle, welche aus dem Streifengneis stammen diirften. Der Dbergang zwischen Giubineserie und Soresciagneis erfolgt allmahlich; diese Grenze kann nicht fur eine Altersrelation beigezogen werden. Die Giubineserie ist alter als 290—340 Mio. Jahre, Karbon (Medelser¬ granit) und jiinger als mindestens 560 Mio. Jahre, oberes Prakambrium (Streifengneis). Sie ist also nachstreifengneisisch aber vorgranitisch und gehort dem gleichen Altersintervall wie Tremolaserie und Borel- und Tenelinzone an. Die im ostlichen Teil der Serie verbreiteten Granat(quer)glimmerschiefer (mit vereinzelten Hornblendehorizonten) weisen eine grosse Ahnlichkeit mit den Gesteinen der Tenelinzone auf. Eine Gleichaltrigkeit ,,Karbon vom Giubine" dieser ostlichen Giubineserie liegt) mit den oben (in der auch das genannten Muldenzonen des siidostlichen Gotthardmassivs und der Tremolaserie ist durchaus denkbar. Die westliche Giubineserie auf, welche vielleicht auf morphosegeschichte hingegen weist verschiedene Merkmale ein hoheres Alter oder auf eine andere Meta- hindeuten. R. H. 516 E. Steiger der Giubineserie Metamorphose 1. Gefiige Kristallgenerationen Wie in den siidlich anschliessenden Gesteinsserien konnen auch hier verschiedene unterschieden werden, welche in nach- stehender sind: Kristallgenerationen Reihenfolge entstanden Tabelle 23. in der Giubineserie Kristallgenerationen Gene¬ ration 1. Rehktisches, femkormges Quarz-Feldspattrummermosaik, haufig stark Granatporphyroblasten, zum Teil senzitisiert; reliktische, stark zoisitisierte als Trummer grosserer Granatmdividuen. 2. grobkornige, frische Quarze, zum Teil etwas gelangt, haufig in Linparallel zur Schieferung oder Lineation geregelte, reknstalhsierte und relativ grobschuppige Glimmer (Biotit, Muskovit, Senzit). Granat- und Hornblendeporphyroblasten mit Emsehlussen von gelangten, Relativ sen; 3. frischen 4. Quarzkristallen. Querbiotite, ofters mit Emsehlussen teilweise Rekristalhsation 5. von Zersetzungsprodukte (Chlont, selten Die einzelnen Generationen sind je den stark entwickelt. Offensichtlich relativ grobkornigen Quarzen; der 2. Generation. Biotit). nach Ort und Gesteinsart verschie- ist, dass die Gesteine der ostlichen uberhaupt keine reliktischen Gemengteile wenig Generation fuhren, wahrend diese westlich des Giubinegipfels Giubineserie der ersten von Gemengteilen oder nur vielfach vorherrschen. Auch innerhalb der westlichen Giubineserie konnen reliktische Phasen fehlen, Quarz und Feldspat wenn das Gestein viel Glimmer und nur wenig fuhrt. Die meist stark zoisitisierten, aber an sich einsehlussarmen Granat¬ gehoren mehrheitlich der ersten Entstehung der Granate nach der der Quarze vorwiegt. Haufig fehlen sowohl Zersetzung wie Langung Einschlusse und eine sichere Zuordnung ist nicht moglich. Bei den Querbiotiten des Ostens ist eine Bildung nach der 2. Gene¬ porphyroblasten der westlichen Serie Generation an, wahrend im Osten eine ration offensichtlich, da oft Einschlusse von frischen Quarzen der 2. Gene¬ ration beobachtet werden konnen. Im westlichen Teil der Serie scheinen Biotite und Querbiotite zum Teil derselben Generation anzugehoren. Petrographie und Geologie 517 des siidlichen Gotthardmassivs Bewegungsphasen Bewegungsphasen, welche allerdings gewiesen wurden, lassen sich Die drei ersten — bei der Tremolaserie nachmit anderer Intensitat — auch bei der Giubineserie erkennen: eine kataklastische Phase I bewirkte Zertrummerung des alten Quarz-Feldspatgefiiges; anschliessend erfolgte eine Stressphase II, welche in der ostlichen Giubineserie zu einer allgemeinen laminaren Gleitung fuhrte, wahrend welcher sich die in Rekristallisation begriffenen Mineralien der 2. Generation einregelten. Im westlichen Teil fand nur eine beschrankte laminare Gleitung statt, welche sich vor allem in glimmerreichen Gesteinslagen auswirkte. In die einer Phase III wurde das Gestein, besonders im Westen der Giubine¬ serie, teilweise intensiv verfaltet. Gefugemerkmale Hauptbruch ist meistens nur die markante N-S Lineation (Streckung und Parallelanordnung der Glimmer und Quarz-Feldspataugen) sichtbar. Im Querbruch kann vielfach eine kraftige Faltelung wahrgenommen werden, welche parallel zur N-S Lineation verlauft; in derartigen Gesteinen ist die Schieferung nur undeutlich ausgebildet und das Gestein zerbricht nicht in Platten sondern in stengelformige Stiicke. Diese eher grobe Faltelung ist daher auf dem mangelhaften Hauptbruch Auf dem meistens gar nicht zu sehen. gutschiefrigen, feinkornigen und glimmerreichen Gesteinsarten ist eine Kleinfaltelung, wie sie in der Tremolaserie angetroffen wird, gelegentlich zu beobachten. Sie weist aber neben parallel zur N-S Linea¬ Nur in tion verlaufenden Faltenachsen ab und zu lich stark davon abweichen und einen (Ubergang zu einer E-W auch solche auf, welche unregelmassigen Verlauf ziem- zeigen Wellung?). Entstehung des Gefiiges Die markante N-S Lineation der Giubineserie ist — wie ein Blick auf derjenigen der sudlich gleichbedeutend anschliessenden Zonen. Die kraftige Faltelung ist vermutlich der N-S verlaufenden Kleinfaltelung gleichzusetzen. Die E-W Wellung fehlt. Die Entstehung des Gefugebildes der Giubineserie geht letzten Endes auf die gleichen tektonischen Ereignisse zuriick, welche auch die Tremola¬ serie betroffen haben; nur zeitigten die einzelnen Phasen unterschiedliche Auswirkungen. die Strukturkarte lehrt — mit 518 R. H. Steiger Stressphase II (S-N Schub) in Form einer deutlichen laminaren Gleitung aus, wobei praktisch das ganze Gefiige rekristallisierte und sich in die Transportrichtung einregelte (a-Lineation). Es lassen sich kaum noch Gefiigerelikte der 1. Kristallgeneration nachweisen. Vorwiegend nach Abschluss der Stressphase II, aber noch vor Einsetzen der Phase III bildeten sich sparliche Hornblendeporphyroblasten sowie kleine Granate (0 max. 1,5 mm), welche ofters zahlreiche gestreckte Quarze des Grundgewebes (2. Generation) eingeschlossen haben. Die E-W Bewegung (Phase III) bewirkte eine Faltelung des Gesteins (b-Lineation, Faltelungsachse in N-S Richtung). Wahrend dieser Phase entstanden die Querbiotite und die ausgewachsenen Granate wurden um eine steil nordwarts fallende Achse gedreht (das Quarzgefiige im Innern der Granate steht schrag zum Externgefiige, mit abruptem Ubergang an der Korngrenze). Die westliche Giubineserie wurde vom S-N Schub (Stressphase II) verIn der ostlichen Oiubineserie wirkte sich die mutlich nur unwesentlich beeinflusst. Sicherlich fand nur eine beschrankte laminare Gleitung langs einer praexistierenden Schieferung statt, so dass zwar eine gewisse Einregelung der Glimmer in N-S Richtung erfolgte, andererseits aber ein Grossteil der 1. Kristallgeneration erhalten blieb. Eine Porphyroblastenbildung (3. Generation) kam nicht zustande; die vorkommenden stark zoisitisierten Granate gehoren sehr wahrscheinlich der 1. Generation an. Sehr ausgepragte Spuren hat indessen die Bewegungsphase III hinter- lassen. Die vornehmlich lineare Paralleltextur der westlichen Giubine¬ serie muss auf die starke Einengung in E-W Richtung zuriickgefiihrt werden; wahrend dieser Phase bildeten sich die zahlreichen Querbiotite. Vermutlich rekristallisierten teilweise auch Gemengteile Generation. Die der Biotite fand bei absin- kender Zersetzung (Chloritisierung) Temperatur statt. der 1. und 2. 2. Mineralfazies Die Gesteine der Giubineserie gehoren der Epi- bis Mesozone an. Im entspricht die Mineralparagenese des (ausschliesslich) alpinen Gefuges der niedrig temperierten Epidotamphibolitfazies. Im westlichen Gebiet scheint ein verhaltnismassig grosser Anteil der alpin gebildeten Plagioklase basisch zu sein (Andesin, eventuell Oligoklas); auch reliktische Plagioklase der 1. Generation zeigen haufig eine derartige Zusammensetzung. Es muss demnach angenommen werden, dass in diesem Teil der Giubineserie sowohl die voralpine wie alpine Metamorostlichen Teil Petrographie phose und Geologie des siidlichen Gotthardmassivs 519 Temperaturbedingungen stattfand, welche im Grenzbereich Epidotamphibolit- und Amphibolitfazies vorherrschen. unter zwischen 3. Die Geschichte der Metamorphose Die Gesteine der Giubineserie sind sicher polymetamorph. Im Gebiet westlich des Giubine sind fast in alien Gesteinen Relikte einer voralpinen, herzynischen Metamorphose in Epidotamphibolit- bis Amphi¬ bolitfazies erkennbar. Im Schmitzengneis lauft die Schieferung der Schmitzen offers diskordant zur Schieferung des Nebengesteins; diese erstere muss noch vor der Ablagerung der Giubineserie entstanden sein. Die alpine Metamorphose machte sich in unterschiedlichem Masse bemerkbar. Im Osten fiihrte sie zu einer volligen Umkristallisation des Gefiiges in relativ niedrig temperierter Epidotamphibolitfazies; im Westen kam trotz hoherer Temperatur nur eine teilweise Rekristallisation vermutlich zustande. Die Griinde fur diese verschiedenartigen Auswirkungen der alpinen zuruckgehen- sind in erster Linie in der gegen Osten stark Metamorphose den Machtigkeit der Giubineserie, sodann in der unterschiedlichen Uberlagerung und dem zum Teil davon abhangigen Ausmass der S-N Verschleppung (Durchbewegung) wahrend der Stressphase II zu suchen. Im westlichen Gebiet betragt die Machtigkeit der Giubineserie oft iiber 500 m und die „autochthone" Uberlagerung durch Soresciagneis, Prato- und Tremolaserie um 3 km; im Bereich des Garegnaprofils und auch ostwarts davon ist die Giubineserie offers weniger als 50 m machtig, die Uber¬ lagerung durch die sudlich anschliessenden Paragesteinsserien 1,5 bis weit unter 1 km. Die zwischen Osten und Westen deutlich verschiedenen P-T-Bedingungen wahrend der Metamorphose lassen sich zum grossen Teil damit erklaren. vollige alpine Umkristallisation der ostlichen Giubineserie ist auf den allgemein kraftigeren Nordschub im ostlichen Gotthardmassiv zuriickzufuhren, der sich bei nur geringer autochthoner Uberlagerung der in Frage stehenden Serie um so mehr auswirkte. Die alpine Metamorphose der Giubineserie fand statt unter einer zunehmenden Deckenbelastung. In einer destruktiven ersten Phase wurde das herzynische Gefiige des Gesteins zertriimmert; unter erhohter Temperatur verursachten die nordwarts gleitenden Decken vor allem im ostlichen Gebiet eine laminare Gleitung ihrer relativ flachliegenden GeDie fast steinsunterlage. In dieser Phase rekristallisierten die Mineralien der 520 B. H. Endphase massivs am in die Einregelung 2. Generation unter In der Steiger Gleitrichtung (N-S Lineation). der Dislokation wurden die Schichten des Gotthard- Aarmassiv scheidenem Masse die steilgestellt; anschliessend bildeten Porphyroblasten der 3. Generation. sich in beDer E-W Zusammenschub des sudlichen Gotthardmassivs hatte eine innere Verder Giubineserie mit steil nach Norden fallenden Achsen faltung zur N-S Lineation) zur Folge, welche sich vor (parallel allem im westlichen Teil Querbiotitbildung fand unter Einfluss sparlichem Masse setzte anschliessend die der Serie bemerkbar machte. Die dieses E-W Stresses statt. In Chloritisierung F. Die der Biotite ein. Entstehungsgeschichte tonigen Sedimente, aus der Giubineserie welchen die ostliche Giubineserie entstan- den ist, wurden wahrscheinlich in Gotthardmassiv abgelagert. (Zusammenfassung) Der prakambrischer Zeit im siidostlichen Ablagerungsraum hing der Borel- und Tenelinzone sowie der Tremolaserie mit demjenigen Sandig- zusammen. konglomeratischen Einschliissen (vermutlich Paragesteinen des zentralen Gotthardmassivs) sind auf den Raum der westlichen Giubineserie beschrankt und erfolgten zeitlich vor der Sedimentation der tonigen Serien. Wahrend voralpiner Gebirgsbildungen wurden die verschiedenen Zonen eingemuldet und umgewandelt. Die Giubineserie wurde dabei in bedeutend starkerem Masse homogenisiert als die Tremolaserie; eigentliche sedimentare Ablagerungsstrukturen lassen sich im westlichen Teil kaum mehr abgesehen von den stark ausgewalzten Einschliissen beobachten. Die herzynische Metamorphose fand an diesem Ort unter P-T-Bedingungen statt, welche der unteren Amphibolitfazies entspretonige Ablagerungen Gerolle von mit Ortho- und — — chen. Zur Zeit der alpinen Gebirgsbildung war die westliche Giubineserie iiberlagert als die ostliche. Unter den nach Norden gleitenden Decken fand vorerst eine Zertrummerung des herzynischen Gesteinsgefuges der Giubineserie statt, welche allmahlich (insbesondere im ostlichen Gebiet) in eine laminare Gleitung iiberging und vermutlich bedeutend starker zur Schieferung des Gesteins fiihrte. In der ostlichen Giubineserie rekri- stallisierten samtliche Mineralien unter P-T-Bedingungen der Epidotamphibolitfazies, Transportrichtung einordneten Lineation unbedeutender (N-S a-Lineation). Infolge Durchbewegung des Gesteins erfolgte im Westen des Gebietes nur eine teilweise Rekriindem sie sich in die = Petrographie und Geologie des siidlichen Gotthardmassivs stallisation des Gefiiges, welche allerdings unter Bedingungen vor sich ging. Nach der Steilstellung etwas hbheren P-T- des Gotthardmassivs fand im ostlichen Teil der Giubineserie ein bescheidenes wachstum statt. Die anschliessende 521 Porphyroblasten- des Massivs hatte in den Biegung spiirbare E-W Einengung zur Folge, welche zu einer intensiven Verfaltung und Verfaltelung des Gesteins fiihrte und insbesondere im Gebiet der westlichen Giubineserie die planare Textur (Schieferung) des Gesteins zu einer oft ausgesprochen linearen Textur b-Lineation, senkrecht zur Transportrichumpragte (N-S Faltelung tung). Unter Einwirkung dieser E-W Einengung bildeten sich zahlreiche Querbiotite, welche spater bei absinkender Temperatur bevorzugt chlosiidlichen Zonen eine = ritisiert wurden. ANHANG Profile (lurch die Zonen (die Profilspuren sind am in Fig. Siidrande des Gotthardmassivs 2 und Tafel VI eingezeichnet) A. Profile durcb die Tremolaserie 1. Lucendrostollen Gesteinsinhalt und (I) makroskopische Beschreibung des Profils Im Lucendrostollen ist (Pontinozone) sowie vor allem die nordliche Zone der Tremolaserie der Kontakt zur Pratoserie Gesteine im untersten Teil des aufgeschlossen. Die Schragschachtes Schragschacht (5,2—4,85 km ab NP, den Gesteinsausbissen zwischen Hohenquote 1800—2100 m an der Oberflache entsprechend) lasst sich von Slid nach Nord folgende Abfolge Sasso Rosso zu sind noch zur Zone des rechnen. Im feststellen: Vorherrschend sind Hornblendegneise und Chloritgneise, Granat fiihren. Dazwischen treten schmale Horizonte welche meist von Biotitgneisen (entsprechend Tunnelmeter 5150 ab NP bei schrager Lange des Schragschachtes) iiberwiegen Biotitgneise, welche ab und zu Hornblende, seltener Granat fiihren. Gelegentlich werden Lagen hellen Biotitgneises oder feinkorniger Biotitgneis mit hellen auf, ab Quote 1850 m der Oberflache 522 R. H. Adern angetroffen. Quote 2050 arme Am obern Ende des treten vereinzelter schmaler Horizont Ein schiefer bis Schragschachtes (entsprechend Zweiglimmergneise und glimmer- Oberflache) auf, welche wieder deutlich Granat fiihren (0 der m Gneise Steiger Amphibolit lagert Druckstollen konnen von feinkristallinem 1—4 mm). Hornblende- dazwischen. Im nordlich anschliessenden km 4,85 bis 4,4 (Stollenachse N 23° W) eine Serie von Zweiglimmerschiefern, Biotitschiefern, Chloritbiotitschiefern und -gneisen beobachtet werden, welche mit Hornblendegneisen und -schiefern (oft als Hornblendegarbenschiefer ausgebildet) sowie Amphivon boliten wechsellagern. Diese Gesteine fiihren gelegentlich kleine Granatporphyroblasten. Haufig und typisch fur diesen Stollenabschnitt (besonders fiir km 4,5—4,4) sind Lagen von Silikat-Karbonat- und Kalksilikatgesteinen wie Epidotkarbonatgneise, Biotitkarbonatgneise und karbonatfiihrende Epidot-Amphibolite. An der Oberflache ist diese Serie ausgezeichnet an der sog. Scimfussstrasse aufgeschlossen, welche von der Krete SW Pt. 2404,7 nach Grasso di Dentro hinabfiihrt. Von km 4,4 bis Unterfahrung zum Kontakt mit der Pratoserie bei km 3,9 des Riale Sorescia) verlauft die Stollenachse N 40° W und durchfahrt wiederum eine Gesteinsserie im (Nahe der vorhergehenden Stollenabschnitt. von ahnlicher Beschaffenheit wie Amphibolite oder dunkler Lagen Hornblendeschiefer werden gegen Norden noch etwas zahlreicher. Daneben treten aber immer wieder Horizonte mit typischen Hornblende- garben in chloritischem Grundgewebe und auch Hornblendegneise auf. Entsprechend treten die Biotit- und Zweiglimmergneise sowie Biotitund Chloritschiefer gegen Norden zuriick. Fast alle Gesteine fiihren einen deutlichen Anteil Karbonat sowie Epidot und Zoisit; recht zahlreiche Horizonte bestehen aus epidotfiihrendem Karbonatgneis und karbonatfiihrendem Hornblende-Zoisitepidotschiefer. Granat tritt nur noch selten auf. Oft ist er an stark xenoblastisch. Mikroskopische Beobachtungen Die mikroskopische Untersuchung zeigt, konstant ist. Mit Ausnahme der und Mineralbestand dass der Hornblendegesteine Quarzgehalt schwankt er relativ zwischen 30 und 50 Volumenprozent. Plagioklas ist besonders haufig in den Gneisen am obern Ende des Schragschachtes (30—45%). In den iibrigen Gneisen nimmt er um 25 Volumenprozent ein. Das Plagioklas jQuarz-Verhaltnis ist ebenfalls relativ konstant. Es schwankt zwischen 0,5 und sinkt ist bei 1,5 und Hornblendegesteinen unter diesen Wert. Der Plagioklas mehrheitlich Andesin oder Oligoklas-Andesin. Nur in den Zweiglimmernur Petrographie und Geologie 523 des siidliohen Gotthardmassivs Albitoligoklas. Zusammen mit dem Quarz Plagioklas eine feinkornige Mosaikstruktur. Nur sich zu etwas grosseren, amobenartigen Gebilden er gelegentlich vereinigt Einschliissen mit von rundlichen, oft diffusen Quarzkornern. Der Biotitgehalt iiberschreitet in keinem der untersuchten Gesteine gneisen zeigt sich vereinzelt bildet der meist frische 25%, ist aber fast iiberall verbreitet. Nur hornblendereiche Gesteine fiihren keinen Biotit. Der fast immer chloritisierte Biotit sehr starken Pleochroismus von brauner Biotit konnte in zwei Fallen nur zart-gelb in karbonatreichen Gesteinen ist Glimmer tritt sporadisch nur er zeigt meistens bis dunkel-schwarzbraun. Hell- nachgewiesen werden. Selbst kraftig braun. Farbloser meistens auf. Im siidlichen Abschnitt ist es meist feinschuppiger Serizit, nordlich km 4,4 wird er zu grobschuppigem Muskovit. Ghlorit tritt in einigen Gesteinen bis zu 15% auf. Bei deutlichem Gehalt ist er meist primar. Sonst ist er Zersetzungsprodukt des Biotits oder selten der Hornblende. Die Interferenzfarbe des Chlorits wechselt von Slid nach Nord Der von Hornblendegehalt grau iiber griin zu braungriin und Schwankungen unterworfen. meistens 60% oder mehr. Bei Die dunkeln feinkornigen den Gneisen sind es Schiefer fiihren zwisehen 25 und in den Garbenschiefern oft deutlich kornigen Schiefer gelbgriin. der hornblendefiihrenden Gesteine ist starken ist stets weniger. Die Hornblende frisch und gut idioblastisch, frei 35%, der fein¬ von Ein¬ schliissen und streng eingeregelt. In den Gneisen und Garbenschiefern sind die Kristalle stark xenoblastisch und meist zersetzt. Die zahlreichen Einschliisse sind fast immer tritt von nur 0,5 sind sie teilweise auf. Die parallel grossten cm, meistens sind sie aber gut eigengestaltig, zur Schieferung angeordnet. Granat Granate haben einen Durchmesser nur haben viele 1—2 mm gross. Im allgemeinen Einschliisse, welche oft parallel Schieferung liegen. Sie scheinen zum Teil syngenetisch zu sein. In einigen Fallen wurden sie wahrend des Wachstums gerollt, wirkten aber zur spater wieder kungshofe mit als Hindernis, so dass sich in den Druckschatten Strek- Quarzkristallisationen bildeten. Gelegentlich sind idio- blastische Kristalle auch nachtraglich zerbrochen. Gesteinstypen fiihren Apatit, Epidot, Zoisit sowie Karbonat, welches oft stark limonitisiert ist. Etwas weniger haufig tritt Rutil auf. Sagenitausscheidung als Folge der Chloritisierung Zu den AJczessorien: Fast alle des Biotits wurde nur in einem Fall im siidlichsten Stollenabschnitt festgestellt. Typisch fur die Gneise am oberen Ende des Schragschachtes ist der deutliche Zirkongehalt. Praktisch alle Gesteine haben einen deutlichen Erzgehalt (hauptsachlich Magnetkies). Pyrit tritt etwas seltener auf. Hamatit wurde nur im siidlichsten Stollenabschnitt beobachtet. 524 R. H. Steiger Im Diinnschliffbereich sind die Gesteine meistens gut kristallisations- schiefrig. Undeutlich ist die nen, in welchen auch viele Schieferung nieistens in Textur und Regelung Im Handstuck erscheint das Gestein immer gut geschiefert, aber nicht da die einzelnen Bereiche im ausgesprochen lagig, lich ineinander iibergehen. In alien Regelung der Glimmer feststellbar. feinnematoblastischen Gestei- denjenigen Querbiotite auftfeten. Gesteinen ist allgemeinen allmaheine ausgezeichnete Die Hornblenden sind Hornblendeschiefern und in den nur Amphiboliten streng geregelt. Die Gesteine der Tremolaserie im Lucendrostollen ausgesprochene Banderung Grenzen zwischen hellen und dunklen Lagen, wie anschliessende Pratoserie typisch ist, fehlt jedoch. tische Lagerung. Eine 2 a) Gotthardtunnel In teilweiser Anlehnung Stapff an die Tremolaserie in drei Abschnitten zeigen stromati- mit messerscharfen sie fur die nordlich (II) (1880) soil das Tunnelprofil durch besprochen a) Nelvazone (siidliche Zone) b) Zone des Sasso Rosso (mittl. Zone) c) Pontinozone (nordliche Zone) werden: 90—1142 m ab SP 1142—1833 m ab SP 1833—2808 m ab SP a) NELVAZONE (90—1142 m ab SP) Einleitung Nach Stapff (1880, p. 47) sind schiefer vorherrschend. Eigentliche in der siidlichen Zone graue Granatglimmer- Hornblendeschiefer sind in diesem Absehnitt selten. Hie und da auftretende diinne Schichten von Hornblendegestein sind fast grobkornig, quarzreich und fast frei von Granaten. Sie enthalten anstatt des silbergrauen Glimmers viel schwarzen und griinen (Chlorit), sind von Kalkadern durchzogen und nahern sich dadurch dem Kalkglimmerschiefer. Im Kalkglimmerschiefer sind schwarzbraune, transversale Glimmerschuppen reichlich eingestreut. Der graue Granatglimmersohiefer geht Mufig in Quarzitschiefer iiber, der stets als Akzessorien in einzelnen Schichten Schwefelkies, Granate und Hornblenden fiihrt. Bemerkenswerte Akzessorien der grauen Glimmerschieferzone sind (ausser Kalk, Granat und Hornblende) Staurolith, Disthen, Kupferkies. Ebenso bemerkenswert ist aber (nach Stapff) die Abwesenheit von Rutil und Epidot. Petrographie und Geologie des sudlichen Gotthardmassivs 525 Gesteinsinhalt Auf Grund der mikroskopischen Untersuchung ergibt sich, dass Granatglimmerschieferzone ein granatfiihrender Zweiglimmergneis ist (der haufig iiber 25% Plagioklas fiihrt) und dessen heller Glimmer vorwiegend ein feinschuppiger Serizit ist, der aber immer wieder auch grobschuppig als Muskovit auftritt. Nicht selten kommen aueh glimmerarme, massige Gesteine vor, welche fast nur aus Albit und Quarz bestehen (aplitische Gange). In zweiter Linie erst sind die Zweiglimmerschiefer vertreten, welche neuen das vorherrschende Gestein dieser STAPFFschen grauen vor allem im nordlichen Teil der Nelvazone deutlich Chlorit fiihren und damit den Ubergang zu Stapffs Zone der griinen Glimmerschiefer (vgl. 528) bilden. Die vereinzelten Horizonte mit Hornblendegesteinen fiih¬ ren grobporphyroblastische Hornblendeschiefer, selten Gneise. HornS. blendegarbenschiefer treten vollig zuriick. Recht haufig sind hingegen Lagen von quarzitischen Gesteinen, die bald mehr oder weniger Glimmer fiihren und daher teilweise massig, teilweise besser geschiefert sind. Makroskopische Beschreibung Karbonatreiche Glimmerschiefer und -gneise des Profils treten vor allem im siid- lichsten Teil auf. Am Kontakt gegen die Trias hin ist eine intensive Wechsellagerung zwischen meterbreiten oder noch sehmaleren Horizonten von ausgesprochen feinschiefrigen serizitischen Glimmerschiefern, karbonatfiihrenden Glimmerschiefern, karbonatfiihrenden Quarziten und fast reinen Quarziten festzustellen. Gelegentlich konnen auch Lagen glimmerarmen auch Hornblendegesteinen eingenommen, garbenformige Ausbildung der Hornblende zeigen. Weiter gegen zonte werden von albitreichen Gesteinen beobachtet werden. Schmale Hori¬ von welche Norden werden die Horizonte breiter. Das Gestein fiihrt deutlich Granat. Verein- Hornblendegarben in den Glimmerschiefern oder Granatglimmergneisen sind biotitisiert. Einige Quarzgange durchsetzen das Gestein. Sie sind oft iiber einen Meter machtig. Ab Tm. 160 setzen breite Horizonte von Granatglimmergneisen ein, eben die typischen grauen Granatglimmerschiefer nach Stapff, die hau¬ zelte fig 10—20 m Machtigkeit aufweisen. Dazwischen haben wir immer wieder dunkelgraue Kalkglimmerschiefer durchsetzt von Hornblendeporphyroblasten und Quarzadern. Bei 268,5 glimmergneis an, der eckige m steht ein karbonatfiihrender Zwei¬ Triimmer (0 2—3 cm) eines hellen Gneises 526 R. H. fiihrt. Bis Tm. 338 sowie ges Steiger auffallig helles, massiSerizitalbitgestein aufgeschlossen. Gelegentlich tritt ein etwas dunkvon Tm. 443—-454 ist ein lerer Hornblendebiotitschiefer auf. Bei Tm. 480 kann ein 8—10 m breiter Horizont beobachtet werden, der ziemlich Hornblende fiihrt neben Lagen von Chlorit. Er wird durch machtigen Granatglimmerschiefer mit vereinzelten Hornblendegarben, vielen Quarzstreifen und Kalkspatgangen abgelost und setzt sich dann wieder fort, allerdings mit weniger Hornblendegehalt. Bei 600 m erkennt man ein 5 m breites, massiges Serizitalbitgestein, anschliessend wahrend einer grosseren Strecke einen sehr quarzreichen Glimmerschiefer oder sogar Glimmerquarzit, der massig bricht und offeneinen etwa 10 m bar sehr hart ist. Diese Gesteinsart halt Gesteine ein, an bis iiber 710 m. Danach setzen oder glimmerreicher sind, wesentlich Chlorit fiihren und dadurch wieder etwas besser schiefrig sind. Konkordante Quarzlinsen treten sehr haufig auf. Sie sind vielleicht 10—15 cm lang und 1—1,5 cm breit. Quarzreiche Granatglimmerschiefer halten an bis gegen 900 m und werden nur selten von wenige Meter machtigen die etwas biotit- Quarzithorizonten durchbrochen. Anschliessend setzt wieder eine Zone Hornblendefuhrung ein. Bei 950 m tritt ein feldspatreicher Chloritbiotitgneis auf, wobei der Chlorit und Glimmer in unregelmassigen Lagen das Gestein durchzieht. Bei 960 m kommen wir in ein Gestein, das grosse Granate mit gedrunmit deutlicher genen Hornblendesaulen fiihrt. Hier ist der Biotit nesterartig konzen- Chloritfiihrung Hornblendeporphyroblasten sichtbar. Bei 1118,8 m tritt typischer Granatserizitphyllit auf, wie er von Hafnbe (1958, p. 328) triert. Ab 1040 m setzt die deutlich ein. Auch sind einzelte ver- ein von Pt. 1515 W Motto Bartola beschrieben wurde. Dieses Gestein stellt nach Hafnbk die Trennlinie zwischen der Motto di Dentro-Zone und der Nelvazone dar. Mikroskopische Beobachtungen Der Quarzgehalt und Mineralbestand dieser Zone schwankt ziemlich stark bei (im allgemeinen 50%, gewissen Quarziten 75%). Der Plagioklasgehalt der Gneise betragt im Durchschnitt 25%. Das Plagioklas/ Quarz -Verhaltnis ist starken Schwankungen unterworfen. Albitoligoklas einerseits und Oligoklas und Andesin andererseits sind etwa gleich stark vertreten. Bis ca. Tm. 250 ist ein meist zersetzter, etwas diffuser Plagio¬ klas typisch, der myrmekitahnliche Einschliisse von Quarz fiihrt. Von Tm. 250 bis 700 m treten grossere, ziemlich frische und relativ idiomorphe zwischen 20 und iiber Petrographie Kristalle und Geologie des siidlichen Gotthardmassivs 527 auf, welche verzwillingt sind und nicht selten schachbrettartig m herrschen diffuse, amobenartige, ausloschen. Zwischen 700 und 1142 ofters verzwillingte Individuen vor, die sich der Schieferung oder Faltelung anschmiegen und von tropfenartigen Einschliissen von Quarz und Glimmerblattchen erfiillt sind. Biotit ist fast iiberall vorhanden. Sein Gehalt schwankt zwischen 10 Volumenprozent. Er ist selten vollkommen frisch. Die Absorpparallel n ist im siidlichsten Teil des Abschnittes ofters dunkel schwarzbraun, zur Hauptsache aber dunkelbraun, selten griin oder hellbraun. Von Tm. 300 an hingegen ist sie neben dunkelbraun recht haufig hellbraun. Phlogopit tritt nur an der Grenze gegen die Trias auf. Muskovit-Serizit ist der fur die sudliche Zone kennzeichnende Gemengund 35 tionsfarbe teil. Er ist fast in alien Gesteinen vorhanden. Der durchschnittliche Ge¬ halt schwankt zwischen 15 und 35%. Meistens ist bildet. Gerade im siidlichsten Abschnitt erscheint Chlorit ist sekundar er als Serizit ausge- er aber noch haufig Biotit entstanden Hauptsache grobschuppig. und kommt praktisch in jedem Gestein vor. Uber 1—2% Chlorit kommen aber nur sporadisch vor; ausser im nordlichsten Teil (ab Tm. 900) iiberschreitet der Chloritgehalt 5—7% nicht. Hornblende tritt nur sporadisch auf. Sie kann dann aber iiber 25 Volu¬ zur aus menprozent einnehmen. Sie ist immer zersetzt, stark xenoblastisch, voller zur Schieferung liegen, und im Gestein Absorptionsfarbe parallel ny ist blaulichgrun, selten heller griin. Granat ist in den meisten Gesteinen ein verbreiteter Gemengteil. Besonders gross (0 grosser als 1,0 cm) ist er ausgebildet bei Tm. 1000 und 1120. Sonst ist sein Durchmesser im allgemeinen kleiner als 0,5 cm. Einschlusse, welche meist parallel wirr gewachsen. Die Die Kristallform ist meist xenoblastisch. Der Granat ist fast immer vielen Einschliissen durchsetzt, angeordnet welche aber parallel zur von Schieferung sind. Nur selten wurden die Granate dieser Zone wahrend gedreht. Gelegentlich sind sie von Streckungsumgeben. Zur Hauptsache scheinen sie aber nach der Bewegungsphase gewachsen zu sein. ihres Wachstums leicht hofen Akzessorien: Kennzeichnend fur die sudliche Zone ist das akzessorische Auftreten von Staurolith, Disthen, Turmalin, Zirkon und Orthit. Besonders auffallend ist ferner, dass sich in dieser Zone der Biotit fast immer unter gewebes) Ausscheidung von Rutil (und in Chlorit umwandelt. Weitere fisch fiir die sudliche Zone, sind zwar allem gegen die Trias hin Sagenit- Apatit, Epidot, Zoisit, Magnetkies, Pyrit, Karbonat, Hamatit und Limonit. Die Textur vor in Form eines Akzessorien, aber nicht speziim Diinnschliffbereich ist ausgezeichnet lagig. Weiter nordlich wird 528 R. H. sie oft undeutlich bis verworren sigen Granatglimmergneisen und Steiger schiefrig, entsprechend den quarzitischen Gesteinen. Textur und mehr mas- Regelung Die Lineation der hellen Glimmer ist meist eine vorziigliche. Haufig parallel zur Lineation verWellung, lauft. Typisch fur den ganzen Abschnitt sind die zahlreichen Schuppen von Querbiotit. Diese liegen im ganzen gesehen parallel zur allgemeinen Lineation. Hingegen stehen sie schief zur Schieferungsebene. Im Querbruch erscheint das Gestein dann haufig gefaltelt. Anders stent es jedoch mit den Hornblenden, welehe das Gestein oft quer oder schrag zur Schieferung durchstossen und, falls sie innerhalb der Schieferungsebene liegen, beliebig orientiert sind. Im ganzen zeigen die Gesteine dieser Zone eine typische, bald feinere, bald grobere Wechsellagerung, wobei die Mineralbestande der einzelnen Lagen sich nur in der Quantitat unterseheiden. kommt dazu noch eine feine welehe Wie meistens bei der Tremolaserie sind die einzelnen Gesteinslagen b) ZONE Ubergange zwischen den und -typen unscharf. DES SASSO ROSSO (1142—1833 m ab SP) Einleitung Stapff Abschnitt (1880, p. 43 und 48) aussert sich folgendermassen uber diesen (etwas zusammengefasst): Das charakteristische Gestein dieser Zone ist em gruner und sehwarzer Granat- glimmerschiefer. Der grune Glimmerschiefer besteht uberwiegend aus lauehgrunem Magnesiaghmmer, wemg dunkelbraunem schuppigem Glimmer, akzessorisohen Granaten, Hornblende, Turmahn. Oder er besitzt blassgrune felsitische Grundmasse mit sparhch emgesprengten Hornblenden und klemen Granaten und verdankt schuppig-hautigem schwarzbraunem Glimmer dunne Schieferung. Die Quarzitschiefer dieser Zone enthalten reichhch Feldspat, Kalk und Kiese; durch den silberweissen Glimmer sind nahe verwandt. Das sie den Gesteinen des gleiche gilt vorhergehenden Schichtenkomplexes fur die schwarzen Glimmerschiefer. Ausser dem Graphit geschwarzten Glimmer enthalten diese Gesteine stets dunkelbraunen schuppigen auf dem Hauptbruch ausgebreiteten oder transversal emgewachsenen durch Glimmer. Granate sind mcht immer vorhanden. Durch dunne quarzige oder felsitische Kalklamellen werden manche Schichten der schwarzen Glimmerschiefer Kalkghmmerschiefer. Hornblendegesteme dieser Zone sind grobkormg, dionGemenge aus dicken Hornblendestrahlen, Quarz, dichtem Feldspat, femschuppigem hellgrunem Glimmer und wemg grauem. Charakteristisch fur den Komplex ist mcht nur der grune Magnesiaghmmer, sondern auch der zunehmende Feldspatgehalt, durch welchen diese Zone der folzu tisch oder Petrographie und Geologie des siidliohen Gotthardmassivs 529 genden ebenso verkniipft ist, wie duroh silbergrauen Glimmer und dunklen Glimmer vorhergehenden. Durch Graphit geschwarzte Glimmersohiefer sind - schiefer mit der Stapff weiter nordwarts nicht bekannt. Deshalb erschienen ihm die letzten der- selben zwischen 1808 und 1833 m als gute Grenzlinie, obwohl gleichartige quarfolgen. Bemerkenswerte Akzessorien dieser Gesteine zwischen 1142 und 1833 m sind Epidot, Turmalin, Disthen, Rutil, Magneteisen, Kupferkies, Schwefelkies (abgesehen von Granat, Hornblende, Kalkspat und Graphit). zitisohe Schichten ihnen vorausgehen und Gesteinsinhalt zeigt sich, dass die griinen Glimmersohiefer Stappfs Chloritschiefer, Hornblende-Chloritschiefer, Chloritgneise und chlorit- Im Dtinnschliff als fiihrende Hornblendeschiefer bezeichnet werden miissen. Das Gestein felsitischer, blassgriiner Grundmasse erweist sich als ein chloritfuhrender plagioklasreicher Hornblendebiotitgneis. Die Quarzitschiefer mit entpuppen sich Mikroskop unter dem als Muskovitkarbonatgneise und graphitZoisitkarbonatgesteine. Die Hornblende- Die schwarzen Glimmersohiefer sind Serizit-Karbonatgesteine. Biotitserizitgneise oder gesteine sind mehrheitlich chlorit- und biotitfiihrende Hornblendeschiefer und -gneise, Amphibolite und Hornblendekarbonatgneise. fuhrende Makroskopische Beschreibung des Profils Die mittlere Zone beginnt mit einem etwa 50 m machtigen Horizont Hornblendegneis, der nur kurz durch einen hornblendefiihrenden Chloritschiefer abgelost wird. Nachher folgt ein machtiger Horizont von grauem granatfuhrendem Zweiglimmerschiefer, der sich durch zahlreiche von Querbiotite auszeichnet. Dieses Gestein steht 10 bis 20 an bis 1430 m, wird aber machtigen Lagen von HornblendeHornblendegneisen unterbrochen. Bis 1470 m herrscht ein Hornblendegneis mit zum Teil groben Hornca. blendegarben vor, welcher dann erstmals durch einen der dunkelgrauen Biotitserizitgneise abgelost und bei 1530 m durch einen ca. 10 m mach¬ tigen Horizont von erz- und epidotfuhrendem Muskovitkarbonatgneis abgegrenzt wird. Anschliessend folgt ein granatfuhrender Chloritgneis mit meist biotitisierten Hornblendegarben. Dieses Gestein liegt bis ca. von Zeit zu Zeit von garbenschiefer, spater auch m von standiger Wechsellagerung mit dem vorher erwahnten Mus¬ kovitkarbonatgneis. Die einzelnen Horizonte sind oft gegen 20 m machtig. Nur bei 1590 m wird die Serie durch eine etwa 5 m machtige Lage von chloritfuhrendem Amphibolit unterbrochen. Von 1705 bis 1735 m herrschen wieder Hornblendegneise vor, zur Hauptsache ein feinschiefri1705 m in R. H. 530 Steiger phyllitischer Chlorithornblendeschiefer, der abgelost wird durch quarzitischen Karbonatgneis. Im folgenden (bis 1800 m) steht ein ger, fast einen sehr heller karbonatfiihrender Gneis an, der ziemlich viel Erz fiihrt. Er wenige Meter machtigen Hornblendegarbenschieferhorizont unterbrochen. Es folgt nach 1800 m ein mehr als 5 m machtiger Horizont eines epidotfiihrenden Karbonatgneises, der abgegrenzt wird durch einen dunklen graphitfuhrenden Biotitserizitgneis. wird bei 1770 m kurz durch einen graphitfuhrenden Auf den dunklen 2—3 m machtige Lage von karbonatschiefer, der bei Gneis (ca. 8 m Zoisit-Karbonatgestein, m einem 5 m machtigen, dunklen 1827 fuhrenden Zoisitkarbonatschiefer Platz macht. Dieses Gestein begrenzt eine machtig) folgt nachher ein Serizit- graphit¬ typische dunkle die Zone des Sasso Rosso gegen Norden. Mikroskopische Beobachtungen und Mineralbestand mikroskopische Untersuchung zeigt, dass der Quarzgehalt der mittleren Zone zwischen 30 und 40% schwankt. Eine Ausnahme bilden Die Hornblendegesteine, die die oft bedeutend quarzarmer sind. Die Gneise Plagioklas (15—40%). Das Plagioklas/Quarzzeigt entsprechend grosse Schwankungen. Albitoligoklas tritt dem Oligoklas und Andesin merklich zuriick. Der immer zergegenuber setzte Feldspat bildet mit dem Quarz zusammen eine meist feinkornige fiihren recht unterschiedlich Verhaltnis typische Mosaikstruktur. Nur gegen das nordliche Ende der mittleren Zone (in den Karbonatgesteinen) ist der Plagioklas wieder diffus amobenartig ausgebildet. Biotit ist bedeutend sparlicher verbreitet als in der Nelvazone. Sein Gehalt iiberschreitet 25 Volumenprozent nicht. Meist schwankt er um 10—15%. In etlichen Gesteinstypen fehlt Biotit iiberhaupt. Nicht selten ist er vollkommen frisch. Sein Pleochroismus ist in den meisten Fallen ausgepragt. Parallel n ist die Absorptionsfarbe meist hellbraun. In Karbonatgesteinen am Ende der mittleren Zone wird sie sogar blass- nicht den gelb. Muskovit-Serizit tritt ebenfalls zuriick. Der Gehalt ist nie hoher als 20%. In den Hornblendegesteinen fehlt er ganz. Meist handelt es sich um Serizit. Chlorit ist offers primar und kommt in den meisten Gesteinen vor. Gelegentlich iiberschreitet sein Anteil 40 Volumenprozent, schwankt aber sonst zwischen gesteine. Der haufig 7—15%. recht hohe mittlere Zone. In einigen Frei von Chlorit sind fast Hornblendegehalt nur die Karbonat- ist kennzeichnend fur Gesteinen schwankt er Hornblende erscheint im Diinnschliff meist gut zwischen 50 und idiomorph. die 75%. Einschliisse Petrographie sind offers uber. des siidlichen Gotthardmassivs auf diesen Abschnitt beschrankt, ist das Auf- nur farbloser Hornblende. von gehen Die normalen dabei randlich in eine griinen Hornblendefarblose, faserig-strahlige Varietat Granat kommt nicht mehr in alien Gesteinen messer 531 sparlich vorhanden und sind zum Grossteil beliebig angeAbsorptionsfarbe parallel ny ist dunkelgriin, sehr selten hell- griin. Interessant, und kristalle Geologie nur ordnet. Die treten und ist meist kleiner als 3 mm. vor. Sein Durch¬ Eine Ausnahme bildet der Chlorit- schiefer bei Tm. 1680, in welchem der Granat einen Durchmesser 1,2 cm aufweist. Die Granate sind oft schliisse, welche bald parallel idioblastisch, von haben viele Ein- Schieferung, bald s-formig verlaufen. Entsprechend sind die Kristalle teils wahrend, teils nach der Bewegungsphase kristallisiert. Die Akzessorien zeigen folgende Verhaltnisse: Haufig tritt ZoisitEpidot auf. Apatit tritt etwas zuriick. Pyrit und Magnetit sind in prakzur tisch alien Gesteinen vorhanden. Disthen wurde nur in zwei Fallen beob- achtet. Staurolith ist ebenfalls sehr selten. Neu fur diese Zone sind Rutilkorner und typisch ist das gelegentlich massiv auftretende graphitische Pigment. Im Diinnschliff erscheint ein Grossteil der Gesteine undeutlich oder schiefrig. Gute Schieferung zeigen unter dem Mikroskop Karbonatgesteine am Ende der mittleren Zone. verworren nur die Textur Die Hornblende ist angehauft, biotite vor sind serizitgneis. nur fast schlecht Regelung Biotit ist oft nesterweise eingeregelt. allem im siidlichen Teil der mittleren Zone. Auch recht verbreitet, besonders im graphitfiihrenden QuerBiotit- Die Lineation der Glimmer ist uberall sehr deutlich. Im Chlorithornblendeschiefer welche und fast senkrecht von zur Tm. ist 1715 allgemeinen eine Lineation Wellung erkennbar, in E-W Richtung verlauft. o) PONTINOZONE (1833 bis 2808 m ab SP) Einleitung Nach Stapff (1880, S. 43 und 49) sind die typischen Gesteine dieses Schichtkomplexes (er rechnet allerdings auch die Zone von 2808—3178 m dazu, welche in der vorliegenden Arbeit aus auf S. 394 dargelegten Griinden abgetrennt wurde): felsitische Glimmerschiefer, Hornblendebergarten, griiner Glimmerschiefer. Im folgenden Stapffs Beschreibung (zum Teil leicht gekurzt): 532 R H Steiger Der felsitisohe Ghmmerschiefer besitzt kormge bis dichte Grundmasse, welche brauner Glimmer dunn und eben schiefert deren tJberhandnahme erne oder hellgrune, feinsohuppig hautiger schwarz- weisse, graue schuppiger Fast oder me fehlt mm Hornblende, durch Hornblendeglimmerschiefer oder Hornblendegestein ubergeht Granate smd nicht haufig, finden sich aber em, sobald rotlieher oder graugruner, meist hautiger Glimmer den schwarzbraunen schuppigen verdrangt. Es entstehen dann Amphibolgranatglimmerschiefer, welche bald mehr den grauen zwischen 90—1142 m, bald mehr den lauchgrunen zwischen 1142 und 1833 m entsprechen, aber feldspatreiehere Grundmasse besitzen. An die grauen Ghmmerschiefer sehhessen sich feldspathaltige Quarzitschiefer, welche zarten, silberweissen und braunen Ghmmerschuppchen dunne und ebene Schieferung verdanken, stets Schwefelkies, mitunter verflossene Granate und er m Hornblendestrahlen fuhren Hornblendegesteine lassen sich (von den Hornblendeghmmerschiefern abgein grobkornige Amphibohte, Diorite und Hornblendeschiefer trennen. Erstere bestehen fast nur aus kurzen dicken, verwachsenen schwarzgrunen Horn¬ blendestrahlen; die sparlichen Zwischenraume smd mit Quarz, Albit und grunem feinschuppigen Glimmer erfullt In den dioritischen Varietaten hegen Hornblendesaulen mehr vereinzelt kreuz und quer in femkormger bis dichter weisser oder Die sehen) grauer Grundmasse Die von zusammengefilzte Gemenge 2585 m an vorherrschenden Hornblendeschiefer sind quarzitischer (felsitischer) Grundmasse, Hornblendenadeln, schwarzen und grunen Ghmmerschuppchen (Chlorit, Epidot). Viel haufiger als die eben aufgezahlten Typen von Hornblendegestein smd Tjbergange derselben unter sich und in Hornblendeglimmerschiefer Erwahnenswert smd noch die kalkfuhrenden Schichten Es smd hornblendehaltige quarzitisch felsitische aus Gesteme mit braunem und grunem Glimmer (Chlorit) Charakteristisch Hornblendegesteine fur die hier aufgezahlten felsitischen Ghmmerschiefer und ist der endlose Wechsel dunner Schichten wemger Bergarten, vergleichen konnte, das aus riesigen Lamellen von Felsitglmimerschiefer und Hornblendegestemen besteht. Als bezeichnende akzessorische Mmeralien dieses Schichtenkomplexes sind Epidot, Titamt, Rutil, Magneteisen und Magnetkies anzufuhren welche man zusammengenommen emem emzigen Gestem Gesteinsinhalt Unter dem Stapffs als Biotitgneise, Mikroskop erweisen sich die felsitischen Glimmers chiefer granat-, hornblende-, serizit- oder/und chloritfuhrende als Serizitbiotitgneise und etwas seltener als Biotitserizitschiefer. Der feldspathaltige Quarzitschiefer ist ein Serizitquarzit mit 4% Plagioklas. Die grobkdrnigen Amphibohte Stapffs bleiben auch bei mikroskopischer quantitativer Untersuchung Amphibohte (erz-, chloritund biotitfuhrende). Die dioritischen Varietaten erweisen sich als chlorit¬ fuhrende Hornblendegneise. Die zusammengefilzten Hornblendeschiefer sind dunkel-schwarzgrune, feinnematoblastische oft chlorit- und epidot- Petrographie und 533 des sudlichen Gotthardmassivs Geologie reiche Hornblendeschiefer. Die kalkfiihrenden Schichten sind bald als biotitfiihrende Chloritkarbonatgesteine ausgebildet. schiefer bald als Makroskopische Beschreibung Gleich Zoisit-Epidotkarbonat- des Profils Beginn der nordlichen Zone haben wir noch eine intensive Wechsellagerung von quarzreichem Serizitkarbonatgestein und muskovitfuhrendem Karbonatbiotitgneis, nur kurz bei 1841 m durch Chloritgneis unterbrochen. Anschliessend herrscht Karbonatbiotitgneis vor bis 1865 m, wo er bis 1870 m durch quarzreichen Glimmerschiefer abgelost wird. Bei 1870 zu setzt ein chlorit- und hornblendefuhrender Biotitserizitschiefer m ein, der schone Hornblendegarben fiihrt. Er wird spater bei 1885 m durch m machtigen Hornblendegneis oder noch m machtigeren Horizonten auftritt und einem hornblende- und epidotfuhrenden Biotitgneis, einen mehrere Meter ersetzt, der bis 1970 immer wieder in 3—5 wechsellagert welcher aber Bei 1940 m mit nur vorherrschend ist im Bereich zwischen 1920 und 1940 tritt nochmals ein Horizont des ersteren auf; er ist nur m. etwa fiihrt aber schone Hornblendegarben. Hornblende- und epidotfiihrender Biotitgneis wechsellagert im Be¬ reich zwischen 1970 und 1985 m intensiv mit Epidot-Hornblendeschiefer. Die betreffenden Lagen sind meist weniger als 1 m machtig. Dann tritt wiederum bis etwa 2010 m ein Chloritgneis auf, den wir in der gleichen 5 m Art machtig, vor allem Bis 2025 aus der mittleren Zone kennen. folgt m eine Serie von hornblendefiihrenden schiefern und Biotitserizitschiefern wie es Haener Trenngestein hat). m m immer wieder in schmalen hornblende- und serizitfiihrendem und chloritfiihrende 1 Lange und drin stehen) cm Gestein einem Durchmesser bildet einen der brochen wird einen durch nur von von 2090 und Biotitgneis als mm, welche wirr im bis 2170 m anhaltenden in einem kurzen Stuck bei 2160 erz- sogen. dioritische biotit- kleine Hornblendesaulen 1—1,5 m Lagen granat- Der eben erwahnte Hornblendegneis (er fiihrt machtigen Horizont, (nach Stappp 1551 eine Zone mit biotit- und chloritfuhrendem folgt der sich bis 2090 fiihrendem Biotitserizitschiefer einschaltet. von Gestein, bei Pt. zwischen der Motto di Dentro- und Nelvazone beobachtet Hornblendegneis, granat-, Granatglimmer- ein ganz ahnliches (1958, p. 328) westlich Motto Bartola Von 2025 bis 2030 in (ubrigens m unter¬ und biotitfiihrenden Varietat) mit regelmassigen Hornblendeporphyroblasten. nur Hornblendegneis wenigen groben, un- Nach 2170 m wird der erz- 534 R. H. Steiger Hornblendegneis vorherrschend, immer wieder mit vorhergehenden etwas feineren biotit- und chloritfiihrenden Horn¬ blendegneis wechsellagernd. Selten treten schmale Horizonte von granatfiihrendem Biotitgneis auf. Der erz- und biotitfiihrende Hornblendegneis ist das vorherrschende Gestein bis 2260 m, wo es abgelost wird durch einen sehr feinschiefrigen Chlorithornblendeschiefer. Zwischen 2280 und 2400 m herrscht ein plagioklasreicher und karbonatfiihrender Biotitgneis (zuweilen zum biotitfiihrenden Karbonatgneis werdend) vor. Anschliessend tritt ein chlorit- und biotitfiihrender Amphibolit auf, der bis 2440 m anhalt und dort durch einen epidotfiihrenden Serizitbiotitgneis unterbrochen wird bis 2455 m. Daselbst macht er einem epidotfiihrenden Biotitgneis Platz, der bei 2457 m kurz abgelost wird durch einen etwa 3—4 m machtigen Hornblendeschiefer bis Hornblendegneis. Bis 2480 m und ab 2490 bis 2615 m bleibt der epidotfuhrende Serizitbiotitgneis das vorherrschende Gestein. Es wird insbesondere bei 2560 m durch einige machtige Lagen von Epidotund biotitfiihrende dem Hornblendeschiefer unterbrochen und auch zwischen 2580 und 2595 durch einen hornblendefuhrenden Biotitserizitgneis abgelost, m der Horn- blendegarben zeigt. haufiger ein granatfuhrender Serizitquarzit auf, Hornblendegarben fiihrt. Dieser Serizit¬ einige 2710 zuletzt auf bei m. Dazwischen wird er haufig unter¬ quarzit tritt brochen durch hornblende- und serizitfuhrenden Biotitgneis, so bei 2630 m durch einen etwa 15m machtigen Horizont. Auch ChloritserizitAb 2615 tritt immer m der biotitisierte hornblendebiotitschiefer mit kleinen Granaten finden sich immer wieder in Zwischenlagen. Bei 2685 m tritt eine 15 m breite Lage mit abgelost einem kar¬ wird durch Biotitgneis auf, machtigen Horizont des hornblende- und serizitfuhrenden Biotitgneises mit groben, etwas verdrehten Hornblendegarben und bonat- und hornblendefuhrenden einen 15 grossen der m uber 1 cm Durchmesser aufweisenden, stark xenoblastischen Granaten. Dieses Gestein tritt im Bereich von 2720 m nochmals auf. Anschliessend haben wir eine Wechsellagerung von meist nur wenige machtigen Lagen von biotitfuhrendem Epidotkarbonatschiefer, chlorit- und epidotfiihrendem Biotitkarbonatgneis und chlorit- und serizitfiihrendem Biotitgneis, ferner von karbonat-, erz- und chloritfiihrendem Amphibolit und biotitfuhrendem Chlorit-Karbonatgestein. Die betreffenden Horizonte sind meist nur wenige Meter machtig. Bei 2785 m kommen zum letzten Mai Hornblendegarben vor. Meter Die Grenze zwischen Tremola- und Prato-Serie ist nur Grenze. Sie ist definiert durch das nordlichste Auftreten eine mittelbare von Hornblende- Petrographie Geologie und des siidlichen Gotthardmassivs garbenschiefer. Die Grenze wird gelegt ausgesprochen scharf und kann nieht im Bereiche auf nur 2800 von einige 535 m. Sie ist Dutzend Meter genau bestimmt werden. Mikroskopische Beobachtungen und Mineralbestand In den Gesteinen der nordlichen Zone schwankt der zwischen allgemeinen und 25 50%. Quarzgehalt im Mit Ausnahme der Hornblende- schiefer sind fast alle Gesteine recht feldspatreich. Sie fiihren meist 20 bis 40% Plagioklas. Das Plagioklas/Quarz-Verhaltnis ist wie iiberall Schwankungen unterworfen. Sein Schwerpunkt liegt bei 0,5—0,75 (nicht selten aber bedeutend hoher als 2,0). Mehr als zwei Drittel der Plagioklase sind Andesin (seltener Oligoklas). Der Rest ist Albitoligoklas. Bei den Strukturen herrscht ein deutliches Nebeneinander gleichen Gestein) von diffus-amobenartigen (zum Teil Individuen und im mosaikartig Quarzkornern verwachsenem Plagioklas. Zur Hauptsache sind die Plagioklase frisch, nur bei netzartig iiber das Gestein verteilten Mosaikmit strukturen kann eine Zersetzung festgestellt werden. Biotit ist in fast alien Gesteinen vertreten (Ausnahme: gewisse Horn5—25% (Schwerpunkt bei Biotit ist Der selten frisch. unter nur 10%). Chloritisierung Sagenitausscheidung ist aber sehr selten. Zur Hauptsache weist der Biotit eine griinbraune Absorptionsfarbe parallel ny auf. Ofters ist sie aber auch blendeschiefer) und hellbraun. Ein des Volumens ein nimmt Grossteil des Biotites Muskovit-Serizit tritt wieder auf. Es ist immer tritt er nur schwankt ist haufiger feinschuppiger Serizit. sehr selten auf. Sein Gehalt um 15%. iiberschreitet aber als Querbiotit ausgebildet. vorhergehenden Abschnitt In den Hornblendegesteinen (wenn liberhaupt vorhanden) als im Chlorit ist in vielen Gesteinen vorhanden. Sein Gehalt 5—15% nicht. Oft ist er primar gebildet. Das fur diese Zone kennzeichnende Mineral ist die Hornblende, welche wenigen Gesteinen fehlt. In den Hornblendeschiefern und Amphiboliten sind meist mehr als 50% Hornblende vorhanden. In einigen Gneisen und Glimmerschiefern betragt der Gehalt um 15 Volumenprozent. nur in Nicht selten ist die Hornblende frisch. In mehr als der Halfte der Horn- blendegesteine schliff geregelt. sen. ist sie gut idioblastisch und erscheint auch Auch sind diese Kristalle dann immer frei von im Diinn- Einschlus- In den xenoblastischen Hornblenden liegen parallel n» und n seltener hellgrun. Granat zahlreich. Sie farbe iiberschreitet 0,7 hingegen sind die Einschlusse parallel Schieferung. Die Absorptions¬ meist griin, seltener blaulichgrun und noch dann meist cm ist zur tritt in vielen Gesteinen auf. Sein Durchmesser nicht. Haufig ist er 2—3 mm gross. Die Granate 536 R. H. Steiger sind oft idiomorph, haben zum Teil viele Einschlusse, welche fast ohne parallel zur Schieferung angeordnet sind. Sie scheinen meist nach der Bewegungsphase gewachsen zu sein. Ausnahme erst Karbonat ist fast uberall akzessorisch vorhanden. In einzelnen Fallen nimmt es uber 10% des Volumens ein. In den Karbonatgesteinen an Grenze gegen die Pratoserie schwankt der Anteil zwischen 40 und Karbonat. Der Epidot-Zoisitgehalt 5%-_ Die Akzessorien sind: iiberschreitet in nur wenigen der 70% Fallen Apatit, Rutil, Epidot, Zoisit, Magnetit, Pyrit und Karbonat. Nur selten ist etwas Turmalin vorhanden. Zirkon wurde nur in einem Schliff an der Grenze zur Textur und Pratoserie gefunden. Regelung Die Glimmer zeigen wieder eine gute bis ausgezeichnete Regelung. Hornblendegarben sind wie immer kaum orientiert. Die kurzen gedrungenen Hornblendesaulen durchstossen das Gestein recht haufig quer zur Schieferung. Dennoch kann man auf den Schieferungsflachen gelegentlich eine bevorzugte Orientierung der Hornblenden feststellen. Die Je grosser die Hornblendekristalle aber sind, um so weniger ordnen parallel allgemeinen schiefrige Gesteine auf. Der Chlorithornblendeschiefer bei ein feinfilziges Gewebe von Hornblendestengeln aufweist, sich sie Lineation ein. Nur selten treten recht fein- zur lichste Gestein des Gotthardtunnels, das eine ganz 2260 m, der ist das siid- strenge Regelung der Hornblendestengelchen zeigt. fer bei 2482 m weist ein feinfilzig ausgebildetes Gewebe von Hornblende auf, dessen Kristalle streng parallel zur Glimmer-Lineation geregelt sind. Zwischenhinein treten wieder Gesteine auf mit wirren Hornblendegarben. Nur in einem Fall zeigt sich eine bevorzugte Anordnung der Hornblende¬ garben in Richtung der Lineation. Der Amphibolit bei 2750 m zeigt wiederum eine wirre Anordnung der dicken Hornblendesaulen. Die Schieferung ist allgemein nicht so ausgepragt infolge der zuriickAuch der biotitfuhrende Hornblendeschie- tretenden Glimmer; eine Ausnahme Recht oft haben die Gesteine Besonders massig. garben fuhren. typisch ist der Chlorithornblendeschiefer. massigen Charakter und brechen ist das fur die 2 b) Profil uber dem Gotthardtunnel Direkt uber der Tunnelachse wurde unregel- Gesteine, welche Hornblende¬ (II) ein Profil geschlagen, das im Bereich der Tremolaserie etwa 40 Handstiicke umfasst. Eine Korrelie- Petrographie und Geologie 537 des sudlichen Gotthardmassivs rung mit den Tunnelaufschlussen ist indessen nicht so einfach, weil die Aufschliisse an der Obernache zum Teil grosse Liicken aufweisen, die Wahl der Handstiicke oft dem Zufall iiberlassen ist und weil viele Gezur Tunnelachse durchgehen. Im folgenaufgeschlossenen Gesteine, entsprechend Unterteilung, ebenfalls in drei Abschnit- steinshorizonte offenbar nicht bis den werden die der Oberflache an der im Tunnel vorgenommenen ten kurz besprochen. a) NELVAZONE (Hohenquote 1150—1600 m, entsprechend Sudportal im Tunnel) 90—1142 ab m Gesteinsinhalt Vorherrschend scheinen in dieser Zone Gneise zu sein, und zwar biotit- granatfuhrende ZweiglimMuskovitgneise, mergneise, Biotit-Muskovitgneise, hornblende-, muskovit-, chlorit- oder karbonatfuhrende Albitoligoklasgneise. hornblende- oder fiihrende In zweiter Linie sind Schiefer vertreten, welche als biotit- oder granatMuskovitschiefer, granat- und pigmentfiihrende Biotitschiefer fiihrende oder chloritfuhrende zuriick treten die Hornblendebiotitschiefer Hornblendegesteine, ausgebildet sind. Ganz welche sich als chloritfuhrende Hornblendeschiefer erweisen. des Profils Makroskopische Beschreibung In den untersten Aufschlussen bei Quote 1220 fiihrender der weiter oben Hohe 1300 schiefer Muskovitgneis an, ubergeht und bis ca. wird er kurz durch einen hornblendefiihrenden 3—5 cm m m zum steht ein biotit- Teil in Muskovit¬ anhalt. Bei Hohe 1235 Zweiglimmergneis langen, dicksauligen Hornblendeporphyroblasten abgelost. Die Gesteine dieser untersten Zone wurden (Preiswerk 1918, p. von m mit fruheren Autoren 61, Hezner 1909, p. 164) als ,,Psephit"- oder ,,Konglomeratgneis" bezeichnet. Tatsachlich kann bei Koordinate 689.290/154.000 in einem wahrscheinlich anstehenden Gestein ein gerollartiger Einschluss beobachtet werden, dessen Schieferung nicht mit derjenigen des Nebengesteins iibereinstimmt. Ferner fiihren die erwahnten Muskovitgneise und -schiefer haufig 1—3 cm grosse, eckige oder mehr ausgewalzte Einschliisse (Trummer?) eines quarzitischen Gesteins. Es scheint sich aber um Bruchstucke von ehemaligen Quarzadern oder -linsen Bei zu handeln. Quote 1350 m tritt ein granat-, pigment- und serizitfuhrender 538 R. H. Biotitschiefer bis -gneis Steiger auf. Auf Hohe 1420 m wurde ein chloritfiihrender Hornblendeschiefer beobachtet, der in schmalen Horizonten wechsel- lagert bei mit Glimmerschiefern und Quote 1455 m durch einen Glimmerquarziten. Dieses Gestein wird hornblende-, muskovit- und chloritfuhren- den Albitoligoklasgneis gelost, dem bei 1480 m ein massiger karbonatAlbitoligoklasgneis folgt. Wenige Meter dariiber tritt ein Granathorizont auf (0 der Granate fiihrender 1,5—2 cm). Anschliessend stent ein granat- und chloritfiihrender Hornblendebiotitschiefer an, wobei die Hornblende wiederum in reichert ist. Es in einen folgt ein Lagen Horizont, der viel Granat fiihrt und bei ange- 1510 m und karbonatfuhrenden Zweiglimmergneis iibergeht. Bei 1555 m tritt ein granatfuhrender Zweiglimmergneis auf, dessen meist idioblastisch ausgebildete Granate einen Durchmesser von 1—1,5 cm aufweisen. Auf Hohe 1595 m ist ein feinschiefriger granatfuhrender Muskovitschiefer aufgeschlossen. granat- Mikroskopische Beobachtungen und Mineralbestand Mikroskop zeigt sich ein relativ konstanter Quarzgehalt durehschnittlich 40—50 Volumenprozent. Die Gneise sind etwas von armer an Plagioklas als die entsprechenden Gesteine im Tunnel. Etwa die Halfte der Plagioklase sind Albitoligoklas, die andere Halfte sind Andesin oder Oligoklas. Der nur gelegentlich frische Plagioklas kristallisiert oft diffus amobenartig und zeigt in seltenen Fallen myrmekitische Ausscheidung von Quarz. Auch Mosaikstruktur tritt ab und zu auf. Unter dem Biotit ist fast iiberall vorhanden (der Gehalt schwankt zwischen 12 Er ist meist chloritisiert und zeigt griinbraune neben dunkel50%). brauner und selten hellbrauner bis blasser Absorptionsfarbe parallel ny. Muskovit-Serizit (12—50 Volumenprozent), haufig als Muskovit ausgebildet, ist ein typischer Gemengteil fur die siidliche Zone. Chlorit ist fast iiberall vorhanden, meist sekundar und iiberschreitet 7 Volumenprozent und nicht. Die Hornblende ist gelegentlich durchwegs zersetzt, hat meistens viele im Kern konzentriert sind und vielfach Einschliisse, parallel zur Schieferung angeordnet sind. Die Kristalle sind stark xenoblastisch. Die Hornblende geht (vor allem gegen die Grenze zur mittleren Zone) offers randlich in eine strahlige eisenfreie Varietat iiber. Die Granate haben eine massig idiomorphe Gestalt, fiihren viele Einschliisse, welche zum Teil gerollt sind aber auch parallel zur Schieferung liegen. Die typischen Akzessorien fur die siidliche Zone sind: Staurolith, welche Petrographie und Geologie Sagenit, Turmalin, Orthit und etwas Disthen. Apatit, Magnetkies, Zirkon, Zoisit und Epidot, und Hamatit Die Glimmer sind immer massig erscheinen und Pyrit, Limonit Regelung gut geregelt, auch unregelmassig wenn die meisten Gesteine brechen. Die Hornblende ist durch- gewachsen. ZONE DES SASSO ROSSO b) Ferner kommen auch seltener vor. Textur und wegs wirr 539 des siidlichen Gotthardmassivs (Hohenquote 1600—1950 Siidportal) m, entsprechend Tm. 1142—1833 ab Gesteinsinhalt Typisch fur diese Zone sind Hornblendegesteine, welche meist als chloritfiihrende Hornblendeschiefer, oft mit schonen vorliegen. Hornblendegarben Hornblendegneis auf. Das einzige aufgeschlossene Gestein ist ein Muskovitalbitoligoklasgneis. Selten tritt hornblendefreie Makroskopische Beschreibung des Profils Beginn der mittleren Zone, bei Quote 1605, steht ein wenige Meter machtiger granat- und chloritfuhrender Hornblendebiotitgneis an. Im Hangenden folgt ein Horizont mit Muskovitalbitoligoklasgneis. Auf Hohe 1615 m treten erstmals im Oberflachenprofil grosse Hornblendegarben Zu auf. Bei 1695 m kommt ein Hornblendechloritschiefer mit kurzen groben, vor, der mit einem Chlorithornblendeschiefer (meist Hornblendegarben Anschliessend wurde Hornblendesaulen fiihrend) wechsellagert. langere ein hornblendefiihrender Granatglimmerschiefer beobachtet. Auf Hohe 1725 m folgt im Profil ein chlorit- und granatfiihrender Hornblendeschiefer, der durch die ausgezeichnete Regelung der Horn¬ blendegarben (parallel der N-S Lineation) auffallt. Im Hangenden geht das Gestein in einen Hornblendeglimmerschiefer iiber. Im Gebiete des Sasso Rosso (also ca. 100 m ostlich der Tunnelachse) auf 2—3 1760 cm m steht ein Chlorit-Hornblendeschiefer an, mit einem hellen machtigen Lagen wechsellagert der in diinnen Oligoklasgneis. Zuweilen durchschwarmt die hornblendereiche Art das Gestein auch in diffusen Formen, Bei 1760 m schrag und quer zur Schieferung. granatfiihrender die Hornblendegarben eine iiber der Tunnelachse tritt ein blendechloritschiefer auf, in welchem Horn¬ etwas Dieses Gestein wird bei 1785 weniger ausgepragte Regelung zeigen. durch einen Hornblendeglimmerschiefer mit schmalen iiber 5 cm m langen 540 R. H. Hornblendestengeln abgelost. Auf Quote 1805 Steiger folgt ein gelbgriin anwit- ternder, limonitfiihrender Hornblendeschiefer. Wenige Meter dariiber Hornblendeglimmerschiefer, der bei 1840 m in lagigen Hornblendegarbenschiefer iibergeht. Bei 1885 m herrscht ein epidotfiihrender Biotit-Chlorithornblendeschiefer vor. Das Gestein ist zum Teil lagig. Die Hornblenden sind aber auch in linsenformigen Aggregaten konzentriert. Ausgesprochen schone Hornblendegarben konnen auf Hohe 1920 beobachtet werden. Bei 1935 m steht ein Epidot-Hornblendeschiefer an, knapp dariiber ein Horizont mit gutgeschichtetem (zuckerkornigem) Chloritamphibolit, der bei 1950 m wieder in einen Hornblendeglimmerschiefer iibergeht. ein Horizont mit liegt einen Mikroskopische Beobachtungen und Mineralbestand zeigt sich, dass der Quarzgehalt zwischen 5—60% Plagioklas (es ist mehrheitlich Andesin bis Oligoklas) tritt mosaikartig mit dem Quarz verwachsen und meistens zer- Im Dunnschliff schwankt. Der zuriick. Er ist idiomorphe Kristalle auf. Biotit fehlt in vielen Gesteinen. Er ist parallel n meist dunkelbraun, selten hellbraun. Querbiotit kommt nur sparlich vor. Der Kaliglimmer ist als Muskovit bis Serizit ausgebildet, fehlt aber ebenfalls in vielen Gestei¬ nen. Chlorit, zum grossen Teil primar, ist ein typisches Mineral fur diese Zone. Ofters kommen mehr als 25% vor. Ebenso typisch ist die Hornblende, welche oft 50% oder mehr umfasst. Die Kristalle sind teilweise gut idioblastisch, oft aber auch vollig fremdgestaltig. Einschlusse sind meist zahlreich, gelegentlich im Kern besonders angereichert und liegen zur Hauptsache parallel zur Schieferung. Die Absorptionsfarbe parallel n ist blaulichgriin, selten hellgriin. Die Hornblenden sind nicht selten gut bis deutlich eingeregelt. Ofters gehen sie randlich in eine strahlige, eisenfreie Hornblende iiber. Granat kommt setzt. Nur selten treten grossere nicht in alien Gesteinen vor. Der Durchmesser uberschreitet 0,6 Meist ist der Granat xenoblastisch. Die Einschlusse cm nicht. liegen parallel zur Schieferung. Die Akzessorien sind Apatit, Zoisit, Epidot, Limonit, kies, Pyrit, Sagenit, Turmalin, Orthit etwas Magnet- Hamatit, selten Staurolith, Zirkon und Rutil. Es fehlen und Disthen. Textur und Regelung Im Dunnschliff bereich ist das Gestein meist deutlich bis vereinzelt auch lagig. gut schiefrig, Glimmer sind in diesem Abschnitt etwas sparlich Petrographie und des sudliohen Gotthardmassivs Geologie verbreitet. Ihre Lineation ist daher auch Hornblendekristalle, gegen sind die zugt und teilweise streng parallel und zur zwar deutlich sichtbar. Hin- auch die Garben, oft bevor- Nord-Sud verlaufenden Lineation orientiert. Die Gesteine sind wegen der ders weniger 541 sparlichen Glimmer nicht beson- gut schiefrig. c) PONTINOZONE (Quote 1950 bis 2375 m, entsprechend Tm. 1833—2808 ab Sudportal) Gesteinsinhalt In der nordlichen Zone sind merschiefer, zur Hauptsache Biotitgneise, ZweiglimSilikat-Karbonatgesteine auf- Hornblendeschiefer und auch geschlossen. Makroskopische Beschreibung des Profils epidotfuhrender Biotitgneis an, der auf RutschHornblendegarben fuhrt. Dieses Gestein halt bis 2055 m ab und zu durch wenig machtige Lagen von Hornblende¬ wird Es nur an. schiefer unterbrochen. Dann tritt ein biotitfuhrender Plagioklasgneis auf, der gelegentlich kleine Hornblendelinsen einschliesst oder ab und zu wechsellagert mit metermachtigen, hornblendereichen Horizonten. Typisch sind in diesem Gestein auch die konkordant eingelagerten QuarzBei 1980 stent ein m harnischflachen augen. Bei Quote 2136 herrscht ein biotitfuhrender Muskovitschiefer vor, m Lagen durch¬ granatfuhrender Zweiglimmerschiefer an, der schmale, langgezogene ungeregelte Hornblendegarben zeigt. Die¬ ses Gestein steht in Wechsellagerung mit Granatglimmergneis. Ab 2190 m ist das Vorkommen von Hornblendegarben auf gewisse Horizonte beschrankt. Bei 2195 m tritt eine schmale Lage von feinnematoblastischem, erz- und epidotfuhrendem Hornblendeschiefer auf. Auf der Hohe 2230 m wurde ein chloritfuhrender Zweiglimmerschiefer, welcher immer wieder von schmalen Hornblendehorizonten durchzogen wird, angeschlagen. Bei 2255 m tritt ein soresciagneisahnlicher, epidot¬ fuhrender Biotitgneis auf, der ab und zu sparlich Hornblende fuhrt und der bei 2275 m durch einen chloritfuhrenden Karbonatbiotitepidotschieder gelegentlich von zentimeterbreiten hornblendereichen zogen wird. Auf 2175 fer abgelost Bei 2325 an mit m steht ein wird. m groben steht ein karbonatfuhrender Chlorit-Hornblendeschiefer ineinander verfilzten Hornblendeporphyroblasten. Dieses 542 R. H. Steiger harte, massige Gestein bildet einen machtigen Horizont. Ab und zu sind Lagen Granate angereichert. Auf Quote 2360 m treten schone lange Hornblendegarben auf, welche zum Teil geregelt erscheinen. in schmalen 12 cm Bei 2365 m, an der Grenze gegen die Chlorithornblendeschiefer Pratoserie, steht ein biotitfiihrender an. Mikroskopische Beobachtungen und Mineralbestand Quarzgehalt schwankt in der nbrdlichen Zone zwischen 25 und Plagioklasgehalt der Glimmerschiefer ist meist nahe 15%. Bei 50%. den Gneisen iiberschreitet er 30% kaum. Es handelt sich meist um Andesin, seltener um Oligoklas. Neben Mosaikstruktur treten auch Ubergange zu diffus amobenartigen Kristallisationen auf. Gegen die Grenze Der Der zur Pratoserie kommen ofters grosse, idioblastische und ziemlich frische Plagioklaskristalle vor. Der Biotit ist wieder meist 10—20%. regelmassiger Nicht selten ist er herrscht dunkelbraune Sein Anteil stets er vertreten. Absorptionsfarbe iiberschreitet 25% nicht. Der vor. vorhanden, wird aber zwischen 7 und 25% Hornblende fehlt Sein Anteil umfasst frisch. Parallel zur Spaltbarkeit Muskovit fehlt des oftern. meist primare erst gegen die Pratoserie hin Chlorit ist fast bedeutend, wo schwankt. oft, nimmt in gewissen Lagen Volumens ein. Besonders ist sie gegen die Grenze aber zur um 50% des Pratoserie ange¬ reichert. Die meist frischen Hornblenden sind an Einschliissen, welche parallel Fall sogar etwas gerollt zur massig idioblastisch, arm Schieferung angeordnet und in einem sind. Granat ist nicht in alien Gesteinen verbreitet. Der grosste Durchmesser betragt 0,8 cm. Die Kristalle sind hochstens massig idioblastisch, zeigen wenig Einschlusse, welche parallel zur Schie¬ ferung liegen. Der Granat ist zum Teil zerbrochen. An Akzessorien treten auf: Apatit, Epidot, Karbonat (gegen die Grenze zur Pratoserie hin), Magnetkies und Limonit. Ganz selten wird Sagenit und Zirkon angetroffen. Es fehlen Turmalin, Disthen, Staurolith und Orthit. Textur und Die Textur im Diinnschliff ist mer Regelung typisch lagig. Im Feld zeigen die Glim¬ die ubliche Nord-Siid Lineation. Die Hornblenden sind mit Ausnahme des feinnematoblastischen Hornblendeschiefers auf Hohe 2195 m, Lineation der feinen Hornblendestengel ausgezeichnet parallel wo zur die Glim- Petrographie und Geologie 543 des siidliehen Gotthardmassivs verlauft, meist ungeregelt. Hingegen zeigt sich auf Rutschharnischflachen bei Quote 1980 m und 2190 m eine offensichtliche Orienmerlineation der tierung sind besser Hornblendestengel in der Bewegungsrichtung. schiefrig als in der mittleren Zone. 3. Profil Eine analoge Dreiteilung am Riale di Nelva Die Gesteine (HI) wie beim Gotthardtunnel rechtfertigt sich auch beim Profil des Riale di Nelva. a) NELVAZONE (Quote 1505—1670 m) Gesteinsinhalt Diese schiefern. Zone besteht Weniger vorwiegend bedeutend sind Horizonte beschrankt sind aus phyllitischen Granatglimmer- Quarzite und Gneise. Nur auf schmale Hornblendegneise. Makroskopische Beschreibung Das erste sicher zur Tremolaserie des Profils gehorende Gestein stent bei 1505 m an Querbiotiten. Es folgt ein Biotit-Serizitphyllit massiger Biotit-Serizitgneis, der mit Granatserizitphyllit wechsellagert und bei 1508 m durch einen Chloritserizitschiefer abgelost wird, der schmale Lagen mit Hornblendeporphyroblasten oder groben Granaten fiihrt. Auf Hohe 1515 m folgt ein chloritflihrender Biotitgneis, bei 1530 m ein Biotit-Hornblendegneis mit groben, wirren Hornblendeporphyro¬ und ist ein mit vielen blasten. Ab herrscht Biotit-Serizitgneis vor, der bei 1555 m infolge Serizitgehaltes schiefriger wird und auch kleine Granate von 2—3 mm Durchmesser fiihrt. Auffallend ist ein ca. % m machtiger, schwarzgrauer Horizont von graphitfiihrendem Serizitphyllit bei Quote 1540 m hoheren 1550 m. Auf Hohe 1560 Granate 1,2 m steht ein granatfiihrender Serizitphyllit (0 an, der in feinen, oft etwas verwurstelten der cm) Lagen lagert mit Serizitgneisquarzit. Darauf folgt ein Horizont massigen Serizitquarzites, welcher bei 1570 m wieder in Granatserizitphyllit iibergeht. Dieser letztere herrscht nun bis zur Quote 1670 m (Grenze zur mittleren Zone) vor. Er fiihrt in Lagen gelegentlich Hornblende. Bei 1585 m wird wechsel¬ 544 R. H. durch er Horizont einen Ebenso tritt bei ca. 1615 von m Steiger Karbonatserizitschiefer Chlorit-Hornblendegneises auf, unterbrochen. Horizont eines machtiger Wechsellagerung steht ein etwa 15 der in m mit einem hellen Gneis. und Mineralbestand Mikroskopische Beobachtungen zeigt einen stark wechselnden Quarzgehalt (10—75%) allgemeinen weniger als 10% Plagioklas (Albitoligoklas, seltener Andesin, ausnahmsweise Albit), der oft frisch ist und diffus amobenartig kristallisiert. Der Plagioklas enthalt unverdaute QuarzDie sudliche Zone und fuhrt im und andere Einschliisse. Er durchzieht das Gestein einem netzartigen, gelegentlich auch in meist zersetzten Gewebe. Biotit ist fast iiberall vorhanden, nimmt aber kaum mehr als Volumens ein. Er weist dunkelbraune Spaltrissen auf, 10% des Absorptionsfarbe parallel zu den ist aber meist chloritisiert. Muskovit-Serizit ist das vor- herrschende Mineral dieser Zone. Nicht selten uberschreitet sein Gehalt 50%. Es ist ausschliesslich als Serizit lich verbreitet (weniger Hornblende tritt men nicht parallel zur vor. nur ausgebildet. Chlorit ist meist 5%). Er ist nur selten primar. sporadisch auf, Hornblendegarbenschiefer spar- als kom- Sie ist xenoblastisch und hat viele Einschliisse, welche Schieferung orientiert sind. Selten freie Hornblende liber. Weitverbreitet und welche oft Durchmesser bis 1,5 cm geht sie randlich in eisentypisch sind die Granate, aufweisen. Teilweise sind sie gut idio- blastisch. Sie fuhren fast immer viele Einschliisse, welche meist Schieferung angeordnet und Typische AJczessorien fur die zur nur selten gerollt parallel sind. sudliche Zone sind: Sagenit, Turmalin, Staurolith, Disthen und Orthit. Weitverbreitet sind auch Apatit, Karbo- nat, und Magnetkies Pyrit. und Limonit. Weniger haufig Textur und ist Zirkon, Rutil, Hamatit Regelung Im Diinnschliffbereich ist das Gestein meist deutlich geschiefert, ab dazu parallele zu lagig gefaltelt. Die Lineation und die Faltelung der Serizitphyllite ist immer sehr deutlich zu beobachten. Sie verlauft in N-S Richtung. Deutlich ist die Lineation ebenfalls in den Gneisen wahrnehmbar. Die Hornblende hingegen liegt meist regellos im und und auch Gestein. Das Streichen und Fallen der Schichtnachen in der siidlichen Zone ist unregelmassig, da das Gestein en bloc versackt ist. Petrographie b) und Geologie des siidlichen Gotthardmassivs ZONE DES SASSO ROSSO (Quote 1670 bis ca. 1950 545 m) Gesteinsinhalt Die mittlere Zone ist charakterisiert durch das massive Auftreten von Silikat-Karbonatgesteinen, Hornblendegesteinen graphitfiihrendem Glimmerschiefer. Von Bedeutung sind ferner auch Granatserizitphyllite und und Quarzite. Makroskopische Beschreibung Bei Quote schiefer 1670 m des Profils tritt ein chlorit- und biotitfuhrender Hornblende- auf, der aber nur wenige Meter karbonatfiihrenden machtig ist und dann einem m steht Biotit-Serizitphyllit zerfallender griingelb anwitternder, blattrig Serizitphyllit an. 25 m weiter oben tritt ein helles, braungelb anwitterndes Gestein auf, das sich als zoisitfiihrendes Serizit-Karbonatgestein erweist. Im Bach- Platz macht. Bei 1725 ein des Riale graben tung Grande, der bei Quote in den Riale di Nelva 1505 m aus nordwestlicher Rich- einmiindet, wird dasselbe Gestein bei Quote getroffen; es wird schon nach wenigen Metern durch einen Zoisitschiefer abgelost, dem eine Serie von chloritfuhrenden Gneisen, Chlorithornblendegarbenschiefern, grobporphyroblastischen Hornblendeschiefern und Serizitquarziten folgt. Im Graben des Riale di Nelva halt das auffallige Serizit-Karbonatgestein bis iiber 1780 m an, wo es von einem graphitfiihrenden Karbonatquarzit iiberlagert wird. Bis 1860 m herrschen dunkle graphitfiihrende Granat-Biotitgneise und Zweiglimmergneise vor. Nur selten werden sie von zuckerkornigem Chloritserizitschiefer unterbrochen. Bei 1870 m kommt ein auffalliger 1715 m Granatserizitschiefer vor, mit Granaten bis zu 3 cm Durchmesser. Dieses Gestein ist intensiv von 1900 5—15 m vermengt mit konkordanten Quarzadern und -linsen Lange. Bei 1875 m wird das Gestein heller. Auf Hohe cm folgt ihm ein Mineralbestand von graphitfiihrender Dezimeter zu Hornblende bio titgneis, dessen Dezimeter wechselt. Partien reich Hornblendeporphyroblasten wechsellagern mit hornblendefreien an Lagen, welche verrosteten Biotit fiihren. Bis 1950 treten verschiedene Arten von Hornblendegesteinen auf, graphitfiihrender Biotitserizitschiefer mit Hornblendegarben, bald granatfiihrende Hornblendebiotitgneise. Die Grenze zur nordlichen Zone kann infolge der Bodeniiberdeckung nur abgeschatzt werden. bald m R. H. 546 Steiger und Mineralbestand Mikroskopische Beobachtungen Unter dem auf, sen Mikroskop fallt das Vorherrschen der meist recht frisch ist und mosaikartig Plagioklas Quarz verwach- saurem von mit dem ist. Biotit kommt in den meisten Gesteinstypen des Volumens ein und vor, nimmt nicht selten Absorptionsfarbe zeigt 25% parallel zur Spaltbarkeit. Heller Glimmer, fast ausnahmslos als Serizit ausgebildet, tritt gegeniiber der siidlichen Zone deutlich zuriick. Oft fehlt er iiberhaupt. Immerhin wurde er in zwei Gesteinen zu uber 25% ausgezahlt. Chlorit ist haufig primar und deutlich verbreitet. Sein Gehalt schwankt zwischen 7 und 20%. Die Hornblende kommt oft in grosserer Menge (40—50%) vor, kann aber auch fehlen. Hornblendegarben sind nicht selten. Meist ist die Hornblende vollkommen xenoblastisch und hat zahlreiche parallel zur Schieferung orientierte Einschlusse. Die Farbe parallel ny wechselt zwi¬ schen blaulichgriin liber griin zu hellgriin. Granat kommt in vielen Gestei¬ nen vor. Mit einer Ausnahme ist er aber klein und oft nur massig idioblastisch. Ofters ist er zerbrochen und zeigt Streckungshofe oder Stauungserscheinungen. Karbonat und Zoisit treten oft in grosser Menge auf (10-40%). bis zu Textur und hellbraune Regelung Im Dunnschliff sind die Gesteine dieser Zone oft verworren schiefrig. Gute nur Kristallisationsschieferung undeutlich oder wurde selten beob- achtet. Nur ausnahmsweise sind die Gesteine gefaltelt. In schiefrigenTypen Richtung festsie jedoch oft ganz. kann wohl eine deutliche Lineation der Glimmer in N-S gestellt werden, bei den massigeren Gesteinen fehlt garbenformigen, sind kaum Die Hornblenden, auch die c) PONTINOZONE (Quote 1950—2380 orientiert. m) Gesteinsinhalt In dieser Zone treten Hauptsache Zweiglimmerschiefer und -gneise, (oft garbenfiihrend) und -gneise auf. zur sowie Hornblendeschiefer Makroskopische Beschreibung des Profils Das erste Gestein der nordlichen Zone ist bei schlossen. Es ist ein granatflihrender heller Quote 2010 m Zweiglimmerschiefer, aufgeder bis und Petrographie iiber 2080 m iibergeht. Bei 2105 Geologie des siidlichen Gotthardmassivs anhalt und bei 2100 547 in ein massiges Serizitalbitgestein Hornblendegarbenschiefer mit serizitischem Grundgewebe vor, auf welchen bei 2110 m ein grobporphyroblastischer Hornblendeschiefer folgt. m m kommt ein Der nachste Aufschluss bei Quote 2170 zeigt einen Granathornblendeschiefer mit grossen Hornblendegarben (bis 20 cm lang). Das Gestein ist stromatitisch, die einzelnen Lagen weisen einen stark wechselnden Hornblendegehalt auf. Bei 2175 m wechsellagern zentimetermachtige amphibolitische Horizonte mit quarzitischen Lagen. Haufig treten konkordante flache m Quarzlinsen auf. Auch bei 2225 intensive Wechsellagerung festgestellt werden zwischen phyllithorizonten (0 der Granate bis 1,5 cm) und solchen m kann eine Granatserizitvon Glimmer- quarzit. Ein wahrscheinlich schmaler der von Auf einem hellen Quote 2280 2260 m Amphibolithorizont tritt bei 2240 m auf, Hornblendegarben-Serizitschiefer iiberlagert wird. stent ein dunkler Biotitschiefer an, der schon bei durch einen gut geschieferten Biotitserizitschiefer mit Hornblendestengeln abgelost wird. Quote 2310 m bis zur Grenze gegen den Soresciagneis m vereinzel- ten biotitisierten Ab Hornblendegarbenschiefer gelegentlich bezeichnen so und Hornblendegneise hornblendereich werden, dass herrschen vor, welche in man sie als Lagen Amphibolite muss. Mikroskopische Beobachtungen und Mineralbestand Die mikroskopische Untersuchung zeigt, dass der Plagioklasgehalt in 15%-Grenze kaum iiberschreitet und dass Albit und Albitoligoklas vorherrschen. Der meist frische Plagioklas ist teilweise in grosseren Idioblasten kristallisiert. Gegen die Grenze zum Sorescia¬ gneis hin ist er meist mosaikartig mit dem Quarz verwachsen. Nur ab und zu beginnt er isich amobenartig auszubreiten. Biotit ist in vielen Gesteinen vorhanden (5—25%). Er ist parallel den Spaltrissen schwarzbraun, griinbraun oder dunkelbraun, aber ofters chloritisiert. Muskovit ist fast immer grobblattrig. Sein Gehalt schwankt zwischen 10 bis iiber 25%, tritt aber in Hornblendegesteinen zuriick. Chlorit kommt nur sparlich vor und ist meistens sekundar entstanden. Die Hornblende fehlt in einigen Gesteinen, nimmt in anderen aber diesem Abschnitt die iiber des Volumens ein. Sie ist selten idioblastisch, fiihrt teilweise Einschlusse, welche keinerlei Orientierung zeigen und ist auch selber kaum geregelt. Die Farbe parallel ny schwankt zwischen blaulich- 50% zahlreiehe 548 R. H. Steiger griin iiber grim bis hellgriin. Granat kommt 0 sind in der in den meisten Gesteinen aber kleiner als 0,5 vor cm). (die Regel haufig stisch, hat viele Einschlusse, welche zum Teil parallel zur Schieferung orientiert sind. Ofters sind die Kristalle zerbrochen und von Streckungshofen Er ist xenobla- umgeben. Textur und Die Kristallisationsschieferung Regelung im Diinnschliff ist oft nur undeutlich erkennen. Im Feld erscheinen die Glimmer gut geregelt, zeigen haufig Wellung parallel zur N-S verlaufenden Lineation. Die Hornblendegarben sind fast immer wirr. In den grobkornigen Amphiboliten hingegen ist die Regelung oft deutlich wahrnehmbar. Im allgemeinen sind die Gesteine dieser Zone nicht besonders gut geschiefert. zu auch eine (IV) 4. Profil Orello-Canaria Gesteinsinhalt Im Profil Orello-Canaria konnen welche vielfach Muskovit und zur Hauptsache Zweiglimmergneise, Granat, viel seltener auch Hornblende fiihren beobachtet werden. In zweiter Linie kommen (oft muskovitfiihrend), dann Zweiglimmerschiefer folgen Serizitquarzite. Hornblendegesteine treten stark zuriick. Makroskopische Beschreibung Eine Gotthard- und Riale di Nelva-Profil zum zeigt, dass im Profil Orello-Canaria lichen Zone aufgeschlossen a) Bei 1675 des Profils m nur analoge Einteilung Gesteine der mittleren und nord- sind. ZONE DES SASSO ROSSO (bis ca. steht ein Chlorit-Hornblendeschiefer 1920 an. m) Auf Hohe 1690 m abgelost durch einen disthenfiihrenden Granatserizitphyllit. Der Granatserizitphyllithorizont ist ziemlich machtig. Er geht bald in quar- wird er zitische Partien iiber, bald fiihrt wellenformig geschiefert Bei 1845 m er reichlich Hornblende. Oft ist er oder noch starker verfaltet. tritt ein Serizit-Biotitschiefer auf, dessen Hornblende- alle Zentimeter wechselt. Er wird bei 1855 m durch einen harten, gehalt Bei 1870 m kommt ein ausserst vielmassigen Serizitquarzit abgelost. faltiges, stark gewelltes Gestein vor, das innerhalb 20 cm gut getrennte Petrographie Horizonte Geologie des sudlichen Gotthardmassivs 549 grobkornigem Amphibolit, Granathornblendeschiefer und Gegen die nordliche Zone (Grenze bei ca. 1920 m) wieder ein typischer Granatserizitphyllit auf. von Chloritquarzit hin tritt und fiihrt. b) PONTINOZONE Auf Quote herrscht ein massiger HornblendegarbenzweiSerizitquarzit abgelost wird. Dazwischen tritt eine Lage von karbonatfiihrendem ZweiglimmerHornblendeschiefer auf. In den Felskopfen westlich Orello stehen granatfiihrende Zweiglimmergneise und -schiefer mit grobschuppigem Musko1925 glimmerschiefer vit m vor, der bei 1930 m durch einen an. Ab Quote dunklere, fiir die Tremolaserie an sich fremdartige Zweiglimmergneise vorherrschend, welche auf 2045 m durch einen 2020 Horizont hellen treten bei 2065 m werden massigen Albitgneises unterbrochen werden. Ebenso und 2075 m Lagen von hellem Granatzweiglimmer- m schiefer und ebensolchen Gneisen auf. Auf der Hohe 2135 Serie von Erst bei 2150 folgt eine granatfiihrenden m kommen wieder Hornblendegarben vor in einem Chlorithornblende-Serizitschiefer. Dieses Gestein zeich- net sich durch eine intensive dem m massigen quarzitischen Gneisen. Soresciagneis mergneisen auf. tritt eine Kleinfaltelung aus. Bis zum Kontakt mit Folge von hornblendefuhrenden Zweiglim- Mikroskopische Beobachtungen mikroskopische Untersuchung an einigen wenigen Dunnschliffen zeigt, dass der Plagioklas sowohl Albit (eventuell Albitoligoklas) wie Andesin sein kann. Er ist in der Mitte der nordlichen Zone in grosseren idioblastischen Kristallen ausgebildet. Weiter gegen Norden zeigt er amobenartige oder mosaikartige Form. Biotit ist haufig chloritisiert und hat meist dunkelbraune Absorptionsfarbe parallel zur Spaltbarkeit. Der Muskovit ist vielfach sehr grobschuppig ausgebildet. Chlorit erscheint nur selten primar. Die Hornblenden des nordlichen Teils der Zone zeigen keinerlei Orientierung und sind massig bis vollkommen xenoblastisch, fiihren viele Einschliisse, welche oft parallel zur Schieferung liegen. Granat ist ebenfalls xenoblastisch und hat wenige, beliebig angeordnete Einschlusse. Die der nordlichen Zone Textur und Regelung Im Diinnschliff weisen die Gesteine nicht selten eine tur auf. Zum Teil sind sie auch verworrene gefaltelt. Makroskopisch Tex¬ erscheinen sie R. H. 550 oft recht Steiger In den glimmerreichen Gesteinen kann eine gute Regelung der Glimmer festgestellt werden. Sie verlauft Nord-Siid und ist haufig von einer dazu parallelen Kleinfaltelung begleitet. Die Hornblende zeigt keinerlei Orientierung. massig. 5. Profil Alpe Stabbiello-P. Barbarera (V) Gesteinsinhalt Dieses Profil ist durch das Vorherrschen von granatfiihrenden Zweiglimmerschiefern charakterisiert. Zweiglimmergneise und Hornblendegesteine spielen nur eine untergeordnete Rolle. Sie sind vor allem im Norden des Profils aufgeschlossen. Das Profil Alpe Stabbiello-P. Bar¬ barera umfasst Gesteine, welche der nordlichen Zone des Gotthardprofils gleichzusetzen sind. Makroskopische Beschreibung Vom Triaskontakt bis Bachbett der zum des Profils Garegna (= Canaria) Muskovitbiotitschiefer iiber- (selten grobschuppige massigere Gneise iibergehend), welche meist kleinere Granate und gelegentlich auch Hornblende fiihren. Vereinzelt treten quarzitische Horizonte auf, so bei Quote 2160 m (160 m vom Triaskontakt entfernt). Immer wiegen helle, wieder konnen in etwas wenig machtige Lagen von grobporphyroblastischen wahrgenommen werden. Auf Quote 1880 m (nord- Hornblendeschiefern lich Pt. 2017) steht ein granat- und biotitfiihrender Muskovitschiefer an, auffalligen Turmalingehalt aufweist. Die nadeligen Kristalle sind bis 1 cm lang und gruppieren sich zu Turmalinsonnen. Erst auf der nordlichen Talseite der Garegna treten Zweiglimmergneise auf, welche bei 1800 m durch einen zum Teil granatfiihrenden Biotit-Hornblendegneis abgelost werden. Auf Hohe 1810 m ist die Hornblende auf schmale Lagen konzentriert. In den hellen Zwischenlagen sind Granate er wird nur bei 1850 m (0 0,7 cm) angereichert. Dieser Gesteinstyp durch einen schmalen Amphibolitzug unterbrochen halt bis 1908 m welcher einen — — an, wo ein 3 m machtiges schiefer einsetzt. Band von feinnematoblastischem Hornblende- Gleich dariiber treten hornblendearme schiefer auf, welche bei in schone Hornblende- Hornblendegarbenschiefer iibergehen (Lange der Garben 10 cm). Auf Quote 1930 m (an der Grenze zum Soresciagneis) ist wieder ein feinnematoblastischer Hornblendeschiefer aufgeschlossen. An dieser Stelle kann eine Wechsellagerung von hellen und dunklen Lagen beobachtet werden, welche an eine sedimentare Deltaschichtung erinnert. 1910 m Petrographie und Geologie des sudlichen Gotthardmassivs 551 Mikroskopische Beobachtungen Im Mikroskop entpuppt sich der Feldspat als Oligoklas bis Andesin. Im Suden treten eher grossere, idioblastische Kristalle auf. Soresciagneis Nach den bin herrscht wenigen netzformiges, oder fehlt vor. gelegentlich Die Hornblende ist Dunnschliff der vor. Gegen Muskovit herrscht in den ausgebildet. Norden tritt er zusammen mit Serizit auf auch ganz. Chlorit ist immer sekundar entstanden. haufig garbenformig ausgebildet. xenoblastisch und fiihrt nur den untersuchten Dunnschliffen ist der Biotit dunkel- braun und offers als Querbiotit sudlichen Partien zersetztes Gegen Plagioklasgewebe Schieferung geordnete Hornblendeschiefern ist sie Einschlusse. zahlreiche, Sie ist dann im zum Teil parallel In den feinnematoblastischen hingegen idiomorph und arm an Einschliissen. Die meisten Gesteine fiihren Granat. Sein Durchmesser schwankt zwi- schen 3—8 schlusse, Er ist oft recht mm. gut eigengestaltig und fiihrt wenig Ein¬ welche aber die Kristalle von parallel zur Schieferung liegen. Streckungshofen umgeben. Textur und Nicht selten sind Regelung Die serizitfuhrenden Gesteine tete Lineation und eine dazu stehen wirr im Raum schiefern, ausser zeigen eine ausgezeichnete N-S gerichparallele Klemfaltelung. Die Hornblenden bei den feinnematoblastischen Hornblende¬ sie wo streng parallel zur N-S verlaufenden Glimmerlineation angeordnet sind. Die Gesteine sind mit Ausnahme einiger Hornblendegesteine und Quarzite gut geschiefert. 6a) Profil durch den Garegna-StoUen24) (VI) Gesteinsinhalt Ein grosser Teil der im Garegna-StoUen aufgeschlossenen Gesteine sind granat-, chlorit-, hornblende- und karbonatfiihrende Zweiglimmer- gneise. Ziemlich stark verbreitet sind auch Hornblendegneise und SilikatKarbonatgesteine, wahrend Glimmerschiefer, Hornblendeschiefer, Amphibolite und Kalksilikatgesteine nur sparlich vorkommen. Eine zur Untersuchung im Gotthardtunnel analoge Zonenaufteilung ergibt, dass die Tremolaserie im Garegna-StoUen nur den nordlichsten Abschnitt der mittleren Zone und die ganze nordliche Zone umfasst. 24) Die ,,Garegna" (gleichbedeutend Canaria entwassert. mit ,,Canaria") ist der Bach, der die Val 552 R. H. Steiger a) ZONE DES SASSO ROSSO (Tunnelmeter 1430 bis 1410 ab meter 1050 bis 1070 ab Makroskopische Beschreibung Die sudlichsten Nordportal = Tunnel - Sudportal) des Profils gehdrigen Gesteine sind einige Lagen von Serizit-Karbonatgestein bei 1050 m ab Sudportal. Diese folgen auf eine schmale Lage zuckerkornigen Serizitquarzites, etwas zuckerkornigen Dolomit und einen Horizont von feinkornigem Serizitquarzit zwischen Tm. 1049 und 1050 ab SP, welche noch zur Trias gerechnet werden zur Tremolaserie mussen. Bei 1053 basischen ab SP tritt ein Band m Plagioklas (Andesin-Labradorit) ab SP steht ein von Dolomit und Karbonatplagioklasgneis Quarzit (0 3—5 an, welcher eckige an bis Trummer zum Beginn Folge gelegentlich Serizitgneisen aufgeschlossen. biotit- oder karbonat- von Mikroskopische Beobachtungen Unter das einen fuhrt. Bei Tunnelmeter 1056 cm) enthalt. Von da der nordlichen Zone ist eine fiihrenden Muskovit- oder Chloritgneis auf, von und Mineralbestand Mikroskop fallt der hohe Plagiolclasgehalt der Gneise Plagioklas tritt zur Hauptsache in diffus amobennicht selten scheinen alle ubrigen Gemengteile in einer auf, dem auf. Der (20—50%) artiger Form Feldspatgrundmasse (Prasinitstruktur). als 10%) tritt zuruck. Seine ist dunkelbraun bis schwarzSpaltrisse schwimmen zu Der oft frische Biotit Absorptionsfarbe parallel (meist weniger der braun. Serizit, selten Muskovit, ist der vorherrschende Glimmer. Gele¬ gentlich uberschreitet nur sein Anteil 25%. in seltenen Fallen kommen mehr als Chlorit ist fast immer 5% sekundar, vor. Hornblende fehlt im untersuchten Abschnitt ganz, ebenso Granat. Karbonat herrscht oft Die AJczessorien sind ebenfalls in fast ebenso jedem vor. Sein Anteil uberschreitet nicht selten Apatit, Magnetkies und Pyrit. 40%. Turmalin ist Gestein vorhanden. Zirkon ist etwas seltener, Sagenit. b) PONTINOZONE (Tunnelmeter 150 ab Nordportal Sudportal) 1410 bis 1070 bis 2330 ab Makroskopische Beschreibung Bei 1073 m ab SP setzt ein = Tunnelmeter des Profils Biotitkarbonathornblendegneis ein, machtige Serie von hornblende- chem eine mehrere hundert Meter welund Petrographie und Geologie des siidlichen Gotthardmassivs 553 granatfiihrenden Glimmergneisen folgt. Die Hornblende ist nur gelegentlich garbenformig ausgebildet. Am haufigsten sind Biotitserizitgneise anzutreffen. Chloritgneise sind nur sparlich vertreten. Bei 1094 m ab SP tritt ein Horizont von Biotitquarzit auf, ebenso bei 1182 m. Nur selten werden die Gesteine als Hornblendegneise ist z. so reich an Hornblende, dass wir sie oder Hornblendesehiefer bezeichnen miissen. Das B. bei Tm. 1238 ab SP der Fall, wo ein biotitfiihrender Chlorit- wo der iibliche hornHornblendegneis blendefiihrende Zweiglimmergneis zu einem granat- und pyritfiihrenden Biotithornblendegneis wird. Ferner tritt bei 1293 m ab SP ein karbonatund erzfiihrender Hornblendesehiefer auf mit kurzen wirr angeordneten ansteht oder bei Tm. 1362 ab SP, Hornblendesaulchen. Zwisehen 1210 und 1240 fiihrend. Es treten 3—5 m ab SP wird das Gestein stark karbonat- grosse idioblastische Kalzitkristalle welche die Textur des Gesteins oft durchschlagen. mm Bei Tm. 1605 ab SP setzt eine relativ eintonige, auf, hornblendefreie und granatarme Zone ein, welche bis 1870 m anhalt. Diese Gesteine sind zur Hauptsache helle, oft etwas massige Zweiglimmeralbitgneise mit grob- sehuppigem Muskovit. Sie werden gelegentlich von quarzitischen Horizonten abgelost. Haufig tritt auch gelbrotes Karbonat auf. Zuweilen werden soresciagneisahnliche Gesteinstypen (allerdings ohne Augen) angetroffen. Ab Tm. 1870 bis zum Ende der nordlichen Zone sind Hornblende- gesteine aufgeschlossen. Hornblendegneise, an Karbonaten, herrschen und Amphibolite zonte von gelagert. kommen ebenfalls Silikat-Karbonat-, Chlorit- und oft garbenfiihrend vor; feinnematoblastische haufig vor. Nicht selten sind HoriKalksilikatgesteinen dazwischen- sowie Glimmergneise treten nur sparlich Die Gesteine in diesem Bereich sind stromatitisch aber verschwommene Grenzen zwisehen den einzelnen zahlreichen Querbiotite fallen makroskopisch Mikroskopische Beobachtungen Der prozent. PlagioHasgehalt der und reich Hornblendesehiefer auf. gelagert, weisen Lagen auf. Die auf. und Mineralbestand Gneise iiberschreitet In den siidlichen Partien herrscht haufig Albitoligoklas 25 Volumen- vor, wahrend im Norden Andesin uberhandnimmt. Im siidlichen Teil der nordlichen Zone sind amobenartige diffuse Formen der Plagioklase die Regel. In der hornblendefreien Zone treten idioblastische grossere Kristalle auf, gegen Norden hingegen wiegen mosaikartige Strukturen vor, welche gelegent- R. H. 554 lich etwas diffus ineinander Steiger iibergehen. Der Plagioklas ist fast durch- wegs frisch. haufig auf. Sein Anteil iiberschreitet aber nur in den Volumenprozent. Er ist meist chloritisiert und zeigt den Spaltrissen dunkelbraune bis schwarzbraune Absorptionsparallel zu farbe, selten auch griinbraune oder rotbraune Tonung. Querbiotite sind haufig. Muskovit-Serizit kommt nicht in alien Gesteinen vor, nimmt aber haufig weit iiber 25 Volumenprozent ein. Die feinschuppige Ausbildung Biotit tritt recht siidlichen Partien 25 herrscht im allgemeinen vor. Chlorit ist fast immer sekundar und Gesteinen in etwas grosserer wenigen Menge vorhanden, nur in iiberschreitet kaum. aber auch da 20 Volumenprozent unregelmassig auf. Bald ist ihr Anteil iiber 50%, bald fehlt sie vollig. Sie ist meist nur massig idiomorph, hat viele Einschliisse, welche zur Hauptsache parallel der Schieferung angeordnet sind. Die Absorptionsfarbe parallel n^ ist schwarz- bis blaugriin. Ein Grossteil der Hornblenden ist garbenformig ausgebildet. Eine Ausnahme bilden die sehr gut geregelten, idioblastischen kleinen Hornblendestengel Hornblende tritt der feinnematoblastischen Hornblendeschiefer. anzutreffen; besonders lichen Zone, wo er aufweist. Sonst ist gehauft ist er Granat ist fast iiberall im siidlichsten Abschnitt der nord- in einem Fall einen Durchmesser er meistens kleiner als 1 gut idiomorphe Kristalle auf; nur cm. Einschliisse, dann iiber 1,5 cm allgemeinen in der hornblendearmen Zone sind sie meist vollkommen xenoblastisch. Die Granate fiihren welche von Es treten im parallel zur Schieferung haufig nur orientiert zahlreichen Fallen sind die Kristalle zerbrochen oder weisen wenig sind. In Streckungs- hofe auf. Karbonat ist fast in alien Schliffen festzustellen. Sein Anteil iiber¬ allgemeinen 10 Volumen¬ Karbonatgesteinen) wenigen Kalksilikatgesteinen herrscht Zoisit vor prozent (oft mehr als 25 Volumenprozent). Die Akzessorien sind (in der Reihenfolge ihrer Haufigkeit): Apatit, schreitet aber (ausser in im nicht. In den Epidot-Zoisit, Magnetkies, Pyrit. Etwas seltener ist Zirkon, Sagenit und noch sparlicher treten Rutil und Turmalin auf. Staurolith wurde in mehreren Gesteinen des siidlichen Abschnittes festgestellt. Disthen fehlt vollig. Textur und Regelung Im Diinnschliff bereich ist die Textur der Gesteine meist deutlich kri- stallisationsschiefrig. Nur in wenigen Fallen ist sie verworren schiefrig oder massig. Die serizitischen Gesteine zeigen eine ausgezeichnete Nord- Petrographie Siid verlaufende und Geologie Regelung des siidlichen Gotthardmassivs der Glimmer und eine dazu parallele 555 Klein- Ausser in den feinnematoblastischen Hornblendeschiefern wei- faltelung. sen die Hornblendestengel zum Orientierung keinerlei auf. Sie durchstossen Teil die Texturflache und verursachen verschwommene Grenzen den zwischen einzelnen Lagen der vorherrschenden stromatitischen Gesteine. 6 b) Profil iiber dem Garegna-Stollen (VI) Gesteinsinhalt Garegnastollen sind zu etwa gleichen Zweiglimmergneise und Hornblendegesteine aufgeschlossen. Die Hornblendegesteine umfassen Hornblendegarbenschiefer, etwas Amphibolit und wenig Hornblendegneis. Im Oberfiachenprofil iiber dem Teilen hornblendefiihrende Makroskopische Beschreibung des Profils Der erste Aufschluss auf Quote 2255 m weist einen karbonatfiihrenden der bei 2275 m in einen hornblende- und auf, Biotit-Hornblendegneis chloritfiihrenden Zweiglimmergneis iibergeht. Bei 2315 m steht ein granatfiihrender Hornblendegarbenschiefer mit quarzitischem Grundgewebe an. Dazwischen liegen Horizonte mit massigen Zweiglimmergneisen, welche biotitisierte Hornblendegarben fuhren. Auf der Hohe 2330 m ist ein Zweiglimmer-Hornblendegarbenschiefer aufgeschlossen, der wenige Meter hoher durch einen Horizont feinnemato¬ blastischen Hornblendeschiefers abgelost wird. Bis zu Quote 2410 m herrschen hornblendefreie, massige und zum Teil etwas pigmentfuhrende Zweiglimmerschiefer vor. Dann treten Hornblendeschiefer und Amphibolite auf, welche in alien Aufschlussen des Pizzo Stabbiello-Nordhanges bis nach Grasso di Froda vorherrschend bleiben. Im Diinnschliff lassen sich ahnliche Merkmale beobachten wie in den Gesteinen der nordlichen Zone im Garegnastollen. 7. Profil Piano Bello-Corandoni (VII) Gesteinsinhalt Dieses besteht nur aus aufgeschlossene Profil Zweiglimmerschiefern, feinnemato¬ im nordlichen Teil der Tremolaserie hornblendefuhrenden blastischen Hornblendeschiefern und karbonatfiihrenden hellen Zwei- glimmergneisen. R. H. 556 Steiger Makroskopische Beschreibung des Profils granatfiihrender Hornblende-Biotitschiefer zeigt eine typische Wechsellagerung zwischen 1—5 cm machtigen Hornblendelagen und eher quarzitischen, granatreichen Partien. Wenige Meter oberhalb sind grosse Hornblendegarben zu finden. Zahlreiche kleine Quarzlinsen durchBei Quote 1990 m steht ein an, der auch deutlioh Limonit fuhrt. Das Gestein ziehen das Gestein. Auf Hohe 2010 m dicke, kurzsaulige Hornblendekristalle (2040 m) durch kleine, biotitisierte Hornblenden herrschen vor, welche weiter oben abgelost werden. Bei 2050 m ist ein sparlich hornblendegarbenfuhrender Granat-Zweiglimmerschiefer aufgeschlossen. Auf Quote 2080 folgt ein heller, glimmerarmer Gneis, der kleine Granate fiihrt. Nicht selten grossere Hornblendegarben Bei 2085 m treten auf. setzt ein uber 50 m machtiger Zug feinnematoblasti- von schen, zoisit- und karbonatfiihrenden Hornblendeschiefern ein. Dieses und wird Gestein ist oft leicht hellen Gneises unterbrochen. Die Grenze sudlichen Auslaufer des Soresciagneises liegt ungefahr auf Hohe weniger zum 2175 gelegentlich durch mehr oder gewellt Lagen eines schmale m. Mikroskopische Beobachtungen mikroskopische Untersuchung ergibt, dass der Plagioklas zum Oligoklas-Andesin, oft aber auch Albitoligoklas ist. Die Plagioklas- Die Teil kristalle bilden Mosaikstruktur und scheinen zum Teil diffus ineinander iiberzuniessen. Biotit tritt oft in grosserer Menge auf. Parallel zu den Spaltrissen zeigt er hellbraune, dunkelbraune und griinbraune Absorptionsfarbe. sporadisch in grosseren Mengen (liber 35%) vor. Meiist er feinschuppig. Chlorit ist sekundarer Entstehung und hat keine Bedeutung. Muskovit kommt stens sonst Die Hornblende erscheint nur in feinnematoblastischen Hornblende¬ gut geregelt, sonst zeigt sie viele Einschliisse. Die xenomorph und voller Einschliisse, welche parallel zur Schieferung liegen. Zoisit-Epidot sowie Karbonat fehlen in fast keinem Gestein: Haufige Akzessorien sind: Apatit, Magnetkies und Limonit. Selten schiefern frisch und Granate sind meist kommen Rutil und Zirkon vor. Petrographie und Textur und Die Kristallisationsschieferung 557 des siidlichen Gotthardmassivs Geologie Regelung ist im Diinnschliff meist gut bis deut- lich erkennbar. Die Nord-Siid verlaufende Lineation der Glimmer ist einer dazu Hornblende von der parallelen Kleinfaltelung begleitet. Nur die feinnematoblastischen Hornblendeschiefer ist geregelt. B. Profil (lurch die Pratoserie Gotthardtunnel (II), Tin. 2808—3180 ab SP In diesem Abschnitt treten neben Glimmergneisen vor bolite und Hornblendeschiefer auf. Glimmerschiefer sind allem nur Amphi- vereinzelt anzutreffen. des Profils Makroskopische Beschreibung Im Tunnel Bei Tm. 2808 setzt das vermutlich erste Gestein der biotitfiihrender lagerung Epidot-Hornblendeschiefer, Hornblendebiotitgneis, der mit einem wird und bis gegen 2900 hellen m Pratoserie, ab 2830 m vorherrschend anhalt; der letztere wird stellenweise unterbrochen. Bei Tm. 2881,3 tritt ein 2 Serizitgneisen von epidot- Horizont ein Es steht in Wechsel- ein. m von machtiger und karbonatfiihrendem Biotitschiefer auf. Zwi- schen 2900 und 2950 m kommt ein biotitfiihrender Karbonatserizitgneis machtige Lagen von Hornblendeschiefern (teils grobporphyroblastisch) und Amphiboliten fiihrt. Anschliessend wiegen wiederum Amphibolite, wechsellagernd mit Muskovit- und Biotitgneis vor. Zwischen 3013 und 3150 m steht ein machtiger Horizont granatfiihrenden Hornblendeschiefers an, der stellenweise von 2—3 m machtigen Lagen von granat- und hornblendefuhrendem Andesingneis oder hornblendefiihrendem Biotitgneis unterbrochen wird. Ab Tm. 3150 bis zur Grenze mit dem Soresciagneis bei 3180 m sind hauptsachlich der hornblendefiihrende Biotitgneis sowie verschiedene Biotitserizitschiefer aufge- vor, der oft schlossen. An der Oberfiache (von Slid nach Im 2380 gneis Oberflachenprofil m ein gebandertes und dunkle von steht an der Grenze zur Gestein an, das helle Tremolaserie bei Quote ZweiglimmerLagen Epidotbiotitgneis fiihrt und Glimmerstriemung aufweist. 100 m nordlich karbonatfiihrendem steil nach NE einfallende Nord) von 558 R. H. davon, an Steiger der tiefsten Stelle des Profils Amphibolit (Quote Metern 2335 m), ist ein Epidot- wenigen Machtigkeit Anstieg Zwischenrippe (Quote 2355 m) ist ein Zweiglimmeralbitgneis aufgeschlossen, der ofters verfaltet ist und wechsellagert mit schmalen Horizonten verfalteter Amphibolite. Auf dem Grat der Zwischenrippe kann ein granatfuhrender Zweiglimmeralbitgneis angeschlagen werden. Amphibolite treten an dieser Stelle stark zuriick. An der tiefsten Stelle zur von anzutrefFen. Am kleinen des zweiten Zwischentales ein 5—10 m (50 m nordlich Koord. machtiger Amphibolitzug an, der 156.000) steht wiederum einem schmalen, hell von anwitternden Gneisband unterbrochen wird und sich dann er bei Quote 2380 m (120 m fiihrenden Hornblendeschiefer fortsetzt, bis nordlich Koord. 156.000) in einen granat- ubergeht, dessen Granate lagenweise angegewisse Schlingentektonik vor mit steilstehenden Faltenachsen. Der granatfiihrende Hornblendeschiefer ist gegen 100 m machtig. Eingelagert sind gelegentlich Horizonte hellen Gneises. Dann folgt eine etwas starkere Gneispartie. 30 m vor dem Kontakt zum Soresciagneis tritt wieder ein Hornblendeschiefer (zoisitfiihrend) hauft sind. An dieser Stelle herrscht eine auf, der steile Faltenachsen aufweist. An diesem Gestein konnen Rutsch- harnischflachen beobachtet werden, welche blendestengeln belegt Mikroskopische Beobachtungen Der Quarzgehalt von N-S orientierten Horn- sind. und Mineralbestand dieser Zone schwankt im allgemeinen zwischen 15 und Volumenprozent, Plagioklas/Quarz-Verhaltnis zwischen 0,5 und mit 1,5 Schwerpunkt bei 0,5. Der Plagioklasgehalt der Gneise und Amphi¬ bolite betragt im Durchschnitt 30%. Andesin ist im Tunnelprofil stark verbreitet, wahrend Albit und Albitoligoklas eher zurucktreten. Im Obernachenprofil scheinen die Verhaltnisse umgekehrt zu sein. Mosaikartige Strukturen iiberwiegen; die einzelnen gerundeten, stark zonaren Individuen fliessen ofters diffus ineinander iiber. Porphyroblastische grosse Korner (teils schachbrettalbitartig ausloschend) treten nur sparlich in Erscheinung. das 50 Biotit ist in fast alien Gesteinen verbreitet. Sein Gehalt iiberschreitet 25 Volumenprozent nur selten, meist ist er sogar unter 15%. Chloritisierung tritt nur sparlich auf, die Biotite sind im allgemeinen recht frisch. Querbiotite konnen ofters beobachtet werden. Der Pleochroismus schwankt na vorwiegend zwischen na braunlichgelb, ny grunlichbraun und schwachgelblich, ny dunkelbraun bis griinschwarz. Muskovit-Serizit tritt nur in hornblendefreien Gesteinen auf. Sein Gehalt schwankt zwi- Petrographie schen 10 und 25 und Geologie 559 des sudlichen Gotthardmassivs Volumenprozent. Der feinschuppige stark. Primarer Ghlorit fehlt in der Pratoserie, Serizit iiberwiegt sekundarer wird nur sparlich angetroffen. Hornblende ist stark verbreitet, bildet meist ein feinnematoblastisches Gewebe und nimmt des oftern 50 und mehr Prozent des Volumens ein. arm an Einschlussen und gut in die Schieferung eininnerhalb derselben haufig keine bevorzugte E-egejedoch geregelt, zeigt Schwach pleochroitische Hornblenden (na blassgriinlichgrau, n lung. blassgriin) treten neben kraftig pleochroitischen (na griinlichgelb und n dunkelblaugriin) auf. Granat kommt nur in relativ wenigen, meist horn- Meist ist sie frisch, blendefreien Gesteinen vor. Sein Durchmesser iiberschreitet 0,5 cm kaum, gerundete Formen, die Kristalle sind oft zerbrochen. Er ist in der Regel arm an Ein¬ schlussen, gelegentlich kann eine leichte Zoisitisierung beobachtet werden. Die selten auftretenden, siebartig mit Quarz durchsetzten Kristalle sind wahrend ihres Wachstums nicht bewegt worden. Zoisit-Epidot fehlt in keinem Gestein. Zoisit ist fast immer stengelig idioblastisch, Epidot oft ist er unter 1 mm. Meist hat er idioblastische, leicht in rundlichen kleinen Kornern kristallisiert. Staurolith und Disihen den nur in einem einzigen Gestein nahe der Grenze zum wur- Soresciagneis beobachtet. Akzessorien: Apatit, Rutil (Sagenit), Zirkon, selten Turmalin und Orthit; Pyrit, Magnetkies, Magnetit und andere Erze. Textur und Regelung Die Textur im Dunnschliff ist bei den Gneisen meist lentikular, bei den Amphiboliten feinschiefrig gut schiefrig bis Im Hand- feinlagig. ausgezeichnete Schieferung, die Hornblenden sind aber nicht in alien Gesteinen streng parallel orientiert, sondern weisen zum Teil eine recht erhebliche Streuung auf. Ab und zu lasst sich eine mehr oder weniger senkrecht zur Lineation stehende unregelmassige Wellung beobachten. Die Glimmer der Gneise sind immer gut orientiert, gelegentlich tritt eine zur Lineation parallele Kleinfaltelung auf. Vereinzelte Gneise weisen weniger eine schiefrige als eine stuck zeigen die Amphibolite bis immer eine lineare Textur auf. C. Profile durch die Giubineserie Im denen folgenden gemigend sind zwei Profile durch die westliche Giubineserie, bei Diinnschliffe zur Verfiigung stehen, kurz besprochen. 560 R. H. 1. Gotthardtunnel (Tm. Steiger 3420—3990 ab SP), Profil II Zweiglimmerschiefer und Biotitserizitentsprechenden Gneise deutlich zuriicktreten. In diesem Abschnitt herrschen schiefer vor, wahrend die Makroskopische Beschreibung Das erste Gestein der Giubineserie steht bei Tm. 3435 — ein des Profils epidotfuhrender Zwei- weiter nordlich ist ein glimmergneis Zweiglimmergneis aufgeschlossen, der zahlreiche kleine Granate fuhrt und weniger eine Schieferung als eine lineare Anordnung der Glimmer zeigt. Dieses Gestein steht bis Tm. 3510 in Wechsellagerung mit dem ersterwahnten und einem weissen, quarzitischen Gneis, wo es durch einen 5 m machtigen Horizont eines feldspatreichen Muskovitgneises — an. 40 m unterbrochen wird. Bei Tm. 3530 tritt ein Biotitserizitschiefer auf, der sich wiederum durch eine ausgesprochen lineare Anordnung der Glimmer m wechsellagert mit dem feldspatreichen auszeichnet und bis gegen 3600 Muskovitgneis. Bei Tm. 3596 kann erstmals ein Biotitserizitschiefer beobachtet den, welcher schmale Schmitzen hat. Zwischen Tm. 3620 und 3770 herrschen Biotitserizitschiefer vor, welche wer- eines dunkleren Gesteins oftmals eingelagert lagige Zweiglimmer- und von konkordanten diinnen Lamellen von Quarz und Feldspat durchsetzt sind. Bis Tm. 3895 steht Zweiglimmerschiefer mit kleinen Quarz- und Feldspatauglein an (vgl. neckige Gneisvarietat, S. 509), anschliessend folgt ein soresciagneisahnlicher Zweiglimmergneis (evtl. -schiefer). Ab Tm. 3920 bis zur Grenze mit dem Streifengneis (Tm. 3990) ist eine ganz ahnliche Polge von Zweiglimmerschiefern und -gneisen aufgeschlossen, welche nur bei Tm. 3930 und 3980 fur einige Meter durch einen hellen zuckerkornigen, quarziti¬ schen Gneis abgelost wird. Im Obernachenprofil herrschen ebenfalls Glimmerschiefer und -gneise vor. Bei Koordinate 689.000/157.000 steht ein Zweiglimmergneis an, der sich im Handstiick nicht vom Soresciagneis unterscheiden lasst, hingegen fehlen in der Gesteinszone die 2—4 cm grossen Augen. 250 m siidlich davon ist ein Muskovitschiefer aufgeschlossen, welcher in hellen Lagen grossere Turmalinkristalle (1—2 cm lang, 0 2—4 mm) fiihrt. Vereinzelt sind schmale Lagen eines rotbraunen Glimmers eingelagert. ein Mikroskopische Beobachtungen Der zen Quarzgehalt schwankt und Mineralbestand in diesem Abschnitt innerhalb enger Gren- (40—50 Volumenprozent). Beim Plagioklas (10—20 Volumenprozent) Petrographie 561 des siidlichen Gotthardmassivs Geologie und Albitoligoklas (nur selten Albit) und Oligoklas + Andesin ungefahr Waage. Im allgemeinen herrschen mosaikartige Strukturen, welche netzahnlich iiber das Gestein verteilt sind, vor; gelegentlioh sind die Korngrenzen diffus verschwommen. Nur selten werden idioblastische Kristalle angetroffen. Biotit ist in fast alien Gesteinen verbreitet und umfasst 10—25% des halten sich die Volumens. Er ist nicht selten chloritisiert, vor allem die Querbiotite. Die haufig rotbraun bis schokoladebraun, seltener braun mit einem Stich ins griinliche. Muskovit-Serizit kommt in alien Gesteinen vor und nimmt 15—20 Volumenprozent ein. Muskovit und Serizit kommen des oftern nebeneinander vor. Chlorit kann in einigen Absorptionsfarben parallel Schliffen beobachtet werden, standen zu sind n er scheint immer sekundar sein. Sein Gehalt iiberschreitet im untersuchten Abschnitt ganz. Hingegen verbreitet und kann in seltenen Fallen bis Ist der Granat frisch, so weist er 10% ist Granat in vielen Gesteinen 10% des Volumens ausfiillen. Quarz. Meist jedoch ist er frei Quarzeinschliissen, dafiir stark zoisitisiert, von dunklem Pigment erfiillt und von Biotit ent- auch vollkommen xenoblastische Um- risse auf und fiihrt viele Einschlusse von zu aus nicht. Hornblende fehlt von xenoblastischer, von aber isometrischer Form. Anhaufungen kleinen Granatkornern sind vermutlich durch Zerfall grosserer Indi- viduen entstanden. Die Durchmesser der Granate iiberschreiten 0,6 nicht. Zoisit-Epidot konnen Gehalte ist akzessorisch fast iiberall vorhanden. von iiber 5% mm Gelegentlioh auftreten. Die Kristalle sind immer xeno- morph, gerundet. Die Akzessorien sind: Apatit, Zirkon, Karbonat, Turmalin, Titanit; und andere Erze. Pyrit, Magnetkies Textur und Regelung Im Diinnschliff ist die Textur meist gut geschiefert bis lagig und vielvon Querbiotiten wird sie ofters fach leicht lentikular. Bei Vorherrschen undeutlich. zuckerkornigen quarzizu beobGlimmerregelung ausgezeichnete achten. Die Biotite sind aber zum Teil nicht in Lagen nebeneinander, sondern linear hintereinander angeordnet in einem Giirtel, dessen Achse parallel zur Lineation verlauft. In solchen Gesteinen fehlt dann jegliche Im Handstiick ist tischen Gneisen Schieferung. — — ausgenommen bei den immer eine 562 R. H. 2. Costone di Val Steiger Prevat, Profil VIII (langs Hohenkurve 2640 m) Makroskopische Beschreibung des Norden) Profils (von Siiden nach (ca. 40 m machtig) fiihrt soresciagneisahnlichen Zweiglimmergneis, der aber keine Augen mehr aufweist. Anschliessend folgt ein 10 m machtiger, feinkorniger epidotfuhrender Querbiotitgneis, welcher etwas verfaltet ist. Nach weiteren 10 m stent ein Zweiglimmergneis an, 20 m nbrdlich da von wurde ein granatfiihrender Zweiglimmergneis angeschlagen; dazwischen sind verschiedene + konkordante Quarzgange und -linsen gelagert, welche bis zu 1 m machtig werden. An den granatfuhrenden Zweiglim¬ mergneis schliesst ein Zweiglimmerschiefer an, der im Langsbruch wegen seiner hellen Quarzauglein ein ,,tupfiges" Aussehen zeigt (Machtigkeit 50—80 m). Er wird gefolgt von einem dunkelgrauen Biotitserizitgneis, der lagenweise von biotitisierten Hornblendestengeln durchsetzt ist (ca. 50 m machtig). Bei Koordinate 691.28/157.61, ungefahr in der Mitte des Profils, steht ein granatfiihrender Biotitserizitgneis an, welcher sich durch die ,,perlenschnurartige" Anordnung der Biotitpakete auszeichnet. Ferner kann im Querbruch eine starke Kleinfaltelung festgestellt werden (Faltelungsachse 15/40 N). Nach 50 m Machtigkeit wird das Gestein granatfiihrend (0 max. 1 mm), wahrend die Kleinfaltelung verschwindet. Helle Gange mit zuckerkomigem Gestein sowie Quarzadern sind in der ganzen Die siidlichste Gesteinszone der Giubineserie noch einen = zentralen Giubineserie recht verbreitet. Ca. 80 m nordwestlich des erwahnten Punktes herrscht immer noch granatfiihrende Biotitserizitgestein vor. Es wird nach weiteren 20 m Machtigkeit durch einen kaum 10 m breiten Horizont von dunkelgrauem, feinkornigem und verfalteltem Biotitschiefer unterbrochen und setzt sich noch rund 30 m fort, wobei allerdings die Biotitschuppen deutlich kleiner werden. Dann tritt wiederum ein granatfiihrender Zweiglimmer¬ schiefer mit ,,Bic-titperlenschnuren" auf (Machtigkeit ca. 25 m). das Die letzten 100 meist ein m bis zum Kontakt mit dem Streifengneis weisen unregelmassiges Streichen auf. Sie werden eingenommen (von Siid nach Nord) von einem soresciagneisahnlichen Zweiglimmergneis (25 m machtig) und einem biotitfiihrenden, grauen Muskovitquarzit (ca. 20 m), welcher stark gewellt ist um eine mit 60° nach NNW einfallende Achse; anschliessend folgen Horizonte mit granatfuhrenden Perlenschnurglimmerschiefern sowie soresciagneisahnlichen Gesteinsvarietaten. Petrographie Ferner tritt ein und Geologie des siidlichen Gotthardmassivs feinlagiger, sandiger Biotitserizitschiefer auf 563 (30 m) und Kontakt gegen den Streifengneis stent wiederum ein Biotitserizit¬ schiefer mit ,,Biotitperlenschniiren" an. am Mikroskopische Beobachtungen und Mineralbestand In den Gneisen und Schiefern dieses Profils schwankt der Quarzgehalt Volumenprozent. Die Gneise fuhren haufig iiber 25% Plagioklas, die Schiefer meist um 10%. Das Plagioklas J Quarz- Verhaltnis ist starken Schwankungen unterworfen, sein Schwerpunkt liegt bei 0,3 bis 0,7. Etwa zwei Drittel der Plagioklase sind Albitoligoklas, der Rest ist Andesin (seltener Oligoklas). Zweierlei Strukturen kommen hauptsachlich nebeneinander vor: 1. feine Korner, welche mosaikartig mit Quarz verwachsen sind, teilweise auch diffus ineinander iibergehen und das Gestein netzartig iiberziehen; 2. grossere, ab und zu idioblastische, haufig aber etwas amobenartige Kristalle mit zwischen 50, in den Quarziten und 35 um 70 vielen Einschlussen. Beide Kristallarten erscheinen relativ ziemlich frisch, aber verunreinigt. 5—20% des Absorptionsfarbe parallel Biotit ist in alien Gesteinen verbreitet und nimmt ein. Er ist fast immer frisch. Die mens haufig rotlichbraun, Querbiotite sind in fast haufig fach tritt aber auch nur ist alien Schliffen recht zahlreich. Mus- kovit-Serizit nimmt zwischen 10 und und Serizit kommen n seltener dunkelschokoladebraun oder warmbraun bis hellbraun. Volu- 30% des Volumens ein. Muskovit nebeneinander im gleichen Gestein vor, viel- Serizit allein auf. Chlorit fehlt in den meisten Schliffen; sein Gehalt iiberschreitet 5% auf keinen Fall. Er ist immer sekundar und zersetzt Hornblende wurde farbe parallel ny ist vor nur allem Querbiotite. in einem Gestein beobachtet. Die blassgriin, Absorptions¬ der Pleochroismus schwach. Das Mineral ist stark biotitisiert. Granat tritt in alien Gesteinen auf. uberschreitet 1,5 mm. fast frei 5% nicht. Die Durchmesser schwanken zwischen 0,2 und Vielfach sind die Kristalle von Sein Gehalt gut idioblastisch, etwas zerbrochen, Einschlussen und randlich oder im Inneren leicht zoisiti- siert, selten chloritisiert. Gelegentlich sind sie in Aggregaten angehauft (vermutlich zerbrockelte grossere Individuen). Teils xenoblastisch, frisch und fuhren viele Einschlusse zen, welche parallel zur Schieferung Es scheint, dass die Granate phase gebildet zum oder leicht Teil vor, zum sind die Granate gelangten Quars-formig angeordnet sind. Teil nach der Bewegungsvon worden sind. Die Akzessorien sind: Apatit, Zirkon, Zoisit-Epidot, graphitisches R. H. 564 Pigment Steiger Magnetkies, Pyrit, Magnetit und haufig von pleochroitischen Hofen und Turmalin. Ferner konnen Limonit beobachtet werden. Zirkon ist umgeben. Textur und Regelung Vielfach ist die Textur im Dunnschliff lagig oder seltenen undeutlichen Texturen sind meistens auf die gut geschiefert. Die Querbiotite zuruck- zufuhren. Makroskopisch fallt die ausgezeichnete Regelung der Glimmer und der seltenen Hornblendestengel auf. Gelegentlich tritt eine zur Glimmerlineation parallele Kleinfaltelung auf. Die Querglimmer sind oft in einem Gurtel parallel zur Glimmerlineation angeordnet. Literaturverzeichnis Ambtjhx, E. (1929): Petrographie und Geologie des zentralen Gotthardmassivs sudlich Andermatt. Schweiz. Min. Petr. Mitt. 9, p. 265—441, und Diss. ETH Zurich. Barth, T. F. W., Correns, C. W. und Eskola, P. (1939). Die Entstehung der Gesteine. Ein Lehrbuch der Petrogenese. 422 S. Springer, Berlin. Baumer, A., Frey, J. D., Jung, W. und Uhb, A. 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Hauptbruch Im Parallelanordnung und Langung der in N-S Richtung verlauft und daher Schieferung und Lmeation sind auf lasst sich erne welche Biotite erkennen, lineare ungefahr als N-S Lmeation bezeichnet wird. lammare Gleitung im Gestem alpmen Gebirgsbildung durch die darubergleitenden, nordwartsstrebenden Decken erzeugt wurde (vgl. dazu zuruckzufuhren, welche Fig 2, Tafel I). zur Zeit der Die N-S Lmeation ist tung des tektomschen Transportes Abbildungsmassstab: ungefahr Fig 2 eine erne a-Lmeation, sie stellt die Rich¬ dar. naturliche Grosse. -> Granat- und hornblendefuhrender Zwetghmmerschtefer, Pontmozone (Tre¬ molaserie). Fundort: Oberflachenprofil uber Gotthardtunnel, Quote 2175 m, Streichen und Fallen N 52 B/56 N (auf der GestemsGrasso di dentro eingezeichnet). oberflache Die N-S Lmeation verlauft etwas schrag zur Auf der angeschmttenen Flache lassen sich Schieferung sowie Hornblende- und Granatporphyroblasten deutlich erkennen. Die Hornblenden sind erst nach der Schieferung entstanden, da sie dieselbe zum Teil durchschlagen. Der Granat hmgegen wurde wahrend seines Wachstums in Pfeilnchtung um eine E-W hegende Achse (senkrecht die (in der Abbildung) hangenden zur angeschmttenen Flache) gedreht, Schichten also gegenuber den hegenden durch lammare Gleitung relativ nach rechts verschoben. Zu Begmn der alpmen Metamorphose wies die Schmttkante Tremolaserie (gestrichelte Lime). — bei sonst ahnhchem Streichen wie heute — leichtes Sud- Ausgangsgestems ursprunghche Lage ist m der vorhegenden Abbildung wiedergegeben. Die Worte ,,Nord" und „Sud" deuten die damalige Onentierung an. Die damals hangenden Schich¬ ten der Tremolaserie wurden durch die daruber hmweggleitenden Decken fallen auf. Diese gegenuber des sedimentaren hegenden relativ nach Norden verschoben. Richtung des tektomschen Transportes. den ist also die Abbildungsmassstab: ungefahr naturliche Grosse. Die N-S Lmeation Petrographie nnd Gcologie des sudhchen Gotthardmassivs 569 R. H. 570 Steiger TAFEL II Fig. 1. Gleiches Handstuok genommen, faltelung wo in wie einer deuthch besonders Tafel I, bildet zu Gefugemerkmale dieser rend die zufalhg einen N-S Winkel Transportes in Fig. 1, 5—10°; die beiden Lmeation Bewegungen zuruck- gibt die Richtung alpinen Hauptphase an, wahKleinfaltelung erne b-Lineation dar- erne a Lineation und wahrend der ahnlich onentierte zur verlaufende Klein- von sind auf versohiedene tektomsche stellt, welche senkreeht Emengung Die hervortritt. Kleinfaltelung zufuhren. Die N-S Lmeation ist des tektomschen der Ruck&eite auf- in Fig. 1, Tafel I, jedoch auf glimmerreichen Lage die N-S Bewegungsrichtung steht zuruckgeht. des sudhchen Gotthardmassivs und auf die E-W Die Kleinfaltelung ist junger als die N-S Lineation. Sie wurde nach dem Wachstum der Por- phyroblasten (3 Generation) gebildet; die Querbiotite (4. Generation) sind vermuthch Emengung 2. parallel angeordneten der letzten Phase der E-W entstanden. Abbildungsmassstab: ungefahr Fig ihr zu m natuiiiche Grosse. -> Soresciagnets (Zweighmmeralbitoligoklasgneis). Fundort: Grat SE Pos Meda, Quote 2510 m. Streichen und Fallen N 80 E/43 N. Vertikalschnitt parallel zur N-S Lmeation, d. h. Schmtt Kristalle der 1. und 2. Generation bildet zum em zum Langsbruch. Es herrschen (voralpmen Alters) Die 1. Generation rehktisches, femkorniges Quarz-Feldspattrummermosaik und Tell zersetzt (serrzitisiei t) Quarze parallel vor. und femere Biotitlagen rekristallisiert und dabei, Die Kristalle der 2. Generation — infolge sind zur lammarer Zeit der Gleitung alpinen lm — ist grosse Dislokation Gestein, m Rich¬ tung des tektomschen Transportes gelangt und emgeregelt worden (= N-S Lmeation). Vergrosserung: 15 x , Nicols gekreuzt. 572 R H Steigei TAFEL III Fig 1 Granatsenzitphylht, Quote 1505 zur Nelvazone N S Lmeation, d \erlauft m der h Sehnitt Abbildung der 2 E/27 Fundort W Riale di Nelva, Vertikalschmtt Langsbrueh Grundgewebe zum Das Die parallel Schieferung aus — Mmeralien femschiefrig, die Senzitschuppchen smd gewachsen Der Granatporphyroblast gehort — parallel zur N-S Lineation zur 3 Kristallgeneration und (gelangte Quarze parallel horizontal Generation bestehend der 2 (Tremolaserie) Streichen und Fallen N 30 m ist ist von Generation) s Emschlussen formig angeordneten duichsetzt Er wurde m der Schluss Gleitung gebildet und wahrend seines Wachstums um erne E W onentierte Achse (in der Abbildung senkieoht zur Papierebene stehend) gedreht Diese Drehung der Granatporphyroblasten weist darauf der lammaren phase hm, dass die N-S Lmeation tektomschen Vergrosserung 2 Chlont eine 10 X , Nicols Lmeation ist, also die Richtung geki euzt Itornblendefuhrender und a des Transpoites darstollt (Tremolaserie) Fundort -> Btotitset izitschtefer, Gotthardtunm 1, Tm Zone des Sasso Rosso 1871,0 ab SP Streichen Vertikalschmtt und Fallen N 38 E/70 Schmtt Langsbrueh Die Grundgewebe des Gesteins besteht zur Hauptsache aus Generation (Quaiz, Glimmer, Plagioklas), welche m Rich parallel horizontal N parallel zur N-S Lmeation, d h Schieferung verlauft m der Abbildung zum Das Mmeralien der 2 tung der N-S Lmeation angeordnet und gelangt smd Quer steht em Hornblendeporphyroblast, der von zur Schieferung gelangten Quarzen der 2 Gene¬ ration durchsetzt ist Der Hornblendeporphyroblast gehort der 3 Gene¬ postkinemattsch gewachsen, da er mi Gegensatz zum Granatporphyroblasten in Fig 1, Tafel III, keine Spuren emer Bewegung ration zeigt 5 an Er Langs ist veremzelter Generation Vergrosserung Spaltrisse ist er von Zersetzungsprodukten (femschuppigem Biotit und Chlont) durchsetzt 20 X , Nicols gekieuzt der Petrographie ,»V und Geologie "«--*v it; y& ••'HI des sudlichen Gotthardmassivs 573 574 Steiger H R TAFELIV Fig 1 BioUtsenzitschiefer, Granatfuhrender S Pt zur N S Lineation und ungefahr parallel lich gefaltelt (in der Anordnung eine aus Zur Emschlusse zuruckzufuhren ist, Vergrosseiung erne 25 X Gleiches Gestem tion und der + (2 Generation) teltes selben sem dass die Granate nach lhrer W Tafel IV. erst nach der , zur Bildung Grundgewebe konnen Die N S Bildung Nicols um Papierebene darauf, dass dieN-S verlau Emengung des Gotthardmassivs Porphyro gekreuzt Querbiotite werden demnach als 20 X senkrecht aus ist senkrecht d h sie stark N S Lmea gefaltelt Da sie erst nach der zum Quer¬ zum Unberuhrt Teil gefal Faltelung des- Klemfaltelung erfolgte gemass Fig 1, Poiphyroblasten (3 Generation) Die der 4 zur parallel Serizit und etwas Quarz smd die grossen Querbiotite sem Quarzem- kann Grundgewebe einschhessen, Vergrosserung Abbildung Tafel III, Fig 1 Schnitt parallelen Klemfaltelung, bestehende entstanden die Die geradhnige abrupte Richtungsanderung am Das fast ausschhesshch Faltelung gehoren Generation der 3 b Lineation darstellt und eist nach der Nicols , wie in dazu bruch des Gestems durch diese Generation die sowie welche auf die E blastenbildung entstanden 2 Mmeralien gleichen Dies ist emHmweis wurden Klemfaltelung, Das Grundgewebe ist deutFaltelungsachse senkrecht zur der 2 Generation (Quarz, Biotit des Gestems N-S orientierte 4.chse (in der fende Schenadui, Schmtt steht die Abbildung Porphyroblasten zeigt, st°hend) gedreht Fig dazu N Gianatporphyroblasten den in Rande der der zur Fundort E/35 ungefahr senkrecht parallel verlaufenden Klemfaltelung, d h Querbruch Plagioklas) etwas schlusse zum Es besteht Papierebene) und Giubineserie Streichen und Fallen N 118 2747 Generation bezeichnet gekreuzt Petrographie und Geologie des svidliehen Gotthardmassivs ^fefc 575 "J***1 #?**3»'3& V y *TC1 ^^w»SR W*XL TRH >«!> 576 R. H. Erlauterungen zur Steiger Strukturkarte des siidlichen Gotthardmassivs zwischen St. Gotthard- und Lukmanierpass (Tafel V) Die Strukturkarte stellt die im Feld sichtbaren Gesteine dar. Sie ist das Resultat der Auswertung Gefiigemerkmale von der mehreren tausend Einzelmessungen. Die Gesteine des siidlichen Gotthardmassivs Das Streichen der gute Schieferung. zeigen in Schieferungsflachen und verlauft mit Ausnahme der westlichen Giubineserie der ist + Regel eine regelmassig parallel zu der geologischen Einheiten, nicht aber zu deren stratigraphischer Unterteilung (vgl. z. B. S. 448). Das Fallen ist in den unteren Talhangen infolge Versackungserscheinungen oft unregelmassig und im Vergleich zu Stollenmessungen meist zu flach. Weiter gegen Norden fallen die Schieferungsebenen zunehmend steiler ein. Innerhalb der Schieferungsflachen lasst sich eine lineare Parallelanordnung von Glimmern oder stengeliger Mineralien, eine Lineation, erkennen. Die Lineation (im weiteren als N-S Lineation bezeichnet) ver¬ den Grenzen lauft durch alle Zonen hindurch auch bei wechselndem Streichen erstaunlich regelmassig. Sie kann selbst im Tremola-, Prosa- und Medelsergranit wahrgenommen werden. Im Westen herrscht NNW-Orientierung, im Zentrum des Untersuchungsgebietes N-Orientierung vor, wahrend im Osten die Lineation haufig etwas gegen NNE dreht. Der Fallwinkel der Lineationen nimmt gegen Norden deutlich zu. glimmerreichen Gesteinstypen ist gelegentlich eine feine Kleinjaltelung und Wellung mit Amplituden von 0,5—2 mm zu beobachten. hier als Kleinfaltelung Die parallel zur Lineation verlaufende Faltelung Bei — bezeichnet massivs — vor. kommt in alien Gesteinszonen des siidlichen Die E-W verlaufende ist im Osten des Gotthard¬ hier Wellung genannt Faltelung Untersuchungsgebiets vor allem im Streifengneis ange— — hauft. Relativ selten treten grossen Amplituden grobe Faltenachsen mit dezimeter- bis meter- auf. Faltenachsen, welche steil nach Westen ein- fallen, sind auf die Pratoserie und Corandonizone beschrankt. In den ubrigen Zonen fallen sie fast ausschliesslich in nordlicher und nordostlicher Richtung ein. Nur im Streifengneis kann neben der Lineation eine gegen Westen gerichtete Langung und Streckung der Qv,arz-Feldspataugen eingemessen werden. Deutung dieser Gefiigemerkmale: Makroskopisch lasst sich erkennen, dass Zur die E-W gerichtete Wellung Petrographie und Geologie des siidlichen Gotthardmassivs 577 jiinger ist als die N-S verlaufenden Bewegungsspuren (Lineation und Kleinfaltelung), denn die in N-S Richtung gelangten Glimmerschuppen sind durch die Wellung verbogen worden. Die steil nach Westen einfallenden Faltenachsen der Pratoserie und Corandonizone und die ahnlich Quarz-Feldspataugen im Streifengneis sind deutlich von der N-S Lineation iiberpragt und daher alter als diese. Die enge Ubereinstimmung mit den Gefugemerkmalen der mesozoischen Pioramulde macht ein alpines Alter der N-S gerichteten Linea¬ tion, der dazu parallelen Kleinfaltelung und der E-W Wellung wahrscheinlich. Altersbestimmungen an gleichorientierten Biotiten des Fibbiagneises weisen auf ein Alter von 15—22 Mio. Jahren hin. Dieses junge orientierte Streckung Alter mag erklaren, Prosagranit der warum die N-S Lineation selbst im Tremola- und auftritt. alpinen Gefiigemerkmale kann im Feld nicht ohne weiErst die mikroskopische Untersuohung deutet die N-S Lineation und die dazu parallele Kleinfaltelung Die Natur der teres erkannt darauf werden. hin, dass in zwei verschiedenen Phasen entstanden sind. Die N-S Lineation des Streckung und Umkristallisation der Transportes. Sie wurde gebildet Norden gleitenden alpinen Decken. Die Gesteins kam zustande durch eine des tektonischen Mineralien in unter der Richtung Einwirkung der nach N-S Lineation ist demnach eine a-Lineation. gleichen Richtung verlaufende Kleinfaltelung gebildet. Sie ist auf eine E-W Einengung spateren der siidlichen Zonen zuruckzufuhren, welche im Zusammenhang mit der Biegung des Gotthardmassivs steht. Die N-S verlaufende Kleinfaltelung stellt eine b-Lineation, senkrecht zur Einengungsrichtung, dar. Die E-W gerichtete schwache Wellung des Gesteins ist die Folge eines Die mehr zufallig in der Phase wurde in einer erneuten schwachen S-N Schubes. Sie ist ebenfalls eine b-Lineation und steht senkrecht zur Schubrichtung. Lebenslauf Ich, Rudolf Heinrich Steiger, wurde geboren. Meine Primarschule Biirgerorte besuchte am 5. April sind Zurich und Uetikon ich das 1932 am in Zurich See. Nach der Realgymnasium der Kantonsschule Zurich, wo ich 1951 die Maturitat (Typus B) absolvierte. Im Herbst des gleichen Jahres immatrikulierte ich mich an der Eidgenossischen Technischen Hochschule, Abteilung fiir Naturwissenschaften. Nach einem anderthalbjahrigen Unterbruch des Studiums infolge Militardienstes und praktischer Tatigkeit legte ich im Friihjahr 1957 die Diplompriifung als Ingenieur-Petrograph ab. Seither bin ich als Assistent am Institut fiir Kristallographie und Petrographie tatig. Nach der Ausfuhrung einer grosseren mineralchemischen Arbeit nahm ich die Ausarbeitung der vorliegenden Dissertation in Angriff. Im Wintersemester 1960/61 wahrend der Beurlaubung meines Lehrers, Herrn Professor Burri ubernahm ich im Lehrauftrag seine Vorlesungen und tjbungen. — —
