NORGES GEOLOGISKE UNDERSØKELSE Nr. 243
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NORGES GEOLOGISKE UNDERSØKELSE Nr. 243 Nr. 243 A Zur Stratigraphie und Petrographie dcs Valdres-Sparagmites und der Mellsenn-Gruppe bei Mellane/Valdres (Siid-Norwegen) von Jorg Loeschke Nr. 243 B Zur Petrographie des Valdres-Sparagmites zwischen Bitihorn und Langsuen/Valdres (Siid-Norwegen) von Jorg Loeschke Nr. 243 C The Structure of Mellene and Heggeberg, Valdres by Richard P. Nickelsen NB Rana l)6powidlic)tsl<6t OSLO 1967 UNIVERSITETSFORLAGET STATENS TEKNOLOGISKE INSTITUTT BIBLIOTEKET Inhaltsverzeichnis/Contents Jdrg Loeschke: Zur Stratigraphie und Petrographie des ValdresSparagmites und der Mellsenn-Gruppe bei Mellane/ Valdres (Siid-Norwegen) 5 Jdrg Loeschke: Zur Petrographie des Valdres-Sparagmites zwischen Bitihorn und Langsuen/Valdres (Siid-Norwegen) . . 67 3 Richard P. Nickelsen: The Btructure of Mellene and Heggeberg, Valdres . . co 99 l ' U.i <— . o se !^!»! Zur Stratigraphie und Petrographie dSB Val<ir6B-3paraFmit6B unt! der Mellsenn-Gruppe bei Mellane/Valdres (Siid-Norwegen) von Jorg Loeschke. INHALTSVERZEICHNIS Beite Zusammenfassung Vorwort Einieitung Geographische Lage Historischer (Jberblick Problemstellung 5 7 8 9 10 13 1Z Stratigraphie und Petrographie Der Valdres-Sparagmit Typ Rabalsmellen 14 16 17 'Ivp Il.c»sNsliiiell 18 Konglomerat 1 Typ Rundemellen Konglomerat 2 (mit Vulkaniten) Konglomerat 3 C? Tillit) Der Übergang zwischen dem Valdres-Sparagmit und der Mellsenn-Gruppe Die Mellsenn-Gruppe Mellsenn-Quarzit 24 25 29 29 31 33 34 36 Mellsenn-«Blauquarz> Die Phyllite i^ie t^iilte Mylonite, tektonische Kontakte und Überschiebungen Quantitative Angaben iiber den Valdres-Sparagmit Herkunft des Materials und Ablagerungsraum des Valdres-Sparagmites Vergleichende Stratigraphie und Altersfragen Literaturverzeischnis Anhang (1 Geologische Karte, 2 Profiltafeln, 1 Stratigraphische Tabelle). 37 39 40 4U 41 45 53 59 63 >^ r§£ 5 jf —» O = »j t 5l2 Zusammenfassung co In der vorliegenden Arbeit wird in Zusammenhang mit den tektonischen Ergebnissen von R. P. Nickelsen (s. S. 99) eine Stratigraphie und Petrographie des ValdresSparagmites und der Gesteine gegeben, die in der Literatur unter dem Nåmen «Mellsenn-Formation» bekannt sind. Die Untersuchungen griinden sich auf eine Kartierung £f »2 6 im Mass-Stab 1:12 500 nn6 auf die Aufnahme von mekleren Profilen in der Um gebung von Mellane/Valdres. Es wird die tolZen6e 3tl2tigi2pnie vorgeschlagen: .VleliBenn Bcnieler Bcnieter mit (^raptoiitnen 1 Bcnieier mit Kalkknollen ! und Brachiopoden Schwarzer Schiefer ) 42 30 m '" Mellsenn- «Blauquarz » 60 m ? UnterOrdovizium Mellsenn-Dachschiefer 60 m ? Kambrium/ Ordovizium Mellsenn-Quarzit 50 m Obergang zwischen Rosa Sparagmit Mellsenn-Quarzit und Valdres-Sparagmit Griingrauer Schiefer mit Quarzitlagen Konglomerat 3 (PTillit) Valdres-Sparagmit (Typ Rundemellen) Darin enthalten: Konglomerat 2 Konglomerat 1 Valdres-Sparagmit (Typ Rognslifjell) Valdres-Sparagmit (Typ Rabalsmellen) ? Eokambrium ! 60 m 0.) — 3 m 6)0 in 2 m 10 — Z0m Eokambrium 1350 m ?1000 ni Die Nåmen, die hierbei verwandt werden, sind mit Ausnahme der Konglomerate und der Obergangsschichten zwischen dem Mellsenn-Quarzit und dem Valdres-Sparag mit an Typuslokalitåten gebunden und beziehen sich auf lithostratigraphische Ein heiten in der Grosse einer Formation. Es wird deshalb vorgeschlagen, den Begriff «Mellsenn-Formation» durch den Begriff «Mellsenn-Gruppe» zu ersetzen. lill jede lithostratigraphische Einheit wird eine Feldbeschreibung und eine petro graphische Beschreibung vorgenommen. Als Ergånzung zur Mikroskopie werden fiir den Valdres-Sparagmit die Ergebnisse quantitativer Untersuchungen mitgeteilt: Åtzen der Schliffe, Anfarben mit einer Natriumkobalt (lll) nitrit-Losung und Bestim mung des Na2O- und K2O-Gehaltes mit Hilfe der Flammenphotometrie; Bestimmung von SiO2, TiO2, A12O3, Fe2O3 (total) und CaO mit dem Rontgen-Fluoreszenz-Spek trographen. 7 Es ergibt sick ans diesen Analysen, dass der Valdres-Sparagmit grob gesehen von unten nach oden an Quarz zunimmt und dementsprechend an Kali-Feldspat, Plagioklas und Matrix abnimmt, so dass die stratigraphisch tieferen Lågen meist Grauwacken 6arztellen un6 mancnnial eine annanern6 granitische Zusammensetzung besitzen, wah rend in den jiingeren Anteilen Arkosen und feldspåtische Sandsteine vorherrschen. Als Sediment-Lieferant fiir das Material des Valdres-Sparagmites von Mellane wird 2ulZrun6 der petloZlHpniscnen I^ntersncnunZen 625 zii6nol^eZlBcne kralcainbliuin 6islcutie«. Der Valdres-Sparagmit und die Teile der Mellsenn-Gruppe, die in sedimantårem Kontakt mit dem Valdres-Sparagmit stehen, sind durch eine weitreichende Über schiebung von den darunterliegenden Phylliten getrennt. Die tektonizcne DeuninK R. P. Nickelsens, der niloige 628 S-Profil von Skarve mellen der iiberkippte Teil einer grossen liegenden lalle ist, wird voll und ganz unter sriitzt. Es wird ein stratigraphischer Vergleich teils mit den Sparagmitvorkommen vom oberen Mjøsa-See und teils mit Sedimenten der Hardangervidda vorgeschlagen. Dieser Vergleich scheint die iiberkippte Lagerung bei Geilane zu beståtigen. Der Valdres-Sparagmit ist weder ein Flysch noch ein Molasse-Sediment, sondern eine miogeosynklinale Sedimentfullung der kaledonischen Geosynklinale. Der ValdresSparagmit wird fur eolcamblisck gehalten un6 betinget sich eindeutig in allochthoner Position. (vgl. O. Kulling 1961). VORWORT Die Moglichkeit, eine Arbeit iiber den Valdres-Sparagmit und die MellsennGruppe in 3ii6-sloNveZen vårlegen 2n bonnen, verdanke ich der freundlichen tvilte von Herm Professor Dr. Chr. Oftedahl, der mir einen Arbeitsplatz an dem geologischen Institut der Technischen Hochschule Trondheim zu Ver kruZunZ stellte, nnd der 3riltu!NZ Vollcg^aZen^vellc, die mir ciurcn ein 2^veicBni6ien-Btipen6iuin die Durchfuhrung 6ieBer Arbeit elinoglicnte. Herr Professor Dr. Chr. Oftedahl hat mich in jeder Weise, besonders durch die vielen interessanten, fachlichen Diskussionen unterstiitzt und mir viele Hinweise zur Forderung der vorliegenden Arbeit gegeben. Ich bin Herm Professor Dr. Chr. Oftedahl dafiir sehr dankbar. Auch fiir die Hilfe, die ich von I^eirn Professor Dr. M .V.icnrer un6 Nerrn Professor Dr. K. R. Mehnert (kleie I^nivelßickt Berlin) I>ei rneinen VeiniinunZen urn 625 ZweitstudienStipendium der Stiftung Volkswagenwerk erkairen habe, mochte ich mich ker^iick bedanken. Im einzelnen wurde ich von vielen Seiten bei den Fragen, die wahrend der Ausarbeitung der Ergebnisse auftraten, unterstiitzt. Herr Pro fessor Dr. N. Spjeldnæs (Aarhus, Dånemark) iibernahm durch die Vermittlung von Herm Dr. G. Henningsmoen (Oslo) freundlicherweise die Bestimmung von einigen Brachiopoden. In den interessanten Diskussionen mit Herm Pro fessor Dr. I'. Strand (Oslo) un6 lierrn Professor Dr. R. P. Nickelsen (Buck nell University, Pennsylvania) wurden viele Fragen beruhrt, die fiir den Fort 8 gang der Arbeit Benr wesentiick tvaren, Auch hat rnir Herr Professor Dr. I'. Strand Luftbilder der Umgebung von Geilane freundlichst zu Verfiigung ge steilt, Mit der VeroskentlicnunZ von tierrn Professor Dr. R. P. Nickelsen iiber die tektonische Situation bei Geilane ist diese Arbeit eng verkniipft. Herr Dr. H. Carstens beriet mich in petrographischen Fragen und Herr 1. Amanuensis R. Stokland bei den rontgenspektrographischen Analysen. Durch die Hilfe von Herrn Konservator J. A. Dons (Oslo) war es mir moglich, einige Dunnschliffe von Telemark, Gronsennknipa und den JotunEruptiva kennenzulernen, und dadurch Vergleiche mit Gerollkomponenten von Mellane zu gewinnen. Herr Staatsgeologe F. Wolff von Norges Geologiske I^'n6elsolceise (Trondheim) war 30 ireun<i!icn, mir bei der Beschaffung von Kartenmaterial und Luftbildern behilflich zu sein. Die Anfertigung von mekreren Diinnschliffen unci Lr^praparaten verdanke ich der Hilfe von lierrn A. Iversen un6 tterrn Lj. krosetk. Eine chemische SiC>2-Analyse, die mit ånderen Analysen als Vergleich fiir die rontgenspektrographi schen SiCVAnalysen herangezogen wurde, wurde von Frau A. K. Sele durch gefiihrt. Frau M. Froseth iibernahm freundlicherweise das Schreiben des Manuskriptes. Fiir alle diese vielseitige stille mochte ich mich herzlich bedanken. EINLEITUNG Da die stratigraphische und tektonische Position des Valdres-Sparagmites fiir die Deutung der Entstehungsgeschichte grosser Teile Jotunheimens von ausschlaggebender Bedeutung ist und in der bisher erschienenen Literatur Detailuntersuchungen des Valdres-Sparagmites hinsichtlich seiner genauen perloZrapniBcnen Zusammensetzung un<l zeiner BtlariZrapniscnen un6 tekto nischen Stellung fehlten, erschien die Bearbeitung dieses Sedimentes besonders leikvoll. Es wird nåmlich dadurch eine Oberpriifung der Gedankengånge V. M. Goldschmidts (1916b) und T. Strands (1940 etc.) ermdglicht und gleichzeitig neueB Licnt auf die tektonische Entwicklung Jotunheimens, die Herkunft des Materials des Valdres-Sparagmites und die moglichen Komplikationen in 6ieBem Il.aum Ze^orlen. Die vorlieZen6e Arbeit Icann 212 der von I'. Strand (in O. Holtedahl 1960) aukZeBtellten 'lneorie iiber 628 telctoniBcne Geschehen in der Umgebung von Jotunheimen Iceine 3cellunZ nekinen, son6ern soll leciiZlicn verdeutlichen, dass die Verhaltnisse komplizierter sind als Bie in der Lireranir be3cnrie!)en werden nn6 dass neue Überlegungen mit in die VecracnrnnZ nineinZe^oZen wer6en miiBBen. 3ie soll vor allem auf die XompiiliNtionen 6ez Valdres-Sparagmites bei Mellane, die bisher nicht in dem Masse bslcannr 9 Abb. 1. Geologische und geographische Lage des Arbeitsgebietes. 1 Kambro-Silur, 2 Valdres-Sparagmit, 3 Eokambrium, 4 Gneise im N¥, 5 JotunEruptiva, 6 Grundgebirge (alter als Eokambrium). G Gronsennknipa, M Mellane, D Dokkvatn. (nach O. Holtedahl 1960) waren, aufmerksam machen und stratigraphische Vergleiche einerseits mit der klassischen Sparagmitregion im nordlichen Mjosa-Gebiet und andererseits mit Sedimenten der Hardangervidda in die Diskussion bringen. GEOGRAPHISCHE LAGE Als Arbeitsgebiete innerhalb der nahezu unmetamorphen Anteile des Valdres 3f»2l2Znlices bielen sicn die I^inZebunZ von (^wnsennlcnipa, die Vorliommen von Geilane un6 625 (^ebier in der Nahe von Dolcicvatn an. Da die Aufschluss verhåltnisse bei Geilane sehr gut sind und auch die Verkniipfung des ValdresSparagmites mit der darunterliegenden Melsenn-Gruppe eingehend untersucht werden kann, so wurde als Untersuchungsgebiet Geilane gewahlt. Wie die Karte (Abb. 1) zeigt, bildet der Valdres-Sparagmit dort eine halbinselformige Ausstiilpung nacn S, die an drei Seiten von kambrischen bzw. ordovizischen 10 Be6imenten umian^et wird. Daz Arbeitsgebiet wurde 80 beZren^r, dass einmal die hochsten LrnebunZen von Mellane (Rundemellen 1345 m, Skarvemellen J 267 m, Rabalsmellen 1148 m und Rognslifjell 1122 m) erl2ssc wurden un6 zum ånderen in einein ZeniiZenci breiren 3treisen linkum die Velna'ltniß3e an der I^nrerKrenxe des Valdres-Sparagmites zur Mellsenn-Gruppe bzw. den Phylli ten untersucht werden konnten, die besonders wichtig fiir die tektonische Deutung des gesamten Komplexes sind. HISTORISCHER ÜBERBLICK Die altere Literatur aus dem klassischen Gebiet des Valdres-Sparagmites, das sich iiber kveite Areale siidostlich von Jotunheimen zwischen Hemsedal im W und Gausdal im E hin erstreckt und vor allem durch K. O. Bjorlykke (1905) naher bekannt wurde, ist eingehend in der Publikation von V. M. Goldschmidt ( 1916 b) erwåhnt. Den Nåmen «Valdres-Sparagmit» fiihrte K. O. Bjorlykke (1910) ein. V. M. Goldschmidt verfasste 1916 eine ausfiihrliche Studie, die die X.onZlomelare bei Gronsennknipa un6 Ooliicvatn, 6aneben aucn den ValdresSparagmit selbst betraf. Er machte auf die sedimentåren Zusammenhånge mit den ebenfalls von ihm beschriebenen Jotun-Eruptiva (1916 a) aufmerksam und schuf damit eine Basis fiir die spateren Gedankengange iiber die kaledon ische Orogenese in diesem Raum (Th. Vogt, 1928, S. 105). 1938 erschienen die Beschreibung und die Karte von Nordre Etnedal (1 : 100 000) von I'. Strand, die eine breitere Abhandlung iiber den ValdresSparagmit entnair un6 in der aucn der Nåme «^leliBennav6elinZ» iur eine iiber den Phylliten und unter dem Valdres-Sparagmit liegenden Wechselfolge von Quarziten und Schiefern vorgeschlagen wird. Sic bildet neben der Be schreibung und der Karte (1:100 000) von Slidre (T. Strand 19) lb) die detaillierteste Kartenunterlage fiir Untersuchungen in diesem Gebiet. Die Ver offentlichungen von C Bugge (1939) dreilen nur randlich die Vorkommen des Valdres-Sparagmites bei Gronsennknipa. In den Jahren von 1945 bis 1957 wurden durch die Publikationen von B. Dietrichson viele weitere Fakten iiber den Valdres-Sparagmit bekannt, die die nordostlichen Bereiche in der Umgebung von Espedalen naher behandeln und u.a. interessante Detail iiber die Herkunft der Konglomerat-Komponenten beinhalten. Die Frage der stratigraphischen Stellung des Valdres-Sparagmites, die wegen des absinten Fehlens von Fossilien ein Punkt heftiger Diskussionen war, ver suchte T. Strand (1959) 6adurcn 2u losen, dass er den Valdres-Sparagmit mit einem untersilurischen Sandstein aus Vestre Toten verglich, der ebenfalls wie der Valdres-Sparagmit Perthite aus den Jotun-Eruptiva enhalten soll. Da 11 ausserdem der Valdres-Sparagmit bei Geilane teilweise sedimentar auf der Mellsenn-Gruppe liegt und die Mellsenn-Gruppe in den unteren Schieferlagen mittelordovizische Grapolithen (K. O. Bjorlykke 1905) fiihrt, sieht T. Strand (1959) die Moglichkeit, dass die Ablagerung des Valdres-Sparagmites nicht eher als im Caradoc begann und nicht spåter als in I.lan6overv en6ete. Die ino6ernBte Auffassung iiber die tektonische Stellung des Valdres-Sparag mites findet sich in der «Geology of Norway» (O. Holtedahl 1960, S. 190 193). Danach existieren in diesem Raum zwei Decken, die zeitlich und råum licn 6urck den Val6le3-3palaZniic Zettennr xver6en. Es sin6 die unrere Jotun vecke un6 die obere Jotun-Decke. Zur unteren Jotun-Decke werden die Eruptiva von Rossjokollan, Espedalen und die Decke von Sel und Vågå (T. Strand 1951 a), zur oberen Jotun-Decke die eigentlichen Eruptiva von Jotun heimen gerechnet. Der Valdres-Sparagmit liegt danach sedimentar auf der unteren Jotun-Decke bzw. teils auf der Mellsenn-Gruppe und wird von der oberen Jotun-Decke tektonisch iiberlagert. Die Bewegungen werden fur die untere Jotun-Decke der taconischen Phase zugeschrieben, wobei diese Eruptiva Material zur Bildung des Valdres-Sparagmites geliefert und stellenweise ihren eigenen Abtragungssehutt iiberfahren håtten. Wåhrend der Sedimentationszeit des Valdres-Sparagmites seien kveite Teile der unteren Jotun-Decke der Erosion zum Opfer gefallen. Fik die Platznahme der okeren Jotun-Decke wird eine sparere Kale6oniscke Ve^veZunZ verantxvorriicn Zemacnt, die aller6inZB erst nack der Ablagerung 6eB Val6re3'3paraZniite3 ztattZekuncien håtte. Diese moderne Theorie, die sich in erster Linie auf die Untersuchungen von T. Strand griindet, wird aber nicht von allen skandinavischen Geologen geteilt. Linlnai wir6 die Ansicht verrrecen, dass der Valdres-Sparagmit eokambrischen Alters iBt un6 eine eiZene Decke darstelk, die 2uB2nunen mit pråkambrischen Eruptiva die Phyllit-Formation iiberschoben haben soll (O. Kulling 1955 und 1961). Auf diese Moglichkeit weist auch O. Holtedahl (1959) nin. Zum ånderen wird die alte Anschauung erwogen, dass die obere Jotun-Decke eine riesenhafte Extrusion darstelk, die geringere, randliche tlberschiebungs weiten aufweist (Chr. Oftedahl 1961). Ausserdem låsst sich die Einteilung in zwei Decken anscheinend nicht iiber all 80 schon durchfiihren, da auk der nordwestlichen Seite von Jotunheimen der Valdres-Sparagmit teils von der okeren Jotun-Decke iiberschoben wird, teils gemeinsam mit ihr den Untergrund iiberfåhrt. Hinzu kommt die Tatsache, dass die untere Jotun-Decke iiber '«veite Strecken in Valdres fehlt. Das sind zwei Beobachtungen, die aus der geologischen Karte von Norwegen (1960, 1 : 1 000 000) hervorgehen und auk die Chr. Oftedahl besonders aufmerksam macht (mdl. Mitt.). 12 Die neustenUntersuchungen iiber den Valdres-Sparagmit gehen auk 'l. Strand zuriick, der 1962 gegen die von O. Kulling (1961) geausserte Annahme eines eokambrischen Sparagmites in Form einer Decke Stellung nimmr und 1964 (S. 280) eine Stratigraphie der «Vaidres-Gruppe» veroffentlicht: « V2l6reB-Zluppen Marsteinhogda kvartskonglomerat, ledd i Langsu-formasjonen I.anZBu-kormaBjonen, basiske gråvakker med konglomeratlag, ( «Gabbro-konglomerat» ) Langsu-konglomerat Bygdin kvartsitkonglomerat, ledd øverst i Valdres-formasjonen Valdres-formasjonen, arkoser og feltspatførende sandstener Mellsenn-formasjonen, sandsten og skifer, underst med graptoliter tilsv. 4 a i Oslo-feltet Underlag: Fyllit-formasjonen, tilsv. 3b - 3c i Oslo-feltet, eller Otta-dekkets krystalline bergarter.» Qber die TuZekotiZlceit 6eB Val6reB.BpalaZmiceB 211 den verschiedenen, in einem Orogen vorhandenen Faziesråumen aussern sich die Bearbeiter unter schiedlich. V. M. Goldschmidt (1916 b) zeigt Parallelen zum alpinen Flysch auf, da der Valdres-Sparagmit anscheinend wåhrend der Orogenese sedimentiert wurde. Die Gabbrovorkommen von Rossjokollan erc. wurden in etwa den «Klippen» der Alpen entsprechen und in einem åhnlichen Verhåltnis zu dem «Hochge birgsquarzit» stehen «wie die alpinen Klippen zum Flysch» (S. 60). T. Strand (1940) und B. Dietrichson (1949) sprechen von «kaledonischem Flysch >. In Bpateren Arbeiten T. Strands werden das Gabbro-Konglomerat des Valdres-Sparagmites aus der Umgebung von Sel und Vågå als «post-orogene Molasse» (1951a, S. 5) und die Valdres-Sparagmitvorkommen von Slidre als «a deposit of molasse (or flysch type)» (1951b, 3. 52) anZeBeken. G. Kautsky (1948), der auf die 3cnwieriZlceiren kei VerZieicken 2^viBcken 2^vei verBcnie6enen OroZenen un6 6eren Faziesråumen deBon6elB aulmerlnam macht, schlagt als Moglichkeit vor, den Valdres-Sparagmit weder fur einen Icale6oniBcnen klyBcn nocn liir ein eoliainbliBcneB Sediment, Bon6ern kiir einen mittelordovizischen bis untersilurischen Sandstein mit Konglomeraten zu haken, der ånderen åhnlichen Bildungen an vielen Steilen der Kaledoniden entsprechen konnte. 13 PROBLEMSTELLUNG Das Kernproblem besteht in den Fragen nach dem Alter des Valdres- Spa ragmites, nach dem Charakter seiner Kontakte -u der Mellsenn-Gruppe bzw. den Phylliten und nach seiner Autochthonie oder Allochthonie. Hinzu kommt die nur luckenhaft geklårte Herkunft des Materials und dessen Zusammen setzung, sowie die bisher noch nicht diskutierte Moglichkeit eines stratigraphi schen Vergleiches mit den Sparagmitvorkommen vom odelen Mjosa-See. Da sich R. P. Nickelsen (s. S. 99) mit den tektonischen Aspekten auseinandersetzt, soll hier vor allem auf die Stratigraphie und Petrographie eingegangen und nur dort der eine oder andere tektonische Hinweis gegeben werden ,wo er als Ergånzung aus eigenen Beobachtungen, die besonders den Verlauf der tjber schiebung an der Untergrenze des Valdres-Sparagmites bzw. der MellsennGruppe betreffen, -u einer Vervollståndigung des Bildes beitragen karm (vgl. S. 41). Lei der petrographischen Beschreibung wird das Hauptgewicht auf die ver schiedenen Gesteinstypen des Valdres-Sparagmites gelegt, wåhrend die ein reinen Glieder der Mellsenn-Gruppe weniger genau behandelt werden. ARBEITSMETHODEN Um der Losung dieser Fragen naher zu kommen, wurden etwa 45 km2 im Mass-Stab 1: 12 500 kartiert, wobei photographische Vergrosserungen der topographischen Karten «Slidre» und «Fullsenn» (16 17 II bzw. 1717 111, 1:50 000) verwandt wurden. Ausserdem wurden verschiedene markante Pro file aukZenonilnen un6 6abei je^eik Proben in BtlatiZlapkisckel Reihenfolge eingesammelt. Die Laboruntersuchungen erstrecken sich vor allem auf die Mikroskopie von ca. 90 Diinnschliffen. Eine keike von Schliffen wurde dabei zur Unterscheidung der Feldspate nach dem Verfahren von O. A. Broch (1961) mit Fluss-Saure geatzt und danach mit einer Natriumkabolt-(III)-nitrit-L6 sung angefarbt. Eine Untersuchung dieser geatzten Schliffe lieferte, nachdem 62,8 VeclcglaB wie6er vorBicktiZ anZedrackt >var, de3on6erB bei den Zroblcorni gen <^eBtein3tvpen 3ekr gute V.esultare, '«veil die pertkiciBcken Ver^vacllsunZen sehr schon hervortraten. Auch wurden mehrere Plagioklasindividuen auf dem U-Tisch ausgemessen, da sich wegen des håufigen Fehlens der Spaltbarkeit nach (001) bei einfachen Zwillingen nach dem Albitgesetz die DoppeldeutigIceic der Ausloschungsschiefen dei Albit unci Andesin Benr Btoren6 bemerkbar rnackte. Da der Valdres-Sparagmit okt Schwerminerale in Form von Erzen, die irn vulckiickt nickt veiter deBtirnmbar Bin6, entnait, wurden 6ieBe 3cn^ver minerale mittels Bromoform abgetrennt. Danach wurden die Erze mit dem Magnetseparator ausgesondert und Planschliffe von diesem Kornerpraparat 14 Abb. 2. Skarvemellen von NE, im Vordergrund Turrsjo Seter. anZeiernZc, 80 dass auch eine geniigend genaue Untersuchung der apalen Kom ponenten irn Auflicht moZlicn war. Die c^uantkativen Angaben niitteiB 605 Punktzahlverfahrens wur6en nock 6urck flammenphotometrische Untersu chungen zur Bestimmung des Na2O- und K2O-Gehaltes ergånzt. Abschliessend wurden SiOL., TiO2, AUO:u Fe2O3 (total) und CaO rontgenspektrographisch quantitativ bestimmt, vm einen Überblick iiber die chemische Zusammenset zung der Gesteine zu erhalten. Aus diesen Analysen wurde der normative und der modale Mineralbestand ausgerechnet. Als Nomenklatur fur die Sandsteine wurde die Nomenklatur von F. J. Pettijohn (1957, S. 291) verwandt. STRATIGRAPHIE UND PETROGRAPHIE Bei einem Blick auf die im Anhang zu findende geologische Karte fallen Zoiolr zwei relctoniBcne Linkeiren auf, die durch eine Überschiebung vonein an6er Zerrennr Bin6 un6 in 6enen zick die Brr2tigrapnie in etwa wiederholt. Es sind dies die Skarvemellen-Schuppe, die sich von Skarvemellen iiber Rogns liljeli und Rognsaasen bis an das NW-Ende der Karte erstreckt und die von R. P. Nickelsen als der iiberliippt lieZen6e llllZel einer Zronen, lieZen6en kalte Ze6eurer wird, un6 die V.un<iemellen.Bckut)r)e, die von Kun6ernellen selbzc iiber li.ar>aiBmellen seirer nacn N xiekr. Lei6e 3cnuppen lieZen 6urck eine 15 Abb. 3. Rundemellen von SE. Gestrichelte Linie: Oberschiebung. Überschiebung getrennt tektonisch auf ihrem Untergrund, und zwar im N auf der Mellsenn-Gruppe un6 im S inklusive der Mellsenn-Gruppe auf den Phyl liten, 50 dass das Typus-Profil kur die Mellsenn-Gruppe, '«vie es von T. Strand (1938, S. 25) angegeben wird, eine weitreichende Überschiebung zwischen den Phylliten un6 der Mellsenn-Gruppe auk>veizt, die aber nur an der W- bnv. H'3eite der 3lialvemelleQ3ckuppe im Oeiande Tu beobackwn ist un6 sick aus der gesamten stratigraphischen Konzeption ergibt. (vgl. O. Kulling 1961). Da die DeutunZ von R. P. Nickelsen hinsichtlich der überkippten Lagerung der Skarvemellen-Schuppe voll akzeptiert wird und durch die stratigraphischen Untersuchungen Zesnir^r xver6en Icann, veriaukc die BriariZrapkiscne «.eiken folge der Beschreibung von den altesten Anteilen des Valdres-Sparagmites iiber dessen jiingste Bildungen bis Tur Mellsenn-Gruppe, deren topographisch am tiefsten liegende Teile das stratigraphische Ende der ganzen Sequenz dar stellen. Im folgenden werden fur die einzelnen grøsseren, lithostratigraphischen Einheiten des Valdres-Sparagmites und der Mellsenn-Gruppe mit Ausnahme der Konglomerate und der Übergangsschichten zwischen dem Valdres-Sparag mit und dem Mellsenn-Quarzit neve Nåmen vorgeschlagen, die sich im Falle des Valdres-Sparagmites auf Typus-Lokalitåten beziehen und im Falle der Mellsenn-Gruppe nur die Lithologie kennzeichnen, weil keine geeigneten 16 Nåmen vornan6en »in6 un6 der Oberbegriff der «Mellsenn-Formation» T. Strands der Übersichtlichkeit kalker beibehalten werden sollte. Diese Unter gliederung wurde vorgenommen, weil die in dem Untersuchungsgebiet vor kancienen Serien bisker nicht die Bedeutung fiir regionale, stratigraphische Vergleiche erlangt haben, die ihnen eigentlich zukommt (vgl. S. 60), und weil sic damit in die Grossenordnung einer «Formation» nach der Definition von W. C. Krumbein und L L. Sloss (1963, S. 32) aufriicken. Der Valdres-Sparagmi t Innerkalb 6eB Val6reB.3palaZlnireB bei Geilane karmen zwei grundsåtzlich voneinander verschiedene Ausbildungsarten erkannt werden. Es sind dies der 77p koZNBliljell, ein ZlobicorniZel, au3ZeBptocnen Bcnleckr Icl2BBiercer un6 Bcklecnr 80rtielter Sparagmit, der auck zahlreiche XanZlolnerarlaZen enckalc, un<l der 'lyp Il.un6emellen, der keinlcorniZer un6 nickt 80 heterogen 2usam lnenZeserTr ist. Ein 6rinei Typ, der auf der Karte ebenlaik deBon6er3 Zeicenn zeichnet ist, steilt der lyri Rabalsmellen 6ar. Lei der Gelåndearbeit wurde diese Ausbildung des Valdres-Sparagmites extra auskartiert, weil sich vinter schiede zu den beiden obigen Typen herausstellten, die in dem håufigen Wechsel von grob- zu feinkornigen Lågen und in dem beklen von jeglichen Konglomeratbånken zum Ausdruck Icarnen, 80 dass sozusagen eine Mischung der beisen ersten Ausbildungsarten vorliegt. Mikroskopisch gleicht der Typ Rabalsmellen dem Typ Rognslifjell und soll deshalb nur kursorisch beschrieben werden. Ausser diesen drei Sparagmit-Typen finden sich innerhalb des ValdresSparagmites noch drei charakteristische Konglomeratziige, die ebenfalls beson ders ausgegliedert wurden und sich jeweils durch ihre Komponenten vonein ander unterscheiden. Es handelt sich dabei um das Konglomerat 1, das die Typen Rognslifjell und Rundemellen trennt und im wesentlichen aus Quarz gerollen und Feldspatbruchstiicken besteht, das Konglomerat 2 mit Vulkaniten, v/elches innerhalb des Typs Rundemellen anzutreffen ist, und das Konglome rat 3, 628 mit einern Tillit ZroBBe Xnniicklceicen hat. VieBeB lektere Konglo merat ist besonders interessant und bildet den sedimentaren Abschluss des gesamten Valdres-Sparagmites. Zum naheren Verstandnis der stratigraphischen Situation wurden im Anhang eine BtrariZr2pniBcne 'ladeile un6 meklere Pro file angefugt, unter denen besonders auf das Profil 2, Tafel 1, hingewiesen >ver6en soll, 628 die gesamte stratigraphische und tektonische Situation des Mellane-Gebietes sofort erkennen låsst. 17 I'vp Il.2daismellen Die åltesten Anteile des Valdres-Sparagmites, die infolge der iiberkippten laZerunZ im N 6e3 I^nterBiacnunZ3Zediete3 211 finden sind, werden wahrschein lich durch den 'l/p Rabalsmellen repråsentiert. Diese Annahme griindet sich auf die Beobachtungen, die im Profil 2 b, Tafel 1, keBtZen2lten Bin6. vorr wird die Abfolge von Rundemellen nach N kontinuierlich alter, wobei die Schichten medl oder weniger senkrecht stehen oder nach N einfallen und etwa E-W streichen. Man gelangt so von der Mellsenn-Gruppe iiber das Konglomerat 3, den Typ Rundemellen, das Konglomerat 2 und 1 zum Typ Rognslifjell mit seinen zahlreichen Konglomeratlagen. Bis zum N-Ende des Typs Rognslifjell ist ein sedimentårer Zusammenhang mit den jiingeren Schichten garantiert. beiter nach N wird dieser Zusammenhang etwas unsicher. Es besteht aber zumindest die Moglichkeit einer weiteren sedimentåren Fortsetzung nach N, da die 3cnicnten vor^vieZend inre 3treicnricnrunZen deibenairen, 30 dass die Sparagmitvorkommen bei Rabalsmellen tatsåchlich die åltesten Anteile dar stellen bonnen. QeZen 6iese Argumentation icann anZekiinrc wer6en, dass die iel<roni3cke VeansprucnunZ nacn N hin alllnanlicn Tunirnrnc nnci dass die Schichten durch die Überschiebung in etwa 50 m leiete abgeschnitten werden und damit ein sedimentårer Zusammenhang mit dem 'l/p Rognslifjell unwahr scheinlich ist. Eine Stdrung oder tJberschiebung konnte aber zwischen dem Typ Rognslifjell und dem Typ Rabalsmellen nicht gefunden werden. Auch die NrZer>niBBe aus den I.ukckil6ern Bprecken ener kur eine relcioniBcne Linneit als fiir mehrere Einheiten, 30 dass hier an einen sedimentåren Zusammenhang Ze62cnr werden soll. Der Typ Rabalsmellen steilt wohl die allgemeine Erscheinungsform des V2i6reB'3p2l2ZrnireB in den Biicllicnen Vereicnen von Ostre Slidre 621. Auch die Vorkommen dei Gronsennknipa åhneln ihm sehr. Er ist mein massig aus gebildet, wechselt håufig von groben zu feinen Lågen und besitzt eine Farbe, die grime, rosa und grave Tone annehmen karm. Konglomerate wurden in diesem Sparagmit-Typ dei Mellane niemals beobachtet. Ofters sind dunkle Linien im Gestein zu erkennen. an denen Schwerminerale, vor allem Erze, angereichert sind. Über die Måchtigkeit lassen sich nur sehr vage Angaben machen. Sie grunden sich auf die Beobachtungen bei Rabalsmellen selbst, wo unter der Voraussetzung, dass keine grøsseren relcroni3cnen Xomplilc2tionen vorliegen, mit etwa 1000 m Zerecnnec werden Ic2nn. Da die milcroBlcopiBcne I^sntersucnunZ Iceine nennenB^verren Unterschiede 2um 'lvp XoZnziikjell erlcen nen lie3B, xverden 6ieBe LrZedniBse im nkcn^en Kapitel ZemeinB2M mit den Beobachtungen im Typ Rognslifjell mitgeteilt. 18 Typ Rognslifjell Diesel Sparagmit-Typ kommt an zwei verschiedenen Steilen vor; einmal nordlich Rundemellen innerhalb der Rundemellen-Schuppe und zum ånderen in einem breiten Streifen innerhalb der Skarvemellen-Schuppe, der sich von Melletjernet iiber Rognslifjell bis zum NW-Ende der Karte und weiter nach N hinzieht. Er- steilt die mittlere lithostratigraphische Einheit des Valdres spal2ZmiteB dei Geilane 6ar, iunrr kauliZ XonZiomerare, ist überkau^t gene rell grobkornig und repråsentiert den in der Literatur unter dem Nåmen «Tri kolorsparagmit» bezeichneten Valdres-Sparagmit, da er eine griinliche Matrix fiihrt, in der grosse Bruchstiicke von violettem oder rosa Feldspat und weissem Quarz lieZen. Aber 623 ist nur eine besonders auffallige Ausbildung. Die Far den schwanken sonst zwischen griinlich, dunkelgrau und rosa und konnen auch stellenweise ein kraftiges Rot erreichen wie z.B. nordlich Rundemellen. Die Schichtung ist vorwiegend gut ausgebildet (Bankdicke ca. 1 m), 80 dass sich recht genaue Angaben iiber die Måchtigkeit machen lassen. Am besten iiberblickt man die Stratigraphie dieses Typs an Hand von Profil 1. Dort kommt man bei der Berechnung der Machtigkeit auf mindestens 1350 m, auch die analoge Abfolge in der Rundemellen-Schuppe (s. Profil 2 b, Tafel 1) liefert etwa denselben Wert. Mikroskopie: I"vp Rabalsmellen und Typ Rognslifjell (quantitative An gaben s. S. 45): Gefuge: Die Gesteine weisen stets eine sehr schwachgradige Metamorphose auf, die in einer Neubildung von Belixir un<i in der Andeutung einer Parallel textur vor allem in den matrixreichen Varianten zum Ausdruck kommt. Die klastische Struktur ist immer ganz deutlich zu erkennen. Der Bindemittelgehalt schwankt sehr stark, so dass die grøsseren Komer entweder in einer etwas de formierten Matrix aus vorwiegend Quarz und Serizit, daneben auch aus Feld spat und Chlorit schwimmen, oder von einem schmalen Saum aus Quarz un<i Beli2ic allBSiriZ urnZeben Bin6, wobei Bie zicn nnr geiten direkt beriihren. Die Matrix selbst ist ein Umwandlungsprodukt aus den ehemaligen, detriti schen Verwitterungsprodukten der Feldspåee. Eine quarzitische Textur unter Aus biidung suturierter Korngrenzen ist manchmal vorhanden. Der Abrundungsgrad ist unterschiedlich, wobei die grosseren Komer immer besser gerundet sind als die kleinen. Ein Unterschied hinsichtlich der Abrundung dei Quarz und Feldspat besteht nicht. Ab und zu kommen elliptisch deformierte Komer vor. Die Klas sierung, worunter im folgenden die Korngrossenverteilung verstanden wird, ist ebenfalls sehr unterschiedlich. Im Typ Rabalsmellen trifft man akter ganz gut klassierte Gesteine an, wobei die mittlere Korngrosse etwa bei 0.6 mm liegt. Sonst schwankt die Korngrosse in allen moglichen Schattierungen zwischen 19 0.03 und 1 cm oder mehr. Die Sortierung, die sich auf den Kornbestand bezieht, isr immer schlecht ausgebildet, da meist 15 oder mehr verschiedene Mineralund Gesteinskomponenten am Aufbau beteiligt sind. Generell kann mann sagen, dass Abrundungsgrad, tvlaßßierunZ un6 3orneruliZ Bckleckt Bin6 un6 dass der Gesteinscharakter einen ausgesprochenen heterogenen Eindmck macht. s«<l^' 2eiZt generell uncinloBe Ausloschung, haneben auch ofters eine «klorte!struktur» (W. E. Troger 1955, S. 123), die «ick 6urck ulireZeiinllsziZe, 628 ganze Korn netzartig iiberziehende Spaltrisse bemerkbar macht. Als Einschliisse kommen die beIcannten lineaien lliiBBiZlceitBeinBcnliisBe vor, 6aneben le!6zp2t, Muskovit, Biotit, Zirkon, Apatit und Rutil in langen diinnen Nadeln, die besonders schon im Auflicht zu beobachten sind. Sekundar bildet sich Quarz aus der urspriinglich detritischen Matrix und randlich an den Korngrenzen grosserer Komer, wobei er grossere Areale eines quarzitischen Mosaiks bilden karm. Er kommt auch in Quarzadern und den verschiedensten Gesteinsresten vor. Mikroklin: Die Erscheinungsformen des Mikroklins unter gekreuzten Nicols konnen sehr verschieden sein. Am håufigsten treten die Gitterzwillinge nach dem Albit- und Periklingesetz in den velBcnie6ensten <3loBBenol6nunZen auf, die je nach Schnittlage ca. 90° oder kleinere Winkel einschliessen. Daneben kommen relativ håufig Verzwillingungen mit parallel angeordneten Spindeln vor, die keinen Reliefunterschied aufweiBen un6 eine beBon6ere LcknittlaZe der normalen Qitter^^viilinZe (etwa parallel a) 6arBtellen. Ausserdem linden sich parallel angeordnete keilformige Zwillinge, die an einem Ende rechtwinklig begrenzt sind, am ånderen Ende spitz zulaufen und seitlich unregelmassig, håufig rechtwinklig ausgebuchtet sind. Oft zeigt der Mikroklin auch eine undulose, verschwommene Ausloschung, die durch submikroskopische Zwillinge nach dem Albit- und Periklingesetz hervorgerufen wird. Diese Mikrokline konnen Obergånge zu einer groberen Gitterstruktur zeigen. Die Kristalle sind meistens frisch, seltener langs Spaltrissen serizitisiert. An Einschliissen wurden mit Serizit und Håmatit verunreinigte Quarze, reine Quarze, Muskovit, Chlorit und vor allem Hamatit, beobachtet, der als feiner Staub dem Mikroklin die rotliche Farbe gibt. Håufig ist der Mikroklin zerbrochen und mit Quarzadern wieder verheilt. Unverzwillingter Kalifeldspat: kommt selten vor. Grundsåtzlich besteht die Gefahr, ihn in ungeåtzten Schliffen mit unverzwillingtem Plagioklas zu verwechseln, der ofters nackZe^vieBen verden konnte. Ob Orthoklas oder Mikroklin vorliegt, wurde nicht nåher untersucht. Der Serizitisierungsgrad ist unterschiedlich. vie Kristalle konnen mit einzelnen, grosseren Seriziten besetzt oder auch vollig zersetzt und mit Hamatit beståubt sein. Perthite: Die Vielfåltigkeit der verschiedenen Perthitsorten ist ein besonderes Charakteristikum fiir diese Gesteinsgruppe innerhalb des Valdres-Sparagmites. Dabei soll gleich zu Anfang hervorgehoben werden, dass die oft zitierten, spindelformigen Mesoperthite, die fur die Jotun-Eruptiva Icenn2eicnnen6 Bin6, Kanx unterZeor6net vorkommen, so dass sie also in keiner Weise als einziges Indiz fiir die Herkunft des Materials verwandt werden diirfen. Als Wirtsfeldspat fiir die verschiedenen Plagioklaseinlagerungen kommen die oben genannten Mikroklinsorten mit Ausnahme der keilformig verzwillingten Mikrokline vor und unverzwillingte Kalifeldspåte. Diese unverzwillingten 20 Kalifeldspate wurden nicht nåher bestimmt. Die verzwillingten und unverzwillingten Kalifeldspate halten sich bei den einzelnen Perthit-Typen in der Håufigkeit etwa die Waage. Grossenordnungsmå;sig finden sich Mikroperthite (5— 100 >l und Perthite (100— 1000 p (L. Van der Plas 1966, S. 42). Die Mikroperthite iiberwiegen dabei. Die kleinsten Entmischungskorperchen bilden kleine Tropfchen, die entweder alleine oder auch mit grosseren Flecken gemeinsam auftreten. Die Breite dieser Tropfchen schwankt zwischen 0.002 und 0.015 mm, die Lange zwischen 0.01 und 0.30 mm. Eine der haufigsten Entmischungserscheinungen sind die spindelformigen Einlagerungen in allen moglichen Variationen in Breite (0.005 bis 0.03 mm) und Lange (0.02 bis 0.3 mm). Die Spindeln konnen serizitisiert sein und entweder vereinzelt im Kalifeldspat vorkommen oder auch dicht geschart, so dass Übergange zu Mesoperthiten gebildet werden. Schnurformige Korperchen sind ziemlich selten (Breite um 0.03 mm, Lange um 0.4 mm). Die Fleckenperthite sind neben den Spindelperthiten am haufigsten vertreten. Es gibt auch hier wiederum grosse Schwankungen in Breite (0.04 0.5 mm) und Lange (0.1—1 mm). Flecken finden sich kombiniert mit Tropfchen und Spindeln, aucn bil6en zie «iieeB i/belZanZe 2u Adern. Interessant ist bei diesen Fleckenperthiten, dass sie entweder unverzwillingte Plagioklasflecken oder verzwillingte fiihren, die entweder aus scharfen, schmalen Lamellen nach dem Albitgesetz bestehen oder aus keilformigen Lamellen. Innerhalb dieser keiflormigen Lamellen liegen stellenweise Partien, die ein Karomuster aufweisen und somit dem Schachbrettalbit gleichen. Manchmal sind die Flecken serizitisiert. Sie treten vereinzelt oder zu mehreren im Kalifeldspat auf, konnen aber auch fast die Hålfte des ganzen Feldspats ausmachen, so dass wiederum tlbergånge zu Mesoperthiten (s.u.) vorliegen. Die Reliefunterschiede sind nicht immer deutlich, manchmal sogar iiberhaupt nicht vorhanden. Als nachste Gruppe von Einlagerungen lassen sich aderformige Bildungen (Breite 0.04 bis 1.5 mm und mehr, da der Långenmessung durch die Korngrosse natiirliche Grenzen gesetzt sind) nennen, die durch Obergånge mit Flecken verbunden sind. Auch hier konnen wieder unverzwillingte und verzwillingte Adern unterschieden werden, die feine Plagioklasleisten nach dem Albitgesetz aufweisen. Sie konnen Schwårme bilden oder aucn veieinTelt den V^irtBlel6Bpat 6urcn2ienen un6 kommen manchmal kombiniert mil kleinen Tropfchen vor. Die Reliefunterschiede der Adern sind nicht immer deutlich zu erkennen. Wenn mehrere Adern oder Spindeln zusammenwachsen, konnen sich flammenfoirnige Plagioklaseinlagerungen ergeben. Der letzte, ziemlich selten volliommen6e keltnit-^yp ist ein Perthit mit grossen Plagioklaseinschliissen, die kombiniert mit Flecken oder Spindeln auftreten konnen. Diese als einzelne Kristalle vorkommenden Plagioklaseinschliisse sind gemessen an den ånderen Plagioklaseinlagerungen relativ gross (Breite 0.07—0.2 mm, Lange 0.15—0.4 mm). Sie konnen ver2willinZt oder nnverx^viilinZt Bein, neiBen im let^teren Fall N2uliZ einen serizitisierten Kern auf und haben eine angenahert rechteckige oder auch unregelmåssige Begrenzung. Teils loschen sie mit dem Mikroklin-Kristall gemeinsam aus, teils verschieden. Die verzwillingten Plagioklaseinschliisse konnen entweder mit der Spur von (010) parallel zu einer Richtung des Mikroklin-Gitters oder auch schråg dazu angeordnet sein. Es lieZen reine Albite vor (^uBloBcnunZBBcniele X gegen (010) 16°— 18°, Z = spitze Bisektrix), soweit das bei den verzwillingten Plagioklaseinschliissen ausgemessen werden konnte. Diese Albite konnten den poikilitischen Albiten von O. A. Andersen 21 (1928, 8.1)3) entBplecken. 6ie unverxwillinZten ?laZioiclaBeinBcnliiBBe Bin6 an ortnitarm, <ia <lic Il,elieiunterBcnie6e 2um Benr ZerinZ Bind. Ausser diesen normalen Plagioklaseinschliissen wurden in den Perthiten noch Ein schliisse von Quarz, Muskovit und Håmatitstaub beobachtet Die Perthite sind håufig zerbrochen und mit Quarzadern wieder verheilt (vgl. Tafeln, Abb. 1— Mesoperthite: Unter einem Mesoperthit versteht man nach P. Michot (1961, S. 213) ein spezielles Zwischenglied in der Reihe Mikroperthit-Antiperthit, bei dem Plagioklas und Kalifeldspat in fast gleichen Proportionen vorhanden sind. Dabei wird an spin6eli«lmiZe Mesoperthite Ze6ackt, die von P. Michot im Egersund-Gebiet gefunden worden sind, oder an entsprechende Perthite aus den Jotun-Eruptiva, die von V. M. Goldschmidt (1916 a, Tafel III) erwåhnt werden. Da diese feinspindeligen Mesoper thite oft als Indiz fur die tterilunit des Materials des Valdres-Sparagmites herange zogen und dabei die Jotun-Eruptiva als Liefergebiet genannt werden (T. Strand 1938, 5.47), soll hier betont nerken, dass der echte spindelformige Mesoperthit in den Val dres-Sparagmitvorkommen von Mellane eine grosse Seltenheit darstellt. Die ånderen Perthitsorten sind weithaus haufiger. Es wurden bei der Mikroskopie von iiber 20 Diinnschliffen aus den Typen Rabalsmellen und Rognslifjell vielleicht etwa 10 Meso perthite mit dichtgescharten Spindeln gefunden, wåhrend in jedem dieser Schliffe an dere Perthite vorkommen, die in der Håufigkeit bis iiber 15 % des gesamten Mineral beBtancles auBmacnen bonnen. Ausser diesen feinspindeligen Mesoperthiten gibt es auch noch andere Mesoper thite, die unregelmassige Flecken, tJbergånge zwischen Flecken und Adern, breite Ban der oder schwarmartig angeordnete, unregelmassige, kleine Adern aufweisen konnen. Lei all diesen verBcnie6enen Typen Icann nicnt menr entBcnie6en werden, welche FeldBpatpnaBe die ankere einschliesst, so dass es sich nach der Definition auch hierbei vm Mesoperthite handelt (vgl. Tafeln, Abb. 4, 5). Anti-Perthit: kommt als sehr grosse Ausnahme vor. Entweder ist es unverzwillingter oder nach dem Albit-Gesetz verx^viiiinZter Plagioklas, der unreZelmaBBiZe Flecken von Kalifeldspat enthalt, oder keilformig verzwillingter Plagioklas (Schachbrettalbit) mit wenig Kalifeldspateinschlussen (vgl. Tafeln, Abb. 6, 7). Plagioklas: Der Plagioklasgehalt ist iiberraschend niedrig (s. S. 46). Es lingen sich unverzwillingte oder verzwillingte Typen. Die unverzwillingten Plagioklase zeigen verschiedene Serizitisierungsgrade und liegen in ihrer Lichtbrechung unter derjenigen des <)ual2eB r>2w. weisen etwa 6ieBelbe I^icntbrecnnnZ xvie der danaciabaisam auf, 80 dass demnach saure Plagioklastypen vorliegen. vie verzwillingten Plagioklase sind meistens nach dem Albitgesetz in 3cnarien Leisten entwickelt, selten gleichen sic den keilformigen Zwillingen des Schachbrettalbits (vgl. Tafeln, Abb. 8). Sic sind unter schiedlich stark serizitisiert. Manchmal kommen Komer mit verbogenen Zwillings lamellen vor. Zur nåheren Bestimmung der Plagioklase wurde entweder die Methode nach MichelLevy oder die Zonenmethode nach Rittmann oder eine vollståndige Aufnahme eines Stereogramms auf dem U-Tisch herangezogen. Generell ist die Bestimmung dieser Plagioklase schwierig, da sic erstens selten sind und deswegen eine geeignete Schnittlage senkrecht (010) onne Verwendung des U-Tisches nur manchmal zu finden ist. Zweitens handelt es sich ausschliesslich vm saure Plagioklase, dei denen die Doppeldeutigkeit der 22 Ausloschungsschiefe X' gegen (010) sehr stort. Eine Unterscheidungsmoglichkeit fiir das Vor^eicken der Ausloschungsschiefe ienlt meißt, ! weil 3p2ltrisße N2cn der Basis selten und kombinierte Zwillinge nach dem Albit- und Karlsbader-Gesetz niemals vorkommen. Auch die Beobachtung der Lichtbrechung gegeniiber Quarz oder Canadabalsam ist nur manchmal moglich, weil wegen der Seltenheit nur manche Komer am Rande des Schliffes liegen, so dass als Bezugspunkt der Canadabalsam verwendet konnte, und weil die Plagioklase fast immer von einem mehr oder weniger breiten Bindemittelsaum aus Serizit umgeben werden, der die Beobachtung der Becke-Linie gegeniiber Quarz unmog lich macht. Als einzige exakte Moglichkeit kann im Diinnschliff entweder bei dem Vorhandensein von Spaltrissen nach (001) die Zonenmethode nach hinmann oder bei Fehlen der Spaltrisse die Einmessung von drei optischen Richtungen und der Zwillings ebene auf dem I^-I'izcn vervaner xver^en. 2^u diesen Bcn^vieliZlceiten icoinint nin2u, dass diese Gesteine nicht etwa wie Eruptiva nur eine enger begrenzte Variationsbreite der Plagioklase, sondern rein theoretisch alle moglichen Plagidklase enthalten konnen, so dass nierne von einer icieinen Anzahl einKemeßsener In6ivi«iuen auf den cjurcnscnnitr lichen Anorthitgehalt geschlossen werden kann, sondern jedes Messergebniss nur iiir den jeweils eingemessenen Kristall selbst gilt. Die Messergebnisse lassen darauf schliessen, dass nur Albite unci OliZolcl2Be vorlcommen. Andesin oder nocn K2Blscnere Plagioklase konnten nicht gefunden werden. Die Ausloschungsschiefe X' gegen (010) schwankt zwischen 6° und 18°. Z ist immer spitze Bisektrix. Die Lichtbrechung liegt niemals hoher als die des Quarzes und kann niedriger oder hoher als die des Canadabalsams sein. X' lieZt in den wenigen Fallen, xvo 625 beobachtet werden konnte, im stumpfen Winkel zwischen der Spaltbarkeit nach (001) und der Zwillingsebene nach (010), 80 dass es sich hierbei um Plagioklase mit 0 bis 15 An handelt. Auch der optisch positive Charakter der Kristalle (Z — spitze Bisektrix) liefert dasselbe Ergebnis. se7«li: lin6er sicn eng verwachsen mit Quarz im Bindemittel. Er ist ofters griinlich gefårbt, was sicher auf einen gewissen Fe- (II) -Gehalt zuriickzufiihren ist. Eine andere Lricl2lunZBnioZlicnlceic iiir 6iese (FliinMlbunZ wåre die Annahme, dass winxiZe ll^nloritBcniippcnen mit beiZeinenZt sin6. Die Interlerenxi2rr,en sin6 aber rneist 2u nock kur Cnlorit. Die ein^elnen 3eri2itscniippcnen lconnen P2l2ilel 2u«Zericntet oder 2ucn diffus 2nZeol«^net sein. 3ie 'lvurclen 2115 der urspriinglich tonigen Matrix, die durch die Ver witterung der Feldspåte entstand, sekundar gebildet. Muskovit: kommt vereinzelt als klastischer Rest vor, der manchmal ebenfalls griin lich gefarbt ist. Biotit: Eine Erscheinungsform des Biotits sind klastische Schuppen, die stark verwittert und mit Håmatitkornchen langs Spaltrissen eng besetzt sind. Er wurde nur manchmal beobachtet und zeigte einen eigenartigen Pleochroismus: X blass, hellbraun, rotlich — Y/Z dunkelbraun, graubraun, blaulich braun. Diese graven und blåulichen Farbtone werden durch den Håmatitgehalt hervorgerufen. Ganz selten wurde Biotit als radial strahliger Einschluss in Mikroklin selungen. kleine ?olpnvror>l2Bten mit tionem keliei un6Qrau I 218 Interteren2t2lbe. Chlorit: konnte vereinzelt im Bindemittel nachgewiesen werden. Pleochroismus: X blass, hellgriin — Y/Z grim, ofters anomale braune und violette Interferenzfarben. Immalin: Selten, bis 0.4 mm grosse Fragmente, teils auch eingewachsen in Quarz. Pleochroismus: X gelblichgriin — Z dunkeloliv oder auch blaugriin. Es handelt sich demnach vm Schorl. 23 Titanit: Ab und zu grossere Kristalle mit Spaltbarkeit und feinlamellarer Verzwillin gung, Pleochroismus farblos — braunlicn; aucn kleine Xorncnen oder Baulcnen, die in Quarz eingewachsen sind. Leukoxen: kommt relativ håufig vor. Es sind im Durchlicht feinkornige bis pulverige, bråunliche Massen, die im Auflicht weiss gefårbt sind. Wahrscheinlich sind das Zersetz ungsprodukte des Ilmenits, der als håufiger Entmischungskorper im Håmatit anzutreffen ist (s.u.). Leukoxen umrandet oft Erzkorner und ist an Schwermineral-Linien angeordnet. Die nanere Natur deB I^ulioxenB (^Vn2taB, N,util oder I^tanit) wurde nicht untersucht. Rutil: bildet mancnnial lange, na^eli^e VinBcnluBBe in Quarz (5.0.). Zirkon: Am håufigsten liegen relativ grøsse Kristalle vor (0.15 bis 0.6 mm), die ofters idiomorph ausgebildet sind und dann eine Spaltbarkeit parallel dem Prisma erkennen Jassen (vgl. Tafeln, Abb. 9). Daneben wurden kleine Kornchen gefunden, die sich von åhnlichen Titanit-Bildungen durch die niedrigeren, leuchtenden Interferenzfarben unter scheiden. Apatit: ganz selten, kleine Bruchstiicke. Erze: Es wurden Håmatit, Ilmenit und Brauneisen nachgewiesen. Der Håmatit tritt entweder als feine, rot durchleuchtende Kornchen im Bindemittel und als Beståubung von Mineralkornen und Gesteinsresten oder an Schwermineral-Linien angereichert zu sammen mit 'litanit, Silicon unci I^enlcoxen auf, wobei er oft auffallend gut gerundet ist und bis 0.7 mm DurcnmeBBer erreicnen Icann. Im Durchlicht sind die grosseren Kristalle opaic, leucnten aber ran6licn rot durch. Sic seigen ofters einen durchscheinenden, bråun lichen Kern, der aus Brauneisen besteht. Da die opaken Komponenten relativ håufig vorlcommen, >vur6en Bie aucn im Auflicht untelBuctit. vabei stellte Bicli nerauB, dass Håmatit bei weitem iiberwiegt und Ilmenit nur als Entmischungskorper im Håmatit und Brauneisen als Zersetzungsprodukt anittritt. indere Erze wurden nicht gefunden. Beim Håmatit konnen folgende Ausbildungsarten unterschieden werden: 1. Grobkristalline Aggregate mit Entmischungskorperchen von Ilmenit. Die Ilmenitkristalle sind dunkler und zeigen einen deutlichen Reflexionspleochroismus. Ihre Form ist schråg-dreieckig, keilformig, disken- oder nadelformig. Die «Nadeln» sind Querschnitte durch Ilmenittafeln. Sie konnen sich unter verschiedenen Winkeln, manchmal in drei Systemen unter 60° kreuzen. Gangarteinschliisse und blutrote Innenreflexe treten ab un<i 2u avl. 2. Kristalle mit einer feinverzahnten Verwachsung von zwei, seltener drei Lamellen 3VBtemen, die nauii^ (F2nZalteinBcnlii3Be un6 olutrote Innenreilexe aui^veizen. OieBe I^mellen3Vsteme Iconnen l)esonclerB gut in Ol beobacntet xver6en, BonBt Bin6 Bie envaB schwierig zu erkennen. Sie schneiden sich unter Winkeln von 60° bis ca. 90°. Ein schwacher Reflexionspleochroismus låsst die Lamellensysteme auch bei der Beobach tung mit nur einem Nicol gerade noch hervortreten. Wahrscheinlich liegen hierbei Pseudomorphosen nacli Magnetit vor, 30 dass die verschiedenen lamellen den (lll)-Flåchen des Magnetits entsprechend angeordnet sind. Reste von Magnetit wurden allerdings nie gefunden. Selten wurden bei dieser Ausbildung, die wesent lich haufiger als die zuerst genannte ist, schmale, lange Ilmenittafeln als Entmi schungskorper angetroffen. 3. Eine Kombination zwischen diesen beiden obigen Typen liefert folgendes Bild: Innen findet sich Håmatit in der ersten grobkristallinen Ausbildung, und aussen nerum ein Xranx von Hamatit mit xxvei oder drei Bick eng verxaknen6en Lamellen systemen. 24 4. Qlterz ist der Hamatit zu Brauneisen (wahrscheinlich Nadeleisenerz) verwittert, das an dem geringeren Reflexionsvermogen und den zahlreichen hellen bis rotbraunen Innenreflexen zu erkennen ist und die Komer meiBt von der blitte her beZinnend und Icon^entizcn nacn auBBen xveiten^vacnBend oder aucn BtreiienkormiZ durcnBet2t. (vgl. Tafeln, Abb. 10—12.) Gesteinsreste: Am auffalligsten sind Vulkanitreste, die aus feinkornigen Quarz-Feld spat-Aggregaten bestehen. Der Quarz- und Feldspatgehalt dieser Aggregate karm schwan ken. Es lasst sich eine mehr oder weniger starke Bestaubung durch feinkornigen Hama tit und ofters eine Serizitisierung der Felspåte beobachten. Die Verwachsung zwischen Quarz und Feldspat ist mikrographisch oder selten auch sphårulithisch. Wahrscheinlich handelt es sich hierbei vm Bruchsriicke der entglasten Grundmasse von sauren Vulkaniten oder auch vm deren Tuffe. Eine genauere Unterscheidung der Feldspåte wurde nicht vorgenommen, da Bie såmtlich unverzwillingt und ofters stark serizitisiert sind. Es liegen entweder Kalifeldspate oder saure Plagioklase vor, da die Lichtbrechung immer niedriger als die des Quarzes ist. In den geåtzten Schliffen konnte festgestellt werden, dass iiber wieZend I^HliieldBp2te vornanden Bind und Plagioklase nur nnterZeordnet vorkornlnen, so dass es sich demnach um Rhyolite handeln >viirde. Ausser diesen VullcanitreBten wnlden nocn Reste von iolZenden Gesteinen beobacntet: I'onBckieler, reine l)uar2ite unteiBcniedlicner XornunZ, Muskovit-Quarzite mit >veniZ Mikroklin, 3eri2it-()u2l2ite mit wenig I^2M2titBt2n!i>, <)u2l2ite mit Zroi)elliliBt2ilinem Nr^ und Biotit, Quarzite mit idiomorphen Quarzhexaedern, die von Quarzporphyren stammen, Gangquarze und Mikroklingranite. Daneben konnte ein fraglicher Kristalltuff gefunden werden, der aus feinerkornigen Partien mit Feldspat und Quarz besteht, ausserdem grossere Kristalle von XaiiieidBp2t und Baurem Plagioklas iunrt und mit I^amatit oeBt2ut>t iBt. Die Struktur p2Bst kveder fiir einen Plutonit, noch lur ein Ganggestein, noch fiir einen echten Vul kanit. Selten treten Quarz-Feldspat-Verwachsungen nach Art des Myrmekits auk. L^Fe^»«: Je nach dem Gehalt der Matrix miissen die Gesteine als Arkosen oder feldspåtische Grauwacken bezeichnet werden. Sic sind generell etwas deformiert und fallen besonders durch die vielen verschiedenen Perthit-Sorten, den teils recht koken Håmatitgehalt und die oben genannten Vulkanitreste auk. Die tieceroZenitat wird 6urck den raschen Korngrossenwechsel und durch die vielen Mineral- und Gesteinskomponenten, die sich in fast jedem Diinn schliff in etwa gleich koner Anzahl finden lassen, hervorgehoben. Konglomerat 1 Der Typ Rognslifjell, der nach uruten allmahlich feinkorniger wird, geht nach oben in einen etwa 10 bis 30 m måchtigen Konglomeratzug iiber, der sich von der Strasse bei Kleivi bis etwa an das E-Ende der Karte iiber eine tntfernung von ca. 7 km verfolgen lasst. Sporadisch tritt er noch einmal nord lich Rundemellen und am (^ipkel von 3lcarvemellen avl. Er steilt ein sehr gutes Leitniveau innerhalb des Valdres-Sparagmites von Geilane dar und trennt den 25 Typ Rognslifjell vomTyp Rundemellen. Die Komponenten sind bis faustgrosse, weisse Quarzgerolle und rotliche Feldspatbruchstiicke, die in einer griinlichen Matrix liegen. Stellenweise wird das Konglomerat violett oder rot gefårbt durch den konen Håmatitgehalt. Wie die mikroskopische Untersuchung ergab, fiihrt 6ießeß Konglomerat Zenau 623 gleiche Material wie der I'vp Rognslifjell. Le diglich ein Quarzdiorit konnte noch gefunden werden, der aus dem Typ Rogns lifjell nnbelcannr >v2l. Nur 'lulinalin, Apatit un<l dkiorir wurden nickt be obachtet, die aber im Typ Rognslifjell nur sehr selten vorkommen. Das Kon glomerat ist er^v2B deformiert, xvaß durch eine Paralleltextur des Serizits und durch die Deformation der Gangquarze zum Ausdruck kommt. Selten tritt Quarz mit einein leinen 3creiiens^Bcem auf, 625 durch die dynamische Bean spruchung entstanden ist. Der Bindemittelgehalt liegt meist unter 15 A, und der Feldspatgehalt iiber 25 A, 80 dass von einer konglomeratischen Arkose gesprochen werden karm. I'vp Rundemellen Der nåchst jiingere Horizont ist ein feinkorniger, heller, schwach rosa oder griinlich gefårbter Sparagmit, der sich deutlich von den beiden vorher genan ten Sparagmittypen unterscheidet. Dieser Sparagmit wurde von T. Strand (1959) fiir eine besondere Fazies des Mellsenn-Quarzites (s. S. 34) angesehen und auf der Skizze (S. 189) als «32n63ten i den ovre del av Mellsenn-forma sjonen» bezeichnet. Hier soll dennoch der Oberbegriff des Valdres-Sparagmites beiben2lten werden, weil es sich hierbei vm einen Sparagmit handelt und Nieser Sparagmit kveite Teile in der Umgebung von Mellane einnimmt, die seinerzeit von T. Strand (1938, 1951) auch als «Valdres-Sparagmit» auf den geologischen Karten «Slidre» und «Nordre Etnedal» vermerkt wurden. Der Typ Rundemellen bildet die ganze Siidflanke des Bergzuges von Bergo iiber Bollstadtjernet bis nach Skarvemellen und westlich Turrsjovatn. Ein zweites Mal kommt er am Rundemellen selbst vor, wo er eine auffallend rote bis violette Farbe besitzt. Die Måchtigkeit wird etwa 650 m betragen, wie das aus Profil 1 zu ersehen ist. Die Abfolge bei Skarvemellen und bei Rundemel len diirfte tektonisch etwas reduziert sein, denn dort liegen nach Profil 2 a und 2 b nur etwa 450 bzw. 500 m vor. Diese tektonische Reduktion låsst sich auch im Gelånde wahrscheinlich M2cken. Denn das Konglomerat 1, das am (-ipkei von 3lc2rveinellen 2NBtekr, xeiZr an Beiner iiBrlicnen llnterZrenTe eine klvloniri sierungszone (vgl. Abb. 4) un<l der V2i6leB-Bp2l2gniit dei V.un<ieinelleli ist Zei2icer un6 ZeBtott, W2B deBon6ern gut von E her 211 beobachten ist (vgl. Abb. 5). Der I"vp Rundemellen ist im Gegensatz zum Typ Rognslifjell fein kornig und eintonig ausgebildet. Er ist gut gebankt (Bankdicke ca. 1 m) und 26 Abb. 4. Skarvemellen von ENE. 1345 m < SSE ccl. 100 m Abb. 5. Rundemellen von ENE. 1 Phyllit, 2 mylonitisierter Valdres-Sparagmit (Typ Rognslifjell), 3 Melisenn-Quarzit, 4-6: Übergang zwischen Melisenn-Quarzit und Valdres-Sparagmit (4 violette Schiefer, 5 rosa Sparagmit, 6 Quarzit und Schiefer). 7 Valdres-Sparagmit (Typ Rundemellen). zeigt ofters eine grobe Kreuzschichtung. Ab und zu fiihxt er violettbraune, einige Zentimeter 6iclce, 52n6ige Bckiekerl2Zen. I^nZekakl in der blitte der -Abfolge konnte ein ca. 2 m machtiges Konglomerat (Konglomerat 2 s.u.) ge funden werden. Sonst ist dieser Sparagmit konglomeratfrei und zeigt nur manchmal einige eingestreute Gerolle. Er karm manchmal sehr feldspatarm werden, zo dass er wie ein Quarzit aussieht. Mikroskopie: Gefiige: Die Gesteine sind generell matrixarmer als im Typ Rognslifjell. Entweder beriihren sich die Komer direkt unter Ausbildung von suturierten Korngrenzen, oder sic sind durch einen schmalen Film aus Serizit voneinander getrennt. Nur selten schwimmen die Komer in der Matrix. Das Bindemittel 27 besteht mein aus einem rekristallisierten Quarzmosaik mit wenig Serizit. Der Scrizit karm aber auch innerhalb des Bindemittels den Quarz in manchen Diinnschliffen iiberwiegen. Die Korngrosse schwankt zwischen 0.03 und 2 mm, meist liegt sie zwischen 0.3 und 0.5 mm. Dabei karm die Klassierung ganz gut sein. Auch die Sortierung ist besser als im Typ Rognslifjell, da dieser Sparag mit vorwiegend aus Quarz und Mikroklin besteht. Der Abrundungsgrad variiert. Ofters treten deformierte, långliche, eckige Komer auf, die mit ihrer Langs achse eingeregelt sind. Hinsichtlich Quarz und Mikroklin besteht kein Unter schied in der Abrundung. Der Typ Rundemellen ist wesentlich eintoniger und homogener als der Lyp li.oZNßlikjell. Da der Mineralbestand fast derselbe wie im Typ Rognslifjell und nur die VetteiiunZ der ein-einen Komponenten wesentlich anders ist, soll nier nur stichwortartig auf die einzelnen Komponenten eingegangen und dagegen auf die Unterschiede zum Typ Rognslifjell aufmerksam gemacht werden. Quarz: undulos, Mortelstruktur, håufig als feines Mosaik im Bindemittel, auch als Sekundar-Quarz in Zwickeln zwischen grosseren Kornern, die ehemaligen Korngrenzen sind an den Verunreinigungen zu erkennen, Einschliisse von Muskovit, ovalen Zirkonkornchen, Apatit und Rutilnadeln. Ml^o^»: nieist iriBck, sellen seri^itisiert Auf Lpaitrissen, <^i«elvel2xvillinsnnZ verscnie6enei Grossenordnungen, unscharfe Spindeln, submikroskopische Verzwillingung mit verschwommenem Muster, auskeilende Lamellen. Unverzwillingter Kali-Feldspat: Unterschiedliche Serizitisierung, mit Håmatit bestaubt, jnanchmal deformiert, nur vereinzelt vorkommend. Perthit: Die keltnite zin6 lanZzt nickt 50 formenreich vie im Typ Rognslifjell. Sic treten auch zahlenmassig hinter dem Mikroklin stark zuriick. Die Kalifeldspåte konnen verzwillingt oder auch unverzwillingt sein. Kleine Tropfchen (Breite 0.002 mm, Lange 0.01 mm); feine Spindeln (Breite 0.005 - 0.03 mm, Lange 0.02 bis 0.2 mm); Schniire (Breite 0.002, Lange 0.15 mm); Flecken (Breke 0.07 bis 0.2 mm, Lange 0.07 bis 0.2 mm); auch feine Tropfchen und grossere Flecken nebeneinander in demselben Xiistail; die Plagioklase der kieclcenpertkite Iconnen verxwiiiinZt sein, entve6er leistenformig nach dem Albitgesetz oder auch keilformig (Schachbrettalbit) ; Flecken mit t)bergången zu Adern; Adern (Breite 0.03, Lange 0.3 mm), auch 2. T. mit verzwillingten plaZiolclasen. Perthite mit poikilitischen åbiten fehlen. Plagioklas: sehr sellen, Manchmal unverzwillingte Plagioklase. Anorthitgehalt gering, Ausloschungsschiefe X' gegen (010) zwischen 4° und 17°, nach der Zonenmethode von hinmann un6 den stereographischen Projektionen nur Albit oder Oligoklas. Bisweilen Zonargebaut mit innen 4° und aussen 7° Ausloschungsschiefe. kleist einfache Zwillinge nach dem Albitgesetz, selten keilformige Zwillinge (Schachbrettalbit). sene sellen, nnr aiB kleckenpertnit ennviclcelt. teb.lt. Serizit, Muskovit, vie bei Typ Rognslifjell. Chlorit: fehlt. 28 Turmalin: ofters in den stratigraphisch hangenden Lågen dieses Sparagmites. X tall), los, blassgriin, gelblich, blåulichgrau — Z olivgriin, griinblau, dunkelgriin-schwarz, Schorl. Titanit: Keine grossen Kristalle, sondern wahrscheinlich nur im Leukoxen vorhan den, der ofters auftritt und an Schwerminerallinien angereichert ist. Zirkon: bis 0.25 mm grøsse Kristalle, ofters idiomorph und mit Spaltbarkeit. Apatit: eingewachsen in Quarz, auch grossere Bruchsriicke, sehr selten. Erze: Håmatit ist fast immer als feinkorniges Pigment lin Bindemittel, auf Feld spåten und Gesteinsresten zu finden. Lei Rundemellen treten extrem rote Gesteine auf, die einen hohen Hamatitgehalt aufweisen. Feine Erzlagen, die fiir die Typen Rognslifjell und Rabalsmellen so charakteristisch sind, fehlen im Typ Rundemellen beinahe ganz. Die wenigen Erzkorner, die im Auflicht untersucht werden konnten, zeigen dieselben Erscheinungsformen wie im Typ Rognslifjell. Es ist Hamatit mit Ent mischungskorperchen von Ilmenit, teils Pseudomorphosen nach Magnetit, ofters Zer setzung zu Brauneisen. Gesteinsreste: Quarzite, Tonschiefer, Gangquarze, und /wieder zahlreiche, saure Vul lcanitlene (t)ual2.lel6Bp2t die mit «amatit beståubt sind und eine mikro graphische Verwachsung aufweisen, meist Rhyolite). In den Fallen, wo die Aggregate nur aus Plagioklas bestehen, konnten Dazite vorliegen. Daneben wurde als einzelnes Geroll ein eigenaitiZeB Gestein Zetun6en, 623 malclc>zlcc)piBck eine typiske Vullcanit struktur mit KloBBen LinBpienZlinZen un6 einer Grundmasse 2eiZt. KlilcloBlcopiBcn deo bachtet man grosse, gut gerundete Quarzeinsprenglinge, die manchmal Resorptions buchten seigen, und eine Grundmasse aus iiberwiegend Quarz, daneben Feldspat. Aber die Verwachsung der beisen Komponenten ist nicht mikrographisch, sondern relativ grob kristallin, wobei sich die Komer nur manchmal verzahnen. Der Feldspat ist un verzwillingt, hat dieselbe Lichtbrechung wie Canadabalsam (Albit) und ist etwas seri zitisiert. Als Akzessorien «eten Zirkon, Hamatit und Leukoxen auk. Es ist nicht zu er lcennen, od 628 Gestein ein Vulkanit ist oder ein Sedimentgestein. Die Struktur spricht fiir einen Vulkanit, der hohe Quarz-Gehalt (iiber 50%) dagegen. Wahrscheinlich handelt es sich hier vm ein pyroklastisches Sediment. Ergebnis: Da das Bindemittel zuriicktritt, liegen manchmal feldspatische Sandsteine vor. Sonst treten Arkosen und relativ matrixarme feldspatische Grauwacken auf. Auffallend ist im DlirelBckie6 Tum lx? koZnzlikjell 628 fast vollige Fehlen der Plagioklase, 628 Zuriicktreten der Perthite und der Matrix und der hohere Quarzgehalt (s. S. 46). Daneben IcennTeicknen die Vulkanisere un6 623 rotliche Pigment des Hamatits den Typ Rundemellen sehr gut. 29 XonZiomerat 2 (mit Vullcaniten) Mitten in der Abfolge des Typs Rundemellen findet sich ein 1 bis 2 m machtiger Konglomeratzug. Dieses Konglomerat kann von der Strassenkurve bei Bergo im W der Skarvemellen-Schuppe bis an 6eren L-Ln6e verkoiZt -ner den und gibt einen sehr schonen Anhaltspunkt fiir die ungestorte Lagerung der 3lcarvemellen-3cnuppe in 6ieBem 'leii. Ein zweites Mal nur6e 628 Konglo merat bei Rundemellen beobachtet, wo es von W iiber den ganzen Berg bis etwas siidlich des Gipfels und danach weiter nach E verlauft und vielleicht den besten Beweis fur die Wiederholung der Schichtfolge bei der Runde mellen-Schuppe liefert. Es fiihrt verschiedene Quarzite und Gangquarze von weisser, rosa oder violetter Farbe, die bis 5 cm Durchmesser erreichen kon nen, daneben kommen aber auch dunkelrote, dichte Gesteine vor, die makro skopisch wie Jaspis aussehen, aber unter dem Mikroskop als Vulkanitreste er kannt werden konnen. Sie sind durch Håmatit stark rot gefårbt und zeigen eine enge Verwachsung zwischen Quarz und Feldspat. Diese Quarz-FeldspatAggregate sind zu grøsseren Feldern mit einheitlicher Ausloschung des Quarzes zusammengefasst und bilden dadurch untereinander ein grobkristallines Gefiige. In diesem grobkristallinen Gefiige befinden sich einzelne Einsprenglinge aus Quarz, die rundlich geformt sind und manchmal Resorptionsbuchten zeigen, un6 ein takellormiZer, etwas mit Serizit und Håmatit beståubter Kali-Feldspat. Das Gestein ist ein Rhyolit (vgl. Tafeln, Abb. 13). Ausser diesen Vulkaniten gibt es noch andere saure Vulkanite. Es sind Rhyolithe, die eine Grundmasse ans einer mikrographischen oder radialstrahligen Verwachsung von Quarz und Feldspat und Einsprenglinge aus Quarz (Resorptionsbuchten) und einem Feldspat zeigen, der eine dem Micro klin ahnelnde Verzwillingung aufweist. Wahrscheinlich ist dieser Feldspat eine Anorthoklas. Als Akzessorien lingen sich Hamatit, Silicon und Leukoxen in wechselnder Menge. Diese Rhyolite kommen auch sonst als kleine Gesteins reste im Valdres-Sparagmit vor (vgl. Tafeln, Abb. 14). Die Matrix des Konglomerates 2 gleicht in ihrer Zusammensetzung dem Valdres-Sparagmit vom Typ Rundemellen, Konglomerat 3 (? Tillit). Die gesamte, etwa 3000 m måchtige Abfolge des Valdres-Sparagmites wird im Hangenden durch ein eigenartiges Konglomerat begrenzt, das 0.5 bis 3 m måchtig wer6en Icann un6 Btellen^veiBe 6urck seinen beBonclelB konen MatrixGehalt an einen Tillit erinnert (vgl. Abb. 6). Es ist der eili^iZe Horizont des gesamten Valdres-Sparagmites, in dem Plutonite in grosserer Anzahl vor kommen. 30 Abb. 6. Konglomerat 3 (? Tillit). Nordostlich Valdres-Schieferbruch. Am besten ist dieses Konglomerat oberhalb des Valdres-Schieferbruches aulZe3cnloBBen. Dart ist die Xknlicnlceit mit einern Tillit deBon6elB 6eutlicn, da die ein^elnen (servile Zan2 lose verzrreuc in einer Zriinlicken Matrix lieZen und in ihrer Grosse ausserordentlich schwanken (wenige Millimeter bis 45 cm). Aber auch sonst karm der tillitahnliche Charakter an vielen Steilen beobachtet werden. Das Konglomerat 3 tritt immer in demselben stratigraphischen Niveau ?.uf, låsst sich in der SkarvemellenSchuppe iiber ein Entfernung von ca. 8 km verfolgen und ist auch siidlich Rundemellen in einem analogen Niveau zu sehen. Es handelt sich demnach vm einen wichtigen stratigraphischen Hori zont, der fur regionale Vergleiche verwendet werden karm. Auf der geologischen Karte (s. Anhang) ist dieses Konglomerat nur dort eingezeichnet, wo es im Gelande nachgewiesen werden konnte. M/kroskopie: Es liegen Komponenten vor, die z.T. aus dem Valdres-Sparagmit von Mellane un bekannt sind: Mikroklingranite mit Chlorit, Apatit und Erz; Plagioklasreiche Granite oder Grano 6iolile mit 3pin6elpeltkiten, Mikroklin, Zebleicktem Biotit, Apatit, Zirkon und Erz; Granodiorite mit kalzitisierten, keilformig verzwillingten Plagioklasen (Schachbrettalbit), Quarz, Apatit und Biotit, der chloritisiert ist und violette oder braune, anomale Inter 31 ferenzfarben zeigt; Granodiorite mit echten spindeligen Mesoperthiten; grobkornige Syenite mit vielen verschiedenen Perthitsorten (u.a. auch Spindelperthite mit Øbergang zu I^leßopeltkiten) i aplitische 3yenice mit viel zelixicigiertem Kaii-rei^zpat, haneben serizitisiertem Plagioklas, Quarz, Apatit, Muskovit und Erz (PEruptivgang), ausserdem die bekannten mit Håmatit bestaubten Vulkanitreste (Quarz-Feldspat-Aggregate), Kris tallnikke, die teiiweize Qrun6lH2Bse mit entkaiten, Tonschiefer, verschieden kornige Quarzite (teils mit Turmalin) und Gangquarze. Die Matrix besteht vorwiegend aus Serizit, fiihrt manchmal bis 1.4 mm lange, Ki23tiscke, ctliolitizielte Biotite mit anomalen, violetten oder brannen Interferenzfarben und liefert, da die einzelnen grosseren Quarz un6 Feldspatkorner un6 die Qezteinßleßte Bekr lose gepackt sind, ein tillitåhnliches Aussehen. Sonst karm sic Ahnlichkeiten mit einem bindemittelreichen Sparagmit ant weisen. Klassierung und Sortierung sind sehr schlecht (vgl. Tafeln, Abb. 15). Mit diesem Konglomerathorizont ist die Abfolge des Valdres-Sparagmites abgeschlossen. Der Obergang zwischen dem ValdresSparagmit und der Mellsenn-Gruppe Im Grenzbereich zwischen dem Valdres-Sparagmit und der Mellsenn-Gruppe rreten meklere Horizonte auf, die im (delande schwierig zu tinden sind, da sic nur an wenigen Steilen aufgeschlossen sind, in ihrer Måchtigkeit schwanken un6 auck relcwniBcn redn^ierr sein bonnen. sie mulden auf der geologischen Karte nur dort eingezeichnet, wo sie im Gelånde angetroffen wurden. Am besten sind diese Horizonte in der Skarvemellen-Schuppe nordwestlich Nervatn oder auch oberhalb des Valdres-Schieferbruches (s. Profil 3 und 4) und in der R.undeinellen.3cliuppe Biidlicn kundemeiieli (s. Profil 2b) zu sehen. Auf dag Konglomerat 3 folgen dort in stratigraphischer Reihenfolge: ein griingraues, sandiges Schieferband (3-? 10 m), ein weisser Quarzit (10 m), der dem Melsenn-Quarzit gleicht, ein griingraues Schieferband (12-15 m), ein rosa, teils feinkonglomeratischer Sparagmit mit violetten Schieferlagen (10-20 m), der dem V2idre3-3par2Zlnit Clyp knnderneiien) akniickc sieht, und zuletzt ein violetter, sandiger Schiefer (6 m), an den sich der eigentliche Mellsenn-Quarzit anschliesst (s. stratigraphische Tabelle im Anhang). Die Gesamtmåchtigkeit dieser Übergangshorizonte betragt ca. 50 m. Durch eine genaue Kartierung lasst sich beweisen, dass diese Abfolge systematisch ist. Die Kontakte Bind sedimentar, nur ab und 2u, 30 z.B. siidlich Rundemellen, tektonisch iiberpragt und lassen an einer sedimentaren Verkniipfung zwischen dem Valdres-Sparagmit und der Mellsenn-Gruppe keine Zweifel erscheinen. 32 < i '-' . ii/p • S ~v ! C Mig ¦ • If Så K # > «-s S >e * 1: I " : : ' ' ' U .^' © a 2 G •• -5 i •r y» , h, ¦ >* I .- -4 9 !3 « 2 RU iM? I 2 « I I I£ :¦ Ii . «< ! I\ ' .. .-^ iN " ° " l I- I S 3 -5 ', li E .;? • :. ? " a.jg ' S ja U £? 2 H ? s ¦= L J I«a 1 ffl 1 1 a I J5 rt » 33 Mikroskopie: Der weisse Quarzit ist im Vergleich zum Mellsenn-Quarzit (s. S. 34) relativ bindemittel- und plagioklasreich. Der rosa Sparagmit åhnelt dem ValdresSparagmit (Typ Rundemellen) und ist nur etwas plagioklasreicher. Die Schie leidanger wurden nickr milcloBlcopierr. Die Mellsenn-Gr uppe Der Nåme «Mellsenn-Formation» wurde von T. Strand (1938, S. 24) in die Literatur eingefiihrt. Damit sind Quarzite und Schiefer gemeint, die iiber den ordovizischen Phylliten und unter dem Valdres-Sparagmit liegen. Da in 6ieBer (^e3teinBZruppe meklere Formationen auftreten, die alle eine grossere Selbståndigkeit besitzen und zu regional-geologischen Vergleichen herangezo gen werden bonnen, wir6 nierrnic vorgeschlagen, den Nåmen «MellsennFormation» durch den Nåmen «Mellsenn-Gruppe» zu ersetzen. vie MellsennGruppe wird in vier Formation unterteilt. Es sind dies der «Mellsenn-Quarzit», der «Mellsenn-Dachschiefer», der «Mellsenn-Blauquarz» und der «MellsennSchiefer». Sic treten im Arbeitsgebiet in zwei grundsåtzlich verschiedenen tek tonischen Positionen auf. Einerseits sind sie sedimentår mit dem ValdresSparagmit verkniipft. Das trifft flir die Vorkommen in der SkarvemellenSchuppe zu, wo sie als schmale Bander und topographisch tiefste Abteilung den Valdres-Sparagmit begleiten (vgl. Abb. 7). In vergleichbarer Position ist eine Formation (Mellsenn-Quarzit) zusammen mit den Übergangsschichten zwischen dem Mellsenn-Quarzit und dem Valdres-Sparagmit auch sudlich Rundemellen zu finden (vgl. Abb. 8). Andererseits werden die Glieder der Mellsenn-Gruppe tektonisch vom Valdres-Sparagmit iiberfahren und von ihm durch eine Überschiebung getrennt. Dieser Fall ist besonders gut westlich P.abalsvatn entwickelt (vgl. Abb. 9). Die Mellsenn-Gruppe wird dort von den åltesten Anteilen des Valdres-Spa ragmites tektonisch iiberlagert und bildet einen dei der Faltenbildung und Überschiebung des Valdres-Sparagmites hångengebliebenen Schubfetzen. Ana loge Schubfetzen sind westlich Turrsjo-Seter, unmittelbar bei dem Gehoft Kleivi und auch ausserhalb des kartierten Gebietes am NW-Ende von Vangs sjoen und nordlich Rennsenn-Seter zu finden. Es muss deshalb dei einer tek tonischen Deutung, die sich auf die Mellsenn-Gruppe bezieht, jeweils unter sucht werden, ob sie in sedimentarem Zusammenhang mit dem Valdres-Spa ragmit steht oder von inni durch eine Überschiebung getrennt ist. Die Mell senn-Gruppe liegt in der Skarvemellen-Schuppe und auch in der Rundemellen 3cnuppe oder westlich Rabalsvatn uderlcippc (vZI. R. P. Nickelsen), 80 dass die im Anschliessenden beschriebene stratigraphische Reihenfolge vom Mellsenn- 34 Abb. 8. Rundemellen von SE. Ph Phyllite. VRo Valdres-Sparagmit (Typ Rognslifjell) , Q Mellsenn-Quarzit, t) Obergangsschichten zwischen Mellsenn-Quarzit und Valdres-Spa ragmit, K3K3 Konglomerat 3, V«,u V2lcireß-Bpal2smlt Clyp li.un6emellen) , K2K2 Konglome rat 2. Gestrichelte Linie: Oberschiebung. Quarzit, iiber den Mellsenn-Dachschiefer, den Mellsenn-«Blauquarz» bis zum Melsenn-Schiefer verlauft. Die Profile 3 und 4 auf Profil-Tafel 2 geben einen tJberblick iiber diese Sequenz. Mellsenn-Quarzit An die violetten Schiefer, die das jiingste Glied der Obergangshorizonte zwischen dem Valdres-Sparagmit und der Mellsenn-Gruppe darstellen, schliesst sich der Mellsenn-Quarzit an. Zwischen dem Valdres-Schieferbruch und Ner vatn besteht er aus zwei gut gebankten Quarzitlagen (30 bzw. 10-18 m) und einem dazwischengelagerten, grauen Schieferband (6 m). Die altere Quarzit lage bildet den morphologisch «o markanten Hohenzug siidlich Bollstadtjernet un6 ist iiil die Mellsenn-Gruppe beson6erB ck2l2lcteliBriBck, da sic eine weisse larke besitzt und auch in stark gefalteten Gebieten meist anzutreffen ist, wahrend die ånderen Glieder der Mellsenn-Gruppe haufig ausgequetscht wer den. Die jungere Quarzitlage karm weisse, griinlichgraue oder auch rosa Farb tone tragen. 35 < SSE ca. 150 m Abb. 9. Rabalsmellen von ENE mit Mylonitzone. 1 Mellsenn-Schiefer, 2 Mellsenn-«Blauquarz», 3 Mellsenn-Dachschiefer, 4 MellsennQuarzit, 5 trberschiebung mit Mylonitzone, 6 Val6reB 3pal2Zmic Clyp kaoakmellen). Mikroskopie: Quarzitlagen. Gefilge: Klastisch, etwas deformiert, die Quarzkorner sind etwas gelångt, Bindemittel fast nur ans sekundar gewachsenem Quarz, der die Zwickel zwischen den grøsseren Kornern ausfiillt, ehemalige Korngrenzen sind an Verunreinigungen zu erkennen, Serizit nur als schmaler Film an den Korn grenzen, die håufig suturiert ausgebildet sind, guter Abrundungsgrad, Korn grosse 0.06-1.5 mm, meist um 0.5 mm, Klassierung und Sortierung gut. Quarz: 80-90 %, undulos, Mortelstruktur, manchmal auch feines Streifensystem, das durch die Deformation entstanden ist, haufig Rutil-Einschliisse, daneben Fliissigkeits einsckliisse nn6 Linzcklusse von Nrkon, Biotit und Muskovit. Kalifeldspat: Manchmal bis 15 %, als Mikroklin, der Gitterzwillinge, spindelige oder keilformige Zwillinge zeigt oder auch submikroskopisch verzwillingt ist, auch als Perthit entwickelt mit Bpin6eln, Bckn<iren un6 klecken, 6aneden unve«^villinZtel icaiikei^Zpat. Plagioklas: vereinzelt, meist mit Zwillingen nach dem Albit-Gesetz, ausserdem keil formige Zwillinge (Schachbrettalbit), auch unverzwillingt, geringer Anorthit-Gehalt (Albit-Oligoklas). Serizit: vereinzelt als kleine Schiippchen an den Korngrenzen. Turmalin: zeiten, X ialbloZ-Zninlicli, Z gelblichgriin. Schorl. Zirkon: selten, grossere Komer, oder kleine Kornchen eingewachsen in Quarz. Erz: selten, opak, einzelne Komer. Gesteinsreste: Vulkanitreste (mikrographische Quarz-Feldspat-Verwachsungen mit Hamatit), Quarzite und Gangquarze. Ergebnis: Gut gerundeter, feldspatischer Quarzit mit guter Klassierung und Zuter 3oltieruQZ. 36 10 Valdres-Schieferbruch. DS Mellsenn-Dachschiefer, Q Mellsenn-Quarzit, K3K3 Konglomerat 3, VRu Valdres-Sparagmit (Typ Rundemellen). Mellsenn-Dachschiefer Auf den Mellsenn-Quarzit folgt der bekannte Valdres-Dachschiefer. Er ist griin oder rotlich Zelarbr und wird bis 60 m måchtig. In grosseren, abbau wiirdigen Mengen ist er nur in der Skarvemellen-Schuppe vorhanden (vgl. Abb. 10). Er tritt aber auch in den Schubfetzen westlich Rabalsvatn auf. Am Valdres-Schieferbruch enthalt er eine etwa 0.5 m dicke, gelbliche Kalkbank, die unZekakl in der blitte des Dachschiefers zu lingen ist. 37 Nikroskopie: Es seien zwei Diinnschliffe als Beispiele angefiihrt. 1. Rotlicher Schiefer. Er zeigt eine feine Paralleltextur und fiihrt Serizit, Chlo rit, Quarz un6 I-laniatit. Der <Inlorir hat anomale, blaue, kraune un6 violetre Interferenzfarben und ist deutlich griin Zekarbr un6 pleocnroiriscn (blass griin-griin). Er liegt in grøsseren Schlieren und in feinst verteilten Schiipp chen vor. Quarz wird in einzelnen Kornern bis 0.04 mm gross und ist sonst als winziges Aggregat mit Serizit und Chlorit eng verwachsen. Kleine blut rote Nadeln und Tåfelchen von Hamatit geben dem 3cnieker die rntiicne Farbe. Oas Mengenverhaltnis 6ieser Mineralkomponenten ist Bcn^ver 211 schåtzen. Serizit iiberwiegt bei weitem. Ergebnis: Serizit-Chlorit-Schiefer mit neugebildeten, kleinen HåmatitTåfelchen. 2. Gfuner Schiefer: Ein Parallel-Gefiige ist angedeutet durch feine, dunkle Linien, an 6enen Ll2 anZeteictieet ist. Die 3eri2it-3cnuppcnen lieZen vor -^vieZen^ scnraZ nack einer Richtung 211 diesen Linien, konnen aber auch parallel oder schrag nach einer ånderen kickrnnZ lieZen, die dann in etwa senkrecht auf der erstgenannten Richtung der Serizit-Schiippchen steht. Die dunklen Linien deuten die primåre Schichtung an, wahrend die beiden ånderen Richtungen Schieferungsrichtungen sind. Mineralbestand: Serizit, Quarz, Chlorit, Muskovit, Turmalin, Erz. Serizit ist am håufigsten unter diesen Mineralen vertreten. Quarz (0.005 - 0.07 mm) ist eng mit Serizit verwachsen. Chlorit bildet vereinzelt grime Schuppchen, Muskovit selten grossere (gerade beginnende Muskovit-Neubildung). 'lurinalin Iconirnt verein^eir vor, ist sauienkorniiZ entwickelt und weist einen deutlichen Pleochroismus auf: X blass, gelblich griin - Z dunkelblau, oliv griin (3cnorl). Oiese Turmalin-Mikrolithe sin6 sicner Iceine klastischen Reste, sondern Neubildungen, die auf den B2B2O3-Gehalt des Schiefers zu riickzufiihren sind (vgl. W. E. Troger 1955, S. 211). Ergebnis: Serizit-Chlorit-Schiefer mit Turmalin-Mikrolithen. Mellsenn- « Blauquarz » Als nåchste lithostratigraphische Einheit folgt eine Gesteinsserie mit drei verscnie6enen Gesteinstypen. Nacheinander scniiessen sicn an den MellsennDachschiefer an: ein grauer, gut gebankter Quarzit (30-40 m), ein graugriin licher Schiefer, der sehr viele helle, 1 - 2 mm dicke, sandige Lågen enthalt (,12-20 m), und ein dunkelgrauer, manchmal auch blåulicher, feinkonglome ratischer Quarzit (6 m). Der ZrauZriinlicne 3ctiiekel kiinrc nicnc bestiinlndare Biohieroglyphen (Aus giisse von Bauten), die als tropfen- oder unregelmåssig bandformige Erheb 38 ungen auf den Schichtunterflåchen zu sehen sind. Der feinkonglomeratische Quarzit zeigt bis 0.5 cm grosse Quarzgerolle und schwarze, bis 4 cm lange dnertkraemenre. Der Nåme Mellsenn-«Blauquarz» wurde deshalb gewåhlt, weil diese Quarzite im Gegensatz zum Mellsenn-Quarzit dunkel sind und der leiniconZloinel2tißcke Quarzit manckmai einen blåulichen Schimmer zeigt. An un6 fur Bick ist 6ießer Nåme nicht sehr geeignet, es låsst sich aber damit der I^licel3ckie6 2u dem xveisßen Mellsenn-Quarzit gut ausdriicken. Mikroskopie: 1. Graner, gut gebankter Quarzit: Gefuge: Das Bindemistel besteht meist aus Serizit und einem feinen Quarz mosaik, untergeordnet treten Calcit und Chlorit auf. Korngrdsse: 0.03 2 mm, meiBt um 0.3 mm. Die l^laBBielunZ ist meistens schlecht, wahrend die BorriSlunZ manckmai ZanT gut sein kann, da die Gesteine bis zu 90 % auB Quarz be»teken bolinen, Der Abrundungsgrad ist meist schlecht, nur die Zrc>BBeren Komer Bin6 gut gerundet. Haufig sind die Korner elliptisch ausgezogen. Suturierte Korngrenzen finden sich ofters. Dieser Quarzit ist heterogener als der Mellsenn-Quarzit aufgebaut. Quarz: 80-90 % , undulos, Mortelstruktur, ofters streifenformige Zerlegung der Kristalle. Kalifeldspat: selten, als Mikroklin mit Gitter-Zwillingen oder auch unverawillingt, dann etwas serizitisiert. Perthit: selten, Spindeln. Plagioklas: selten, Albit-Oligoklas, auch unverzwillingt. Serizit: bis 10 %, wechselnder Gehalt. Biotit: als Einschluss in Quarz und Mikroklin. In Mikroklin radialstrahlig ange ordnet. Muskovit: einzelne, klastische Reste, manchmal in Lågen, Chlorit: vereinzelt im Bindemittel oder geldrollenartig eingewachsen in Quarz (Helminthstruktur) . Calcit: vereinzelt im Bindemittel. Turmalin: einselne Komer, Pleochroismus X blassgelb - Z goldgelb (Dravit) oder X ZeibiicnZriin - Z tiel olivZriin (3cnol1). Zirkon: einzelne Kornchen. Erz: opake Kornchen. Leukoxen: braune, pulverige Massen, im Auflicht weiss Ergebnis: Unreiner Quarzit. Der tibergang zu dem nachsten Gesteinstyp, einem graugriinlichen Schiefer, wird durch chloritreiche Quarzitbånkchen gebildet. 39 2. Graugriinlicher Schiefer. Feine Wechsellagerung zwischen hellen, quarzreichen und dunkleren, grim licnen Beri2itiBcnen I.aZen. Quarz: Korngrosse um 0.04 mm. Serizit: in Lågen zusammen mit einem feinem Erzpigment. Quarz und Serizit machen iiber 90 % der Mineralkomponenten aus. Muskovit: einzelne, klare Porphyroblasten. Turmalin: X blassgriin - Z olivgriin, neugebildete, såulenformige Mikrolithe. Zirkon: kleine Kornchen in den quarzreichen Lågen. Erz: winzige Kornchen, teils Fe-Hydroxyde oder Håmatit. 3. Dunkelgrauer, feinkonglomeratischer Quarzit: Gefiige: Sehr wenig Bindemittel auF Serizit, Quarz, PZoisit und etwas Calcit, håufig suturierte Korngrenzen, Abrundungsgrad meist gut, Korngrosse 0.06 - 3.5 mm, meist um 1 mm. Quarz: 90 96, undulos, Mortelstruktur. Kalifeldspat: 5 95, Mikroklin (Girterzwillinge, submikroskopisch verzwillingt) , Perthit (Spindeln und Flecken). Mesoperthit: feine Spindeln. Plagioklas: unverzwillingt, Albit, sehr selten. Serizit: selten, an den Korngrenzen. PZoisit: zusammen mit Quarz und Serizit im Bindemittel. Zirkon: selten, kleine Kornchen. Erz: opake Kornchen, an den Korngrenzen. Gesteinsreste: Chert-Fragmente. Ergebnis: feinkonglomeratischer Quarzit mit verschiedenen Feldspattypen und Chert-Fragmenten. Mellsenn-Schiefer Die jiingste lithostratigraphische Einheit der Mellsenn-Gruppe umfasst drei Schieferhorizonte. Auf den Mellsenn-«Blauquarz» folgt zuerst ein schwarzes Schieferband (4 m), danach ein dunkelgrauer Schiefer, der einige Zentimeter dicke Xallcicnallen un6 Kalkbanke encnalr (5-8m), unci 2ulet2r ein dunkel grauer, monotoner Schiefer (12 - 12 m), in dem K. O. Bjorlykke ( 1905, S. 466) Graptolithen gefunden hatte, die altersmåssig der Stufe 4a im Oslo-Feld ent sprechen. In einer Schutthalde, die sich nordwestlich Mellsenn-Seter direkt unterhalb einer Felswand mit diesen drei Schieferhorizonten befindet, wurden Brachiopoden gefunden. Da zwei Schieferstiicke ausser den Brachiopoden auch 40 Xallcicnoiien entnairen, wir6 anZenommen, dass die Brachiopoden aus den Schiefern mit Kalkknollen stammen. Herr Professor Dr. Nils Spjeldnæs (Aar nuß/Danem2lic) reiir nier^u lreun6licner^veiße mit, dass es Bicn meist vm Orthiden handelt und dass ein Exemplar der Brachiopoden eine wirkliche t)^^ (s.s.) zu sein scheint, die nicht mit Sicherheit in Lågen gefunden wurde, die gleichalt oder jiinger als die Graptolithen von K. O. Bjorlykke (1905) Bin6. Dieze 'latzacne ist ein weiterer liinweis, dass die Mellsenn-Gruppe und der Valdres-Sparagmit iiberkippt liegen. Mikroskopie: Die Schiefer wurden nicht mikroskopiert. Die Kalke aus dem mittleren Schiefer zeigen unter dem Mikroskop eine feinkristalline Struktur aus Calcit (Korngrosse 9.005-0.) mm), haneben einzelne Quarzsplitter. Fossilien konn ten darin nicht beobachtet werden. Damit ist die Abfolge der Mellsenn-Gruppe, die ingesamt bis ca. 210 m måchtig werden kann, abgeschlossen. Im Anhang ist eine ztratiZrapnizcne 'lakelle 2u iin6en, die eine Bcnnelle OrientierunZ iiber die BclaciZl2pnie 6eB VHl6res'3p2l2Zmire3 un6 der Mellsenn-Gruppe ermoglicnr. vie ?nxllice Die Unterlage fur alle vorhergenannten Gesteinsserien wird durch ordovi zische Phyllite gebildet. Dabei karm entweder der Valdres-Sparagmit oder die Mellsenn-Gruppe auf den Phylliten liegen. Die Phyllite wurden nicht naher untersucht. Unter dem Mikroskop erkennt man eine stark gefåltelte Wechsel lagerung zwischen feinsandigen und schiefrigen Lågen. Sekundåre Quarz spriinge, die schråg Tur Schichtung verlaufen, sind auch noch gefåltelt. Quarz: in den sandigen Lågen um 0.03 mm, sonst feiner. Serizit: teils dicht mit Quarz venwachsen, teils eigene Lågen bildend. Zusammen mit Quarz iiber 90 % der Mineral-Komponenten. Chlorit: vereinzelt, gelblichgriine Schiippchen mit hellblauen Interferenzfarben. Fe-Karbonat: Kleine Rhomboeder, die teils gånzlich von Fe-Hydroxyden aufgebaut werden (Pseudomorphosen von Fe-Hydroxyden nach Fe-Karbonat, verwitterte Fe-Karbonat-Porphyroblasten) . Erz: wohl Fe-Hydroxyge, entweder als kleine Kornchen, oder in femen, diinnen Schlieren, ca. 5 %. 41 Abb. 11. Tektonischer Kontakt zwischen Valdres-Sparagmit und Phylliten. Ostlich Skattebu. 1 Phyllite, 2 Mylonitzone, 3 Valdres-Sparagmit (Typ Rognslifjell). Mylonite, tektonische Kontakte und LJberschieb ungen An vielen Steilen innerhalb des Untersuchungsgebietes «eten Mylonite auf, die eine weitreichende Überschiebung an der Untergrenze des Valdres-Sparag mites bzw. der Mellsenn-Gruppe kennzeichnen. Diese tfoerschiebung hat eine regionale Bedeutung und erteilt dem Val6leB-3palaZmic nn6 der KleliBennGruppe dort, wo sie mit dem Val6reB-3palaZmir Be6iinentar verlcniipkr ist, eine eindeutig allochtone Position. Dabei liegt der Valdres-Sparagmit im west lichen Teil des Arbeitsgebietes nordlich von Rogne diskordant auf den Phylli ten und im nordostlichen Teil in der Umgebung von Rabalsmellen diskordant auf dem Mellsenn-Quarzit bzw. dem Mellsenn-«Blauquarz», v^anren6 Bii6lick von 3lcalvemellen die Mellsenn-Gruppe Iconkor^anr, aber relctc>niBck die Phyllite iiberlagert. Im einzelnen lasst sich diese Oberschiebung durch folgende Kontakte belegen: 1. Ostlich Skattebu zwischen den Phylliten und dem Typ Rognslifjell (1617 11, 6757.) -506.7). vie 11 eine 6emlicne reicronizcke ViB- kordanz und eine etwa zwei Meter breite Mylonitzone. 2. Direkt bei dem Gehoft Kleivi zwischen dem Typ Rundemellen und einem Quarzit (?Mellsenn-«Blauquarz») der Mellsenn-Gruppe (1617 II; 6774.1507.7). 42 Abb. 12. tiberschiebung zwischen Mellsenn-Quarzit (Q) und Valdres-Sparagmit (V) am NW-Ende von Vangssjoen. 3. Westlich Turrsjo-Seter zwischen dem Typ Rognslifjell und dem Mellsenn «Blau-Quarz» (1717 III; 6774.4-514.2). 4. Siidlich Rundemellen an zwei Steilen. Einmal zwischen dem Typ Rognsli fjell un6 den Phylliten unci 2um reiten wenige Meter oberkaib 6iezeB Kontaktes zwischen dem Mellsenn-Quarzit und dem Typ Rognslifjell (1717 III; 6774.7 -513.9). Diese Verhåltnisse sind in Profil 2b, Tafel 2 dargelegt. 5. An zahlreichen Steilen westlich Rabalsvatn zwischen dem Typ Rabalsmel len und dem Mellsenn-Quarzit (vg}.. Abb. 9). Ausserhalb 6ez auf der ZeoloZizcken Karte wiedergegebenen Areals lassen sicii nock kollende tektonische Kontakte nennen: 6. Nordostlich Kobbeset-Seter zwischen dem Typ Rognslifjell und dem Mell senn-Schiefer (1617 II; 6777.8-506.2). 7. Am NW-Ende von Vangssjoen zwischen dem Valdres-Sparagmit und dem Mellsenn-Quarzit (1617 II; 6780.5-511.1). Dies ist vielleickt der ein drueksvollsre Kontakte von allen, da dort die Überschiebung, die den ValdresSparagmit messerscharf abschneidet, auf ca. 100 m Lange aufgeschlossen ist (vgl. Abb. 12 und 13). 8. Nordlich Rennsenn-Seter zwischen dem Valdres-Sparagmit und dem Mell senn-Quarzit (1617 II; 6781.1-509-9). 43 Abb. 13. Blick von unten auf die Oberschiebungsflåche der Abbildung 12. Diese tJberschiebung, die mehr oder weniger horizontal verlåuft, låsst sich demnach rund vm die halbinselformige Ausstiilpung des Valdres-Sparagmites bei Mellane verfolgen und ist nur am S-Abhang von Skarvemellen zwischen den Phylliten und dem Mellsenn-Schiefer nicht zu sehen. Dass aber auch dort eine tJberschiebung liegen muss, geht aus der geologischen Karte hervor. Es lasst sich nåmlich ganz klar beweisen, dass die verschiedenen Horizonte des Valdres-Sparagmites nordostlich von Rogne schrag abgeschnitten werden und dass somit eine tlberschiebung zwischen den Phylliten und dem Val6leB.Bp2 l^Zmic d^v. der Mellsenn-Gruppe in 6iesem Lereicn veriauken mu3s. Eine zweite tJberschiebung trennt die Skarvemellen-Schuppe von der RundemellenSchuppe. Das geht eindeutig aus der Wiederholung der Stratigraphie bei Run demellen nervar, Der genaue Verlauf der Überschiebungen karm auf der geoWZiBcnen Karte un6 auf den Profilen 2a und 2b erkannt werden. Diese Da» BrellunZen be^ieken Bicn aller6inZB nur auf 625 eigentliche Gebiet von Mellane. Die Mylonite selbst sind unterschiedlich ausgebildet: 1. Wo der Valdres-Sparagmit auf kompetente Gesteine, z.B. den MellsennQuarzit über3cnoden nur6e, bildet sick ein Mylonit, der ein ZlaBiZes Aus sehen und einen sproden Bruch hat. Diese Mylonite des Valdres-Sparagmites haben violette, gelbe oder gnine karden und seigen eine unregelmåssig BcklieriZe 'lextur: 44 Mikroskopie: Feines unregelmåssiges Mosaik aus Quarz (0.005 - 0.4 mm) und sehr tein schuppigem, diffus angeordnetem Serizit, in dem grossere Quarzkristalle (bis iiber 1 mm) liegen. Selten Reste einzelner grosserer Feldspåte (iiber 1 mm), die verbogen oder zerbrochen und mit Quarz wieder verheilt sind. OaB <3eBtein wird von einer naubiZen, braunlicken oder wtiicken 3udBtanT schlierenartig 6uck2oZen, die im Auflicht weiBB oder auck wrlicn ist (wanrBckeiniick I^euicoxen un6 ke-It^^loxy^e). I6iamarpne PylitlcliBt2lle> kleine Hammiricolncnen oder aucn ZloBBere, opake Erzkorner sind ofters vorhan den. Ab und zu kleine Zirkonkornchen. Eine urspriingliche Schichtung ist nicht mehr zu erkennen (vgl. Tafeln, Abb. 16). 2 Der Mellsenn-Quarzit, der westlich Rabalsmellen unter der Überschiebung liegt, zeigt eine stark ausgesprågte Parallel-Textur und stellenweise ebenfalls ein glasiges Aussehen. Mikroskopie: Die Quarze sind elliptisk ausgezogen und bilden zum grossten Teil ein feinkorniges Mikromosaik (0.005-0.7 mm), probere und feinere Partien Zeken ineinan6er uker, manchmal liegen auch einzelne, grossere Quarz korner in dem teinen Mosaik. Die kel6Bp2re Bin6 nicnr 80 Btarlc 6elormierr. sie kaven olr inre Form benalten, Iconnen aber auck zerbrochen sein. Bie bilcien die ZroBBen I:la3riBcnen Il.elilcte, xvanren6 dei den l)uar2en die ur spriinglich klastische Struktur nur noch selten zu sehen ist. Daneben wenig Serizit als schmaler Film an den Korngrenzen, Titanit, Silicon. Es ist ein stark mylonitisierter Quarzit, dessen kleinere Quarzkorner eine iiberwieg end polygonale Begrenzung und dessen grossere Quarzkorner eine Mortel struktur zeigen. 5 In den Fallen, in 6enen der Val6reB-3r>ar2Zmit rekton^cn auf den Phylliten liegt, bilden sich nicht diese glasigen, sproden Mylonite, sondern lediglich schiefrige Sparagmite, die eine deutliche Paralleltextur und ein quartzitisches Gefiige zeigen, deren Kornstruktur aber noch besser erhalten ist. Mikroskopie: Die Quarze sind teilweise schon in ein teinen polygonales Mosaik zerlegt, besitzen aber haufig auch noch ihre urspriingliche Grosse. Die Feldspate sind weniger deformiert als in den glasigen Myloniten. Diese Gesteine sehen aus wie etwas deformierte, feldspatfiihrende Serizitquarzite, in denen sich Muskovit gerade neu zu bilden beginnt. 45 Daraus geht hervor, dass das Aussehen der Mylonite abhångig von dem ineckaniBcken Verkalten der ndereinanderZleilenden Gesteine ist. Es ist deshalb auch verståndlich, das an der S-Seite deB Bergzuges zwischen Rogns aasen und Skarvemellen in der Nahe der Oberschiebung keine grøsseren tektonischen Phånomene zu beobachten sind, denn dort sind die MellsennSchiefer iiber die Phyllite geschoben worden, die sich beide inkompetent vernairen, 80 dass keine grosse Reibung zwischen beiden Gesteinskomplexen vorhanden ist und somit auch kein Grund zu einer breiteren Myloniti sierungszone vorliegt. Ab und -u sind dort naturlich Gesteinspakete wegge c^uecBcnc, so z.B. nordostlich Mellsenn-Seter, wo zwischen dem MellsennSchiefer und dem Melsenn-Quarzit der V2ckscnieker un6 der «Liau^uar^» lenien. Quantitative Angaben iiber den Valdres-Sparagmi t Um innerhalb der drei verschiedenen Gesteinstypen des Valdres-Sparagmites zu einer Vorstellung iiber die quantitative Verteilung der Mineralkomponen ten zu kommen, wurden 21 Diinnschliffe nach dem Punktzåhlverfahren aus gezåhlt, 15 klalninenpnotolnecriBcne Analysen 2ur LeBtinilnunZ 6e5 Na2O- und K2O-Gehaltes und 12 rontgenspektrographische Analysen zur Bestimmung des Gehaltes von 3i02, TiO2, A12O3, Fe2O3 (total) un6 CaO vorgenommen. Die Ergebnisse verhalten sich wie folgt: 1. Tåhette I: Die Genauigkeit dieser Zahlungen diirfte bei den Werten, die iiber ca. 20 % liegen, etwa ± 5 % (relativ) betragen. Lei den kleineren Werten ist der rela tive Fehler hoher. Die Zåhlfehler sind aber auf jeden Fall kleiner als die Schwankungen innerhalb einer Gesteinsart. Es wurden im Durchschnitt pro Schliff etwa 1000 Punkte ausgezåhlt. Wenn man die drei Gesteinsarten mit einander verZleickc, 80 lasst sich unschwer erkennen, dass der Typ Rabalsmellen und der Typ Rognslifjell keine wesentliche Unterschiede aufweisen, wahrend der I'/? Rundemellen sich eindeutig durch seinen hdheren Quarzgehalt, durch den etwas niedrigeren Matrix- und Feldspat-Gehalt und das fast vdllige Fehlen von Plagioklas von den ånderen Typen abhebt. Auffallend ist in manchen Gesteinen der relativ koke Anteil an Akzessorien (meist Erz). Aus dieser Auf stellung geht auch sehr gut hervor, dass der 'l/p Rundemellen ein feldspat iscker Sandstein, eine Arkose oder eine keld3patiBcke Grauwacke sein karm, wobei die Grauwacken nur etwas mehr als 15 % Matrix enthalten, wahrend der Typ Rabalsmellen und der Typ Rognslifjell zwischen Arkose und matrix reicher, feldspatischer Grauwacke schwanken. Generell ist fiir diese beiden letz- 46 Tabelle I LlZel?nizBe des Punktzåhlverfahrens (Angaben in Vol. 96) 1. Typ Rabalsmellen: 22 r. 22 239 232 253 43 44 38 Quarz 43 43 30 38 Kalifeldspat und Perthit 26 24 26 37 28 23 29 16 14 2^ 14 23 27 27 602 603 604 603 606 607 608 Quarz 45 32 45 5? 56 58 34 Kal i feltspat und Perthit 14 27 33 38 29 23 57 33 30 15 20 19 17 19 Plagioklas Matrix, Glimmer und Chlorit Akzessorien Gesteinsreste 3 Lokalitat: Rabalsmellen. 2. Typ Rognslifjell: Schliff — Nr. Plagioklas Matrix, Glimmer und Chlorit Akzessorien 17 Gesteinsreste Lokalitåt: Rognslifjell. 3. Typ Rundemellen: Schliff — Nr. 35 37 595a 393b 596 38 38 75 55 2N 19 17 19 25 26 27 11 17 19 15 22 17 arz lalifeldspat nd Perthit 597 658a 32 'lagioklas Æatrix und Glimmer kze:sorien resteinsreste 3 3 Lokalitat: Probe Nr. 35—597 westlich Skarvemellen. Probe Nr. 658 aRundemellen. 47 Matrix.Glimmer und Chlorit Feldspat 50 Qulli-? Abb. 14. Punktzåhl-Analysen von 21 Diinnschliffen. Einfache Ringe: Valdres-Sparagmit (Typ Rundemellen) . Dicke Punkte: Valdres-Sparagmit (Typ Rognslifjell) . Ringe mit Punkt: Valdres-Sparagmit (Typ Rabalsmellen) . siM,V Oulcksckni«licke 2uB2inmeliset2uliZ 6eB Lrotmm-, dx^v. Moelv- und Vardal Sparagmites nach G. C. Grender, 1962. teren Gesteine der relativ niedrige Quarzgehalt (ohne Einbeziehung der Matrix ca. 40 A) und der hohe Feldspatgehalt (ca. 35 96) charakteristisch. Die Ergeb nisse sind in Abbildung 14 noch einmal zusammengefasst, wobei nur drei Kom ponenten beriicksichtigt und mit der durchschnittlichen Zusammensetzung des Brottum-, bzw. Moelv- und Vardal-Sparagmites nach G. C Grender (1962) veiglichen wurden. 2. li: Die Fehlergrenze liegt bei diesen Analysen in etwa bei ± 3 % (relativ). Das gilt fiir die Werte, die hoher als ca. 2 % liegen. Sonst ist der relative kekler koker, Die Hliter3ckie6e, die 6urck 628 Punktzåhlverfahren deutlich geworden sind, wiederholen sich bei der Flammenphotometrie. Der I'vp Rabalsmellen und der Typ Rognslifjell unterscheiden sich nicht wesentlich voneinander, der Typ Rundemellen fållt durch seinen manchmal extrem nied rigen Na20-Gehalt und den etwas niedrigeren K2O-Gehalt auk. Daraus låsst sich ablesen, dass der Plagioklas- und Perthit-Gehalt sehr niedrig und der Feld spat-Gehalt insgesamt niedriger sein muss als bei den ånderen Typen. Dieses 48 Tsbe/Ze II Na2O- und K2O-Gehalt bestimmt durch flammenphotometrische Analysen (Angaben in Gew. %). 1. Typ Rabalsmellen: Probe — Nr. 224 226 1.9 1,8 3.8 K2O Lokalitåt: Rabalsmellen. Na2O Typ Rognslifjell: Probe — Nr. 602 239 240 253 1,0 1,5 1.6 5.4 3.4 5.6 5.6 603 604 605 Na2O 1.) 2.7 2.4 1.7 K2O 3.3 3.7 4.4 5.0 x)kalitat: Rognslifjell. 3i. 'lyp B.un6emellen: 'robe — Nr. ia2O2O 33 34 35 37 595a 0.2 0,7 0,1 0,1 0.1 0.1 2.8 4.2 3.8 3,0 3.2 2.8 595b Lokalitåt: westlich Skarvemellen. Resultat lieferte schon das Punktzåhlverfahren. Die Ergebnisse sind in Abbil dung 15 zusammengefasst, wobei sic mit den durchschnittlischen terten fiir eine Arkose und eine Grauwacke nach F. J. Pettijohn (1963) und den durch schnittlichen terren fiir den Brottum-, Moelv- und Vardal-Sparagmit nach K O. Bjorlykke (1963) verglichen werden. 3. ///: Die im VelZleick 2n vollBtan6iZen Analysen keklen6en Komponenten MnO, MgO, H2O, P2P2O5 und CO2 diirften ca. 2 % ausmacken, da keine Minerale im Valdres-Sparagmit vorhanden sind, die diese Oxyde in nennenswerter Menge enthalten konnten. vi? Summe wur6e sich demnach jedes Mal um ca. 2 % ernoken. Daraus geht hervor, dass der absolute Gesamtfehler bei den einzelnen Analysen zwischen ± 1 % und ± 5 % lieZen wird. Im ein-einen 6urkten die relativen Fehler bei SiO2 etwa ±3 A, bei A12O3 ±10 %, dei Fe2O3 ± 10 %, bei TiO. ± 5 % und bei CaO ± 5 % decr2Zen. VieBe konen relativen Fehler beziehen sich aber im Falle von Fe2O3, TiO2 und CaO auf 1 2 3 4 5 '/. K2OK 20 Abb. 15. Na2O- und K2O-Gehalt bestimmt durch 15 flammenphotometrische Analysen. Einfache Ringe: Valdres-Sparagmit (Typ Rundemellen) . Dicke Punkte: Valdres-Sparagmit (Typ Rognslifjell). Ringe mit Punkt: Valdres-Sparagmit (Typ Rabalsmellen). A Arkose, G (-lau^vacke, S Feldspatischer Sandstein. Ad, Gd Durchschnittliche Werte fiir eine Arkose b*w. Grauwacke nach F. J. Pettijohn (1963). B, M, V Durchschnittliche Werte fiir den Brottum-, bzw. Moelv- und Vardal-Sparagmit nach K. O. Bjorlykke (1963). ZeiiQZe LettaZe, 50 dass der absolute Fehler in annehmbaren Grenzen bleibt. Ob^voki 6akel die Analysen bei weitem nickr die Genauigkeit nass-chemischer Analysen erieicken, 80 lassen sic sich doch zu einem groben Überblick heran ziehen. Die Ergebnisse des Punktzåhlverfahrens und der Flammenphotometrie spiegeln sich in diesen Analysen wieder. Der Typ Rundemellen hebt sich deutlich durch den hoheren SiO2- und den niedrigeren Al2O3-Gehalt und den extrem niedrigen CaO-Gehalt von den ånderen beiden Typen ab. Der gene rell niedrige CaO-Gehalt beståtigt die bisherigen Beobachtungen hinsichtlich der Plagioklase. 3ie mnBBeQ Benr zeiten sein, Bin6 im Ivp li.un6elnellen 80 gut wie nicht vorhanden und sonst allgemein albitreich. Die Proben 226, 240 und 253 haben eine ahnliche Zusammensetzung wie ein Granit. Allerdings ist der Na2O- nn<! (laO-l^enait envaB 2u niedriZ un6 der 2-Gehalt env2B 2iu 50 IsKe/Ze 111 Huantitanve LestinununZ von 3i02, TiOo, A12O3, Fe2O3 (total) und CaO mit «ilte des Rontgen-Fluoreszenz-Spektrographen (Angaben in Gew. A. Die Werte fur Na.,O und K2O sind als Ergånzung hinzugefiigt). 1. Typ Rabalsmei Ilen: Trobe — Nr. 224 226 240 253 SiO2 84 71 73 75 TiO2 A12O3 Fe2O3 (total) CaO 0.14 0.53 0.38 0.52 10.7 15.5 15.2 1.4 3.3 3.1 2.9 0.17 0.14 0.05 0.13 1.6 14.4 Na2O 1.9 1.8 1.5 K2O 3,8 5.4 5.6 5.6 102.11 97.67 98.83 100.15 Summe Lokalitåt: Rabalsmellen. 2. Typ Rognslifjell: Frobe — Nr. 602 603 604 605 51(>2 82 76 81 78 iO2 0.25 0.50 0.13 0.50 11.1 12.2 2.9 4.2 1,8 3.2 0.28 0.12 0.12 0.10 Na2O 1.5 2.7 2.4 1.7 K2O 3.3 3.7 4.4 5.0 101.33 99.42 101.55 101.30 A12O3 'e2e2O3 (total) CaO Summe 11.7 12.8 Lokalitåt: Rognslifjell. 3. Typ Rundemellen: Probe — Nr. 34 35 37 LiOy 87 88 91 iO2 i2 2 o3 ; e22O3 (total) CaO 122<) lumme 0.13 0.15 0.54 9.6 8.8 7.2 595a 77 1.65 14.4 1.3 1.2 1.4 3.2 0.07 0.03 0.04 0.02 0.7 0.1 0.1 0.1 4.2 3.8 3.0 5.2 10300 Lokalitat: Vestlich Skarvemellen. 102.10 103.28 101.57 51 Tabelle IV Normberechnung fur Quarz, Kali-Feldspat und Albit aufgrund der flammenphotometri schen Analysen. Angaben in Gew. %. . Typ Rabalsme [en: 'robe — Nr. 224 226 240 2)3 Quarz Kali-Feldspat Albit 58.4 22.3 16.3 39.9 31.8 D.3 430 32.9 12.7 44.0 33.3 13.7 Summe 97.0 87.0 88.6 910 2. Typ Rognslifjell: Probe — Nr. 602 603 604 60) Quarz Kali-Feldspat Albit 60.7 19.5 12.7 46.0 21.8 23.1 49.9 26.2 20.) 48.8 29.) 14.7 Summe 92.9 90.9 96.6 93.0 Probe — Nr. 34 3) 37 )9)2 Huar? 66.4 25.0 79.0 6.3 72.9 22.4 1.0 0.6 56.) 30.6 1.0 97.7 96.3 97.) 88.1 Lokalitat: Rabalsmellen. Lokalitat: Rognslifjell. 5. Typ Rundemellen: Kali-Feldspat Albit Summe 17.9 Lokalitåt: Nvestlich Skarvemellen. hoch. Die ånderen Proben weichen mehr oder weniger von einer granitischen Zusammensetzung ab, wobei der Typ Rundemellen die stårksten Abweichun gen aufweist. Abschliessend soll nock cine Tabelle (vgl. Tabelle IV) uker den normativen Mineralbestand gegeben werden. Es werden dabei Huar-, Kali-Feldspat und Albit mit Hilfe der SiO2-, Na2O und K2O-Werte der Analysen ausgerechnet. Interessant ist hierbei, dass sechs Proben weniger als 50 % Quarz fuhren, un6 dass der Albitgehalt in den Typen Rognslifjell und Rabalsmellen viel koner als der mit dem Punktzåhlverfahren festgestellte Plagioklas-Gehalt ist. Der hohe /Vlbit.<3enalc ist ein 2eicken liir die HautiKeic der Perthite. OaZeZen laiic 52 Tabelle V Berechnung des modalen Mineralbestandes aufgrund der flammenphotometrischen und rontgen-spektrographischen Analysen und der mikroskopischen Untersuchungen (Be stimmung von Quarz, Kalifeldspat, Albit, Serizit und Akzessorien). Angaben in Gew. %. 1. Typ Rabalsme! en.Probe — Nr. 224 226 240 253 Quarz 58.4 39.9 43.0 44.0 Kalifeldspat Albit 16.0 19.0 20.1 20.1 16.3 15.3 12.7 13.7 Serizit 9.2 18.4 18.4 18.4 Akzessorien 0.1 7.4 5.8 3.8 Lokalitåt: Rabalsmellen. 2. Typ Rognslifjell: Probe — Nr. 602 603 604 605 Quarz 60.7 46.0 49.9 48.8 Kalifeldspat Albit 7.7 12.4 20.1 21.9 12.7 23.1 20.5 14.7 Serizit 16.7 13.5 8.3 10.9 2.2 5.0 1.2 3.7 Akzessorien Lokalitåt: Rognslifjell. 3. Typ Rundemellen: Probe — Nr. 34 35 3/ 595 a Quarz 66.4 72.9 79.0 56.) Kalifeldspat Ibit 21.4 17.2 11.9 18.4 6.3 1.0 0.6 1.0 :rizit 5.0 7.) 8.3 17.6 Jczessorien 0.9 1.4 0.2 6.5 l__ i:^" l• r<l Lokalitåt: westlich Skarvemellen. beim Typ Rundemellen der manchmal extrem niedrige Albit-Gehalt auf. Die Mikrokline miissen demnach in diesem Sparagmit ziemlich rein und Na-arm sein. Der Kalifeldspat-Gehalt ist generell zu hoch angegeben, da der SerizitGehalt bei der Berechnung nicht mit beriicksichtigt wurde. Einen ilberbiiclc uder die I-laukiZlceir Nieser bei6en Minerale Ze^innr man am besten aus der Tabelle V. Dort wird der modale Mineralbestand angeZeben, nobei Tur VerreilunZ 6eB X2O-(?en2lreB zwischen icaiiteiclHpar un6 Serizit der Serizit mit 2H dez l^ekaireZ von klatrix nn6 Glimmer 2U5 libelle I anZenommen wurde. Die Akzessorien entzprecken der vikleren^ zwischen der Summe der ånderen Minerale und 100. 53 HERKUNFT DES MATERIALS UND ABLAGERUNGSRAUM DES VALDRES-SPARAGMITES Die kraZe N2cn der Iterlcuntc 6es Materials, 628 den Valdres-Sparagmit auk baut, wurde von mekreren Amoren behandelt. V. M. Goldschmidt (1916 b) M2cnr fur die Vorkommen von Dokkvatn eine sedimentåre Verkniipfung zwischen den Eruptiva von Rossjokollan und Espedalen mit dem ValdresSparagmit wahrscheinlich. Auch B. Dietrichson (1952) glaubt, dass diese Eruptiva das Material fur den Valdres-Sparagmit geliefert haben. T. Strand (1938, 1951b und 1959) betont, dass der Valdres-Sparagmit Perthite vom Typ der «Jotun-Perthite» fiihrt, und vermutet, dass die Jotun-Eruptiva als Sedimentspender fur den Valdres-Sparagmit in krage kommen. kur die Vor kommen der Konglomerate von Gronsennknipa nennt V. M. Goldschmidt (1916b) als lierlcunkrß (^ebier Telemark, die tiocnZebirZßeruptiv2, 628 Kam brosilur und das Pråkambrium. O. Holtedahl (1959) steilt in seiner Arbeit iiber 6ieße Xonglomer2te le6iZlicn fest, dass sic nicht aus der unmittelbaren Umgebung von Gronsennknipa stammen konnen. kur die Herkunft der QuarTire in den måchtigen Konglomeraten von Bygdin und der grossen Mikro kline in den sudlichen Teilen des Valdres-Sparagmites hat man keine Anhalts punkte (T. Strand, 1938). Aus 6ießer Aufstellung Zekt kervor, dass je nach der geographischen Lage die Schiittungsrichtungen und die petrographische Be schaffenheit des sedimentliefernden Hinterlandes verschieden gewesen sein konnen, und dass zumindest nicht alles Material zur Bildung des ValdresSparagmites von den Jotun-Eruptiva stammen muss. Grossere Fazies schwankungen innerhalb des Valdres-Sparagmites sind sehr wahrscheinlich, da er urspriinglich wohl ein Areal von ca. 7000 km2 (V. <^ol63cnmi6r 1916 b) einZenommen hat un<i die umlieZen6en (^esteine, die Sediment Zeiieterr ha ben Iconnten, Benr Bt2r!c wecnßeln. Da die 3r,2l2Zmitvorliommen von Mellane nicht in der Nåhe eines Eruptivgesteinskomplexes liegen wie z.B. die Sparag mire von Dokkvatn, ist die Beantwortung der Frage nach der Herkunft des Materials natiirlich schwierig. Die Jotun-Eruptiva konnen nicht den iiber wieZen6en Anteil 6eß Materials Zeliererr N2ben, da die feinspindeligen Meso perthite nur selten auftreten und nur ein diinner Horisont innerhalb der gesamten Abfolge des Valdres-Sparagmites von Geilane echte Jotun-Eruptiva als Gerollkomponenten fiihrt. Dieser Horizont ist das Konglomerat 3, das onnenin 6urcn Beinen konen Matrixgehalt und sein tillitahnliches Aussehen au.s dem Rahmen falk. Sonst fiihrt der Valdres-Sparagmit granitisches Material mit vielen verschiedenen Perthit-Typen, die aber meistens keine Mesoperthite sind, daneben verschiedene Quarzite, Tonschiefer, Gangquarze und vor allem Vulkanitreste, die aus Jotunheimen unbekannt sind. Diese Vulkanitreste sind 54 besonders wichtig in diesem Zusammenhang, da sic eine spezifische Gesteins gruppe umfassen, die man aus der nåheren Umgebung nur von Telemark, Numedal un6 Hallingdal her kennt. Wie ein mikroskopischer Vergleich mit Diinnschliffen von verschiedenen sauren Vulkaniten von Telemark, die mir freundlicherweise von Herm Kon servator J. A- Dons 2ur VerliiKunZ ZeBtellr wurden, ergab, zeigen diese Ge steine z.T. grosse Ahnlichkeiten mit den sauren Vulkaniten, die bei Mellane gefunden werden konnten. Gemeinsam ist vielen Schliffen die mikrographische Verwachsung von Quarz und Feldspat in der Grundmasse und die Beståubung mit feinen Erzpartikeln (teils sicher Hamatit). Unterschiede steilen sich dei den Einsprenglingen, den Akzessorien und dem Serizitisierungsgrad ein. Auch Diinnschliffe von Porphyr-Gerollen von Gronsennknipa aus der Sammlung von V. M. Goldschmidt, die mir ebenfalls durch die Hilfe von Herm Konser vator J. A. Dons zugånglich waren, zeigen grosse tJbereinstimmungen mit den Rhyolitgerollen von Geilane. Dass genau dasselbe Gestein in einigen Schliffen vorliegt, ist natiirlich schwer zu sagen, da sich immer Unterschiede finden lassen und die urspriingliche Ausbildung dieser sauren Låven auch sehr verschieden gewesen ist (D. Wyckoff 1933). Es ist aber dennoch die beste Annahme, dei der Herkunft der Rhyolitgerolle von Geilane an die Se rien von Telemark zu 6enlcen, da BonBt in der naneren I_lmZedunZ 6eB Valdres 3pal2ZmiteB Iceine sauren Vullcanice vorlcornrnen- Auch 625 håufige Auftreten von Quarzitgerollen bei Mellane unterstiitzt diesen Gedankengang, da in dem Gesteinskomplex von Telemark (Seljord-Gruppe, J. A. Dons in O. Holtedahl 1960) sehr håufig weisse und rote Quarzite zu finden sind und diese Quarzite xveiie (Mediete in Telemark, Numedal un6 Hallingdal einnenmen. Auch 6ie I'oNBcnieierreBte Iconnren auB der 3e1)'016-<^lupr)e stammen. Da nach V. M. Goldschmidt (1916 2, 5.46) in den sauren (Greinen des LelZen-^orun-3t2mineß der nerißcnen6e lel6Bp2t ein «Microperrnir» (=Meso perthit) ist, dieser Mesoperthit aber nur selten im Valdres-Sparagmit von Mel lune vorkommt, miissen hinsichtlich der Feldspåte andere Moglichkeiten der Herkunft diskutiert werden. Als Sedimentlieferant kommen lediglich grani tische oder gneisartige Gesteine in Frage. Als Moglichkeit bietet Bick 623 Bli6nor^veZißcne pralcarndrium an, 628 sich in den beiden Fenstern von Slidre (Slidrefjord und Oyangen — Fleinsendin) un6 xveicer iin S zwischen Halling dal un6 R.2n6Biior6 iin6er. In 6ießem 2ußarnrnennanZ ist es interessant, dass S. B. Smithson (1963) in seiner Arbeit iiber den Flå-Granit Beobachtungen ilder die Feldspate mitteilt, die sich teilweise mit eigenen Beobachtungen im Val6leß-3p2l2Zmit 6eclcen- 3o werden u. 2. folgende Feldspattypen aus den Gneisen, Graniten und Pegmatiten erwahnt: verschiedene Formen von Mikro 55 iciin perrniten, die Benr kaukiZ vorlcommen (3pindeln, Flecken, Flammen, Adern. Die Adern Bind polysynthetisch verzwillingt), Mikroklin mit undeut licher Verzwillingung und verschwommener Ausloschung, bis 2 cm grosse, rosa Mikrokline, Mikrokline mit grossen Plagioklaseinschliissen, Antiperthite, Mesoperthite (fleckenformig, Abb. Tafel 4, Fig. 2), Plagioklase mit verboge nen Zwillingslamellen, Myrmekit. Fiir eine Sedimentschuttung aus diesem Teil des Pråkambriums sprechen vor allem die Håufigkeit und die karmen mannigfaltigkeit der Mikroklin-Perthite und die Grosse der Mikrokline. Da gegen spricht, dass die meisten Plagioklase aus dem Gebiet des Flå-Granites basischer sind (selten weniger als 25 An) und das Fehlen von spindelformigen Mesoperthiten. Auch die Mikrokline mit den grossen Plagioklaseinschliissen scheinen nicht dieselben zu sein wie im Valdres-Sparagmit kei Geilane. Denn es handelt sich im Valdres-Sparagmit, wie die stereographischen Pro jeictionen ergaben, um fast reine Albite, wanren6 S. B. Smithson fiir diese charakteristischen Plagioklaseinschlusse An 30 anZibr (5.127). Oaz kenien der l>aBiBcnen plaZiolcla3e kei Geilane konnte mit Verwitte rungsvorgången erklårt werden, die nur den beståndigsten Plagioklasen (AlbitOligoklas) einen langeren Transport ermdglichten. Sic kommen ohnehin nur sene selten im Valdres-Sparagmit vor. Dass die spindelformigen Mesoperthite im Gebiet des Flå-Granites nicht erwåhnt werden, liegt vielleicht daran, dass sie eventuell in der nakeren I^mZetiunZ, die nock nickt 80 eingehend bearbei (et svorden ist, auftreten- Immerhin deutet das Vorkommen von fleckenfor migen Mesoperthiten darauf hin, daBB grundsatzlich derartige Perthite in dem siillcambrium zwischen Hallingdal und 3.andBkjord zu linden sind. Natiirlich konnen die spindelformigen Mesoperthite auch von den Jotun-Eruptiva stam men oder auch von den Gesteinen, die V. M. Goldschmidt (1916 a) als «Deck en granitischer Gesteine zwischen Ryfylke und Hemsedalen» bezeichnet, da auch dort «Gesteine mir dem typischen Mikroperthit der Bergen-Jotun-Granite uncer den ZlanitiBcnen Oeclcm2Bsen nicnt 3elten vercreten Bind» (5.117). Weitere Minerale, die Hinweise auf die Herkunft des Materiels des ValdresSparagmites geben konnten, sind die Schachbrettalbite, die grossen, langpris matischen, idiomorphen Zirkone, die Turmaline, Titanite, Quarze und die vielen Håmatitkorner, die an Schwerminerallinien angereichert Bind. Schach brettalbite werden in den Gesteinen von Telemark von D. Wyckoff (1933) als Bestandteile von Porphyren (Typ 2 und 3) und von Graniten erwåhnt. Oieße 3cnacnr>letrali)ire Bind aber mit 3eli^it Zerullt, wåhrend die Bcnacnorecr albice von Mellane Zan^ klar Bind. Lei der Mikroskopie von einiZen Dunn schliffen aus dem pralcambrium de3 K2ltenr>latteß «Aurdal», die mit treund licherweise von Norges Geologiske Hnderßokeiße 2u VelkiiZunZ Zeßtellt wui 56 den und die aus der Diinnschliff-Sammlung von T. Strand stammen, konnten in Schliffen vom Flå-Granit, grosse, langprismatische Zirkone und radialBtranliZe Zin3cnlußße von Biotit in unverzwillingten Feldspåten und Mikro klinperthiten selten beobachtet werden (Schliff F 32v 586 und 592). Diege sadial3tranliZen Liorirein3cnlusße Bind aucn von Geilane rielcannt, z.B. in^lilcroIciinen deß Val6le3-3p2r2Zmireß (^vp R.oZnßiii)'ell) un6 6eß Mellsenn-«Blau quarzes». Die langprismatischen Zirkone, die bei MelJane auftreten, mussen von magmatischen Gesteinen (Graniten ?, Quarz-Porphyren ?) stammen, da fiir Metamorphite allgemein rundliche Formen cnal2ictelißti3cn Bin6 (G. Hop pe 1963). Der Turmalin gibt Hinweise auf saure Plutonite und Pegmatite, wåhrend der Titanit, soweit es sich um grøssere Kristalle handelt, von inter mediåren bis sauren Plutoniten stammen diirfte. Die kleinen Titanitkornchen, die in Quarze einZexvacn3en Bin6, riinren vieiieickr von Metamorphiten her, da Titanit in diesen Gesteinen vorwiegend kleine Komer bildet. Ein Mineral, das ebenfalls in diesem Zusammenhang Auskunft geben konnte, ist der Quarz. Hierbei sind vor allem die Einschliisse wichtig. Lei Geilane wurden Ein schliisse von Feldspat, Biotit, Muskovit, Silicon, Apatit, Rutilnadeln und Fliis sigkeits-Einschliisse beobachtet. Nach W. Mackie (1896) sind davon Quarze mit Glimmer, Silicon und Apatit typisch fiir Metamorphite, wåhrend Rutil na6eln un6 klußßiZlceirß-Linßcnlii3Be auf saure plutonire scnließßen lassen. Der Aussagewert ist hierbei aber beschrankt, da sich die einzelnen Gesteinsgruppen nur durch relative Håufigkeits-Unterschiede der Einschliisse trennen lassen. Das Fehlen von basischen Plagioklasen, Pyroxenen und Hornblenden im Val dres-Sparagmit von Geilane schliesst, soweit man dafiir nicht Verwitterungs vorgånge verantwortlich machen will, als Herkunftsgebiete såmliche basischen Eruptiva, Amphibolite und Anorthosite aus. Ebenfalls werden Gneise ausge scnloßßen, die Lpidor oder Granat liinren, da aucn dieße Minerale bei Geilane fehlen und wegen ihrer Bestandigkeit gegen Verwitterungseinfliisse als Schwer-Minerale auftreten miissten. Diese Beobachtungen konnen wegen der Unvollståndigkeit der Untersuch ungen keine Losung der Fragen herbeifuhren, sondern sollen lediglich zeigen, dass die Moglichkeit der Materialschiittung aus dem siidnorwegischen Prå kumbrium starker diskutiert werden muss als das bisher der Fall war. Denn auch daß haufige Vorkommen von Håmatit, der teilweise Pseudomorphosen nach Magnetit darstellt und Ilmenit-Entmischungskorperchen enthålt, låsst an diese Moglichkeit denken, da Titanomagnetit generell haufig im Prakam brium vorkommt und dort auch einige bauwiirdige Lagerståtten bildet. Von Telemark Bind z-B. die Vorkommen von Softestad bekannt. Die Gesteine, die zur Bildung des Valdres-Sparagmites von Geilane Material geliefert haben, 57 miissen sehr erzreich gewesen sein, da die an Schwer-Minerallinien ange reicherten Håmatite ein auffallendes Kennzeichen besonders fiir die Typen Rognslifjell und Rabalsmellen Bin6. Um zu genaueren Angaben gelangen zu konnen, miissten vor allem die Zifkone eingehend untersucht werden, da der Silicon ein wichtiges Hilfsmittel bei der Klårung derartiger Fragen darstellt. Die Unsichherheits-Faktoren werden dennoch ziemlich gross bleiben, da das Prakambrium sehr heterogen und teils noch nicht nåher bekannt ist und ausserdem die weitreichenden tektonischen Bewegungen des Valdres-Sparag mites als weitere Komplikationen hinzutreten. Fiir das Konglomerat 3, das die gesamte Abfolge des Valdres-Sparagmites abschliesst, ist die Deutung der Herkunft des Materials noch schwieriger als fiir den Valdres-Sparagmit selbst, da dort neben den bekannten Kompo nenten (Quarzite, Vullcanite, Mikroklingranite, I'oNBcnieler, (3anZ<^ual2e) auck Jorun-Zlupriva mit <^piBcnen Mesoperthiten, aplittBcne 3^enite un6 Granodio lite auftreten, die sonst im Valdres-Sparagmit fehlen. Es miissen hier andere Transport-Verhåltnisse vorgelegen haben als Bc>nBt. VieBe Tatsache stiitzt viel leickr 6ie Annahme, 6aBB nier ein tillitåhnliches Sediment und nicht ein nor males Konglomerat vorliegt. Im Vergleich zu eigenen Beobachtungen von Geilane konnte noch einmal auf die Arbeit von V.M. Goldschmidt (1916 b) aufmerksam gemacht werden, da die Vorkommen von Gronsennknipa grosse Ahnlichkeiten mit dem ValdresSparagmit von Geilane aufweisen. Wie ein mikroskopischer Vergleich mit einigen Diinnschliffen von Gronsennknipa, die mir freundlicherweise von R. P. Nickelsen zum Studium iiberlassen wurden, ergab, ahneln diese Sparag mite den Typen Rognslifjell bzw. Rabalsmellen- Ein wichtiger Unterschied ist das Auftreten von Epidot. Auch fållt ab und zu ein Reichtum von grossen Titaniten auf. Meist liegen etwas deformierte, feldspatische Grauwacken vor, da die proben oit reick an ekemalß 6ecririßcner Matrix Bin6. Die naukiZßten (^erolle wer6en 6orc N2ck V. M. Goldschmidt von (^uar^icen un6 sauren Vul kaniten gebildet, fiir 6ie V. M. Goldschmidt als Iterlcunkrß Qediec Telemark diskutiert. Typische Jotun-Eruptiva fehlen fast ganz, lediglich ein Quarzyenit erinnert an diese Gesteine. tJber die Herkunft der Granitgerolle karm V. M. Goldschmidt keine naheren Angaben machen, er schliesst jedoch die Hoch gebirgseruptiva als Herkunfts-Gebiet dafiir nicht 2118. vie Kalksandsteine sol len wahrscheindlich vom Kambrosilur herstammen. Das ist nach den heutigen Kenntniß3en unmoZiicn, da der Valdres-Sparagmit eokambrischen Alters ist (vgl. S. 60). v2ZeZen bonnen die Kalksandsteine ebenfalls aus Telemark kommen, 62 nach J. A. Dons (in O. Holtedahl 1960, 5.51) innerhalb der Sel jord-Gruppe Kalksandsteine auftreten. Vie basischen Gerolle von Gronsenn 58 knipa haben nach V. M. Goldschmidt eine unbekannte Herkunft und der Granat-Gneis gehort wahrscheinlich zum Grundgebirge. Aus dieser Aufstel iung geht hervor, dass wiederum das siidnorwegische Pråkambrium als Her kunftsgebiet fiir die Konglomerate in 6en Vordergrund tritt. Hinsichtlich der Stellung des Valdres-Sparagmites im kaledonischen Orogen wurde von verBcnie6enen Autoren bekauprer, dass es sicn nierbei uni ein Flysch-Sediment handeln solle- Diese Ansicht geht auf die Untersuchungen von V. M. Goldschmidt (1916b) bei Gronsennknipa und Dokkvatn zuriick, wo jeweils Konglomerate des Valdres-Sparagmites von Eruptiva des BergenJotun-Stammes iiberfahren werden. Es wurde demnach die tektonische Situa tion als (^run6laZe liir einen Vergleich mit Flysch-Ablagerungen aus den Alpen I>el2nge2oZen. Da aber der VeZrili «Flysch» nicnc nur tektonische, sondern auch palaontologische, sedimentologische und petrographische Kriterien um fasst, miissen bei einer Stellungnahme zu dieser Frage alle Gesichtspunkte beriic!cBicntiZt wer6en. Die celctoniBcne Lage laBBc an einen Vergleich mit Flysch-Sedimenten denken, da der Valdres-Sparagmit iiber weite Strecken hin in die kaltunZ mit einbe^oZen xvor6en ist. Auch die Monotonie der Serien, die uker ZloBBere LnciernunZen nin konstante Machtigkeit, die nur langsam er folgenden Fazieswechsel, das Auftreten von Grauwacken und das ausschliess licn 6erritiBcke Material Bprecnen kur ein Flysch-Sediment. Gegen diese Auffassung kann angefiihrt werden, dass die fiir Flysch-Sedi mente so charakteristischen Phånomene wie «graded bedding», «flute casts», «load casts», «convolute laminations» ecc. fehlen, dass dagegen Kreuzschich tung ini grøsseren Stil 2ukcritt, die fur klvBcn-3S6irnence unrvpiBcn ist. Es fehlen auch die in Flysch-Sedimenten haufig vorkommenden Brekzien und Mergellagen. Ausserdem sprechen die Arkosen und die feldspåtischen Sand steine 6eB Val6reB-3p2l2glnireB ZeZen ein Flysch-Sediment. Auch lassen sich keine Hinweise auf die Tatigkeit von «turbidity currents» erkennen, die in Flysch-Sedimenten eine håufige, wenn auch umstrittene Rolle spielen sollen. Von der Palaontologie her konnen keine Anhaltspunkte bei dieser Frage gewonnen werden, da der Valdres-Sparagmit auf Grund seines eokambrischen Alters (vgl. S. 60) nur ganz primitive Fossilien enthalten konnte. FlyschSedimente fiihren an und fiir sich haufig Spuren-Fossilien, vor allem Weide spuren von Gastropoden und Bauten von Wiirmern, wåhrend Korper-Fossilien sclten sind und wenn iiberhaupt vorhanden entweder resedimentiert sind oder primitive, agglutinierte Foraminiferen darstellen. Die petrographischen und sedimentologischen Gegebenheiten des ValdresSparagmites legen den Gedanken an molasseartige Sedimente nahe, wenn auch hierbei manche Dinge storen, da z.B. rasche Fazieswechsel, die im Valdres- 59 Sparagmit fehlen, kur Molasse-Sedimente typisch sind. V23 wichtigste Argu ment aber, 628 gegen ein Molasse-Sediment spricht, ist die tektonische Situa riun 6« V2i6reß-3p2r2Kmiteß, da Molasse-Sedimente zwar gefaltet und iiberBcnoben wer6en Iconnen, aber nicnr Belbßt 6eclcen2rciZ 628 Voriand eines Or ogens iiberlagern, wie das bei dem Valdres-Sparagmit der Fall ist. Es ergibt Bick auß diesen <3eci2n^iiZ2NZeli, dass der Valdres-Sparagmit weder ein Flysch noch ein Molasse-Sediment sein karm. Am besten låsst sich die Situation so verstehen, dass man den ValdresSparagmit in Analogie zu den ånderen 3p2l2Maic-Vollcomiiieli 3ii6-^sc>l^eZeQB als miogeosynklinale Sedimentfullung der kaledonischen Geosynklinale auf fasst. Dabei wurde das Material in littoralen bis neririBcken Lereicken abZeiaZeet un6 W2nl3ckeinlicn dei Mellane un<i OronBennlcnipa von S ZeBckiirrec. Der Transportweg diirfte dabei nicht allzu lang und die Schiittung relativ rasch gewesen sein. Der Sedimenttrog war wahrscheinlich durch Storungen von dem sedimentliefernden, pråkambrischen Festland getrennt, wurde spåter in die Faltung mit einbe^oZen un6 auf 628 prakambrische Voriand iiberschoben. VERGLEICHENDE STRATIGRAPHIE UND ALTERSFRAGEN Da die einzigen Fossilien, die bei Mellane gefunden wurden, aus dem MellBenn-3cnieter stammen, der 2ulZrun6 der Ol2ptolitneniun6e von K. O. Bjor lykke (1905) bis zur 3tute 4 a Kin2ulleicnc, bonnen sich die Betrachtungen vber 628 Alter des Valdres-Sparagmites und der Mellsenn-Gruppe nur auf diese Fossilfunde, auf stratigraphische Vergleiche und auf die tektonischen Beobach tungen, die von R. P. Nickelsen gemacht wurden, beziehen. Die überkippte I.2ZerunZ 6e3 3-?rokiiB von 3lc2rveniellen wird von R. P. Nickelsen durch tektonische Oberlegungen bewiesen. Das Auftreten einer O^i/ (8.8.) in dem Schiefer mit Kalkknollen (vgl. 3. 40) und stratigraphische Vergleiche mit den 3p2l2grnirvorlcolnnien vom okeren Mjosa-See bonnen diese Gedankengånge stiitzen. Denn bei einem Blick auf die stratigraphische Tabelle (s. Anhang) wird eine annåhernd parallele Entwicklung zwischen den Vorkommen von Mellane und denjenigen am oberen Mjosa-See sehr wahrscheinlich. Der wich tigste Horizont dabei ist das Konglomerat 3, 623 einem Tillit sehr åhnlich sieht und mit dem Moelv-Tillit parallelisiert werden konnte. Daraus ergeben sich stratigraphische Vergleiche sowohl nach unten als nach oben, die in der Tabelle VI wie6erZeZeden Bin6 un6 mit Chr. Okce62nl unci R. P. Nickelsen haufig diskutiert wurdenUnterschiede im Vergleich zum Gebiet des Mjosa-Sees sind natiirlich vor handen. So ist die Abfolge des Valdres-Sparagmites z.B. grobklastisch, wahrend die Sparagmite am Mjosa-See durch Kalke und Schiefer unterbrochen werden, 60 Ul Cl ¦ "0 B 60 C cd i o I cd X I bo Ii il 1-2 OS 8 -a c 3 v i U| U 2 a c/3 Ul Ul I s cd & 3 P'U| i & 2 2 u S o S I cd "3 -r? Ul I i c/p i rv. rv. S & 1» I S rv. rv. I cd i rv. "«3 H 2 o c c<b "<D i 1 3 " 3 ~. ? 3 'n "3 l 5I M cd U| (« cd "T3 "3 a 2 o ¦§ Ul O ry. "o c 3 ?> H -^ -a HZ OT U, u aj 3 cd 2 cd Ui Ih Cd N Ji •a J3 <j r-/3 Ji .a J3 u CX) m _. 12 C 3 3 6= -C i_> C/3 <? U 3 « S 'C x. s cd SP L u,<b 3N rt 3 "3 S :H * (X O 6 c li M Ul i v i pUI u t cd Ul 3 c/p c c 6 3 i m c c Hl U| £ v U Q c OT I cd li! a a v c s •6 -ti 11 * C m Ul 2 i o ff jq g 2 li! C/5 S O I 3 53 % 0 i & C W 33 W) C 6 ri & "Hb o "53 II w MS C •3 <u 6 13 3 Ul cd a, -O "^ V) c ab On 36 61 die aber auch teils begrenzt sind und grosse Fazies-Schwankungen zeigen. Als Stiitze fiir eine Parallelisierung zwischen der Abfolge vom Brottum-Sparagmit bis zum Ringsaker-Quarzit und der Abfolge vom Typ Rognslifjell bis zum Mellsenn-Quarzit Iconnen petroZrapkißcke und cneinißcne varen mit neranZe zogen werden. Aus den Arbeiten von K. O. Bjorlykke (1963), G. C. Grender (1962) und B. Loberg (1965) geht hervor, dass sich die petrographische Zu 82ininen8et2unZ der ZparaKmite Zwb Zeßeken von unten nacn oben mit einer 'lensen- åndert, die auch im Valdres-Sparagmit und im Mellsenn-Quarzit ver folgt werden karm. So nimmt der Quarzgehalt von unten nach oben zu und damit verbunden der Kalifeldspat-, Plagioklas- und Matrix-Gehalt von unten nach oben ab. Abgesehen von den 3paraZlrliren, die von K. O. Bjorlykke be schrieben sind und wegen des geringen Matrix-Gehaltes Arkosen darstellen, ist der Brottum-Sparagmit eine Grauwacke, der Moelv-Sparagmit schwankt zwischen einer Grauwacke und einer Arkose, der Vardal-Sparagmit ist meist eine Arkose oder ein feldspåtischer Sandstein, und der Ringsaker-Quarzit ist ein feldspåtischer Quarzit oder ein reiner Ortho-Quarzit- Eine analoge Tendenz låsst sich in der Abfolge vom Typ Rognslifjell bis zum Mellsenn-Quarzit ießtßtellen. Der lyp 3.oZnßlikiell ist quarzarm un<! meißr ein Grauwacke. Der 'lvp 3.un6eniellen Bckxvanlcr 2^vißcnen Grauwacke, Arkose und feldspåtischem Sandstein. Der rosa Sparagmit zwischen dem Typ Rundemellen und dem Mellsenn-Quarzit åhnelt dem Typ Rundemellen. Der Mellsenn-Quarzit zeigt ein quarzitisches Gefiige und nur einige Feldspatkorner. Parallel damit geht von unten nach oben die Abnahme des Na2O- und K2O-Gehaltes beider Gesteinsgruppen (vgl. Abb. 14 und Abb. 15). Inwieweit diese Feststellungen wirklich repråsentativ sind, miissen spåtere Untersuchungen zeigen. Weitere Gemeinsamkeiten zwischen beisen Abfolgen kommen darin zum Ausdruck, dass die Untergrenze des Biri-Konglomerates bzw. des Konglome rates 1 keine scharfe Grenze, sondern einen allmåhlichen Übergang darstellt. Der IconZlolneratiBcne Charakter <ieB Lrorculn-BparaZiiiiteB niminc nacn K. O. Bjorlykke (1963) und B- Loberg (1965) nach oben hin zu und kumuliert in der Schiittung des Biri-Konglomerates. Dasselbe gilt fur den Typ Rognslifjell und das Konglomerat 1. Gegen diese Parallelisierung spricht, dass im Valdres 3paraZrnir 3e6irnentare Strukturen kenien, die auf die Tåtigkeit von turbidity currents schliessen liessen (graded bedding, flute casts, load casts etc.) und die lin Brottum- und Moelv-Sparagmit beobachtet werden konnen. Die mineralogische Zusammensetzung beider Abfolgen scheint keine grossen Abweichungen aufzuweisen. Im Brottum- und Moelv-Sparagmit gibt es z.B. neben Quarz un6 Mikroklin verßcnie6ene Perthit-Sorten (Flecken-, Schnur-, Spindel- und Flammen-Perthit), auch die Plagioklase zeigen dieselbe Zusam 62 mensetzung wie bei Mellane (Albit-Oligoklas). Serizit, Muskovit und Chlorit konnen in ihrem Auftreten miteinander verglichen werden, wåhrend Mesoperthite, Antiperthite un<l Schachbrettalbite im Brottum- und MoelvSparagmit nicht erwåhnt werden. Auch die Akzessorien sind etwas unterschied lich, da im Brottum-Sparagmit nach K. O. Bjørlykke (1963) Granaten auk treten und der Brottum-Sparagmit nach B. Loberg (1965) auch Pyrit und Graphit enthålt und nach G. C. Grender (1962) einen betrachtlichen LimonitGehalt aufweisen kann, wåhrend die fur den I^p V.aZNßiikjell 30 typischen grossen, gerundeten Hamatit-Korner im Brottum-Sparagmit nicht beschrieben Bin6. I^ncerßcnie6e sin6 auck in der I^olNKloßße vc»lnan6en, da der Typ Rognsli fjell okt sehr grobkornig werden karm. Zu grosse Cbereinstimmungen wåren aller6inZß auck un^vanlßcneinlicn, da mit verschiedenen Schiittungsrichtungen, unterschiedlichen Sedimentationsverhaltnissen und einer verschiedenen petro graphischen Zusammensetzung der sedimentliefernden Ausgangsgesteine ge rechnet werden muss. beiter zum Hangenden werden stratigraphische Vergleiche schwieriger. Wenn man die Parallelisierung zwischen dem Mellsenn-Quarzit und dem KinZB2lcer-()u2l2ic akzeptiert, dann muBB der Mellsenn-Quarzit 628 jiingste eokambrische Sediment der Abfolge von Kleimne sein. Die jiingeren Schichten miissen demnach zwischen der Obergrenze des Eokambriums und der Stufe 4 a liegen. Der Mellsenn-Dachschiefer konnte eventuell kambrischen Schiefern entsprechen. Lei der Paralellisierung des Mellsenn-«Blauquarzes» ergeben sich Schwierigkeiten, weil er drei verschiedene Gesteine enthålt, deren regionalZeoloZiBcne Le6eutunZ unbeli2nnt ist, un<i weil iin Mjosa-Gebiet 628 Kambrium und Ordovizium meist kalkigschiefrig ist. Quarzite gibt es in diesem Niveau auf der Hardangervidda. Der Mellsenn-«Blauquarz» konnte demnach mit dem Quarzit der Hardangervidda verglichen werden und eventuell eine Unruhe periode anzeigen (Trysilhebung), da er in seinen hochsten Lågen einen Kon glomerathorizont fuhrt. Der schwarze Schiefer, der auf diesen Konglomerat horizont folgt, hat kein Aquivalent in den Sedimenten der Hardangervidda. Man konnte hierbei eventuell an den unteren Didymograptus-Schiefer denken. Die kalkknollenfiihrenden Banke des Mellsenn-Schiefers wåren dann mit dem Orthoceras-Kalk oder dem Kalk der Hardangervidda zu vergleichen, worauf als letzte Serie der Graptolithenschiefer der Stufe 4 a folgt. Aus diesen OberleZunZen Zekr nervor, dass 625 Profil bei Mellane eine fazielle Entwicklung zeigt, die westlich des Mjosa-Gebietes zu suchen '«vare und den tJbergang zwischen den Sedimenten des Mjosa-Gebietes und der Hardangervidda darstellen konnte. Da die Abfolge von Mellane eine miogeo 63 synklinaie Ausbildung zeigt, muss die eugeosynklinale Zone der kaledonischen Geosynklinale veiter im NW gelegen nåden. Obwohl fur 6ie3e p2l^lleliBielunZ mit Ausnahme der Qraptoiirnen von K- O. Ljoriv^ce un6 der neu, Zekun6enen, Lr^cniopo6en lceine palåontologischen Be weise eibiackr wer6en karmen, 80 sind doch die Abfolge der verschiedenen Sparagmite, Konglomerate, Quarzite und Schiefer und die dazugehorigen Måchtigkeiten 8« cnal2kteriBtlBcn, dass ein solcher stratigraphischer Vergleich sehr nake liegt und ein eokambrisches Alter fiir den Valdres-Sparagmit von Mellane angenommen werden kann (vgl. O. Kulling 1961). LITERATURVERZEICHNIS Abkiirzungen: N.G.U. Norges Geologiske Undersokelse. N.G.T. Norsk Geologisk Tidsskrift. Alling, H. L, 1932. Perthites. Amer. Miner. 17, 2. S. 43-65. Andersen, 0., 1928. The genesis of some types of feldspar from granite pegmatites. 10. 5. 116-208. Eailey, E. H. and Stevens, R. £ 1960. 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Flecken-Perthit mit verzwillingten Flecken aus dem Valdres-Sparagmit (Typ Rognslifjellj, nordlich Rundemellen. K Kalifeldspat, A nach dem Albit-Gesetz ver2willinZtSl Albit, Q Sprunge, die mit Quarz verheilt sind. Gekreuzte Nicols. Vergrosserung: 40 fach. Abb. 4. Mesoperthit reilz mit zekr teinen 3pin6eln un6 teils mit breiteren Bandern. Q Sprung, mit Quarz verheilt. Konglomerat 1, (-ipiel 3lcalvemellen. Gekreuzte Nicols. Vergrosserung: 90 fach. Abb. 5. Fleckenformiger Mesoperthit aus dem Konglomerat 1, Gipfel von Skarvemellen. X Kalifeldspat, P Plagioklas. Gekreuzte Nicols. Vergrosserung: 90 fach. Abb. 6. Fleckenformiger Antiperthit aus dem Konglomerat 1. Gipfel von Skarvemellen. K: ic2iiiel6sD2t, P: Pla^ioklas. Gekreuzte Nicols. Vergrosserung: 90 fach. Abb. 7. Fleckenformiger Antiperthit aus dem Valdres-Sparagmit (Typ Rabalsmellen), bei Rabalsmellen. K Kalifeldspat. Gekreuzte Nicols. Vergrosserung: 90 fach. Abb. 8. Schachbrett-Albit aus dem Valdres-Sparagmit (Typ Rabalsmellen) bei Rabalsmellen. Gekreuzte Nicols. Vergrosserung: 90 fach. Abb. 9. Zirkon-Kristall aus dem Valdres-Sparagmit (Typ Rognslifjell) Rundemellen. Nicols nicht gekreuzt. Vergrosserung: 220 fach. westlich Abb. 10. Håmatitkorn mit Entmischungskorperchen von Ilmenit aus dem ValdresSparagmit (Typ Rognslifjell). Der Ilmenit ist entweder spindelformig oder tafelformig entwickelt. V^estlicli Rundemellen. Gekreuzte Nicols. Vergrosserung: 220 fach. Olimmersion. Abb. 11. Gut gerundetes Håmatitkorn aus dem Valdres-Sparagmit (Typ Rognslifjell) nordlich Rundemellen. Innen ist der Håmatit grobkristallin, aussen zeigt er eine sich eng verzahnende Verwachsung von zwei Lamellensystemen (? Pseudomorphose nach . Gekreuzte Nicols. Vergrosserung: 220 fach. Olimmersion, Abb. 12. In der blitte ein Håmatitkorn mit keil- oder diskenformigen Entmischungs korperchen von Ilmenit. Rechts und links Hamatitkorner mit zwei sich eng verzahn enden Lamellensystemen (? Pseudomorphose nach Magnetit) . Valdres-Sparagmit (Typ V.c»LNBlitiell), neBtlicn R.un6einellen. Gekreuzte Nicols. Vergrosserung: 220 fach. Olimmersion. Abb. 13. Rhyolit mit Quarzeinsprenglingen. Gerollkomponente aus dem Konglomerat 2 westlich Bollstadtjernet. Gekreuzte Nicols. Vergrosserung: 40 fach. Abb. 14. Rhyolit mit Quarzeinsprenglingen. Gerollkomponente aus dem Konglomerat 2 siidwestlich Skarvemellen. Gekreuzte Nicols. Vergrosserung: 40 fach. Abb. 15. Konglomerat 3 (? Tillit). B Klastischer Biotit. Lokalitåt: Nordlien Valdres Skiferbrudd. Gekreuzte Nicols. Vergrosserung: 40 fach. Abb. 16: Mylonitisierter Valdres-Sparagmit von der auf 100 m aufgcschlossenen Oberschiebung am NW-Ende von Vangssjoen. Gekreuzte Nicols. Vergrosserung: 40 fach. Tur Petrographie deg Vaidi-eZ-ZpalaAiniteZ x>viBcti6n Bitihorn und Langsuen/Valdres (Sud-Norwegen) von Jorg Loeschke. INHALTSVERZEICHNIS seite Zusammenfassung Vorwort Einleitung Petrographie Überblick formation Bygdin-Konglomerat Valdres-Sparagmit (Typ Olefjell) Sonstige Valdres-Sparagmit-Vorkommen Sedimentår mit dem Valdres-Sparagmit verbundene Quarzite und Schiefer Mylonite, tektonische Kontakte und Øberschiebungen Quantitative Angaben Petrographischer Vergleich mit dem Valdres-Sparagmit von Geilane Herkunft des Materials Stratigraphische Probleme Literaturverzeichnis Anhang (2 geologische Karten, 1 Profiltafel). 67 69 69 71 71 73 76 77 80 81 83 89 91 94 95 97 Zusammenfassung. Der Valdres-Sparagmit zwischen Bitihorn und Langsuen zeigt folgende Ausbil dungsarten: 1. Langsu-Formation: Måchtigkeit 400 m. a) I^uzicovlt'kpi6«t-^lctinc»lltt,-Bckieiel mit ki^tizcken ttornblen6en (Gabbro-Detri tus-Sediment). b) Plagioklas- und epidotreiche Sparagmite (Meta-Arkosen oder Meta-Grauwacken ) . c) Perthitreiche Meta-Arkosen oder Meta-Grauwacken, die dem Valdres-Sparagmit (Typ Olefjell) entsprechen. Diese drei Gesteinsarten wechsellagern miteinander. d) In der Langsu-Formation liegt ein ca. 140 m macntiZez Konglomerat mit Quar zit- und Rhyolit-Gerollen. 68 2. Bygdin-Konglomerat (250 m) mit verschiedenen Gerollkomponenten (Quarzite, Rhyolite, Epidosite, ? pvlolcl2BtiBcne 3e6imente, Qrllnire, (ilano6iolite, (3lanitPorphyre, peZinatite, Aplite). 3. Valdres Sparagmit (Typ Olefjell), 650 m måchtig: Perthitreiche Meta-Arkosen, feldspåtische Quarzite oder Meta-Grauwacken. die viele neugebildete Minerale fiihren (Quarz, Albit-Oligoklas, Muskovit, Serizit, Epidot, Zoisit?). 4. Mylonitisierte und epidotfreie Sparagmite (Weissgestreifter Sparagmit (250 m), Grauer Sparagmit). Als Ergånzung zur Mikroskopie wurden flammenphotometrische Analysen zur Be stimmung von Na9O und K2O und rontgenspektrographische Analysen zur Bestimmung von Bi(>2, I^iO2' Al2O3,Fe2O3 (total) und dat) durchgefurt. Die Analysen Teigen, dass die Langsu-Formation Gesteine enthålt, die eine annahernd gabbroide Zusammensetzung bcsitzen. Der Valdres-Sparagmit (Typ Olefjell) hat eine annahernd granitische Zusam ruensetzung. Die topographische Abfolge dieser Gesteine verhalt sich wie folgt: W E 3liyliijell Litinoin Jotun-Eruptiva Jotun-Eruptiva oieljell Langsuen Langsu-Formation (mit Marsteinhøgdi jrauer Sparagmit JCeissgestreifter iparagmit /aldres-Sp. Typ Olefjell) Dhyllite Bygdin-Kgl. Weissgestreifter Sparagmit Konglomerat) Pvgdin-Kgl Valdres-Sp. (Typ Olefjell) Valc!res-Bp. Quarzite und Schiefer Phyllite Quarzite und Schiefer Die stratigraphischen Zusammenhånge zwischen diesen Gesteinstypen sind nur teil weise geklårt. Siidlich von Skyrifjell und Bitihorn sind der Valdres-Sparagmit (Typ Olefjell) und die Quarzite und Schiefer. die in sedimentårem Kontakt mit dem Valdres-Sparagmit (Typ Olefjell) stehen, von den darunterliegenden Phylliten durch eine wichtige Überschiebung getrennt. Der Valdres-Sparagmit zwischen Skyrifjell und Olefjell wird als iiberkippt liegend angenommen. Die Argumente fiir diese Deutung sind folgende: 1. Der Valdres-Sparagmit zeigt sedimentåre Kontakte zu den topographisch darunter lieZen6en Quarziten un6 3cnieiern, die mit den Gesteinen der Mellsenn-Gruppe bei Geilane P2lalleliBlelt werden lconnen. 69 2. Der Valdres-Sparagmit ist allochthon. Er wird fiir eokambrisch gehalten (s. S. 60) und zeigt iiberkippte Kreuzschichtung. 3. Zwischen Mellane und der Umgebung von Bitihorn besteht eine auffallende Analogie. Eine stratiZlapnizciie Abfolge vom LieZencien 2um ItanZen^en lielert 6esN2ici tolgendes Bild: Bygdin-Konglomerat (Eokambrium) — Valdres-Sparagmit (Typ Olefjell) (Eokambrium) — Quarzite und Schiefer (? Eokambrium/Kambrium). Die Langsu-Formation konnte den stratigraphisch nesten Teil der Abfolge darstellen. Der Valdres-Sparagmit wiirde demnach zwischen Skyrifjell und Olefjell dem iiberlcippt lieZen6en kliiZel einer rieziZen, lieZen6en kalte entsprechen. VORWORT Durch die freundliche trille von Herm Professor Dr. Christoffer Oftedahl (Geologisches Institut der 'lecknigcken Hochschule Trondheim) und durch die Unterstiitzung von seiten der Stiftung Volkswagenwerk war es moglich, clieze Arbeit iii>el den Valdres 3palaZniir durchzufiihren. Ich mochte mich da lill vielmals bedanken. kiir interessante kacniicke Oislcnzzionen danke icn tierrn Professor Dr. R. P. Nickelsen (Bucknell University, pennz^ivania) un6 tierrn Dr. J. R. Hossack (Imperial College, London). EINLEITUNG Im Anschluss an die Publikation iiber den Valdres-Sparagmit und die Mell senn-Gruppe bei Mellane/Valdres (s. S. 5 66) soll hiermit ein kurzer Über blick iiber die Vorkommen deB Valdres-Sparagmites zwischen Bitihorn und LanZBuen unniirtell)al Budo'B<ilicn von Jotunheimen ZeZe!>en verden. Die Lage des Arbeitsgebietes ist aus Abbildung 1 211 ersehen. Die wichtigsten friiheren Arbeiten aus diesem Gebiet Bind die geologischen Karten «Slidre» und «Nordre Etnedal» (1 : 100 000) und die dazugehorigen Beschreibungen von T. Strand (1938 und 1951 b). Ein einZenendee Abriss iiber die altere I^iteratul und die ZroBBZeoloZiBcne 3ituation linder Bicn auf Sei 10. Der Zweck dieser Arbeit ist es, eine petrographische Beschreibung der verschiedenen Sparagmit-Typen zu geben, petrographische Vergleiche zum ValdreB-3t)alaZlnit von Geilane 2u Zewinnen und die Kontakte zwischen dem Valdres-Sparagmit und den darunterliegenden Sedimenten bzw. den dar iiberliegenden Eruptiva zu unrei3ucnen. Daneben werden einige Beobachtungen mitgeteilt, die die stratigrapliische Situation des Valdres-Sparagmites betreffen. Diese Fragen sind besonders lcornpiiTierr, da wegen der Bcnv^ieriZen tektonischen Verhåltnisse eine strati graphische Abfolge nur in kleinen, eingehend kartierten Gebieten ausgearbeitet verden Icann. Der irn VerZieicn 2u der I^liiZebunZ von Geilane nonere Meta- 70 Abb. 1: Geologische und geographische Lage des Arbeitsgebietes. 1 Kambro-Silut, 2 Valdres-Sparagmit, 3 Eokambrium, 4 Gneise im NW, 5 Jotun-Eruptiva, 6 Grundgebirge (åter als Eokambrium). M Mellane, B Bitihorn. L Langsuen. (nach O. Holtedahl 1960). morphosegrad macht es ausserdem meist unmoglich, primåre sedimentåre Strukturen zu kinaen, die die normale oder iiberkippte Lagerung der Schichten angeben konnten. Die raitgeteilten Ergebnisse stiitzen sich vor allem auf die Mikroskopie von etwa 100 Diinnschliffen, die aus dem Val6les-Bpal2Zmlr 2^vizcnen Fleinsendin im NW des Kartenblattes «Slidre» und søndre Langsuen im NW des Karten blattes «Nordre Etnedal» stammen. Zum Teil gehoren sic auch den siidlicheren Vorkommen des Valdres-Sparagmites (Javnin, Heggeberg, Gravfjell, Kjølafjell etc.) an. Ein Teil der Dunnschliffe wurde zur Bestimmung der unverzwillingten Feldspate mit Fluss-Såure geatzt und mit einer Natriumkobalt (lll) nitritLosung angefårbt. Ferner wurde der Na2O- und K2O-Gehalt einiger Proben flammenphotometrisch bestimmt. Der SiO2-, TiO2-, A1203-, Fe2C>3 und CaO-Gehalt dieser Proben wurde rontgenspektrographisch ermittelt und daraus der modale Mineralbestand berechnet. 71 Eine geologische Karte ist im Anhang zu kinaen, die die Umgebung zwi schen Bitihorn und Beitostølen darstellt. Sie ist im Mass-stab 1 : 12 500 ank genommen worden, wobei als Kartenunterlagen photographische Vergrdsse rungen der topographischen Karten «Vinstri» und «Gjende» (1617 I bzw. 1617 IV, 1 : 50 000) und Luftbilder (1 : 45 000) verwandt wurden. Die Karte soll vor allem auf die verschiedenen tektonischen und sedimen tåren Kontakte an der Unterseite des Valdres-Sparagmites aufmerksam machen und den Verlauf der neu gefundenen Überschiebungen zeigen. Der ValdresSparagmit ist in dem kartierten Gebiet eindeutig allochton. Einerseits liegt er tektonisch auf den Phylliten. Das ist ostlich Fleinsendin der Fall. Ande rerseits kann er auch sedimentår auf Quarziten und Schieferen liegen, die von I'. Strand (1951 b) als «Mellsenn-avdeling» kardert xvnrden. Die 'Ober 3cniebnnZ veriaulr in diesen Lereicnen ennve6er innernairi der Quarzite un6 Bcnieler (z.B. nor6licn Gronekinnkampen) oder 2^viBcken den (^uar^iten -f" Schiefern und den Phylliten (z. B. nordwestlich Hornstøl, 1032 m). Die Si mation an der Isnrelseite cles Val6leB-3paraAni!teB entspricht clernnacn etwa derjenigen bei Mellane. Ob der Valdres-Sparagmit in dem kartierten Gebiet iiberkippt liegt, wird in Kapitel «Stratigraphische Probleme» diskutiert. Ausser dieser geologischen Karte ist im Anhang noch eine Profil-Tafel zu finden, die Her die Lage der Überschiebungen und die topographische Ab folge der verschiedenen Sparagmit-Typen Auskunft geben soll, und eine klei ne geologische Übersichtskarte, die die Verhaltnisse zwischen dem ValdresSparagmit unmittelbar siidostlich von Jotunheimen und dem Valdres-Sparag mit von Geilane darstellt. Dabei sind auf der Profil-Tafel Isoklinalfalten, die im Valdres-Sparagmit (Typ Olefjell) stellenweise beobachtet werden konnen und im Meterbereich liegen, nicht dargestellt. PETROGRAPHIE Oberblick. Innerkall) 6eB ZeBamten Val6leB-BpalaZmiteB 2^viBcnen Geilane im S und Bitihorn und Langsuen im N von ostre Slidre gibt es zwei grundverschiedene Ausbildungen. Die erste Ausbildung sind die Sparagmite von fellane. Sic sind kaum deformiert, zeigen eine Serizit-Chlorit-Neubildung, sind durch den Hamatit-Gehalt oft rosa gefårbt und in den stratigraphisch tiefsten Tei len besonders grobkornig (Typ Rabalsmellen, I'vp Rognslifjell und I'vp Run demellen, 8.3. 16). Die zwe:te Ausbildung des Valdres-Sparagmites liegt zwischen Bitihorn und Langsuen und zeichnet sich entweder durch eine Aktinølith-Epidot-Musko vit-Plagioklas-Neubildung aus (Langsu-Formation, T. Strand, 1964) oder durch 72 eine Epidot-Muskovit-Plagioklas-Neubildung onne Aktinolith (Valdres-Spa ragmit, Typ Olefjell). Diese Sparagmit-Typen sind oft stark deformiert, durch den Epidot-Gehalt meist grlin Zetarbr und generell feinkorniger als die Spa ragmite von Mellane. Zwischen der Langsu-Formation und dem Typ Olefjell lieZr 628 bekannte Bygdin-Konglomerat. Innerhalb der Langsu-Formation liegt ein zweites Konglomerat, das von T. Strand (1964) «Marsteinhøgda-Kvarts konglomerat» genannt wird. Ausser diesen Sparagmit-Typen und Konglome raten gibt es siidwestlich von Bitihorn noch einen Sparagmit-Typ, der sich durch eine grobe, mehrere Zentimeter dicke, weisse Streifung von den ånde ren Typen abhebt. Er ist epidotfrei und stark deformiert. Siidwestlich Skyrifjell lieZr relcconigcri Auf 6iesern weizzZezrreiiren 3riar2ZrQir ein schmaler 3^araZrnirXeil, der beiner der vorkerZenannten Arten Zieicnr. Er ist Zrau, starlc 6ekor rnierr, teinlcorniZ un6 e^niaiiz epidotkrei. Die stratigraphischen Zusammenhånge zwischen allen diesen SparagmitTypen Bin6 nur reilwei3e Zelclarr, da eingehende tektonische Untersuchungen 2UB 6i^Bern V.aume leklen un6 mit ZloB3en Xornpliliarionen Zerecknec verden muBB. Es Icann 6e8lml!) nier nur eine topographische Reihenfolge gegeben werden, die sich in etwa mit der Stratigraphie von T.Strand (1964, S. 280) deckt: W E B!cyritiell Litikorn Jotun-Eruptiva Jotun-Eruptiva Graver Sparagmit Weissgestreifter Sparagmit Olekjell Langsuen Bygdin-Kgl. I-angsu-Formation (mit Marstein hØgdi-Kgl.) Bygdin-Kgl. Weissgestreifter Sparagmit Val6reB-3p. (Typ Olefjell) Valdres-Sp. Clvp 01ekiell) Valdres-Sp. dyp Olefjell) Quarzite und 3cnieker Phyllke Quarzite und Schiefer Phyllke Die Profil-Tafel und die geologischen Karten im Anhang geben eine er ganzende Übersicht iiber diese Verhåltnisse. 73 Langsu-Formation. In der I^M-Ncke der ZeoloZiBcken Karte von «Nordre Etnedal» (T. Strand 1938) finden sich Sparagmite, die von T. Strand (1964) als «Langsu-formaBjanen, basiske gråvakker med IconZiomerarlaZ» de^eickner xverden. viese 3paraZmite sin6 olr 6unkelZriin un6 keinlcorniZ un6 zeigen eine Bekr Bcarlce Parallelltextur. 3ie lieZen ropoZlapnizcn Auf eine-ni (^uar^it-XonZiomerat, 625 dem Bygdin-Konglomerat entsprechen miisste und fuhren etwa in der Mitte der Abfolge ein ca. 140 m rnacnriZeg (^uar^ic-KonZiornerar, 625 MarsteinhøgdiKonglomerat. Die Langsu-Formation wird an der SW-Flanke von søndre Lang suen zusammen mit dem Marsteinhøgdi-Konglomerat ca. 400 m måchtig. (To pographische Måchtigkeit). Mikroskopie: (Quantitative Angaben s. S. 89) 1. Langsu-Formation. Die Langsu-Formation besteht aus einer Wechsellagerung von drei verBcliie6enen (greinen, die untereinander Übergange bilden konnen. a) Die auffålligsten Gesteine sind dunkelgriin, manchmal auch blaugriin gefårbt und stark geschiefert. Sie zeichnen sich durch ihren Epidot-, Aktinolith- un6 Lr^reickturn auB, Bin6 auBZeBprocnen lel6Bpararln un6 enthalten weder Mikroklin nock perckite. Gefiige: Aktinolithnadeln (bis mehrere Millimeter lang) und kleinere, långliche Quarze bilden eine starte Paralleltextur. Epidot und Erz sind gleichmassig iiber den Schliff verteilt. Kaum klastische Reste (Quarz, Plagioklas, Hornblende, 'litanir, Zirkon, Lr^). Fast alle Minerale sind neu gebildet. Korngrosse abgesehen von den Aktinolithnadeln 0.03— mm. Quarz: Meist als feines Mosaik (0.04 mm), selten als klastischer Rest (bis 0.5 mm). Mikroklin und Perthit fehlen. Plagioklas: Entweder nach dem Albitgesetz verzwillingt (Ausloschungsschiefe X' gegen (010) 15°, n kleiner als n Quarz) oder unverzwillingt (n kleiner als n Quarz), Albit-Oligoklas. Beide Plagioklas-Typen kommen als klastische Reste und als Neubildungen vor. Die neugebildeten Plagioklase sind eng mit Quarz verwachsen und frei von 2elzet2unKsminer2ien, wahrend die klastischen Plagioklase serizitisiert und saussuritisiert sind. Muskovit: etwas pleochroitisch (Z/Y blassgriin — X farblos). Serizit: mit Quarz eng verwachsen, etwas pleochroitisch (Z/Y blassgriin — X talkie). Chlorit: selten, mit brannen oder graubraunen Interferenzfarben. Pleochroismus blåulichgriin — hellgriin oder mittelgriin — blass gelbgriin. 74 Aktinolith: sehr håufig, bis meklere Millimeter lange Nadeln. Pleochroismus ent weder Z hellgriin — X/Y blassgriin oder Z blåulichgriin — X/Y blassgriin. Aus loschungswinkel Z gegen c 13° —17°. Grossere Porphyroblasten zeigen einen dunk leren Hornblendekern. Hornblende: vereinzelt im Kern von grosseren Aktinolithen als bis 0.6 mm grosse kkstische Relikte. Zwei Hornblendetypen mit unterschiedlichem Pleochroismus: ent weder Z dunkelolivgriin — X/Y hellolivgriin oder Z dunkelblåulichgriin — X/Y hellolivgriin oder hellgelblichbraun. Ausloschungswinkel Z gegen c 15° 25°. Pistazit: håufig. Kleine und grossere Komer (bis 0.5 mm). Teils zitronengelb, sonst verschiedene Farbtone zwischen blassgelb und gelblichgriin (verschiedene Fe-Gehalte) . Grosse Kristalle zeigen eine gute Spaltbarkeit und oft einen Zonarbau mit eisen reichem Rand. Orthit: selten. Kraftig rotbraun gefårbt mit Pistazitsaum. Klinozoisit: selten, hellblaue Interferenzfarben. Grosse Kristalle zeigen gute Spalt barkeit und einen Pistazitsaum. Titanit: einzelne Kristalle, z.T. wohl auch neugebildet, etwas pleochroitisch braun lich-farblos. verein^eit, ovale Korncnen. Erz: Es gibt zwei Arten. Entweder sind es grossere, gerundete Komer, die einen Leukoxensaum zeigen und klastische Reste darstellen, oder es sind kleinere, idiomorph ausgebildete Kristalle, die dreieckige, rhombenformige, seltener quadratische Umrisse TeiZen, oder aucn wie 2dMBtumplte Dreiecke aussehen. Diese idiomorph ausgebilde ten Kristalle steilen neugebildeten Magnetit dar, der aus dem ehemaligen Håmatit oder I.imonit enstanden ist. Leukoxen: Entweder als Saum um gerundete Erzkorner oder als selbståndige, bråun licne, pulveriZe Massen, die im Auflicht xveiBB erscheinen. Ergebnis: Muskovit-Epidot-Aktinolith-Schiefer mit wenigen klastischen Resten (vgl. Tafeln, Abb. 3). b) Die Tweire Ausbildung der Langsu-Formation ist ein epidot- und pla gioklasreicher Sparagmit, der wenig Aktinolith fiihrt. Mikroklin und Perthite fehlen. Gefuge: kleist ist die Parallelkextur streng durchgefiihrt, es kommen aber auch weniger deformierte Gesteine vor. Charakteristisch sind viele grosse klastische Reste aus Quarz und Plagioklas (0.5 bis iiber 1 mm), die in einer schiefrigen Grundmasse aus Serizit, Muskovit, Aktinolith, Epidot, unver zwillingtem Feldspat und Quarz liegen. Quarz: Entweder als klastische Reste, die undulos ausloschen, eine Mortelstruktur zeigen und oft elliptisch ausgezogen sind, oder als kleine Kornchen, die eng mit Serizit, Muskovit, Epidot, Aktinolith und unverzwillingfem Feldspar verwachsen sind. Mikroklin und Perthit: fehlen. 75 Plagioklas: relativ håufig. Entweder nach dem Albitgesetz verzwillingt oder unver zwillingt oder ganz selten nach dem Albit- un6 Periklin-Gesetz vel^iilinZt. Die verzwiilingten Plagioklase treten als klastische Reste auf und zeigen eine Ausloschungs schiefe X' gegen (010) 6—lB°.6— 18°. X' lieZt, Bo^veit 628 gemessen werden konnte, im stumpfen Winkel zwischen der Spur von (010) und der Spaltbarkeit nach der Basis. Die Lichtbrechung ist immer kleiner als die des Quarzes. Es liegen demnach Albite oder Oligoklase vor. Die unverzwillingten Plagioklase haben ebenfalls eine niedri gere Lichtbrechung als der Quarz. Sic konnen entweder grosse, klastische Reste bilden oder neuZebil6et in der Qrun6lN2Bse eng ver^vacnsen mit l^uarx vorkommen, wobei sic im Gegensatz -u den klastischen Resten keine Umwandlungsprodukte enthalten. Selten kommt ein verschwommen verzwillinger Plagioklas vor (n kleiner als n Quarz), der dem Mikroklin aknelt, aber in den Keatxten Bcnlikken lceine Reaktion mit dem Natriumkobalt (lll)—nitrit zeigt. Muskovit (teils sehr grosse Porphyroblasten, Serizit, Chlorit wie unter a). /t^il»o/ii/b: untelZe«i6net vollcommen6, teilB Benc lange I>la6eln (meklere mm), manchmal zu nadeligen Aggregaten gebiindelt. Pleochroismus und Ausloschungs winkel wie unter a). Keine Einschliisse von Hornblende. Hornblende: fehlt. Pistazif. håufig, manchmal zonar gebaut mit Orthit im Kern, teils grassere Komer, teils feinkornig zusammengewachsene Aggregate oder lose verstreute Kornchen oder auck laZeniormiZ angeol^net. BonBt wie unter a). Orthit (auch als LinBcnlnBB in Plagioklas), Xlino2oiBlt, 'Ntanit (manchmal mit Zwillingslamellen, einzelne grosse, klastische Komer bis 0.4 mm), Silicon, Erz, I^euicoxen xvie unter a). Apatit: sehr selten, ovale Kornchen mit bråunlichen Streifen, X parallel c. L^eb«^/ Je nachdem ob viele oder wenige klastische Reste aus Quarz un6 kel6sf»2t voliieZen, Iconnte Es sick um eine Meta-Arkose oder eine Meta-Grauwacke handeln. Charakteristisch sind viel Epidot, verzwiilingter Plagioklas und untergeordnet Aktinolith (vgl. Tafeln, Abb. 4). c) Die letzte Gesteinsart der Langsu-Formarion gleicht dem ValdresSparagmit vom Typ Olefjell (mikroklin-, perthit- und epidotreiche Meta-Arkosen, die keinen Aktinolith fuhren, vgl. S. 77) 2 Marsteinhøgdi-Konglomerat. Das Bindemittel dieses Konglomerates gleicht der unter lb) genannten Gesteinsart der Langsu-Formation (epidot- und plagioklasreiche MetaArkose oder Meta-Grauwacke). Die wenigen mikroskopierten Gerollkom ponenten sind entweder feldspatfuhrende Quarzite oder Rhyolite, die gros se Einsprenglinge aus saurem Plagioklas und ? Anorthoklas und eine Grundmasse aus unverzwillingtem Feldspat (n kleiner als n Quarz), Plagio klaståfelchen, Quarz, Epidot, Serizit, Chlorit und femen Erzpartikeln zeigen. 76 Bygdin-Konglomerat. OieBSs Konglomerat erstreclcr Bicn von Bygdin im NW der geologischen Karte von «Slidre» iiber Olefjell, Skreddalsfjell, Skaget bis an den Fuss von Marsteinhøgdi im NW der geologischen Karte von «Nordre Etnedal» und trennt die Langsu-Formation vom Valdres-Sparagmit (Typ Olefjell). Es wird bei Olefjell etwa 250 m måchtig. Diese Angabe bezieht sich auf die kamparen Konglomeratlagen anne Zwischenlagerung von Sparagmitbånken. Im tapaZrapnigck I.ieZen6en -eiZr 628 Konglomerat bei Olefjell eine Wechsellagerung mit dem Valdres-Sparagmit (Typ Olefjell). Da eine ausfiirliche Studie ilder die Deformation des Bygdin-Konglomerates von J. R. Hossack (1965) verfasst wur6e, soll nier nur der petrographische Bestand wiedergegeben werden. Die mikroskopierten Gerolle stammen såmtlich aus der Issane von Fjell tjernet zwischen Stryteberg und Skreddalsfjell, da dort die Deformation ver haltnismassig gering ist. Mikroskopie: Die meisten Gerolle steilen verschiedenartige Serizit-Quarzite von weisser oder rosa Farbe dar, die in unterschiedlicher Menge Feldspat, Epidot, Titanit, Silicon, Apati t, Leukoxen und Erz fiihren. vaneden kommen an6ere QeBteine vor, die vielleickc ttinweiBe auf die Her kunft des Materials geben konnten. a) 3.kvolirnei Typische porphyrische Struktur mit wenigen grossen Feldspat einsprenglingen (n kleiner n Quarz), die entweder unscharf fleckenformig (? Anorthoklas) oder keilformig (? Schachbrettalbit) verzwillingt sind oder leiBtenlormiZ ver^xvillinZre Albite 6arBtellen. Die <^run6masBe be steht aus einer engen Verzahnung von unverzwillingtem Feldspat (n klei ner n Quarz) und Quarz. Als Akzessorien lingen Bick Npi6ar, Beri^it, Nr kon nn6 Leulcaxen. vie kkvaline kaden weiBse oder rosa karden (vZI. Tafeln, Abb. 6). b) Dichte, gelbgriine Gesteine, die als Lp i 603 i ce bezeichnet werden konnen. Es wurden drei verschiedene Typen gefunden: 1- Feinkorniges Gestein aus Epidot, Quarz, Albit unverzwillingtem Feldspat (n kleiner n Quarz), ? Schachbrettalbit, daneben Apatit, Serizit, litanit un6 kl2Bcnlieren. Lpi6at ist ilder 628 Zan-e OeBtein fleckenoder schlierenformig verteilt. Die Quarz-Feldspat-Verwachsung erinnert an die Grundmasse von Vulkaniten (vgl. Tafeln, Abb. 8). 2. Meist feinkorniges Gestein aus Quarz und Epidot mit wenigen, manch mal gut gerundeten, grøsseren Quarzen (dann Ahnlichkeiten mit par phyrischer Struktur) und einigen grosseren Epidotporphyroblasten. Akzessorien sind Stiipnomelan, Muskovit, Erz, Feldspat fehlt. ? Pyro klastisches Sediment. 77 3. Feinkorniges Quarzgestein mit etwa 40 % Epidot entweder in gros 3eren Porphyroblasten oder in Icieineren Korncken. vaneden 3eri^ir. c) Braunes, porphyrisches Gestein: grosse, entweder eckige oder auffallend gut gerundete Quarze, die selten Korrosionsbuchten -eigen, liegen in einer Grundmasse aus Quarz und Epidot. Daneben wenig Silicon und Erz. ? Pyroklastisches Sediment. d) (-ranite, (^lanirporpnyre, (^rancxiiorite, I<tilclolilin peZmatire un6 Aplite. (vgl. Tafeln, Abb. 7). Es wur6e Icein ein^iZeB (-eroil Zekun6en, 6a3 KteBoperrnire enthålt. V2B Bindemittel des Bygdin-Konglomerates gleicht dem V2i6leB-3p2laZmit C^yp Olekieii). Valdres-Sparagmit (Typ Olefjell). Topographisch unter dem Bygdin-Konglomerat liegt zwischen Bygdin und Skaget (vgl. geologische Karte von «Slidre», T. Strand 1951 b) ein feinkorniger, graugriiner Sparagmit, der besonders gut an der Strasse zwischen Beitostølen und Bygdin in der Nahe von Blåskard aufgeschlossen ist und den Prototyp des Valdres-Sparagmites in diesen Bereichen darstellt. Siidlich Bitihorn und Skyri fjell wird der Typ Olefjell von einem weissgestreiften Sparagmit iiberlagert. Der Typ Olefjell ist gut gebankt und zeigt haufig Schwerminerallinien, an denen Epidot angereichert ist. Diese gelbgriinen, epidotreichen Lågen sind oft isoklinal gefaltet und zeigen komplizierte Faltenbilder (vgl. Abb. 2), die beBon<ier3 gut auf senkrechten, NNE streichenden Kliiften zu sehen sind. An einigen Steilen ist eine Isoklinalfaltung im Meter-Bereich zu beobachten. Der OekorlnarionBZra6 innernaib 6eB 'lvp 01ekje11 Bckwanlct ziemlich Bt2llc, 80 dass man aucn weniZer 6esorinielte Banke finden karm, die manchmal eine gut erhakene, iiberkippte Kreuzschichtung zeigen (vgl. J- R. Hossack 1965). In der Nahe des Vesle-Fjords wurden drei Lokalitåten mit iiberkippter Kreuz schichtung gefunden, von denen eine in Abbildung 3 wiedergegeben ist. Kreuzschichtung, die eindeutig eine normale Lagerung angeben konnte, wurde bisher nirgends gefunden. Der Ivp Olekjell lieZr zum I>il telcroniscn auf Phylliten, xvie 623 zum Lei spiel ostlich Fleinsendin der Fall ist, karm aber auch topographisch und se dimentår auf Quarziten und Schiefern liegen, die von T. Strand (1951b) als «Mellsennavdeling» bezeichnet wurden. Der Übergang zu diesen Quarziten und Schiefern ist nordlich Gronekinnkampen auffallend grobkornig ausgebil det. Diese grobkornige Ausbildung steilt die sedimentåre Fortsetzung eines stark deformierten Quarzitkonglomeratzuges dar, der nordlich des W-Endes von Olevatn zu finden ist (vgl. geologische Karte im Anhang). 78 ca. 1 m Abb. 2: Starke Isoklinalfaltung im Valdres-Sparagmit (Typ Olefjell) kei Olefjell. Der Typ Olefjell wird bei Olefjell ca. 650 m måchtig. Diese Angabe ist aber wegen der st2,llcen Deformation und Isoklinalfaltung sehr unsicher und bezieht sich nur auf die topographische Måchtigkeit. Siidwestlich Bitihorn wird der Typ Olefjell ca. 400 m måcbtig. Mikrokopie: Der Typ Olefjell fiihrt im Gegensatz zur Langsu-Formation viel Mikrolin und Perthit und weder Aktinolith noch Hornblende noch Chlo iit. Auch ist er plagioklasårmer und quarzreicher als die Langsu-FormationGefuge: streng durchgefiihrte Paralleltextur, deutlicher Gegensatz zwischen klastischen Resten (meist Quarz und Feldspat, 0.5 — iiber 1 mm gross) und einem femen Mosaik aus neugebildeten Mineralen (Quarz, Plagioklas, sluska vit, Serizit, Epidot, Zoisit?, Calcit). Muskovit, Serizit und Epidot kinaen sich oft in Lågen angeordnet. 50 cm Abb. 3: Überkippte Kreuzschichtung im Valdres-Sparagmit (Typ Olefjell) kei Veslefjord. (vgl. auch J. R. Hossack 1965) Quarz: entweder im Mosaik (0.02 0.07 mm) eng verwachsen mit unverzwillingtem Plagioklas (n kleiner n Quarz), Muskovit, Serizit und Epidot oder als ZloBser klastischer Rest (undulos, Mortelstruktur, Rutileinschliisse) . Mikroklin: es treten dieselben Mikroklin-Typen wie bei Geilane auf. Gitter ver schiedener Grossenordnungen, Spindeln, submikroskopische Verzwillingung (manchmal mit llbeiZanZ 2li (^itter^^viiiinZen) un6 keilformige Zwillinge. Diese Mikrokline mit keilformigen Zwillingen gleichen dem Schachbrettalbit, seigen sich aber in den geåtzten Schliffen als Kalifeldspåte aus. /'e^li: VeiZiicken mit den Perthiten von Geilane zin6 6ieBe kertnite nictit Zanx 50 kaniiZ un6 auck nickt 80 formenreich. Es wurde aber keine Perthitart gefunden, die nicht schon von Mellane bekannt ist. Als Wirtsfeldspåte treten Mikroklin und unver zwillingter Kalifeldspat auf. Die Plagioklaseinlagerungen haben folgende Formen: kleine Tropfchen, Spindeln, die einzeln oder dicht geschart auftreten (Übergang zu Meso perthit), schmale Schniire, breite Bander, verzwillingte und unverzwillingte Flecken, Flecken mit ilbeiZanZen 2u Adern,unregelmassige Adern, teils mit Ver^illinZunZ, senr selten poikiliti3cne Plagioklase (OliZaicias). Unverzwillingter Kalifeldspat: selten, als klastischer Rest. Plagioklas: Unverzwillingte Plagioklase kommen sowohl als grosse, klastische Reste als auch als Neubildungen zusammen mit Quarz, Muskovit, Serizit und Epidot im Mosaik vor. In beiden Fallen ist die Lichtbrechung kleiner als die 6eß <)u212e5. Ver zwillingte Plagioklase sind seltener und finden sich ebenfalls gleichzeitig als klastische Peste und als Neubildungen. Der Ausloschungswinkel X' gegen (010) liegt zwischen 4° und 17°, n ist kleiner als n Quarz (Albit-Oligoklas). Die klastischen Plagioklase sind seri2itißieit un6 32U55Uliti8iert, wåhrend die nenZebil6eten Plagioklase frei von Ein schlussen sind. Selten wurde ein Plagioklas (n kleiner n Quarz) mit einer verschwom 80 menen Ausloschung Zeiun6en. Schachbrettalbit tritt sehr selten auf und 2eigt grosse Epidoteinschliisse. Die beiden zuletzt genannten Plagioklase gleichen in ungeåtzten Schliffen dem Mikroklin. Mesoperthit: kommt ofters als dei Geilane vor. Eng gescharte Spindeln, breitere Bander, schmale Schniire (Haarperthit) und kleine, feine Spindeln kombiniert mit Adern, die envaB Bell2ltiBieit un6 52li88uritl8ie« Bin6. Fleckenmesoperthite teklen (vZI. laleln, Abb. 1). Muskovit, 3e1121t, klBta2it s. Langsu-Formation. Chlorit, Aktinolith, Hornblende fehlen. Zoisifi.; kleine unregelmåssig begrenzte Kornchen. die mit bråunlichem Staub ver unreinigt sind. Ortbit: mit Pistazitsaum, stark pleochroitisch rotbraun-gelbbraun. Titanit: entweder grosse klastische Reste, die zerbrochen und mit Quarz wieder ver heilt sind, einem Pleochroismus, Zwillinge und ofters eine Rhombenform zeigen, oder neugebildete, ovale Kornchen. Calcit: sehr selten. zeiten, ein^elne LrucnBtiicice o6er Icieine korncnen. Belten, teilB LloB3e KeBte. leilB kleine Xorncnen. Erz: vereinzelt, opak, randlich blutrot durchscheinend und nicht gerundet, sondern am Rande in unregelmåssigen Tåfelchen weitergewachsen. Leukoxen: randlich an Erzkornen. Gesteinsreste fehlen. Ergebnis: Es ist schwer zu sagen, wie diese haben, da der Matrixgehalt umkristallisiert ist T^lbroclien un6 in ein klnaiic zerlegt Bin6. spåtische Sandsteine und Arkosen vorgelegen, Grauwacken. Gesteinc ehemals ausgesehen und grosse klastische Reste Wahrscheinlich kaken feld vielleicht auch feldspåtische Die Minerale lassen sich in drei Gruppen aufteilen: Neugebildet und klas tisch zugleich treten auf: Quarz, Plagioklas, Titanit, Erz, ? Orthit, ? Pistazit. Nur klastisch sind: Kalifeldspat, Perthit, Zirkon, Apatit. Nur neugebildet sind: Muskovit, Serizit, Zoisit?, Calcit. 8 c> n 8 r ii Z e V2.l6reB'Bp2l2Zmit.V()lkoMln e'n. Zwischen den Jotun-Eruptiva von Bitihorn und Skyrifjell und dem ValdresSparagmit (Typ Olefjell) findet sich ein etwa 250 m måchtiger, gut gebank ter, grauer Sparagmit, der eine deutliche, weisse Streifung fiihrt (vgl. Abb. 4). Mikroskopisch weicht dieser weissgestreife Sparagmit vom Valdres-Sparag mit (Typ Olefjell) dadurch ab, dass er quarzreicher und serizitårmer ist, eine strengere Paralleltextur mit feinkornigen, mylonitisierten Partien zeigt und keinen Epidot fiihrt (vgl. Tafeln, Abb. 2). Es muss demnach anderes klastisches Material vorgelegen haben als beim 'lvp oieijell. 81 Abb. 4: "Weissgestreifter Valdres-Sparagmit nordwestlich Hornstøl (1032 m) Ein zweiter Sparagmit, der grau gefårbt und gut gebankt ist, findet sich zwischen den Jotun-Eruptiva von Skyrifjell und dem weissgestreiften Sparag mit im W der im Anhang zu findenden geologischen Karte. Die Untergrenze dieses zweiten Sparagmites ist eindeutig tektonisch und zeichnet sich durch einen roten, glasartigen, etwa 0.5 cm dreilen Mylonit aus, der im Mikroskop eine typische, feinkornige Struktur zeigt. t)ber diesem roten Mylonit liegt ein stark mylonitisierter Sparagmit. Mikroskopisch gleicht dieser zweite Sparag mit dem weissgestreiften Sparagmit (mylonitisiert und epidotfrei). Beide Sparagmit-Typen sind auf der geologischen Kane eingezeichnet (s. Anhang). Sedimentår mit dem Valdres-Sparagmit verbundeneQuarzite und Schiefer. Der Valdres-Sparagmit (Typ Olefjell) ist ofters sedimentår verbunden mit Quarziten und Schiefern, die I'. Strand (1951b) als «Mellsenn-avdeling» be zeichnete. Sedimentåre Kontakte sind an folgenden Steilen aufgeschlossen (vgl. geologischen Karte im Anhang): nordlich und westlich des westlichen Synberg; nordwestlich Hornstol (1032 m); nordlich Gronekinnkampen; siidwestlich Mellbysfjell. 82 Abb. 5: Sedimentarer Kontakt zwischen dem Valdres-Sparagmit (Typ Olefjell) (VO) und Quarziten und Schiefern (QS). Nordlien des westlichen Synberg. Diese Quarzite und Schiefer haben grosse Ahnlichkeit mit den Gesteinen, die von T.Strand (1951b) als Kambrium bezeichnet wurden. RegionalgeoloZisck karmen sic mit der Mellsenn-Gruppe bei Geilane parallelisiert werden, da sie topographisch und sedimentår unter dem Valdres-Sparagmit liegen und von den darunterliegenden Phylliten durch eine Oberschiebung getrennt sind. Die bei Geilane innerhalb der Mellsenn-Gruppe erkannte Stratigraphie låsst sich in diesen Quarziten und Schiefern allerdings nicht wiederfinden. Die Quarzite Bin6 Zrau oder weißß un6 wechsellagern mit griinlichen oder 83 dunklen Schiefern. Die weissen Quarzite åhneln makroskopisch dem MellsennQuarzit, was nordlich des W-Endes von Olevatn besonders deutlich ist. Die maximale Måchtigkeit dieser Quarzite und Schiefer låsst sich am west lichen Synberg mit ca. 60 m angeben. Mikroskopie: Meist liegen Serizitquarzite vor. 3ie sind sehr feinkornig, weisen eine strenge Paralleltextur auf und fuhren Quarz (60 90 A), Seri zit, Muskovit, Chlorit, Epidot, Zoisit?, Zirkon, Turmalin, Calcit, wenig Feld spat, Fe-Hydroxyde und opakes Erz. Selten kommen feldspåtische Quarzite vor, die neben wenigen verzwilling ten sauren Plagioklasen viele unverzwillingte Feldspåte (n kleiner n Quarz) fuhren und etwas grober als die Serizitquarzite sind. Sic ahneln makroskopisch dem Mellsenn-Quarzit, zeigen aber mikroskopisch ein anderes Bild, da sie feinkorniger als der Mellsenn-Quarzit sind und die Komer alle nm!cliBt2iliBlelr 8:n<I. Mylonite, tektonische Kontakte und Oberschiebungen. Auf der geologischen Karte (s. Anhang) sind mehrere Überschiebungen eingezeichnet, die teilweise bisher unbekannt tvaren. 1. Die wichtigste dieser tJberschiebungen ist diejenige, die sich zwischen den Phylliten und dem VMleB-sp2laZmir Clyp 0leije11) o3tlick von kleinB endin finden lasst. Sie kann weiter nach E verfolgt werden, wobei sie am westlichen Synberg und bei Hornstol (1032 m) zwischen den mit dem Valdres-Sparagmit (Typ Olefjell) sedimentår verbundenen Quarziten ->Schiefern und den Phylliten liegt und nordlich Gronekinnkampen inner kald von Quarziten und Schiefern verlåuft. Diese Cberschiebung ist durch eine Mylonitisierung gekennzeichnet und bildet im Gelande stellenweise eine kleine, aber markante Furche (vgl. Abb. 6). Der Valdres-Sparagmit erhålt durch diese Überschiebung eine allochthone Position. Das grosstektonische Bild enrBpricnr etwa der Situation bei Geilane, d.h. der Valdres-Sparagmit liegt entweder tektonisch auf Phylliten oder ist sedimentår mit Quarziten und Schiefern verbunden, wobei die Überschiebung dann teils zwischen Quarziten ->- Schiefern und den Phylliten oder innerhalb der Quarzite und Schiefer verlåuft. 2. Eine zweite Tlberschiebung wurde innerhalb des Valdres-Sparagmites niil6licn 6eB W-Endes von Olevarn beobacnrer. 3ie -eicnner. Bicn 6urcn eine etwa 5 cm breite, Bcnv^ar2e oder violettbraune, ZlaBiZe Mylonitzone aus. Mikroskopisch seigen diese glasigen Mylonite ein vollkommen un- \ 84 Abb. 6: Cberschiebung zwischen sedimentår mit den Valdres-Sparagmit (Typ Ole fjell) verbundenen Quarziten und Schiefern (QS) und Phylliten (Ph). Ge strichelte Linie: tiberschiebung. Lokalitat: Nordwestlich Hornstøl (1032 m). regelmåssiges Mosaik aus Quarz, Feldspat, Serizit und Chlorit. Das Ge stein ist åusserst feinkornig (kleiner als 0.005 mm), karm aber auch grossere Quarz- und Feldspatkorner (bis 0.4 mm) fiihren- Es ist mit femen Erzpartikeln bestaubt und von Sprungen durchsetzt. viese tiberschiebung linkor wahrscheinlich ihre Fortsetzung weiter im SE bei Mellbysfjell, wo ebenfalls an zwei Steilen Mylonite gefunden wurden. Die Mylonite sind hier grau oder weiss und rot Zekarr>c un6 Benr lein kornig. Unter dem Mikroskop 2eiZen sie 6aB kiir Mylonite rvpiscne Mosaik. Die Sparagmite bei Mellbysfjell sind oberhalb und unterhalb der MylonitTone stark tektonisiert und Teigen nicht den fiir den Typ Olefjell charakterisriBcnen Kpi6orreicntum, BQn6ern annein adZeBeken von der Tektoni sierung den Sparagmiten von Geilane (Typ Rognslifjell). Die regionale Bedeutung dieser Überschiebung wird in Kapitel «Strati graphische Probleme» diskutiert. 3. Eine ganz feine, rote, glasige Mylonitzone (ca. 0.5 cm ) wurde an der I^nrergren2e 6eB Bcnmalen 3paragmiclceileB sii<^xvezrlicn Skyrifjell gekun den (vgl. S. 81). Diese tiberschiebung hat keine grossere Bedeutung. 85 Abb. 7 Kontakt zwischen dem Bitihorn-Gabbro und dem weissgestreiften ValdresSparagmit siidwestlich Bitihorn. a Valdres-Sparagmit, b glasiger Mylonit, c Zesctiielelter Gabbro, d grobkristalliner Gabbro. 4. Die tJberschiebung unterhalb der Jofun-Eruptiva wurde an einem ausge 2eicknec aukZe3ckloBBeneli Kontakt naker untersuckr. Dieser Kontakt fin det sich etwa in der klirre zwischen Bitihorn und Skyrifjell und liegt in der Klake eines Schneefleckes, der auch in den Sommermonaten zu sehen ist. Du^ck den 3cknee ist die Kontaktflåche vollig rein gewaschen, 80 dass die larken und die Mylonitisierung Benr zcnon zu beobachten Bilid. Von unten nach oben folgen dort nacheinander (vgl. Abb. 7): a) ein mylonitisierter Sparagmit, der unter dem Mikroskop ein feines 86 Abb. 8: Kontakt zwischen dem Bitihorn-Gabbro und dem weissgestreiften ValdresSparagmit siidwestlich Bitihorn. a Valdres-Sparagmit. b glasiger Mylonit. c geschieferter Gabbro. Mosaik aus Quarz und Feldspat, daneben aber auch noch viele unzer brochene, grossere Feldspatkorner zeigt. b) ein etwa 15 cm breiter, graver Mylonit, der eine glasige oder auch schlierige Textur besitzt. Mitten in diesem grauen Mylonit liegt ein diinnes, rotes, glasiges My lonitband. Drei Diinnschliffe aus Nieser Mylonitzone zeigen das ty pische, feinkornige Mosaik zwischen Quarz und Feldspat, ab und zu auch grossere Quarz- und Feldspatkorner, daneben Serizit, Chlorit, 87 Abb. 9: Kontakt zwischen dem Bitihorn-Gabbro und dem weissgestreiften ValdresSparagmit siidwestlich Bitihorn. a Valdres-Sparagmit, b glasiger Mylonit, Zoisit?, Titanit, Silicon, Leukoxen und eine Beståubung mit femen Erzpartikeln. Das rote Mylonitband ist besonders feinkornig (kleiner als 0.005 mm) (vgl. Tafeln, Abb. 5). c) ein braunes, verschiefertes Gestein (ca. 30 cm breit), 625 eine deut liche Paralleltextur erkennen låsst und aus Serizit, Leukoxen, Quarz, Chlorit und Erz besteht. Das Gestein ist in Dunnschliffdicke nur an quarzreicheren Steilen durchsichtig. Einige Steilen zeigen ein fein korniges Quarzmosaik (kleiner als 0.005 mm). Wahrscheinlich ist das der stark mylonitisierte Bitihorn-Gabbro. d) ein leicconigierter und ver^vitterter Gabbro, der aber nocn ein6enciZ die Tiefengesteinsstruktur erkennen låsst. Die eigentliche Mylonitzone, die aus den feinkornigen, glasigen Myloniten und dem braunen verschieferten ? Gabbro besteht, ist somit nicht breiter als 50 cm. Direkt unterhalb der Zone mit den glasigen Myloniten finden sich im Valdres-Sparagmit mehrere, max. 50 cm breite, isoklinale Falten (vgl. Abb. 10). Die Faltenachsen streichen ca. 70° und fallen mit 10° nach NE ein. In Richt ung des Abtauchens der Faltenachse gesehen haben die Falten eine S-Form. 88 10 Isoklinalfalte am Kontakt zwischen dem Bitihorn-Gabbro und dem weiss gestreiften Valdres-Sparagmit siidwestlich Bitihorn. a Valdres-Sparagmit, b glasiger Mylonit, c geschieferterer PGabbro. NW liegt rechts. Faltenbreite ca. 50 cm. Nach J. R. Hossack (miindliche Mitteilung) gleichen diese Falten ånderen lalcen an der i)!)elBckie!i»unZ zwischen Valdres-Sparagmit und Gabbro direkt unterhalb von Litikorn, die dorr einer drirren DesOlM2,rionsZ>N2se entsprechen sollen. Sie konnen demnach nicht als Indiz fiir eine iiberkippte oder normale Lagerung herangezogen werden, da sie jiinger als die fiir die grossen Strukturen verantwortliche erste Deformationsphase sind. Die tiberschiebung schneidet den Valdres-Sparagmit diskordant ab. 89 Quantitative Angaben. Einen I^belbiicii iiber die c^uantirative Zusammensetzung der IHNABn-?Qlma tion un6 cleB Val6leB-3p2laZinireB (Typ Olekjeil) Zeben die rcinrAen3pelcrlc»' graphischen LeBtimmunZen kiir 5i02, TiO2, A12O3 , Fe2O3 (total) un<! <Ia() un6 die llammenpnotc)mecliBcnen Analysen liir Na O un6 K2O, die in 1^!)e1le I zusammengefasst sind: Tabelle I Quantitative Bestimmung von SiO2, TiO2, A12O3. Fe2O3 (total) und CaO mit Hilfe des Rontgen-Fluoreszenz-Spektrographen. Die Werte fiir Na2O und K2O sind flam menphotometrisch bestimmt. (Angaben in Gew. %). . Langsu-lformation: 'robe Nr. 617 620a 620b 621 622 72 0.33 13 4.2 0.82 2.2 4.5 72 0.71 12 7.9 5.5 3.3 0.8 47 5.0 11 20.3 6.2 1.6 1.1 52 2.0 13 14.2 4.5 2.3 2.4 72 0.65 13 6.3 3.8 3.3 1.6 Summe 97.05 Lokalitåt: sondre Langsuen. 102.21 92.2 90.4 100.63 SiO2 TiO2 A12O3 Fe2O3 (total) CaO Na2O K2O 2. Vddres-Sparagmit (Typ Olefjell): Probe Nr. SiO2 TiO2 A12O3 Fe2O3 (total) CaO Na2O Summe Lokalitåt: Olefjell. 344 345 346 348 349 72 0.24 15 4.0 0.36 2.3 4.4 76 0.48 14 3.9 0.94 1.4 3.8 70 0.62 16 5.3 0.90 1.4 5.1 71 0.23 14 3.3 2.1 2.1 4.3 74 0.22 14 30 0.83 2.2 4.Z 98.30 100.52 99.32 97.03 98.55 Aus 6ießer I'abeiie Zekt kervor, dass die Langsu-Formation sehr heterogen 2uß2mmenZeßec2c ist. 028 ist ein Resultat, 628 schon von den Diinnschliff untersuchungen her bekannt ist (vgl. S. 73). Die Probe 617 entspricht dem Valdres-Sparagmit (Typ Olefjell) und zeigt eine annåhernd granitische Zusam mensetzung. Die Proben 620a und 622 steilen plagioklas- und epidotreiche Sparagmite dar, und entsprechen den Gesteinen, die auf Seite 74 unter Absatz 90 lb 2uiZeiunrt sind. 3ie tunren viel daO und Na2O und xveniZ X2O, da Mikro klin und Perthite dort fehlen. Die Proben 620b und 621 fallen vollig aus dem Rahmen. Diese Gesteine Btellen die auf Seite 73, Absatz la, beschriebenen Muskovk-Epidot-Aktinolith-Schiefer mit klastischen Hornblenden dal und naben eine annåhernd gabbroide Zusammensetzung. Im Vergleich zu einem Gabbro ist der I'iO2- un6 ke^OZ-Gehalt zu hoch und der A120- und CaOGehalt 2n nie6riZ. Ein berrackriicner MgO-Gehak, der in der Tabelle nicht aufgefiihrt ist, muss vornan6en sein, da die Summe der anZeZebenen Ox^6e nur etwas iiber 90 % betraZr. Dieße liir die I^anZzu-korniarion t^piscnen Gesteine sind demnach aus Gabbro-Detritus bestehende umgewandelte Sedi mente. Der Typ Olefjell hat eine annåhernd granitische Zusammensetzung. Der 3iO2'(?enalr lieZr 6abei etwas kaner und der CaO- und Na2O-Gehalt etwas niedriger als bei einem Granit. Die Fehlergrenze dieser Analysen liegt fiir SiO2, Na2O und K2O bei etwa ± 3 % (relativ), fiir TiO2, CaO und A12O3, Fe2O3 (total) bei 5 % bzw. 10 % (relativ). Die nicnr beBrininiren oxy6e (KIZO, MnO, H2O, P2P2O5, CO2) diirften bei allen Proben mit Ausnahme der Proben 620 b und 621, die besonders viel MgO fiihren miissen, etwa 2 % ausmachen. Der absolute Gesamtfehler betragt demnach meist ± 2 %, selten bis ± 4 %. Aus diesen Analysen låsst sich ein grober Überblick iiber den modalen Mineralbestand ausrechnen, der in Tabelle II wiedergegeben ist. vie Fehlergrenze fiir diese Berechnungen erZibc Bicn einerBeitB aug der Fehlergrenze der rontgenspektrographischen Analysen, andererseits daraus, dass das Verhåltnis zwischen Kalifeldspat und Serizit und der CaO-Gehalt zwischen Lpidot/Zoisit und Aktinolith aufgeteilt wurde. Der Epidot-Gehalt ist bei der Berechnung generell etwas zu niedrig engegeben, da nur A12O3 und nicht auch Fe2O3 beriicksichtigt wurde. In der Probe 348 ist der Epidot-Gehalt etwas zu hoch angegeben, da Spuren von Calcit, die im Diinnschliff beobachtet wer den konnen, nicht berechnet wurden. In den Proben 620 b und 621 wurde beim Aktinolith das Verhåltnis zwischen FeO und MgO mit 1:1 angenommen, in den ånderen Proben nur MgO beriicksichtigt. Der angegebene Albit-Gehalt liegt generall zu hoch, da alles Na2O auf Albit urnZerecnnei wuede. vie Werte kilr Xalileld^ar Bind desnalb envaB 211 niedrig. Anorthit wurde nicht beriicksichtigt, da die Plagioklase nur Albite und Oligoklase darstellen. vie Akzessorien entsprechen der Differenz zwischen der Summe der ånderen Minerale und 100. Die Probe 620 ahat wegen der ungenauen rontgenspektrographischen Analyse (vgl. Tabelle I) eine hohere Summe 213 100. Angaben iiber die Akzessorien fehlen deswegen dort. Als Akzessorien treten vor allem Erze auk. 91 Tabelle II Berechnung des modalen Mineralbestandes aufgrund der rontgenspektrographischen Analysen und der mikroskopischen Untersuchungen (Bestimmung von Quarz, Kali feldspat, Albit, Serizit/Muskovit, Epidot, Aktinolith. Akzessorien). Angaben in Gew. A,. 1 . Langsu-Formation: Probe Nr. Quarz Kalifeldspat 617 41.2 13.5 18.4 Serizit/Muskovit Epidot Aktinolith 18.4 3.1 — )4 620a 620b 621 622 43.3 11.2 13.8 39.7 27.8 6.5 1Y.6 4.8 13.7 9.6 5.6 37.2 22.7 19.5 20.0 3.7 26.6 16.4 27.8 13.6 13.0 3.3 2.6 + Lokalitåt: sondre Langsuen. 2. Valdres-Sparagmit (Typ Olefjell): ?iode 344 Quarz Kalifeldspat Albit Serizit/Muskovit Epidot Aktinolith Akzessorien Lokalitåt: Olefjell. 34) 346 348 349 41.2 11.2 19.) 20.8 1.8 52.2 11.2 11.7 D.9 3.6 41.1 8.3 11.7 30.4 3.6 40.7 12.9 17.9 17.6 8.4 42.4 18.4 196 10.1 3.2 ).) ).4 4.9 2.) 6.3 Obwohl diese Berechnungen nur angenåhert die kakien Verhaltnisse wie cierZeben kiilineli, 50 lasst sich doch ein grober t)berblick gewinnen. Die Langsu-Formation enthalt Gesteine, die einerseits viel Aktinolith und viel Erz und wenig Quarz fuhren (Gabbro-Detritus-Sedimente), andererseits ausge sprochen plagioklas- und epidotreich sind. Kalifeldspat fehlt in diesen beiden Getseinstypen. Daneben kommen in der Langsu-Formation Gesteine vor, die dem Valdres-Sparagmit (Typ Olefjell) gleichen (Probe Nr. 617). Der ValdresZparaZmir C^yp Olekjoii) laUt 6urck Beinen nie6riZen Quarz-Gehalt un<i den relativ konen Lpi6ot><^en2ir avl. Aktinolith fehlt dort. Petrographischer Vergleich mit dem Valdres-Sparagmit von Geilane. Der Hauptunterschied zwischen den Sparagmiten von Geilane und den Sparagmiten zwischen Bitihorn und Langsuen liegt im Metamorphosegrad. 92 Die Sparagmite von Geilane seigen vorwiegend eine Serizit-Chlorit-Neubil dung, wåhrend die Sparagmite zwischen Bitihorn und Langsuen neugebildeten Muskovit, Serizit, Epidot, Aktinolith und Plagioklas (Albit-Oligoklas) fiihren. Ein Vergleich zwischen den rontgenspektrographischen Analysen zeigt folg endes Bild (vgl. Tabelle III): Tabelle 111 Durchschnittliche Gehalte von SiO2 , TiO2 , A12O3 > Fe2O3 (total), CaO, Na2O und K2O des Valdres-Sparagmites (Typ Rundemellen, Typ Rabalsmellen ->- Typ Rognsli fjell, Typ Olefjell) und der Langsu- Formation (a: Plagioklas- und epidotreiche Sparag mite, b: Gabbro-Detritus-Sedimente). Angaben in Gew. %. Typ Rabalsmellen -fTyp Typ Typ Rundemellen 1 ) Rognslifjell2 ) OleijeU») >iO2 riO2 \12O3 Fe2O3 (total) ZaO 85.6 0.62 10.1 1.77 0.04 77.5 0.37 12.9 2.85 0.14 Sra2O 0.25 1.89 C2O 4.05 4.60 l ) I.ol:2iit2t: westlich B!calvemellen. ) Ix)li2lit2ten: V.ai)2izlnellen un6 R,osnsliiiell. °) Lokalitåt: Olefjell. [ ) Lokalitåt: sondre Langsuen. 72.5 0.35 14.3 3.9) 0.99 1.93 4.40 LangsuFormation4 ) a b 72.0 0.68 12.) 7.1 4.6) 3.30 1.20 49.5 3.5 12.0 17.25 5.35 1.95 1.75 Der SiCVGehak ist beim Typ Rundemellen am hochsten, danach folgen die Typen Rabalsmellen und Rognslifjell, der Typ Olefjell, die plagioklas- und epidotreichen Sparagmite der Langsu-Formation und zuletzt die Gabbro- Detri tus-Sedimente. Der TiO2-Gehalt ist uncharakteristisch, es sei lediglich auf den koken 2-Gehalt der Gabbro-Detritus-Sedimente hingewiesen. A12O3 ver halt sich bei den einzelnen Typen des Valdres-Sparagmites umgekehrt propor tional zum SiO2-Gehalt. In der Langsu-Formation ist der A^C^-Gehalt un charakteristisch. Fe2O3 steigt gleichmåssig an vom Typ Rundemellen bis zu den Gabbro-Detritus-Sedimenten. Besonders interessant ist der CaO-Gehalt. Er steigt beim Typ Olefjell plotzlich an und erreicht iiber ) % bei den Gabbro-Detritus-Sedimenten- Na2O hat extrem niedrige Werte beim Typ Rundemellen und den hochsen Wert bei den plagioklas- und epidotreichen Sparagmiten der Langsu-Formation. Der K2O-Gehalt ist in der Langsu-For mation sehr niedrig. 93 Diese Unterschiede sind sicher primat bedingt und ein Zeichen fiir ein unterschiedliches klastisches Ausgangs-Material. Lei einem Vergleich der einzelnen Minerale in den verschiedenen GesteinsTypen des Valdres-Sparagmites und der Langsu-Formation ergibt sich folgen der Überblick (vgl. Tabelle IV): Tabelle IV Durchschnittlicher modaler Mineralbestand (Quarz, Kalifeldspat, Albit, Serizit/ Muskovit, Epidot, Aktinolith und Akzessorien) des Valdres-Sparagmites (Typ Runde mellen, Typ Rabalsmellen + Typ Rognslifjell, Typ Olefjell) und der Langsu-Formation (a: Plagioklas- und epidotreiche Sparagmite, b: Gabbro-Detritus-Sedimente) . Angaben in Géw. %. Typ Rabalsmellen + Typ Typ Typ Rundemelleni) Rognslifjell2) Olefjell») Quarz Kalifeldspat Serizit/Muskovit Epidot 68.7 17.2 48.8 17.2 2.2 16.1 9.6 — 14.0 — — 2.3 43.2 12.6 16.) 18.9 3.9 — 3.6 5.0 LangsuFormation4) a b 41.5 12.3 27.8 10.0 16.3 4.0 1.3 16.6 14.8 4.6 31.9 19.) l) Lokalitåt: westlich Skarvemellen. 2 ) Ix)lc2lit2ten: kab^izlueiieli un6 3.oslisiiljell. 8) Lokalitat: Olefjell. *) Lokalitat: sondre Langsuen. Wichtig kierbei sin6 die nie6rigen l)ual2-(^enalre in den Typen Rabals mellen und Rognslifjell, dem Typ Olefjell und der Langsu-Formation. Es sei 2UBBer<leiii auf 625 Fehlen von Kalifeldspat in der Langsu-Formation, den nie6riZen Albit-Gehalt ini I^^p li.un6einellen un6 den konen Albit-Gehalt der I.2QZBu-kolin2rion (a), 628 Auftreten von Lpi6oc im 'lyp OlekjeU un6 auf den teils sehr hohen Epidot-, Aktinolith- und Akzessorien-Gehak der Langsu-For mation hingewiesen. Auch hierdurch kommt der Unterschied des klastischen Ausgangsmaterials gut zum Ausdruck. Die Grenze zwischen dem Val6leB-3paraZmic von Mellane (Typ Runde mellen, Typ Rabalsmellen und Rognslifjell) und dem Valdres-Sparagmit zwischen Bitihorn und Langsuen (Typ Olefjell und Langsu-Formation) liesse sich somit mit der Siid-Grenze der epidotfuhrenden Sparagmite gleichsetzen. Um diese Grenze zu finden, wurden von allen grosseren Valdres-Sparagmit- 94 Voricommen 2wißcnen OlekjeU im N un6 Geilane iin S Proben eingesammelt un6 lnilcloßlcopiert. Lei der Mikroskopie 2eiZce es Bicn, dass die Verhåltnisse nicnr ganz 80 einfach sind, da nåmlich auch epidotfiihrende Gesteine neben epidotfreien (steinen im Typ Olefjell vorkommen. Da aber ein deutlicher I^nterßcnie6 zwischen den Sparagmiten aus dem Raume Bitihorn Langsuen unci den BpalaA!nicen von Geilane vc»lkan6en ist, soll 6«ck eine Qren^e -wizcnen diesen BpalaZmiten anZeZeben wer6en (vZI. kleine Zec>loZißcke Karte im Anhang). VieBe Oren^e Btur^t »ick Auf die LeobackcnnZen im <^lan6e un6 auf die Mikroskopie. Es ist sehr schwierig, diese Grenze ohne genaue tektonische Untersuchungen festzulegen. Ausserdem ist der Charakter dieser Grenze nicht bekannt, da nicht feststeht, ob diese Sparagmite sedimentår ineinander ilder gehen oder eventuell tektonisch voneinander getrennt sind. Das grosse Unter schiede vorhanden sein miissen, zeigt ausser den chemischen und petrographi schen Daten auch die Stratigraphie. venn bei Geilane ist z.B. kein Konglo meratzug von der Machtigkeit des Bygdin-Konglomerates bekannt, ausserdem fehlen bei Geilane Gabbro-Detritus-Sedimente. Auch ist die Stratigraphie der Mellsenn-Gruppe anders als die Sratigraphie der entsprechenden Quarzite und Schiefer zwischen Fleinsendin und Beitostølen. HERKUNFT DES MATERIALS Die Gerollkomponenten des Bygdin-Konglomerates (Quarzite, Rhyolite, Granite, Granodiorite, Granitporphyre, Pegmatite und Aplite) lassen als Liefer gebiet an das siidnorwegische Prakambrium denken. Wichtig ist hierbei, dass kein Geroll mit den fur die Jotun-Eruptiva charakteristischen Mesoperthiten gefunden wurde. Die Herkunft der Epidosite ist unbekannt. Die Mesoperthite aus dem Valdres-Sparagmit (Typ Olefjell) kdnnten von den Jotun-Eruptiva stammen- Aber das ist sehr fraglich, da andere Perthit-Sorten wesentlich haufiger und auch charakteristischer fur den Valdres-Sparagmit (Typ Olefjell) sind. vas Material der plagioklas- und epidotreichen Sparagmite und der GabbroDetritus-Sedimente der Langsu-Formation muss eine andere Herkunft als das Material des iibrigen Valdres-Sparagmites (zwischen Bygdin und Geilane) haben. Man konnte hierbei an die nordwestlich und nordlich von Langsuen vorlcolniiien6en Oar>broB der /omn Lruprivg, 6enlcen. Oadei stort aber, dass die Plagioklase der Langsu-Formation Albite oder Oilgoklase sind und basischere Plagioklase niemals gefunden wurden. 95 STRATIGRAPHISCHE PROBLEME Da nicnc ein6emiZ de^vieBen >ver6en K2NN, dass der Valdres-Sparagmit zwischen Bitihorn und Langsuen ebenso wie dei Mellane iiber grosse Strecken hin uderlcippt lieZt, ist es Benr Bcn^ieriZ, ein stratigraphische Abfolge aus diesem Raum aufzustellen. Es kann deshalb nier nur eine Stratigraphie gegeben werden, die aufgrund der bisher zusammengestellen Beobachtungen am v/2NlBcneinlicnsten ist un6 zicn nur auf 628 naher bekannte Gebiet zwischen Skyrifjell im W und Olefjell im E bezieht (vgl. geologische Karte im Anhang). Fik eine Überkippung des Valdres-Sparagmites (Typ Olefjell) in diesem Raum sprechen folgende Tatsachen: Der Valdres-Sparagmit liegt an vielen Steilen eindeutig sedimentår auf Quarziten un6 Bcniekern, die eror^ einer Hb^veicnen^n Brr2tiZrapnie regional geologisch mit der Mellsenn-Gruppe parallelisiert werden konnen. Der Valdres-Sparagmit liegt inklusive dieser Quartzite und Schiefer alloch thon auf den Phylliten oder auf ånderen Quartziten und Schiefern. Der Valdres-Sparagmit zeigt an einigen Steilen eine gut erhaltene, ilder kippte Kreuzschichtung (vgl. S. 79 und J. R. Hossack 1965), die onne jeden Zweifel be^ei3t, dass zumindest manchmal eine tJberkippung vorliegtAls Schwierigkeiten fik diese Deutung treten isoklinale Falten (im MeterBereich) im Valdres-Sparagmit (Typ Olefjell) hinzu, die zeigen, dass das Bild I<nmpliTierter ist un6 dass auch normal liegende Anteile im Valdres-Sparagmit (Typ Olefjell) anzutreffen sind. Die Schichten streichen aber iiber weite Strecken hin sehr grob gesehen in ost-westlicher Richtung und fallen mit einer erBt2unlicnen Monotonie in nor6licne V.icntunZen ein, 80 dass grassere Falten, die eine Wiederholung der Schichtfolge und eine grosse, im Gelånde sichtbare Faltenumbiegung zur Folge haben miissten, unwahrscheinlich sind. Da daher regionalgeologisch gesehen die Situation zwischen Skyrifjell und Olefjell mit der Situation dei Kleimne verglichen werden karm und es sich bei dem V2i6reB-3p2l2Zliiir (I>p Olekjell) trotz Unterschieden im klastischen Material un6 einer unterBcnie6licnen 3tl2tiZl2pnie Zrun63ar^licn uin 628 gleiche Sediment wie dei Geilane handelt, ist es die beste Erklårungsmoglich keit, fik den V2i6re3 3paraZniir zwischen 3lcylikjell un6 Olekjell edenkallB ein eokambrisches Alter und eine iiberkippte Lagerung anzunehmen. Daraus geht hervor, dass eine stratigraphische Abfolge (vgl. Abb. 11) aus diesem Raume folgendes Aussehen hat: Am åltesten ist das Bygdin-Konglomerat, dariiber folgt der Valdres-Sparag mit Clyp OlSkjeii), der im tt2NZen<len einen 6iinnen XonZiomer^uZ oder auch nur grobkornige Partien zeigt, und zuletzt folgen Quarzite und Schiefer, die mit der Mellsenn-Gruppe P2l2lleli3ierr verden konnen. 96 Quarzite Abb. 11: und Schiefer ( Kambrium/ ?Eokambrium ) Valdres- spc>ll,gmi» f Typ Olefjell) ( Eokambrium ) Bygdin - Konglomerat (Eokambrium ) Stratigraphische Tabelle aus der Umgebung zwischen Skyrifjell und Ole fjell. Wie die Verhåltnisse zwischen Olefjell und Langsuen sind, karm nicht genau gesagt werden, da dieses Gebiet nicht so gut untersucht wurde. Es ist aber setil wahrscheinlich, dass die Langsu-Formation, die topographisch auf dem Bygdin-Konglomerat liegt, den åltesten Anteil der gesamten Abfolge 2^iBctien Litikorn un6 lHnZBuen 6arBtellr. Dafiir zprickr auck, dass die åkeren Anteile 605 Valdres-Sparagmkes dei Geilane (Typ Rabalsmellen und Typ Rognslifjell) wesentlich quarzårmer als die junkeren 31116 (s. Tabelle IV) un6 dass in der klirre der gesamten Sparagmit-Abfolge bei Mellane ein mår kanter Konglomeratzug (Konglomerat 1) liegt. Beide Tatsachen geken auch fur die nordlichen Bereiche: Die Langsu-Formation ist quarzårmer als der Val6reB.3p2laZmir (^p Olehell) un6 6a^viBcken liegr 6az Bygdin Konglomerat. Der Valdres-Sparagmit zwischen Bitihorn und Langsuen konnte demnach den iibericippc lieZeli6en Fliigel einer rie3iZen lieZen6en kalte darstellen. Mit diesen tJberlegungen låsst sich gut vereinbaren, dass der Valdres-Sparag mit (Typ Olefjell) von dem Valdres-Sparagmit (Typ Rabalsmellen und Typ Rognslifjell) durch eine tTberschiebung getrennt sein konnte. Auch dafiir gibt es Anhaltspunkte. venn es wurde eine t)berschiebung mit typischen glasigen Myloniten innerhalb des Valdres-Sparagmkes nordlich des W-Endes von Olevatn und bei Mellbysfjell gefunden (vg\. S. 83). Diese Ober schiebung schliesst sich mit erstaunlicher Konsequenz an die S-Grenze des Valdres-Sparagmites (Typ Olefjell) an und konnte die gesuchte Oberschiebung 97 6arßtellen (vZI. kleine Zec>loZißcne Karte). An der S-Grenze des Typs Olefjell wurde in den Bereichen zwischen Brummefjell, Kjolafjell und Gravfjell aller dings nie eine Mylonitzone gefunden. Ausserdem unterscheiden sich die Valdres-Sparagmit-Vorkommen von Mellbysfjell oberhalb und unterhalb der Überschiebung nicht voneinander. Beide Sparagmite sind extrem deformiert und epidotfrei. Es ist deshalb fraglich, ob dieser Überschiebung eine grossere Bedeutung zukommen karm. Zusammenfassend gesagt sind die Ahnlichkeiten mit der Situation dei Geilane 30 gross, dass eine iiberkippte Lagerung des Valdres-Sparagmites in dem Bereich zwischen Skyrifjell und Olefjell angenommen werden kann. Es ist ausBel6eni 3cn^vieriZ, die vorlieZen6en I'atBacnen mit einer 6urckZeken6 normalen LaZernnZ zu erlcialen. Um diese Deutung zum Ausdruck zu bringen, sind auf der im Anhang zu findenden geologischen Karte såmtliche Streich- und Fallzeichen im ValdresBparaZmic iiderlcippr einZe^eicnner. V23 be6emec aber nicnc, dass nicht auch an einigen Steilen normal liegende Anteile im Valdres-Sparagmit vorkommen konnen, die durch eine enge Isoklinalfaltung bedingt sein miissten. Die Streich und Fallzeichen in den ånderen OeBreinen karmen Bick 8c»won1 auf eine uker kippte als auch auf eine normale Lagerung beziehen, da die Verhaknisse dort nicht nåher untersucht wurden- LITERATURVERZEICHNIS Abkiirzungen: N.G.U. Norges Geologiske Undersokelse. N.G.T. Norsk Geologisk Tidsskrift. Barth, T. 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Rhyolit. Geroll aus dem Bygdin-Konglomerat bei Fjelltjernet. Gekreuzte Nicols. Vergrosserung: 40 fach. Abb. 7: Granitporphyr. Geroll aus dem Bygdin-Konglomerat bei Fjelltjernet. Gekreuzte Nicols. Vergrosserung: 40 fach. Abb. 8: Plagioklasfiihrender Epidosit. Geroll aus dem Bygdin-Konglomerat dei Fjelltjernet. E Epidot. Gekreuzte Nicols. Vergrosserung: 90 fach. The Btructure of MeIlene and HeFFekerA Valdres By Richard P. Nickelsen^). Contents Abstract Introduction Acknowledgements Classical stratigraphy General structural description Structural elements Criteria for establishing primary up-direction of beds Primary sedimentary structures Secondary structural evidence Revised stratigraphy Summary and conclusions Stratigraphy and Geological History Structure and Tectonics References cited Fage 99 100 102 102 103 106 111 111 113 115 118 118 119 121 Abstract Structural study of the Valdres Sparagmite and Mellsenn Formation in their type region between tke Jotunheim crystalline rocks and the frontal quartzite nappes of the central southern Norwegian Caledonides has revealed that: 1. the Valdres is recumbently 1«!6e6 and aiiocktkonouz >vitkin a plevionsly unlecoZni^, major, nappe zalieni 'vnicli was thrust over strucMlilllv 6iscol6ant Ol6ovician pnviiitez and (^alndrian slates and arenites, 2. elongation lineations trending azimuth 70-145, oblique to the general NE strike of the Caledonides, are parallel to cleavage-bedding intersections and folds axes of first generation bedding folds that have been overturned toward the south and south west on the southern margin of the salient, 3. the allochthonous Valdres Sparagmite and conformably underlying Mellsenn Formation are overturned in their type section and are, respectively, Eocambrian and Cambrian-Lower Ordovician of different sedi mentary facies from rocks of the same age below, 4. the Valdres Sparagmite at two localities was fold-thrusted to its present position along with Precambrian Jotun rocks i) Department of Geology and Geography, Busknell University, Lewisburg, Pennsyl vania, U.S.A. 100 upon which it v/28 initially deposited. Previous interpretations were that the Valdres Sparagmite is an autochthonous Ordovicion-Silurian orogenic deposit derived from early Caledonide tectonic elements and that the elongation lineations are parallel to directions of tectonic transport in nappes comprised largely of imbricately faulted, upright, sedi mentary sequences. The present structural interpretation of the Jotunheim mountains, the Lower Jotun nappe in the southern Valdres district, and the tectonic and sedi mentary relations between the Valdres Sparagmite an the main Eocambrian Sparagmite Basin to the east must be reconsidered in the light of these new findings. INTRODUCTION Structural data of great importance in establishing the regional structure and stratigraphic position of the Mellsenn Formation and Valdres Sparagmite were collected during the summers of 1965 and 1966 in Mellene, central southern Norway. Because of the clear relationship and stratigraphic conformity heie between the Valdres and the fossiliferous Mellsenn, Mellene has come to be the type area of the two formations (Strand, 1938, 1951, 1959). The age of the Valdres 3t)2l2Zniire eBtaoliBne6 in dellene and the intelpreie6 structural position of the Valdres between the Lower Jotun nappe and Upper Jotun nappe as Been in the Burroun6inZ Valdres 6i3tricc have been the basis for establishing the early Caledonian history of central southern Norway (Strand, 1961, p. 167). Mellsenn-Valdres structural and stratigraphic relationships in stellene are rkuB crirical in the Btluctural and kizrorical inrelpreracion of the Valdres district, the Jotunheim Mountain area, and the rest of southern Norway. IKIS paper 6e3crideB the structure of the area, discusses the tectonic impli cations of the data, and briefly liBtB BrlariZrapkic unirs used in mappinZ. For complete correlations the reader should reker to the accompanying comple mentary paper of Dr. Jorg Loeschke. Owing ro past discussion (Strand, 1959, 1962; Kulling, 1961) regarding the stratigraphic position ok the Valdres Spa raZrnire and rke relations dec^veen the Valdres and the K4ell3enn Formation, e::posed in ir3 type Becrion along rke Bontk-kacinZ Biope ok stellene, the primary (sedimentary) and secondary (structural) evidence bearing upon the primary up-direction of beds is given emphasis in this paper. Mellene and Heggeberg comprise an area of approximately 130 B<iu2le kilo meters, apparent on the 1960 Geologisk Kart over Norge 28 a peninsula of Valdres Sparagmite projecting south from the southwest side of the main region ok Valdres exposure (see Index map, Fig. 1). My interest in the struc tural problems ok this region was aroused by the publications of Professor I'. Strand (1938, 1944, 1951, 1954) and by his able guidance in the field during the 2 Ist International Geological Congress (Strand and Holmsen, 1960). Earlier work ok importance in formulating our present interpretation of the structure and 101 Fig. 1. Index map of central southern Norway geologic history was that of Goldschmidt (1916) and Bjorlykke (1884, 1905). During 1965 I worked in the Grønsennknipa area from July 1 - August 10 and in Mellene from August 30 - November 1. Field work was continued during 1966 in Mellene and Heggeberg from June 27 to July 21. Geologic mapping was lacilirare6 by the accurare ouccrop mapz of Professor Strand (Slidre and Nordre Etnedal sheets) and the geologic map (fig. 10) should be studied in conjuncrion wirn rkeße previoußix pudlizne6 niapß. In stellene, mapping was done at a scale of 1 : 50,000 on the Fullsenn (sheet 1717 IIII) and Slidre (sheet 1617 II) quadrangles of Series M7ll, or at a scale of 1:25,000 on photographic enlargements ok the above maps. In addition, thirty critical loca lities within these map areas were mapped by pace and compass methods at ar. approximate scale of 1 : 5000. Air rinorcn of the region at a scale of ca. 1 : 40,000 flown in 1955 by rke AMS were essential to the Btrucniral interpre tations given below. Compass readings were recorded in 360° and the data in figures 2 and 3 were piorred in the lower Keniißpkere of a 3ckrni6r net. 102 ACKNOWLEDGEMENTS 'lkig paper has been greatly improved by discussions and field excursions virk Dr. Jorg I.oeBcklce, who has been worlcinZ in the same areaB on relace6 geologic problems. His warm friendship and kree exchange of ideas have made rkiB work born srimularing and pleaBulable. It is alBo a pleaBure to acknow le6Ze: the kelp and interest in the progress of this work shown by Professor Trygve Strand, the facilities placed at my disposal by the Institutt for Geologi, Blindern, the aid in preparing the acetate peel of figure 4 received from Amanuensis Knut Bjorlykke, the pkoroglapkic work ok A. V^ink, the conBrrucrive comments and stimulating discussions of Professors O. Holtedahl, Anders Kvale and Chr. Oftedahl on problems of Norwegian recronicg. My research in Norway was made PoBBible bv a NATO Fellowship and rkrou^k a leave of absence and financial grant from Bucknell University, Lewisburg, Pennsylvania, U.S.A. Finally, loan of air photos during 1966 from the Norges Geologiske Undersokelse greatly faciliated my work. CLASSICAL STRATIGRAPHY Strand and Holmsen (1960, p. 4) have given the following stratigraphic sequence in the area surrounding Mellene, listed in ascending order: 1. Locambrian «^uarr^ BanciBcone. 2. I.ower damblian alrernarion ok Bkale, BiltBrone an 6Ban6Btone pelkapB 200 m rkiclc. 3. Kli66le an 6lepper dambrian alum BkaleB an 6I.a>vel ol6ovician BkaleB, 4. Phyllite Formation of dark fine-grained phyllites which has yielded grap roliceB in6icarinZ Llanvirian, I.lan6eilian and rx)sBibly lo^vermogc dåra docian horizons; perhaps 300 m. rkicic, 5. Mellsenn Formation, comprised of basal dark-colored slates and sand 3toneB and upper IreeniBk, re66iBk and purplisk BlareB and light colore6 sandstones, up to 200 m. rkick. 6. Val6res Lparagmire, a rkiclc Bec^uence ok arlcoBeB (BparaZmireB) an6conZlomerareB. 'lke Val6reß sparaZmire in stellene 2n6 rke reßt ok rke Val6reß 6ißrricc K2B rra^icionaiiy been inrerprere6 a8aurockonoUß in normal BcratiZrapkic portion over rke kormarion an 6?kyllite korm2rion upon ir reßtß (3t12n6, 1938, p. 47). Bumm2li^e6 by 3rr2n6 (19)9, P. 186—191, 197), rke ?kyllire lorm2tion, be2rinZ I^o^ver or6ovician (3b an63c) Zraptoli teß, i8overiain by rke kormarion conraininZ, in irs ropoArapkically lowesc parr, Kli66le Or^ovician (4a) I.lan6eilan Araprolireß. Inc kor marion Zra6eß up^var6 inro rke Val6reß 3paragmire, an 6rkis parr ok rke Bec 103 rion Ka3 been inrerprete6 as Caradocian or younger with the Valdres Sparag mite perhaps being partially equivalent to Lower Siluxian Llanoverian sand stone in cke northwest parr of the Oslo region (Strand, 1951, p. 197). How ever, Holtedahl (1959) Kaß shown in the nearby Gronsennknipa area that the Valdres is allockrkonkonouß, reßtinZ upon a nearly flat thrust above Phyllite Formation, and Kulling (1961) has suggested that the Valdres Sparagmite in stellene is Loc^inbrian. Parts of the Bec^uence of damdlian Ban6Btoneß, Blateß and Bkaleß, occuirinZ in normal 3clatiZl2pnic 3ucceßßion deneark the Phyllite Formation, show lateral facies changes to the east. To the southwest ok dellene in the Ostre Slidre valley, Strand (1951) has described a section comprised of Middle and Upper Cambrian alum shales and Lower Ordovician shales, under lain by Lower Cambrian gray interbedded shale, siltstone and sandstone. To the southwest of Mellene, only 10 kilometers east of Ostre Slidre, the Middle and Upper Cambrian dark bituminous alum shales persist but red or green B^teß inrerbe<l6e6 wick Ban6Broneß occur in the I^o^ver Cambrian. These red or green slates are irregular in occurrence but extend to the east border ok the Nordre Etnedal map area (Strand, 1938, p. 17—18). Coarse-grained, dark gray, Locarnbrian csuartT Ban6Bcone i8 expoße6 in the lo^veßc part of the Ostre Slidre valley in normal stratigraphic succession beneath the Cambrian. The c^uarr^ nnckcone and all orker stratigraphic units up to the Mellsenn Forma tion are presumably allochthonous as part of the «quartz sandstone nappe» which has been traceci to the vicinity of Fagernes, only 12 kilometers south ok dellene (3tran6, 19)4). dkanZe3 in rkiß BtratiZrapky reßultinZ krom tke preßenc xvork an 6tkar ok ). I.oeßcklce are 6ißcußße6 un6er «It.eviße6 3cratiZrapky» åkrer tke evi6ence kor tke revision Kaß been preßence6. GENERAL STRUCTURAL DESCRIPTION Ike Val6reß 3paraZmire ok rke Val6reß 6iztrict ließ benveen tke nyo main Zloupß ok da!e6oni6e nappeß 6eßcribe6 by 3tran6 (1961, p. 163) in Kiß Bum marv ok tke 3can6inavian da!e6oni6eß. lo eke zoutkeaHt lic nappeß compoße6 ok roclcß ok Locambrian an 6<lamblo-3ilurian aZe an 6to rke norrk^en lic kiZker nappeß compoße6 ok se6ilnents ot v^eßtern euZeo^nciinai kacieß an6 baßement cryztalline roc1«. In vie^v ok tkiß, it particuiariy intereztinZ ro 6ißcover tkac tke dellene plareau an6tieZZeberZ are pare ok an inrer me6iare nappe, kere nameci rke dellene nappe, uncieriain by 2 larZe, esßen. riallv klar, overrkrugr (rke stellene tkrußt) ranZinZ in alriru6e krom 700 to 1000 meterß. (-1088 Btrucrural relationß are rke Barne a8reporre6 by ttolre6akl (19)9, 1960) ac (^rolnennknipa an 6ir i 8clear rkar rkiß i8one ok a Zroup 104 major tectonic breaks, here named tke Valdres nappes (following Kulling, 1961), along which rke sandy-textured Valdres Sparagmite and Mellsenn For mation have keen tkrust over pkvllires ok rke Phyllite Formation. Imbricare slices rise okk the basal rkrust as sko^n by relations north and south ok Runde mellen (3ection I, figure 11). Illere the basal thrust north of Rundemellen cuts up through the Valdres Sparagmite and overrides the allochthonous Val dres of Skarvemellen to the south, while the basal thrust to the south rises and is rruncare6 by the Il.un6einellen zlice. 'lnese rwo silces, botn parts of the dellene nappe, show similar stratigraphy and have been described and named the Rundemellen schuppe and Skarvemellen schuppe by J. Loeschke. The following structural relations at the dellene thrust have been obser ved in stellene and Heggeberg: 1. Overturned Mellsenn Formation conformably underlying Valdres Spa raZmire and ckrusr over pkvllire Formation. Buck relations occur for 8 km along the south slope of Mellene. 2. Overturned Valdres Sparagmite in thrust contact above overturned Mellsenn Formation which is in turn rkrusr over Phyllite Formation. At such places the Mellsenn Formation exisrs 25 slices stretched and broken along the Mellene thrust zone such as may be seen at localities labeled 2 on figure 10: a. north and south of Rundemellen, b. at Rennsenn seter, c. at Vang sjoen, d. at Heggeberg. 5. overtnrne6 Val6les Bpara^mire in tkrusr contacr above ?kvllire kor mation suck as mav be seen ar localities labele6 5 on kiZure 10i 2. norrk ok LerZo, b. in norrk^esrern stellene. Ike lorm2rion in dellene 2n6 tteZZeberg is 2l^2vs associare6 xvitk rke dellene rkrusr at tke base ok rke dellene nappe eitker, as in 1 above, overrurne6 above rke rkrusr in conkormable se6imencarv sec^uence beneatk overrurne6 Val6rez, or, as in 2 above, boun6e6 above an<i below by rkrusts sep2l2tinZ it krom tke un6er!vinZ pkvllire 2n6 tke overlvinZ V2l6res. Vakere tkese rkrusts come roZerker rke lvlellsenn is pincke6 our an 6rke Val6res 6''recrlv overlies ?kyllire lormacion as in 3 above. ske tkus is overturne6, scrercke6, brolcen anci, in places, absent in tke dellene tkrusr Tone beneatk rke dellene nappe, skoxvinZ kearures common in mici6le Btretcke6 an6brolcen limbs in recumbenr anricline-syncline combinarions. 'lkis p2per is primarilv concerne6 rke strucnire ok tke allocktkonous Valdres nitkin tke dellene nappe, consisrinZ ok a nurnber ok norrkwest-somk east to east cren6inZ, overcurne6 or recumbenc kolcls rkar are overrurne6 ro 105 ward the south and southwest. On the geologic map (fig. 10) and the structure secrions (fig. 11) several major folds can be tt2ce6 throughout the area. These s!luctureß have been labeled for easy reference with letters A G on the structure sections of figure 11. The Zlcarverneilen recurnbenr anricline (A) is weli Bno^vn at the south and Bournxvezc margin ok dellene in rne air rinoro of figure 8 and in structure sections I, 11, 111, and IV of figure 11. The nexr major strncrure to the norrkeasc is the Oyangen overrurneci B^ncline (B) wnicn is well-exposed on three peninsulas along the north snore of Lake O^anZen (fig. 10) and may be seen on structure sections 111 and IV of Figure 11. North east of Oyangen Hes a complex belt of smaller scale overturned and recumbent folds that cover the area north to the northeast border of dellene, Within this complex there appears to be an anticlinorium (C) followed to the northeast by a synclinal area (D) passing through Rennsenn vann. At the northeast limit ok dellene, as shown on sections 11, 111, and IV (fig. 11) rnere is a general zteepeninZ or overrurninZ (E) which exren<^B as a prominent -ridge from Renn senn seter northwest through Rolistdl to Vindaasen, northeast of Heggeberg (fig. 10). The structure to the northeast of this steep zone can be seen on the northeast extension of structure section V through Heggeberg. Structure 3ection V northeast to Gravfjellet (off the map area) shows the existence of an overtnrneci anciciine (F) koiio^ved to the norrne2st by an overrurneci Bvncline (G) 2t the Bournxveßt base ok (Fl2vk)eller. Not all major structures can be traced from ea3rern stellene to Heggeberg on rne northwest. Owing to the east plunge in southern Mellene, the area of structure section II is structurally higher than structure sections 11, 111, and IV and, in the northern half of section I, only steep to overturned dips occur. Folds B, C and D cannot be traced east to structure section I. Except for the conrinuicv ok rne zreep lirnb (E), connecrionB berween stellene (structure sec tion IV) and Heggeberg (structure section V) are uncertain because of the poor exposureB ber^veen rne nvo areas. The plnnZe nere is to the northwest and rn2nv ok the folds are cut okk against the stellene thrust leaving only the nearly horizontal Valdres Sparagmite of Heggeberg as a thin plate above thrust. The structure ok Heggeberg cannot be traced to the southeast and although I believe the Valdres Sparagmite of Heggeberg is overturned, no primary evidence ok the overturning was found. However, the Mellsenn Formation below the Valdres Sparagmite on HegZeberZ is 6ekinirelv overcurne^ 28 proven by overturned Mellsenn stratigraphy in sections on the north, west, and east slopes ok Heggeberg. The best section is exposed on the extreme eastern point ok the summit ok Heggeberg, near 106 the 2 on the geologic map (fig. 10). Here, in ascending order above the thrust separating the Mellsenn Formation from the Phyllite Formation below, the following overturned sequence is found: 1. Qray slace (2 ni.) (Unir 1 or 2, Tadle I) 2. 5. 4. 5. Dark gray quartzite, «Blauquarz» (20 m.) (Unit 3, Table I) Greenish gray slate, «Dachschiefer» (10 m.) (Unit 6, Table I) White quartzite, «Mellsenn quartzite» (10 m.) (Unit 7 9, Table I) White, chalky, sheared feldspathic quartzite, Valdres Sparagmite in a movement zone or thrust 6. Sheared, pebbly, green Valdres Sparagmite Some Mellsenn stratigraphic units are missing and all units present are Bneare6 and recconically rkinnS6 as is typical wherever the Mellsenn Formation is seen north of the type Becrion on the south Biope of stellene. The conracr benveen the Mellsenn and the Valdres Beern3 to be a rnruBr or 20NS of intense shearing and movement. Owing to uncertainty about the true nature of this zone, it has not been shown as a fauk on the geologic map (fig. 10). To demonstrate the structural relations between the allochthonous Valdres Bp2l2Zrnite of stellene and the underlying Phyllite Formation and Cambrian rocks, structure section 111 was extended southwest across the bottom of the Ostre Slidre valley. The Cambrian rocks are brouZkc to the Burk2ce in rkiB valley 2IONZ 2n asymmetric anticline which plunges azimuth 325 to^var6 the northwest as shown on tke Slidre map sheet of Strand (1951) and figures 10 and 11 of rkiB P2r>er. V.econn2iBB2nce in areaB to the south of stellene, in spection of air photos, and study of maps ok Strand (Slidre, 1951; Nordre tnedal, 1938; Aurdal, 1954) KaB Bko^vn tkac rkiB is a consistent trend and plunge direction for folds in the Phyllite Formation, Cambrian rocks, and Eocambrian quartz sandstone in the «quartz sandstone nappe» near Fagernes. The southeast to east plunging folds of the allochthonous Valdres Sparagmite in the southern part of the Mellene nappe are thus structurally discordant with the northwest plunging folds in the Eocambrian quartz sandstone, Cambrian rocks, and Phyllite Formation below the Mellene thrust. STRUCTURAL ELEMENTS Structural elements occurring here include planes and lineations. Planes are bedding (So slaty cleavage (Si) and slip cleavage (82). Generally, the rocks are low-grade metamorphic rocks with well-preserved relic bedding and pri mary sedimentary structures in all arenites and with predominant secondary foliation (slaty and slip cleavage) in argillaceous sediments. Slaty cleavage is rea6ilv visible in all arenites containing more rkan 10 % metamorphically 107 Fig. 2. Poles to slaty cleavage in Mellene 236 poles plotted; contours: .4,5,10,15 % per one% area recl^Ztaiii^e^ and orienre6 alZillaceouß niarrix and niay, in placeß, be Been as planes of gram distortion in purer arenites. Most slates and phyllites show bedding in addition to slaty and slip cleavage dur correct identification of primary and Beconcl^ 8-planeß is, in places, difficult. Slaty cleavage pre 6olnin2Ntl^ 3trilceß n«ltnweßr and 6ipß norrneaßr rlirouZnout stellene (see fig. 2). As slaty cleavage approximately parallels the axial planes of folds, dipping more steeply on right-side-up limbs and less steeply on overturned lirabs, the center of concentration of slaty cleavage poles on figure 2 is assumed to approximate the pole ok the regional axial plane. This regional «average» axial plane strikes NW (approximate aximuth 300°) and dips 20 40° NE. In detail eacn fold of the region has irß o^vn axial plane diverging somewhat in born Btlilce and <iip from rki3 averaZe, bm it is helpful to visualize the folds of the region with this model. Viewed in company with the recorded bedding 2ttiru6eß, Bucn an axial plane requires that folds be overturned or recumbent. Slip cleavaZe is vizible onl^ in BiareB and pn/IliteB 80 few measurements could be made in the Valdres Sparagmite. In the Mellsenn and Phyllite For mations, slip cleavage strikes E and dips steeply. To the north in the vicinity ok Heggeberg (Btrucmle Bection V, fig. 11) slip cleavage is prominent and 108 3^3, IsitL^ZSctiOsiL • Field measured N Elongation lineations Stereonet solutions Fig. 3- Lineations in Mellene and Heggeberg 45 bedding (So )- slaty cleavage (S^ intersections measured in the field 130 bedding (So) slaty cleavage (Sx) intersections determined on stereonet from field measurements of S0 and 5i5 i 32 elongation lineations oriented parallel to the axial plane of late folds of bedding and slaty clea vage hut in most of tkis region it is in^istilicc and expreBBe6 oni^ as inter section lineations on S-planes of earlier origin. Lineations of three descriptive classes (intersection, elongation, crinkling) and r^vo peiiociB occur in stellene and Heggeberg. Quantitatively most im portant are lineations produced by intersections of S-planes: Li — interseccionH of bedding (So) and slaty cleavage (Si) I^2 — inrerBeccionB ot Biac^ cleavaZe (3i) and Biip cleavaZe (82) Such intersection Jineations are commonly associated with and parallel to linearionß of anotner 6eßcrit)tive dass produced by small-scale folds or crinkles of either bedding (So) or slaty cleavage (Si). Li lineations of bork intersection and minor fold type are inferred to be parallel to major fold axes. No major 3tluctuleß paralleling L2L2 lineations were recognized in the area surrounding Mellene, but in the Phyllite Formation surrounding Heggeberg large kol6B of bedding (So) and ziar^ cleavaZe (Si) wirk slip cleavaZe (S2) axial planes were 109 Fig. 4. Acetate peel from etched slab of slate collected at locality illustrated in figure 5. Shows slaty cleavage (E-W) and overturned bedding with parallel quartz veins (NE-SW). Parasitic bedding folds show «51 » sense common to all E and NE plunging Lt folds of the area. seen (ztrncmie Bectic»li V, fig. 11). These L2L2 folds trend generally east-west and appear as warps in the bedding of the Valdres Sparagmite on Heggeberg as well as in the phyllites below. More study is nee6e6 at I-leZZeberZ and to the north to establish the extent and significance of this L2L2 fold system. Cross sections of L folds are concentric,, grading ro similar, with thinning of limbs and thickening of hinges 28 shown in figure 4, but cross BecnonB of L2L2 folds are more nearly chevron or V-shaped. Both Li and L2L2 folds are ok «S» sense when viewed down the most comnion e2Btell^ plunZe 6irection (Bee, for example, small scale, «S» sense, Li folds in figure 4). In Mellene, the least commonly observed lineations are elongation lineations, seen in slaty cleavage planes at only 12 loc2iirie3 as grains of quartz or feld spar with elongation l2tioß ok approximately 1.5 : 1 to 2 : 1. Some elongated feldspars are broren by open tension cracks perpendicular to the elongation Hneation. Elongation lineations are parallel to Li slaty cleavage-bedding inter sections and minor folds and presumably of similar age. In the more intensely deformed rocks of lieZZeberZ, elonZ2tion line2rionß with elonZ2tion l2tioß ok 110 Fig. .5. Sketch of westernmost Valdres skiferbrudd showing slaty cleavage and overturned bedding. Circle shows locality of specimen illustrated in fig. 4- 2 : 1 to 4 : 1 were seen at nearly every outcrop of Valdres Sparagmite, but no 1c>165 cou!6 be M2ppe6. 'lkuz the relations ber^veeu elongarioQ linearionz, and fold axes or cleavaZe-be66inZ inrersecrionz cou!6 not be 6erermilie6, bur, as the elongation lineations of Heggeberg parallel the bearing and plunge of the e!c>nK2tioli linearions of nolrk^vezrern stellene, they are inferred to possess similar geometric relations. Relations between planes, lines, and folds described above are summarized below: 1.l — intersection of bedding (So) and slaty cleavage (S ) = minor sinistral concentric to similar folds of bedding = elongation lineations = fold 2xeB of major overcurne6 and recnmr>elir koI6B wick zlary cle^vaZe as the approximate axial plane = b of the Ist deformation phase. Lo — intersection of slaty cleavage (Si) and slip cleavage (S2) = minor siniBtl2i ckevron kolciB of 3l2t^ c!e2V2Ze xvitli slip c!e2V2Ze 28 axial plane — b ok the second, minor, deformation phase. Lj lineations plunge northwest, southeast, east, and northeast (fig. 3) bur lie 2pproxim2rel^ in the axial planeg of the region as shown by comparison 111 of plots of lineations and poles to slaty cleavage ill figure 3 and figure 2. Note that poles to slaty cleavage are grouped near the stereonet center in the southwest quadrant of figure 2 eneren lineations plot near the periphery of the northwest, northeast and southeast quadrants of figure 3. When the geo logic map position of different lineations (fig. 10) is compared with their stereonet position (fig. 3), two subgroups within the broad band of lineations can be delimited. Lineations in the northern part of Mellene and in Heggeberg pwnZe Noltk>vesr, giving rise to subZroup I in the nortn^egc q^ranc of ki gure 3. Uneacionß and k0165 in the slcarvemellen ancicline and OyanZen Bync line plunZe Boutke23t, giving rise to snbZroup Ila in the east and 80Mneazc quadrant of figure 3. In the eaztern recurnbem part of the Zlcarveinellen anri cline, and in the weak Mellsenn slates of the slate quarries along the south Blope of dellene, Li lineationz and tol6B plunZe norrkeaßr and north, giving rise to subgroup Hb. Inspection of the geologic map thus shows that different lineation orientations within Subgroup II are a function of different positions on the Skarvemellen recumbent fold and perhaps different rock types and their different response to folding and flowage. However, all U lineations are b lineationß 6ezpire rkeir 6iverßit^ in orienration. CRITERIA FOR ESTABLISHING PRIMARY u? VI».L(7I'IO^s OF BEDS Rigorous structural analysis of overturned to recumbent folds in sedimentary strata requires evidence of the primary up-direction of beds, particularly in areaz like stellene where rkere has been prior 6i3cuBBion abouc the age of the sedimentary Beciuence and nnere the trend of fold axeB, tlanBvelBe to the regional strike of the Caledonian mountain range, allows no simple inference about directions of overturning from the general assymmetry of the range. As demonstrated below, after the primary up direction has been proven at a small number of key localities, Becon<iHl7 structural evidence can be used nitk con fidence to trace the 3rrucrure throughout the area. Primary sedimentary structures The Mellsenn Formation and Valdres Sparagmite occur in an unbroken, conkorniadie, norrk-^ippinZ, Bequence along the south-facing slope of dellene. (Strand, 1959, p. 188) so evidence of primary up direction in either strati graphic unit rnay be excen6e6 to the orker. Unequivocal primary sedimentary evidence of the up-direction has been found in bork units bur is most common and best preserved in the Valdres Sparagmite. Cross-bedding and, ar ane locaiity, oßcili2rion rippie rnar!c3, show the Valdres ZparaZrnite along the upper 112 Fig. 6. Ovenurned a^s//siio« n/,/>/e m^H^ in the Valdres s^<^ml',s of Skarvemellen part of the south-facing slope of Mellene to be overturned, so the MeUsenn Formation is also overturned. Best exposures of cross-bedding occur on Skarvemellen, where cross-bedded units in light-colored Valdres Sparagmite are tabular or wedge-shaped and 1-4 feet thick with sets of cross-strata nearly straight, meeting both bounding bedding planes at approximately equal angles. This cross-bedding is most like the planar cross-bedding of McKee and Wier (1953, p. 387) and is difficult te utilize in determining facing directions (Strand, 1962). However, a few localities show cross-stratification with erosional truncations facing down and to the south in beds striking approximately E-W and dipping 25 - 50° N. These localirieB, inrerprere6 as proving overturning, are marked with a symbol showing the up 6irecrion on the geologic map (fig. 10). Curvature of cross-bedding tøminae within cross-bed units occurs in some places and is invariably concave down to the south, supporting the contention that the section i8 overturned. overrurne6 ncillation ripple M2l!(8 on the under side of a bedding plane striking N 70 E and dipping 66° NW on Skarvemellen are additional evidence of overturning (fig. 6). This exposure is marked in the field with a cairn and has been marked with a symbol on the geologic map; it is regarded as uneczuivocal plimar^ proof of overturning of the Valdres and Mellsenn sections in southern Mellene. 13 UP CJ—275 t 75 Fig. 7 . Cross bedding in a Mellsenn quartzite In a white Mellsenn quartzite (Unit 9, Table I) quarry ok the Valdres skiferbrudd the croB3-be66inZ shows the up direction to be south, supporting the Sparagmite that the Mellsenn-Valdres section on dellene is overturned. up glope from the eastern illustrated in figure 7 also evidence from the Valdres the south-facing slope of Secondary structural evidence Three different lines of structural evidence show overturning of the Valdres and Mellsenn along the south-facing slope of dellene: 1. slaty cleavage - bedding relations. 2. «3» BenBe ok paraBitic k0163. 3. bedding attitudes in the Skarvemellen recumbent anticline. Slaty cleavage-bedding relations indicating overturning are illustrated in figure 5, a view of the westernmost Valdres skiferbrudd looking northeaast down the plunge of minor Lj folds and slaty cleavage-bedding intersections. Overtulne6 bedding on the larver limi) of the 3lc2lveinellen recumli>enc anri cline 6ips north more 3teeply rkan the no«neast.6ippinZ Biar^ cleav^Ze, a common relationship in overturned beds throughout the region. On the right side up limb of the Skarvemellen recumbent anticline, southwest of Runde mellen, bedding dips northeast less steeply than cleavage, in a relationship ivpical of riZnr-Bi6e up beds in the region. KsumerouB orker outcrops demon strate the validity ok hese cleavage-bedding relations in proving up directions of beds. 'lke 3en3e ok paraßiric kolcis vie^ve6 6o^vn-plunAe in overturne6 be6B ok rke 114 Fig. 8. Air pboto of southern Mellene sbowing trace of Mellene thrust, Rundemellen scbuppe, and Skarvemellen recumbent anticline region is demonstrated by figure 4, a polished slab cut perpendicular to Li lineations from the slate quarry illustrated in figure 5. In figure 4 cleavage bedding relations are the same as shown at a different scale in figure 5 and parasitic folds are of «S» sense, the sense to be expected in the overturned li mb of a fold with the orientation of the Skarvemellen recumbent anticline. Overturning of the Valdres and Mellsenn formations along the south-facing 8l«pe of stellene is also proven by the map of bedding attitudes in the Skarve mellen recumbent anticline. In the superbly exposed area between Skarvemellen and Rundemellen, bedding can be traced continuously around the nose of the northeast-plunging Skarvemellen recumbent anticline, leaving no doubt of the shape of the fold in rniB area (figure 8, 10, 11). Bedding attitudes in the ov2NZen overrurneci 3^ncline, well-expoBe6 on cnree peninBulaz along the north shore of Oyangen, also demonstrate the fold pattern of the region, and by extension, prove the existence of great overturning. Throughout the map area, up direction of beds as determined by cross-bedding in the Valdres Sparagmite (see symbols on geological map, fig. 10) has agreed with independent deter mination of up direction based upon secondary structural evidence. The lesulting structural synthesis has been discussed above and is shown on the geologic map (fig. 10) and the 3rrucrule 3ecrion3 (fig. 11). PHYLLITE FORMATION Fig. 9. Schematic, composite section showing stratigraphic units on the south slope oi Mellene REVISED STRATIGRAPHY Mellene stratigraphy is illustrated in figure 9 ,a Bckematic cornposice Bection showing stratigraphic units as rkev occur in the overturned section along the south face of dellene, and in 'labie I, a list and brief field description of the same lithologic units in correct stratigraphic position. This stratigraphy is more complerely 6eBcride6 in an accompanyinZ paper by Dr. JorZ Loeschke. It the evi6ence for up 6irecrion of b«iB is accepteci, it is certain that the Valdres Sparagmite is stratigraphically below the Mellsenn Group (new de giZnarion of J. Loeschke) at the overcurne^ section on the south slope of stellene. As ckiB is the type Becrion for the KteliBenn Group and the one piace in the region xvere an unbroken Be6ilnencal^ tranBition benveen the Mellsenn and Valdres exists, it serves to establish the relationship between Mellsenn and Valdres. In the topographically lowest and stratigraphically highest part of the Mellsenn Group at Mellsenn seter in this section, Bjorlykke (1905, p. 466, discussed in Strand, 1938, p. 22-23) found graptolites belonging to division 4a of the standard Lower Paleozoic sequence of the Oslo region. Thus, most of the Mellsenn Group and all of the Valdres Sparagmite must be older than middle Ordovician. The 4a fossils at the overturned stratigraphic top of the Mellsenn Group are allochthonous and have been thrust above older fossils (dated as 3a-3b, (Strand, 1938, p. 21)) collected by Bjorlykke (1905, P. 462 466) in the Phyllite Formation nearby. The new data on the thrust underlying dellene and tke overwrninZ of the I<leli3enn.Val6leB Bection above the tkruBt tkuB conkuseB xvkac >V25 previouBiy rkouZkr to be 2 normal nnbrolcen BucceBBion from older to younger rocks. Ir i8 prob^bie rkac the Valdres BparaZrnire i5 Eocambrian as has previously been suggested, on different Zroun6, by XuilinZ (1961). The following arguments support an Eocambrian age for the Valdres 3p2l2Zrnire: 116 Table I — Composite stratigraphic section — southern Mellene Compiled from my observations and from data of J. Loeschke Unit De^c^/low Equivalent units Bjorlykke, of J. Loeschke 1905, p. 466 1 Dark gray or grayish black slate. Graptolites coliected here by Bjorlykke (1905, p. 466) at klellsenn Seter stated by Strand (1938, P. 23) to beiong to Mellsenn6iviBlon 4a, lo^ver Middle Or^ovician Bcnieier 2 Daric gray slate with bro^vniBN-xveatnerinZ impure limestone lenses and be^s Massive, medium to 6arlc gray, coarxe-Zraine^ «blue c>uarl2» ciuart^ite 3 4 5 6 7 8 'lninly-laminate^ medium gray and light gray slate. MellsennLaminations less than 1 mm. thiclc Massive, light to medium gray, coar^-Zraine^, LlauquartT quartzite with some «blue-quartz» beds. This unit and 3 produce a prominent ridge down slope from the slate quarries Greenish gray and grayish red purple slate with one M thin bed of dololutite. Main quarry horizon of the iT , eiJJ1!', Valdres Bliilerdru66 DacnBcnieler Massive, "white, lne6iulN-Zlaine6 quart^ite forming a prominent ridge above the Valdres skiferbrudd 10 A complex, poorly exposed unit compriBe6 of interbedded grayish red purple and greenish gray silty slate, fine to medium grained sandstone and sparagmite (Flayisll red tilloici conZloineraie vitk noniaminate^ ln«rix and bonlciels of Zranite and basic plutonic rocks to 20 cm. maximum dimension. This unit is less than 2 meters tkiclc dut 6iilelB from all otnei rock types of the area in containing abun^ant matlix and exotic boulders <^layisl^ pinic to light orovvnistl gray, medium grained feldspathic quartzite, approximately 650 m. thick, containing near the middle a quartzite conglomerate (K 2) with some boulders of rhyolite Qreenisn gray, 6arlc gray and pinic or red, pebdiy to conZlomermic «tlijcolorzparaZmite» varyinZ from meta-arkose to meta-graywacke, approximately 1350 m. thick with quartzite and quartz-feldspar conglomerate (Kl) at top Grayish green, pink and gray coarse-grained meiaarkose and meta-graywacke, at least 1000 m. thick. 12 5 14 5 n> 3 3 o o 6 Light Zreenisn gray, ine6ium-Zlaine6, tninly-0e66e6 c>uart2ite Interbe66e6 Zl2yiBn red purpie Blate and fine- ktel^ennZraine6 Zrayisn red purple Ban6ztone or ZrayiBN Ouart^ite green sandstone 9 11 2L K 3 3 li,un6elnellen type K 2 li.oZnBiiijell type K 1 I^abalzmellen type 8 i 117 1 2 In stellene, xvkere rke base of the Valdres sp2l2Slnire is not exposed, Loeschke has described a Valdres Becrion approximately 3000 meters thick, measured down from the Mellsenn Group along the northern half of nrucrure section I, figure 11. On the basis of structural interpretations presented in structure section I-V of figure 11, rkiB muBc be con3i6ere6 a minimum value for the thickness of the Valdres Sparagmite in this area. Note that folds F and G on the northeast end of structure section V are interpreted to occur in Valdres Sparagmite stratigraphically below the Valdres Bection expoBe6 in stellene, The unfaulted base of the Valdres Sparagmite has been described only on southern Gronsennknipa (Gold schmidt, 1916: Holtedahl. 1959) where the Valdres Sparagmite, with a quartzite-boulder conglomerate near the bottom, rests upon crystalline Jotun rocks. Contrary to the observations of Goldschmidt (1916, fig. 2), only at or near the locality illustrated by Holtedahl in figure 8 (1959, p. 102) is an unequivocal sedimentary contact presently exposed, and even here the contact has been slightly disturbed (Holtedahl, 1959, p. 102) during simultaneous folding of the Valdres and Jotun rocks. This contact establishes the nonconformity between Jotun rocks and the Valdres BparaZ niite bur ckere is no conipeiiinZ reaBon for acceprinZ Qol6Bcnlni6r'B view (1916, p. 40, 56) that the Valdres conglomerate was deposited on or in front of the eastward sloping surface of the Jotun rocks during ckeir for ward rnoveinenr. Now ckat it is certain that the Valdres is allochthonous and older rnan niiddie Ordovician it i8 loZical to BuZZeBr as originally proposed by Kulling (1961), that both the Valdres and Jotun rocks were thrust to their present position together after Eocambrian deposition of the Valdres upon Precambrian Jotun rocks. In summary, the Valdres Sparagmite is a thick clastic unit, nonconform able on Precambrian Jotun crystalline rocks and folded and thrust to its present position together with Jotun rocks. Even if the upper part of the Valdres i8 inrerprered as darnbrmn or I.o^er or6ovician, ir is probable that the great mass of Valdres is Eocambrian since similar thick clastic sections are known only in the Eocambrian and Devonian of Norway. As reporred by J. I.oe3cklce in an accolnp2nyinZ P2per, rke kleUBenn.V2i6reB Becrion in stellene Bko^3 Birnilariry of rock rypeB and se^uence to ci2BBic Becrions near the Loc2rnbri2n-(l2inbri2n boundary in the sparaZlnire b2Bin to the east, and in the lower paieo^oic of li2l6inZervi662. 3.ekel to the Loeschke paper for suggested correlations to other Norwegian sections made possible by overturning the Mellsenn-Valdres section. Most striking Birnilaririe3 Icno^vn to the slirer occur benveen: 118 1. rke rkin, lenzinZ, rilloi6 conZlomerare (Unit 11, 'lable I) an 6rke Locambrian rillire ok eke 3paraZniire baBin, 2. rke I^eiizenn czuarr^ire (Unir 7, 8, 9, 'labie I), klelkenn Blace (^nic 6, 'lable I) an6dambrian unitB ot rke eaBtern pare ok Lrne6al and Gausdal. li rkeBe correlarionB are vali6, rke (^roup 18 darnbrian an6I^o^ver or6ovician and the Valdres 3paraZmire is Eocambrian. SUMMARY AND CONCLUSIONS Stratigraphy and Geologic History The type action of the Mellsenn Group and Valdres Sparagmite on the .«nurk Biope of dellene is ovelwlne6 and both formations must be older than 4a, Lower Middle Ordovician. The great thickness of the Valdres section, the structural and stratigraphic relationships of the Valdres to crystalline Jotun rocks at Gronsennknipa, and the new correlations of the inverted MellsennValdres section to other Norwegian BeccionB BuZZeBte6 by Dr. Jorg Ix)eBcklce all poinc to an Locamkrian age for the Valdres sparaZniire and a damblian lo^ver or6ovician age for the klelkenn Group. The Mellsenn Group is an aUocnrnonouB or6ovician kacieB unlike the Cambro-Ordovician section expoBe6 belo^v stellene in Ostre Slidre. From wnac Urrie is known about 6eraile6 Cambrian kacieB variarionB in Bourn-cenrlal Norway it seems most likely that the Mellsenn Cambrian facies was deposited to the east or north east of its present location. This hypothesis is in accord with the south to BournweB.r overrurninZ of to!68 in the stellene nappe which implies transport from the north or northeast. It has deen 3uZZeBte6 above rkac the Valdres 3palagmire was 6epoBire6 during Eocambrian upon Precambrian crystalline Jotun rocks, and then, during the Caledonian orogeny, thrust to itB present location along xvirk rke Jotun rocks. This hypothesis is based upon: 1. recognition that the Valdres sparagmite must be older than 4a (Lower or6ovician) an<l i 8probably Locamblian, 2. inceipleration ok rke conracc ar <^ronBennlcnipa bonveen Val6reB an6 c^calline roclcB a 8a BiiZkrly 6iBtolre6 Be6ilnenrary conracr (ttolre6akl 19)9, P. 102), 3. structural conformity of Valdres and Jotun rocks in Gronsennknipa, 4. recognition that the Valdres and Jotun crystalline rocks at Gronsennknipa and the Valdres at ktellene-tteZZeberZ are part ot a new, inrerine^iate, allockrkonouB, recronic unir, calle6 rke Val6reB nappe by TullinZ (1961), wkick i8Beparare6 klam rke un6er!yinZ Cambro-Ol^ovician Be6imenrB an<i rke overlyinZ lepper )orun nappe by major rkruBrB. 119 This hypothesis contrasts with the earlier view that the Valdres is an autoch thonous Ordovician-Silurian deposit, parriaiiy derived from Jotun crystalline rocks of rne Lower Jotun nappe, which were brought to their locaition in the basin by e2lly Caledonian, (Taconic) orogenic movements (Goldschmidt, 1916; Strand, 1961, p. 167). If the Valdres is accepted as Eocambrian and if the associated Precambrian Jotun crystalline rocks are recognized as part of the Valdres nappes, there is no evidence for the existence of the Taconic phase, Lower Jotun nappe in this part of the Valdres district. Although the crystalline Jotun rocks may have zerved as one of the sources ok the Valdres Sparagmite, they did so in Eocambrian time before both rocks were thrust to their present location. Structure and Tectonics Major structural contributions of my work and that of Dr. Jorg Loeschke in Mellene are: 1. me discovery ok me stellene nappe ok allocnrnonouB Val6re3 3paraZmice rnruBt over ?nyllite korrnation, 2, wicnin rke stellene nappe, tke rnapping ok an arcuate ByBteni ok nortn^vesr, soutlieast, an 6easr ro noicneasr plunginZ I.^ koids rnar are overturned or recumbent to the southwest or south, Z. 6ara on me orientation ok elonZacion lineations provinZ tnar all Bnck linearionZ in dellene an6IteZZeberZ are lineacion3 parallei to tke tol6 axes uk me I.i kolds 6e3cribe6 in 2 above. Nearly horizontal thrusts, overlain by nappes comprised of Valdres Sparag mite, Jotun crystalline rocks, or Mellsenn Group and underlain by Phyllite Formation have deen recognized from Gronsennknipa on the southwest (Holte dahl, 1959, 1961), to Mellene-Heggeberg (this paper), and to Rossjokollen at the eastern bordrer of Nordre Etnedal (fig 1; Strand, 1938, p. 11. section through Skjellbreidskampen; Goldschmidt, 1916, p. 38, section through Dyp tjernfjeld; Bjorlykke, 1905, p. 455, profile of Rodsjokampen). These nappe segments, which can be traced discontinuously northeast along the Norwegian Caledonides for a distance of 60 kilometers, are clearly parts of 2 major tecto nic unit as important 28 the «quartz sandstone» nappe ro the southeast or the Upper Jotun nappe to the nortneaßr. XuiiinZ (1961) first applied the nåme «Valdres nappe» to 2 tectonic unit in this structural position and I accept his term, using it in the plural to include all of the nappe segments recognized above (thus Valdres nappes). Until continuity between the nappes in Gron sennknipa, Mellene-Heggeberg, and Nordre Etnedal are established, it is better to use local names for the nappe in each area. Thus in Mellene-Heggeberg. 120 the nappe is referred to locally as the Mellene nappe (local unit) of the Valdres nappes (regional unit). Although the Mellene thrust is essentially a break berween 2llocktkon<)us, commoni/ overturned, Valdres and pk/llice Formation, it is a zcrilcinZ tacc ckar all exposure3 of Mellsenn Group are associated wirk the ckru3t. The Mellsenn at the rnlusr occuls overrulne6 in the 2ilockckonou3 sequence immediately above rke thrust as in the type Beccion on dellene and in slices and larger patches scattered along the thrust zone between the Valdres and the Phyllite 28 may be seen at numerous localities on the east and west slopes of dellene and east of Heggeberg. The constant association of the Mellsenn Group with the thrust zuZZests rkar it occupies the middle, over turned, stretched, and broken linib of a recumbent anticlinorium-synclinorium combination with minimum fold amplitude of approximately 15 kilometers. kilreen kilometers is the noli2ont2i 6ißt2nce 2cwßß the nc>lcn^est Btrilce of fold axes through which the Mellsenn Group is distributed along the thrust Tone (data from Strand, 1938, 1951, Nordre Etnedal and Slidre map areas). The overriding recumbent anticlinorium occurs in the Valdres Sparagmite above the tkrußr and the un<ierlxin^ recumbenr Bynclinorium is lost in the Phyllite Formation Kene2tk the rkeußt, far to rke no«keaßc of stellene. Axial planes of the stack of overturned to recumbent folds within the Valdres Sparagmite of Mellene dip northeast and fold axes are 2lcu2te in plan, bending from northwest or southeast plunging, to east plunging to northeast plunging when rrace6 from northwest ro southeast in the area. Overturning of folds is toward the southwest, south, and locally, southeast suggesting trans port in 2 southwest or south direction. In the Valdres of Gronsennknipa, recumdenr to overrulne6 t0163 v^ick the same axial plane and southeast plung ing axeB were 2180 mappe6 by the slirer and it is concluded that the tectonic pattern is characteristic of the region. Overturning and recumbent fold tectonics have also been observed by Bjorlykke (1905, p. 453, 463), Strand (1938, p. 17, 51) and Dietrichson (1945, fig. 2; 1950,% 2). Elongation linearionß paiaiiei fold axeß of the recumbenc fold system and are thus b lineations. Arcuation in strike ot fold axes and elongation lineations cett2inlv brinZß 3ome of rkem parallel to the direction of thrusting or the direction ot flow on foliation planes, but, no constant direction of lineation across fold axes was recognized. The lineations apparently result from flattening in the pl2neß of Bl2cv c!e2V2Ze and 3rrerckinZ in b due to arcuation of the fold system. Even though the elongation lineations trend generally azimuth 110° (northwest-southeast) transverse to the main strike ok the Norwegian Cale donides, they clearly do not mark the local direction of transport of the nappes or the k0163. The 6ileccian ok transport is unknown bur is more likely toward 121 the 80uck^ve8t or south in the 6irecrion of overkol6inZ of the L lol6s. stellene liez on the soutn^vest margin of a salient which may embrace the whole Spa ragmite basin to the east (see Skjeseth, 1963, fig. 38 for a regional mari). Viewed in such regional perspective, the southwest to south overfolding of dellene is zeen to be merel/ a marginal sprea^inZ on a much larger salient that has provar)!/ moved southeast. Although the northwest-oriented elongation lineacionz of stellene may accidentally parallel the major transport direction of the large Mellene-Sparagmite basin salient, the local lineation orientation 6c>ez not parallel the local transport direction. References cited Bjorlykke, K. 0., 1893. Tekst til kartbladet Gausdal: Norges Geol. Unders., no. 13. — 1894. Høifjeldskvartsens nordøstlige utbredelse: Norges Geol. Unders., no. 14. — 1905. Det centraie Norges fjeldbygning: Norges Geol. Unders., no. 39. 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I' Rundemellen 1300fc**™^**^^—^ N iJjiiH jl Skarvemellen I , 900-^ -^JULUé 7^Æ^M^^iifå>^Æ L' :_i^< n' 900 A II 1300- !-!200m. >^. N 900-«3I 900 5 / D C A nr' / inn- NE / S^^3c32g 111 0. Slidre ,^-?. rt ¦ W k^ — — —^ -^_ 3^W^^3^?^ ~ 7^^ ¦r c D E / B ET I? 1000i—- r^ "— ¦'— U-i-^III J -IOOOm. v^g§ SW 600 <fe^S§= G -y" eoo F Gravfjellet Y'^\. Y Hegge berg ierg !000 NE ->000m. i"Jr~iZ^-*--=-^£"7*^ ¦* M^ K. v ! 2' 600 2 Kilometers F^ ll.Geologic structure sections (I—V) Letters A-G mark folds that can be traced throughout Mellene-Heggeberg m x "900m. .., -^ , .^?" -^ —— T^=3s^s 500 "i , :50 : 500 SW
