Alpe Arami, Granatperidotit

Nordwestlich der Alpe Arami findet man eine etwa 1,5 km lange und 500 m breite Peridotitlinse vor. Umschlossen ist diese Linse von einer dünnen Eklogitschicht. Es folgt der Tessiner Biotit-Gneis.
Der Peridotit, welcher an einigen Stellen auch Granate enthält, wird als Hochdruckperidotit des Erdmantels gedeutet. Er enthält himbeerfarbene, klare Granate, Olivin und Pyroxen (apfelgrüne Klinopyroxene, dunkelgrüne Orthopyroxene). Die Granate werden zum Teil durch dunkelgrüne Ränder umhüllt. Diese Korona ist ein Abbauprodukt des Granates (Amphibol + Chlorit) bei Druck- und Temperaturabnahme. Aufgrund der Zusammensetzung wird dieser Peridotit als Lherzolith beschrieben.
Mit Hilfe von Datierungsmethoden an Granaten wurde ein Metamorphosealter von ca. 40 Ma (Eozän) bestimmt. In der Bestimmung der Tiefe ist man sich noch uneinig. Der Peridotit könnte bei etwa 56 kbar (150 km Tiefe) entstanden sein, andere Forscher nehmen „nur“ 30 kbar und 100 km Tiefe an.
Die Eklogite in den randlichen Gebieten der Linse sind durch ihre hellgrüne Farbe (Omphazit) geprägt. Sie enthalten außerdem kleine Granate und vereinzelt Disthen. Die Metamorphose wird bei etwa 30 kbar und 800°C abgelaufen sein.

Die Alpe Arami, Startpunkt der kleinen Waldwanderung.

Detaillierte Karte der ultramafischen Gesteine der Alpe Arami (Möckel 1969).

Peridotit (Lherzolith) der Adula-Cimalunga-Decke mit Olivin, Pyroxen und Granat (zum Teil mit dunkelgrüner Korona).

Bedretto, Tessiner Gneis

Oberhalb von Gorduno, nahe der Tessiner Hauptstadt Bellinzona liegt auf knapp 1300 m das Dorf Bedretto. Dort ist der so genannte „Tessiner Gneis“ aufgeschlossen. Er zeichnet sich durch seinen hohen Anteil an Plagioklas und Biotit aus. Außerdem ist eine starke Deformation erkennbar. Das Ausgangsgestein des Gneises, welchen man hier auch als Migmatit bezeichnen kann, ist variszisch. Die Verformung wird auf die alpine Gebirgsbildung zurückgeführt. Der Aufschluss wird der Adula Einheit zugeordnet (Untere Penninische Einheiten).

Tessiner Gneis, hier mit dextralem Schersinn.

Schlucht von Ponte Brolla, Zweiglimmergneis

In der Schlucht von Ponte Brolla (Mergoscia-Zone) ist Kristallin des europäischen Kontinentalrandes aufgeschlossen. Der Fluss Maggia hat sich in den stark gefalteten Zweiglimmergneis eingeschnitten. Der Orthogneis besitzt eine recht steile gen N einfallende, E-W streichende Foliation und enthält Quarz, Plagioklas, Kalifeldspat, Biotit und Muskovit und vereinzelt Granat. Das Ausgangsgestein, ein variszischer Granit, wurde im Tertiär metamorph überprägt. Die Streckungslineation verläuft flach, nahezu horizontal, in E-W-Richtung.
Es gibt Scherbänder mit hellem, magmatischem Gefüge, entstanden durch partielle Aufschmelzung. Der Schersinn ist sinistral und erklärt sich durch die Dehnung des Lepontin Domes. Die Scherbänder verformen die Foliation duktil.
Argumente, warum partielle Aufschmelzung an Scherbändern stattfindet, sind:
- dort herrscht erhöhte Fluidwegsamkeit
- partielle Aufschmelzung entsteht während der Scherung, die Aufschmelzung beginnt punktförmig, dort entstehen dann Scherbänder
- Scherbänder sind Stellen, bei denen sich die Verformung konzentriert, unter Entstehung von Wärme (shear heating)
- Scherbänder liegen etwa orthogonal zu σ3, die Schmelze sammelt sich an Scherbändern aufgrund der geringsten Normalspannung, die auf diese Fläche wirkt.
Das partiell aufgeschmolzene Gestein ist ein Migmatit, der aus einem relativ sauren Orthogneis mit granodioritischer Zusammensetzung vor etwa 28 Ma, amphibolitfaziell, bei ca. 700°C, niedrigen Drücken von 5-6 kbar/ 20 km und Anwesenheit von Wasser entstanden ist.

Zweiglimmergneis mit hellen Scherbändern und  sinestralem Schersinn.

Sinestraler Schersinns vereinfacht dargestellt.

Brücke in Lavertezzo im Valle Verzasca, Gneis (Strukturübung)

Die gefalteten Gneise, helle Ortho- und dunkle Paragneise gehören zur Simano-Decke. Das prämesozoische Altkristallin wurde polyzyklisch gefaltet und metamorphosiert. Alle Faltenachsen streichen annähernd identisch WNW-ESE.
Ein Pegmatitgang alpinen Alters verläuft senkrecht zur Faltenachse, ein weiterer Pegmatitgang ist boudiniert. Vereinzelt findet man Spitz-Rund-Falten, die Spitzen zeigen ins kompetentere Medium.

Brücke im Tal bei Lavertezzo.

Boudinage eines Pegmatitgangs aus hellem Orthogneis.

Spitz-Rund-Falten, die Spitzen zeigen ins kompetentere Material.

Falte bestehend aus hellem Orthogneis und dunklem Paragneis.

Vereinfachte Darstellung der oberen Falte, es gab drei Faltungsereignisse.

007-Staumauer im Valle Verzasca, Gneis

Der Aufschluss liegt nördlich der Insubrischen Linie. In der gefalteten Mergoscia-Zone (Adula Decke) ist ein Sattel in einem Gneis aufgeschlossen. Die kongruente (mit Schichtmächtigkeitsänderung) Falte besitzt eine fast symmetrische Form. Die Schichtdicke ist, parallel zur Achsenebene gemessen, konstant. Bei der Verfaltung muss das Material weich gewesen sein (amphibolitfaziell).

Die 007-Staumauer, ein kleiner Schritt kann zu einer Höhenveränderung von ca. 220 m führen. Der Bungee-Sprung von James Bond in Goldeneye wurde hier gefilmt. Öffnungszeiten vorrausgesetzt kann man es hier 007 gleichtun.

Gestaut wird der Lago di Vogorno.

Die kongruente Falte.

Kongruente Falten haben, parallel zur Achsenebene gemessen, konstante Schichtmächtigkeiten. Parallele Falten besitzen eine konstante Schichtmächtigkeit senkrecht zur Schichtung.

Wanderung Straße Ronco gen Monti di Ronco

Das erste anstehende Gestein ist ein grünschieferfazieller, mylonitisierter Paragneis mit einer feinkörnigen, grau‐grünen Grundmasse und den Mineralen Quarz, Feldspat (Albit) und Glimmer. Das Ausgangsgestein war ein Kinzigit (amphibolitfazieller Metapelit). Die grünschieferfazielle Überprägung und Mylonitisierung durch Bewegung entlang der Insubrischen Linie erfolgte alpin (Tertiär).
Wenige Meter weiter hat ein leukokrates (= helles Material vorherrschend) Gestein den Paragneis durchschlagen. Es enthält Quarz und Feldspat mit Karlsbader Zwillingen. Dieser siliziumreiche Pegmatit intrudierte im Perm. Die relative Grobkörnigkeit lässt auf eine relativ hohe Widerstandsfähigkeit gegen die Mylonitisierung schließen.
Entlang der Straße wurden im Paragneis Messungen durchgeführt. Die Foliation fällt mit 358/ 67 steil nach N ein. Das Streckungslinear, das der Transportrichtung entspricht, fällt mit 83/ 12 flach gen E. Entlang der Insubrischen Linie sind die Bewegungsrichtungen der Gesteine erkennbar, in unserem Fall ein dextraler Bewegungssinn anhand von σ‐Klasten (Porphyroklasten meist aus Feldspat) und Scherbändern.
Auf Höhe des Parkplatzes der Osteria Grotto da Peo steht ein blau‐grauer, lagiger Kalkmarmor mit Quarzknauern an, der wahrscheinlich einmal Lombardischer Kieselkalk (Lias) war und hier unter grünschieferfaziellen Bedingungen zerschert und mylonitisiert wurde. Das Streckungslinear (295/ 28) fällt gen NW ein und liegt parallel zum Einfallen der Foliation (333/ 28). Der Schersinn ist top‐Süd.
Weiter oberhalb folgt erneut ein Kalkmarmor mit SiO2‐Knollen und ‐Bändern. Das SiO2 stammt von Skleriten (Schwammnadeln).
Bergab gen N stehen quarzreiche Mylonitgneise mit großen Feldspäten an, entstanden aus Orthogesteinen (z.B. Pegmatit oder Granit). Der Aufschluss gehört noch zu den Südalpen.
Weiter nördlich am Weg entlang eines Tals ist eine Grenze zwischen südlich anstehendem Marmor und nördlich anstehendem, stark verformtem Gneis sichtbar. Der Gneis der Sesia‐Decke ist Teil des Penninikums, der Marmor ist Teil des Südalpins. Die Grenze, eine dazwischen liegende Verwerfung, ist die Insubrische Linie (bedeutende Dextralverschiebung der Alpen). Entlang der Insubrischen Linie fand hier ein vertikaler Versatz von ca. 20 km statt. Hierbei wurde das Penninikum gegenüber den Südalpen angehoben. Ein großer Teil der Relativbewegung wurde von den Myloniten, der Rest durch die eigentliche, spröde Insubrische Linie aufgenommen. Nur eine randliche Zone der unmetamorphen Südalpen, wie die entlang der Straße besichtigten Mylonite, wurde im Tertiär grünschieferfaziell überprägt.

Lago di Vogorno (Aussicht vom Monti di Ronco).

Grundlagen der dextralen Verformung.

Die vertikale Relativbewegung im Bereich der Insubrischen Linie in der Nähe der Monti di Ronco zwischen den Südalpen im S und dem Penninikum im N beträgt etwa 20 km. Ein großer Teil der Relativbewegung wurde von den Myloniten, der Rest durch die eigentliche, spröde Insubrische Linie aufgenommen.

Monti di Ronco, Amphibolit (Strukturübung)

Der permische Amphibolit der Ivrea Zone enthält Hornblende (schwarz) und Plagioklas (weiß). Pistazienfarbener, faserartiger Epidot befindet sich an Bruchflächen. Die Foliation fällt steil gen N ein. Die Ausgangsgesteine waren Gabbro oder Basalt (amphibolitfazielle Paragenese). An Faserharnischen (helle, lange Kristallfasern) wurde eine Paläostressbestimmung durchgeführt.

Vorgehensweise:
1. Orientierung der Bruchflächen messen
2. Faserlineation/ Bewegungslinear bestimmen
3. Bewegungssinn aufnehmen.

Die Auswertung erfolgte mittels Angelier‐Methode. Im Schmidt’schen Netz wird zuerst der Großkreis der Bruchfläche mit dem dazu gehörigem Pol eingezeichnet, dann der Messwert des Linears. Sollte der Linearwert zu weit vom Großkreis liegen, sind die Messungen zu verwerfen. Dann werden vom Linearwert aus 90° entlang des Großkreises abgetragen, dieser Punkt wird mit dem Pol zu einem zweiten Großkreis verbunden. Abhängig vom Bewegungssinn sind 2 der 4 entstandenen Flächen einzufärben.
Die Auswertung wurde für σ1 und σ3 durchgeführt. Unsere Auswertung ergab für σ1 und σ3 keine frei verbliebenen Lücken. Dies kann an einer temporären, tagesformabhängigen Mess‐ und Interpretationsschwäche von uns liegen, so dass wir noch einmal nachmessen müssten. Oder (viel wahrscheinlicher) das Messareal wurde von uns nicht genügend eingegrenzt, denn der westliche Teil des Aufschlusses scheint steiler als der östliche Teil einzufallen, zudem kann es auch Ausreißer durch spätere Reaktivierung gegeben haben.
Das Ergebnis hätte sein sollen, dass die Hauptspannungsrichtung σ1 recht steil einfällt (gen E?). Falls es für σ3 keine Lösung gäbe, so spräche das für eine Dehnung in mehrere Richtungen.

Amphibolit der Ivrea Zone mit Hornblende und Plagioklas.

Harnisch aus Epidot an Bruchflächen.

Sportplatz von Finero, Insubrische Linie

Glimmerschiefer liegt mit einer steil gen N abtauchenden Foliation auf einem feinkörnigen,mesozoischen Kalkmarmor, dessen Ausgangsgestein wahrscheinlich jurassisch war. Diese Grenze ist die Insubrische Linie. Die grünschieferfaziellen Schiefer wurden “top‐Süd“ mylonitisiert, ein Nachweis dafür, dass die Zentralalpen gegenüber den Südalpen angehoben wurden.

Insubrische Linie mit Relativbewegung (Pfeile) gegenüber des Sportplatzes von Finero. Links steht Glimmerschiefer der Zentralalpen an und  rechts befindet sich Kalkmarmor der Südalpen.

Kirche von Finero, Granulit

Der basische Granulit der Ivrea‐Zone enthält Pyroxen, Granat und Plagioklas. Die Foliation entstand durch postvariszische, granulitfazielle Metamorphose im Perm. Das basische Ausgangsgestein war wahrscheinlich ein Gabbro (sonst evtl. Basalt). Dieses Gestein entstand vermutlich permisch durch partielle Aufschmelzung des Mantels. Die Schmelze erstarrte in der Nähe der Kruste‐Mantel‐Grenze und wurde ebenfalls im Perm metamorph überprägt.

Man(n) sitzt auf Granulit (hinter/ oberhalb Kirche). Fotografiertechnisch war leider, aus dem Fundus von drei Mann schöpfend, Siesta. Mal abgesehen von Spassfotos :) auch das passiert (mal).

Friedhof von Finero, Peridotit

Hier steht Peridotit an. Der Peridotit enthält grün‐graue Pyroxene und zumeist schon verwitterte, gelblich‐orange farbene Olivine. Das grobkristalline, ultramafische Gestein entstammt dem Erdmantel und wird der südalpinen Ivrea‐Zone (untere Kruste) zugeordnet.

Nivetta im Valle Cannobina, Paragneise (Strukturübung)

Dieser Aufschluss befindet sich im Valle Cannobina unterhalb des Dorfes Nivetta. Man findet dort gefaltete, metamorphe Sedimentserien (Paragneise) der Strona-Ceneri-Zone (Südalpen). Das Kristallin der Stona-Ceneri-Zone wird als Oberkruste interpretiert und erfuhr seine Metamorphose während der variszischen Gebirgsbildung. Die feinkörnigen Paragneise der Amphibolitfazies werden von granitischen Gängen durchzogen. Zum einen liegen diese Gänge parallel zur Foliation (W-E) und sind feinkörnig, zum anderen gibt es grobkörnige, teils schräg zur Foliation, teils parallel dazu verlaufende Gänge. Dies lässt darauf schließen, dass die Gesteine zwei Deformationsphasen durchlebt haben. Die Geschichte des Aufschlusses lässt sich in vier Teile gliedern:
1. Intrusion der feinkörnigen Gänge in das vorhandene Kristallin
2. erste Deformationsphase mit Deformation und Schieferung während der Metamorphose
3. Eindringen von Sills und Dikes (grobkörnige Gänge)
4. zweite Deformationsphase mit Scherung und Rotation der Gänge im Uhrzeigersinn, dabei liegen die Gänge je nach ihrer Orientierung im Verkürzungsfeld oder im Streckungsfeld der Strain-Ellipse, so dass sie entweder gefaltet oder boudiniert werden.

Strukturübung über Trampelpfade in die Tiefen des Tals bei Nivetta, Paragneise der Strona-Ceneri-Zone.

Von links nach rechts laufen mylonitisierte Pegmatite Gänge, die in das vorhandene Kristallin intrudierten und während der ersten Deformationsphase verformt wurden. Anschließend intrudierte der ungefähr von oben nach unten laufende, grobkörnige Gang (Pegmatit). Während der zweiten Deformationsphase erfolgte Scherung und Rotation im Uhrzeigersinn.

Maggia bei Gordevio, Flussschotter

Das Tal des Flusses Maggia verläuft NW-SE und befindet sich nur wenige Kilometer nördlich der Insubrischen Linie. Im nördlichen Teil des Lago Maggiores bildet die Maggiaflussmündung ein Delta aus. Die Insubrische Linie verläuft W-E durch den Lago Maggiore und geht in das Tal des Ticino über.
Im Flussschotter der Maggia findet man folgende Gesteine der Penninischen Einheiten:

Undeformierte Gesteine:
- biotitreiche Granite (variszisches Grundgebirge, nicht alpin verformt)
- Pegmatite (wie Granite)

Metamorphite der Amphibolitfazies:
- Augengneise (prämesozoische Gesteine, während der alpinen Deckenbildung im Tertiär metamorph verformt)
- Marmor (mesozoische Sedimentbedeckung auf dem Variszikum, alpine Metamorphose)
- Granat-Amphibolit (basische Anteile des Grundgebirges, variszische und alpine Metamorphose)
- Metapelit (Ex-Tonstein des variszischen Grundgebirges, variszische und alpine Metamorphose)
- Biotit-Plagioklas-Gneise (Tessiner Gneise, alpine Metamorphose)
- Paragneise (ehemalige Grauwacken des variszischen Grundgebirge, variszische und alpine Metamorphose)
- Quarzit (ehemaliger Sandstein der Untertrias, alpine Metamorphose)
- Glimmermamore (Mesozoikum (Kreide), alpine Metamorphose)
- Kataklasite (durch Verwerfungen zertrümmertes Gestein, welches u.a. in Chlorit umgewandelt wurde)

Flussschotter der Maggia bei Gordevio.

Axenstraße bei Flüelen, Helvetische Einheiten

An der Süd-Nord verlaufenden Axenstrasse am Axenbergtunnel bei Flüelen am Vierwaldstätter See ist die verfaltete, stratigraphische Abfolge der Axen – Decke (helvetische Einheiten) aufgeschlossen. Kretazische Wechselfolgen zwischen Karbonat- und Mergelschichten sind typisch. Folgende Schichten der Axen-Decke sind an dem Straßenaufschluss sichtbar:

Nummulitenschichten (Eozän)
Schrattenkalk (Barremien – Apt)
Drusberg - Schichten (Barremien)
Kieselkalk (Unteres Hauterivien)
Valanginienmergel (Valanginien)
Öhrlischichten (Berriasien)

Die Grenze der Öhrlischichten zum Valanginienmergel ist am Südende des Tunnelausgangs aufgeschlossen. Man blickt von Westen auf eine Falte mit einem nach Norden gerichteten Sattel. An der Basis der kalkigen Öhrlischichten befinden sich aufgrund der Faltung die jüngeren Valangianmergel.
Parallel zum Tunnel in Nordrichtung durchläuft man den Kieselkalk. Der Kieselgehalt ist auf amorphe Kieselsäure zurückzuführen. SiO2–haltige Schwammnadeln wurden bei der Diagenese aufgelöst. Später wurde die Kieselsäure als amorphes SiO2 wieder ausgeschieden.
Auf die Kieselkalke folgen die Drusberg–Schichten des Barremien. Sie zeichnen sich durch Wechselfolgen von Mergeln und Kalken aus. Die wechselnde Sedimentation ist auf Meeresspiegelschwankungen zurückzuführen.
Als nächste Formation folgt der massive, biodetritische Schrattenkalk.
Zwischen Schrattenkalk (Apt) und den Nummulitenschichten aus dem Eozän fehlt die Sedimentation aus ca. 60 Ma. Dies ist mit einer Hebung des Untergrundes während der obersten Kreide bis ins unterste Tertiär und der damit verbundenen Erosion der Sedimente begründet. Während des Eozäns transgredierte das Meer und es lagerten sich Flachwassersedimente ab. Die hier als Sandstein ausgebildeten Nummulitenschichten beinhalten Foraminiferen der Gattungen Nummulites und Assilina.

Verfaltete Öhrlischichten der Axen-Decke.

Microfossilien der Nummulitenschichten aus dem Eozän.

Regionalgeologischer Überblick - Alpen

Die Alpen sind ein Gebirge im Süden Zentraleuropas. Die heutige Struktur ist die Folge einer Reihe von tektonischen Prozessen, die sowohl Extensions- als auch Kompressionsregime, Subduktion ozeanischer Kruste und die Kollision kontinentaler Blöcke beinhalteten. Es gab zwei orogene Phasen. Die eo-alpine (frühalpine) Orogenese fand vom späten Jura bis zur oberen Kreide statt und ist auf die Schließung des Meliata-Ozeans zurückzuführen. Die eigentliche Gebirgsbildung erfolgte im Tertiär und ist das Produkt der Schließung der alpinen Tethys zwischen Apulia und Europa.

Vereinfachte, geologische Karte der Alpen mit den wichtigsten, tektonischen Einheiten
(Bahlburg & Breitkreuz 2004, nach Schmid et al. 1996).

Die Alpen sind kein Faltengebirge, sondern ein Stapel aus allochthonen Falten und Decken. Durch die Annäherung und Kollision der afrikanischen mit der europäischen Platte wurden Decken übereinandergeschobenen, wobei die ursprünglich am südlichsten abgelagerten Schichten (Ostalpin mit Südalpin) heute auf das nördlicher gelegene Penninikum und Helvetikum verschoben sind. Das Ostalpin und Südalpin stellen Teile des afrikanischen Kontinents (Apulia) dar. Das Penninikum bildete sich aus jurassisch bis kretazischen, in einem Dehnungsregime entstandenen Ozeanen (Valais- und Piemont-Ligurischer Ozean) und kontinentalen Einheiten (Brianconnais). Das Helvetikum entstammt vom Rand des europäischen Kontinents.
Die Grenze zwischen Ostalpin und Westalpin auf der einen und dem Südalpin auf der anderen Seite bildet eine etwa 700 km lange Verwerfung, die Insubrische Linie oder Periadriatische Naht. Sie entstand durch die anhaltende Einengung des Alpenorogens mit dem nach NW driftenden Südalpin (Apulia) als Indenter, wodurch die Alpen nördlich der Periadriatischen Naht als Ausgleichbewegung mit seitlicher Extrusion reagierten. Das führte zur heutigen West-Ost-Erstreckung der Alpen.
Im Exkursionsgebiet fallen nördlich der Insubrischen Linie die penninische Einheiten (Sesia Decke) steil gen NW ein und werden so vom südalpinen Krustensockel abgegrenzt.

N-S Schnitt durch die Alpen (Bahlburg & Breitkreuz 2004, nach Schmid et al. 1996).

Literatur
Bahlburg, H. & Breitkreuz, C., 2004. Grundlagen der Geologie, Elsevier München.
Bögel, H. & Schmidt K., 1976. Kleine Geologie der Ostalpen. Ott Verlag, Thun.
Frisch, W., 1979. Tectonic progradation and plate tectonic evolution of the Alps. Tectonophysics 60, 121-139.
Schmid, M., Fügenschuh, B., Kissling, E. & Schuster, R., 2004. Tectonic map and overall architecture of the Alpine orogen. Eclogae geol. Helv. 97, 93-117.

Locarno (Schweiz) - Programm

06. Juni: Abfahrt Bonn 7h. Fahrt über Hockenheim – Karlsruhe – Basel – Flüelen (Aufschlüsse der Helvetischen Decken) – Locarno. Übernachtung: Campingplatz „Campeggio Bellariva“, Gordevio (Schweiz).
07. Juni: Maggiatal bei Gordevio – Fahrt nach Nivetta (Übung im Val Cannobina) – Finero (mehrere Aufschlüsse) – Rückkehr nach Gordevio.
08. Juni: Fahrt zu den Monti di Ronco (Strukturübung) – Wanderung entlang der Straße von Ronco gen Monti di Ronco – Rückkehr nach Gordevio.
09. Juni: Fahrt zur Staumauer im Valle Verzasca – Lavertezzo (Strukturübung) – Schlucht von Ponte Brolla – Rückkehr nach Gordevio.
10. Juni: Fahrt Gorduno – Bedretto – Wanderung zur Alpe Arami – Rückfahrt nach Bonn.

Karte mit Exkursionspunkten.