Kartierung Fimbertal, Lithologie 1

Folgende lithologischen Einheiten existieren im Kartiergebiete. Die Sortierung erfolgt von alt nach jung.

1 Silvrettakristallin

Oberhalb der im westlichen Fimbertal verlaufenden Silvretta-Überschiebung findet man oberostalpines Kristallin vor. Die ersten Meter oberhalb der Überschiebung bestehen aus stark mylonitisierten, grünen Gneisen. Durch die extreme Deformation sind die ursprünglich grobkörnigen, hellen Gneise feinkörnig und zerschert. Oberhalb stehen, wie im Gebiet der Krone sehr gut sichtbar, mehrere hundert Meter felsischer Gneis an. Mafische Amphibolite sind für das Silvrettakristallin ebenfalls typisch, jedoch findet man in unserem Kartiergebiet nur durch Gletscher verschobene Blöcke vor. Die kristallinen Gesteine erkennt man aus der Ferne vor allem an den schroffen und steilen Felswänden.

Grenze zwischen Tasnaflysch und aufliegender Silvrettadecke an der Ostflanke der Krone. Wenige Meter mächtig beginnt die Silvrettadecke mit einem grünen Basismylonit, der dann in felsische Gneise übergeht.

2 Tristelschichten

Die Sedimente der Tristel-Schichten stammen aus dem Obersten Barrémien bis Untersten Aptien. In unserem Kartiergebiet nehmen die Tristel-Schichten die unterste sedimentäre Einheit ein. Die ersten Basisbreccien, welche nach Heckers (1999) Beschreibungen den Kontakt zu den darunter liegenden Neokom-Schiefern bilden, sind bei uns nicht zu finden. Durch Verfaltung (z.B. Piz Davo Lais) ist es schwer die Mächtigkeit zu bestimmen. Die Ablagerungen dürften aber maximal 100 m mächtig werden.
Die Sedimente der Tristel-Schichten weisen eine Wechsellagerung von sandigen Kalkturbiditen und dünnen Pelitlagen auf. Man erkennt die Karbonate typischer Weise an ihrer bräunlichen Verwitterungsfarbe. Ein weiteres charakteristisches Merkmal ist das häufige Auftreten von dünnen Quarz-Kalzit Adern innerhalb der Kalke. Im frischen Anschlag erscheinen die Kalke dunkelgrau bis dunkelblau. Dünnen kalkfreie, fast schwarzen Tonlagen sind nur sehr geringmächtig. Das marine Ablagerungsmilieu wird in CCD-Nähe vermutet.

3 Gault-Formation

Die bis zu 300 m mächtigen Sedimentserien der Gault–Formation stammen aus dem Apt bis Unteren Cenomanien. Man findet Wechsellagerungen von bis drei Meter mächtigen Sandsteinbänken und sehr feinen, schwarzen bis dunkelblauen Tonschiefern vor. Im Anschlag weisen die Sandsteine eine graue Farbe auf. Helle Quarzkörner befinden sich in einer dunklen, karbonatischen Matrix, welche die frischen Stellen dunkel erscheinen lassen. Durch hohe Anteile von oxidiertem Pyrit ist die Verwitterungsfarbe der Sandsteine ocker, braun bis orange, somit sind die mächtigen Bänke schon aus der Ferne gut erkennbar. Des Weiteren ist innerhalb der Sandsteinbänke eine Gradierung (z.T. fining up) sichtbar, welche auf eine turbiditische Ablagerung schließen lässt. Oft findet man auch innerhalb der Turbiditserien Breccien von grobkörnigen debris flows, welche Blöcke der noch nicht verfestigten Tristel-Schichten aufgearbeitet haben. Außerdem sind die Sandsteinbänke von zentimetermächtigen Kalzit- und Quarzadern durchzogen.
Am Übergang der Tristel–Schichten zur Gault–Formation befindet sich ein mehrere Meter mächtiger, grünlicher Basisquarzit. Die Begrenzung zur jüngeren Couches Rouges Einheit beginnt mit einem Einsetzen von hellen, mikritischen Kalksteinen.
Auffällig ist, dass der Gault Sandstein in unserem Kartiergebiet fast alle Gipfel aufbaut (z.B. Piz Laver, Piz Faschalba, Breite Krone, Piz Davo Dieu).

Meter mächtige Sandsteinbänke der Gault Formation mit der typischern, ocker-orangenen Verwitterungsfarbe an der nördlichen Flanke der Breiten Krone. Dunklere Partien sind Tonschiefer.