O. Adrian Pfiffner - Geologie der Alpen

Am Beispiel des südwestlichen Belledonne-Massivs (Abb. 2-4) sind variszische Hauptüberschiebungen auszumachen, die den Chamrousse-Ophiolith und das Altkristallin in entgegengesetztem Sinn auf den Rioupéroux-Livet-Intrusivkomplex aufschieben. Der variszische Granit (Sept-Laux-Granit), der sich als relativ schmales Band über 100 Kilometer nach Nordosten fortsetzt, ist mit seinem Alter von 330 Millionen Jahren, d. h. frühes Karbon, als spät-variszisch einzustufen. Nach Bonin et al. (1993) sind die Schmelzen durch fortlaufende Anatexis in der Unterkruste entstanden.

Im Aiguilles Rouges-Massiv (Abb. 2-5) fällt auf, dass die im Altkristallin eingefalteten Sedimente des Devons und Karbons im Südwesten Nord-Süd verlaufen, also schief zum alpinen Streichen, das durch die längliche Form der beiden Massive angedeutet ist. Demgegenüber verlaufen die jungpaläozoischen Sedimente im Nordwesten des Massivs parallel zum alpinen Streichen und parallel zum schmalen Band des Vallorcine-Granits. Dieser Granit ist nach Bonin et al. (1993) als tafelartiger Pluton vor 320 Millionen Jahren eingedrungen, und zwar in einem transtensiven Regime. Die Schmelzen deuten auf Anatexis im krustalen Bereich (Aufschmelzung von Metapeliten), aber gewisse mafische Komponenten schließen einen Beitrag von Mantelschmelzen nicht aus.

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2-3 Geologische Karte des Argentera-Massivs,ein Externmassiv der Westalpen. Umgezeichnet nach von Raumer et al. (1993). Spätvariszische Migmatite sind an einer Überschiebung auf Glimmerschiefer der Valetta-Formation aufgeschoben.

2-4 Geologische Karte des südwestlichen Belledonne-Massivs,ein Externmassiv der Westalpen. Umgezeichnet nach von Raumer et al. (1993). An variszischen Überschiebungen sind alte Gesteine (Altkristallin und ordovizischer Chamrousse-Ophiolith) auf jüngere (Devon) aufgeschoben.

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2-5 Geologische Karte des Aiguilles Rouges- und des Mont Blanc-Massivs,zwei Externmassive am Übergang Westalpen-Zentralalpen. Umgezeichnet nach von Raumer et al. (1993). Eingefaltetes Devon und frühes Karbon streichen NNW-SSE, eingefaltetes Permokarbon NNE-SSW. Der postvariszische Mont Blanc-Granit schneidet variszische Migmatite, Metagranite und Altkristallin. Das Foto zeigt die Sicht auf die Aiguilles de Chamonix (Haute Savoie, Frankreich) mit Blickrichtung SSE. Die Gipfelpyramiden von Blaitière und Grand Charmoz sind aus Mont Blanc-Granit aufgebaut, Petit Charmoz (dunkel) aus polymetamorphen Gneisen.

Der Mont Blanc-Granit im benachbarten gleichnamigen Massiv ist mit einem Alter von 316 bis 304 Millionen Jahren etwas jünger (spätes Karbon). Auch die Platznahme dieses Granits erfolgte offenbar in einer transtensiven Scherzone. Aber infolge anschließender rascher Exhumation wurde auf dem Granit ein größerer Rhyolitkörper abgelagert. Dessen Alter beträgt nach neueren Datierungen (Capuzzo & Bussy, in von Raumer 1998) 295 Millionen Jahre (frühestes Perm).

Externmassive der Zentralalpen

Die prä-triadischen Gesteinsabfolgen im Aar- und Gotthard-Massiv sind insgesamt jenen der oben besprochenen Externmassive sehr ähnlich. Aus diesem Grunde werden lediglich zwei besonders instruktive Beispiele näher beschrieben.

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Am Ostende des Aar-Massivs sind die Verbandsverhältnisse im Limmerngebiet von Franks (1968) studiert worden, Schaltegger & Corfu (1995) geben eine Gesamtschau der magmatischen Ereignisse. In Abb. 2-6 sind schematisch die Verbandsverhältnisse im Grundgebirge und im Mesozoikum darüber (nach eigenen Untersuchungen) dargestellt, ergänzt mit den Intrusionsaltern. Folgende Abfolge geologischer Ereignisse kann in diesem Gebiet ausgeschieden werden: Im frühen Karbon, wahrscheinlich im Zeitraum zwischen 350 und 340 Millionen Jahren, bildete sich im Altkristallin des östlichen Aar-Massivs ein Graben, der mit klastischen Sedimenten und Vulkanoklastika gefüllt wurde, die heute als Metakonglomerate und Hornfelse vorliegen (Bifertenfirn-Metasedimente von Franks 1968). Bei der Intrusion des Tödi-Granits, dessen Alter 333 Millionen Jahre beträgt (frühes Karbon), wurden die Metasedimente kontaktmetamorph überprägt. Die Metasedimente wurden aber auch von einer regionalen Metamorphose überprägt und gefaltet, wobei das Alter dieser Vorgänge nicht präzise festgelegt werden kann. Gänge durchschlugen die Metasedimente und den Tödi-Granit vor 310 Millionen Jahren. Etwas später, vor knapp 300 Millionen Jahren, intrudierte der Zentrale Aare-Granit, ein größerer Pluton, der über eine Stecke von weit über 100 Kilometern gegen das Westende des Aar-Massivs verfolgt werden kann. Im Dach der Intrusion intrudierten Mikrogranite (Alter 299 Millionen Jahre) in die Metasedimente, und im Falle des Sandalp-Ryoliths (Alter 300 Millionen Jahre) erreichten die Schmelzen sogar die Erdoberfläche. Um diese Zeit (300 Millionen Jahre) wurde der Tödi-Granit samt Nebengesteinen exhumiert und gleich anschließend von Vulkanoklastika des späten Karbons (Bifertengrätli-Formation von Franks 1968) bedeckt. Pflanzenfunde erlaubten eine Datierung dieser Gesteine als Westphalian D-Stephanian, d. h. spätes Karbon (310 bis 300 Millionen Jahre). Die Bifertengrätli-Formation ist somit fast gleich alt wie der Sandalp-Rhyolit. Abgelagert wurde die Bifertengrätli-Formation in einem tektonischen Graben, dessen Nordrand in etwa die Fortsetzung des älteren Grabens darunter ist. Die Formation setzt mit einem Basalkonglomerat ein, gefolgt von einem vulkanischen Member. Das nächste, ästuarine Member enthält kreuzgeschichtete Sandsteine, Arkosen sowie Kohlelagen mit datierbaren Pflanzenresten und deutet auf eine Flutung des Grabens. Diese ist mit dem jüngsten, lakustrinen Member vollständig abgeschlossen. Eine Faltung erfasste die jüngere Grabenfüllung, sodass die triadischen Sedimente nach Erosion und Peneplanisierung diskordant auf die Sedimente und Vulkanite abgelagert wurden. Offenbar fand in diesem Teil des Aar-Massivs Kompression, allenfalls Transpression, noch im spätesten Karbon (oder Perm?) statt.

Die oben diskutierten Gesteinsserien können zwanglos weiter nach Westen ins Maderanertal verfolgt werden (Franks 1968, Schaltegger & Corfu 1995). Allerdings dominieren dort die vulkanischen Gesteine über die klastischen Sedimente. Der Zentrale Aare-Granit zieht sich über eine Distanz von 100 km nach WSW. Sein Kontakt zu den polymetamorphen Gneisen, den Rahmengesteinen, ist auf der NNWFlanke des Bietschhornes aufgeschlossen (Abb. 2-6).

Im Falle des Gotthard-Massivs fokussiert sich die Diskussion auf das Gebiet zwischen Gotthard- und Lukmanierpass. Die geologische Karte in Abb. 2-7 basiert auf der Arbeit von Mercolli |Seite 47| et al. (1994). Sie zeigt, wie im Osten der Karte die Medels- und Cristallina-Intrusiva die Kontakte von ordovizischen Orthogneisen zu präkambrischen Migmatiten, Metagabbros und Amphiboliten scharf und diskordant schneiden. Dasselbe zeigt sich im Weststeil für den Fibbia-Granit. Des Weiteren erkennt man die großräumigen Schlingenstrukturen der ordovizischen Orthogneise, deren Intrusionsalter 439 bis 436 Millionen Jahre, d. h. spätestes Ordovizium, beträgt. Diese Schlingentektonik ist nach Mercolli et al. (1994) der variszischen Gebirgsbildung zuzuschreiben.