Die Geologie der Zermatter Ophiolithe im Bereich Rothorn bis Rimpfischwäng

Inhaltsverzeichnis

1. Einleitung
1.1 Aufgabenstellung und Methoden
1.2 Frühere Arbeiten
1.3 Geographischer Überblick
1.4 Die Entwicklung der Alpen
1.5 Deckenbau in der Umgebung von Zermatt
1.5.1 Ophiolithe und Ozeanische Serie von der ZZS
1.5.2 Rothorn Zone (Combin Zone)
1.5.3 Trias-Schuppe (Cimes Blanches)

2. Petrographie
2.1 Quartär
2.2 Ophiolithe des Penninischen Mesozoikums der ZZS
2.2.1 Serpentinite (Os)
2.2.2 Metagabbro (Og)
2.2.3 Eklogit/Glaukophanschiefer (Oe)
2.2.4 Klinozoisit-Aktinolith-Fels (Oa)
2.2.5 Ovardite und Prasinite (Or)
2.3 Sedimente des Penninischen Mesozoikums der ZZS und
der Rothorn Zone
2.3.1 Kalkglimmerschiefer (Jk)
(Bündnerschiefer/Schistes Lustrés)
2.3.2 Tafelquarzit (Jt)
2.3.3 Kalzit-/Dolomitmarmor (Jd)
2.3.4 Glimmerquarzit (Jg)
2.4 Trias-Schuppe am Oberen Rothorn (Cimes Blanches)
2.4.1 Albit-Muskowit Gneis (K)
2.4.2 Quarzglimmerschiefer (Tk)
2.4.3 Rauhwacke (Tr)
2.4.4 Trias-Marmor (Tm)
2.4.5 Trias-Dolomit/Kalk (Td)

3. Tektonik
3.1 Strukturen
3.2 Die Ophiolithe der ZZS
3.2.1 Serpentinite
3.2.2 Metagabbro
3.2.3 Metabasalt
3.2.4 Prasinit
3.3 Die Ozeanische Serie der ZZS Ophiolithe
3.3.1 Kalkglimmerschiefer
3.3.2 Tafelquarzit
3.3.3 Glimmerquarzit
3.4 Die Ozeanische Serie der Rothorn Zone
3.4.1 Tafelquarzit Ritzugrat bis Tufter Chumma
3.4.2 Kalzit-/Dolomitmarmor
3.5 Trias Sedimente des Oberen Rothorns
3.5.1 Albit-Muskowit Gneis
3.5.2 Quarzglimmerschiefer
3.5.3 Rauhwacke und Trias-Marmor
3.5.4 Trias-Dolomit/Kalk
3.6 Zusammenfassung der Ergebnisse

4. Metamorphose
4.1 Die Ophiolithe der ZZS
4.1.1 Serpentinite
4.1.2 Metagabbro
4.1.3 Metabasalte und Pillows
4.1.4 Klinozoisit-Aktinolith Fels
4.1.5 Prasinite
4.2 Die Ozeanische Serie der ZZS Ophiolithe
4.2.1 Kalkglimmerschiefer
4.2.2 Tafelquarzit
4.3 Die Ozeanische Serie der Rothorn Zone und Sedimente der Trias
4.4 Kalzit-Dolomit Thermometrie
4.5 Kristallin in der Trias-Schuppe
4.6 Zusammenfassung der Metamorphose Daten

5. Mineralchemie von Eklogit
5.1 Analyse Methode
5.2 HP -Minerale in den ZZS Eklogiten
5.3 Symplektit Stadium
5.3.1 Symplektite in Omphazitphasen
5.3.1.1 Massenbilanzierung der Omphazit-Reaktion
5.3.1.2 Ergebnis
5.3.2 Seltene Glimmer in Symplektiten im Vergleich
5.3.3 Margarit und Preiswerkit im ZZS Eklogit
5.4 Thermobarometrische Betrachtung

6. Die Entstehung der Rauhwacke
6.1 Ausgangsgestein und Verhalten der Rauhwacken
6.2 Vorkommen und Aussehen der tektonischen Brekzien
6.3 Rauhwacke im Kartiergebiet

7. Diskussion zur Trias-Einheit am Oberen Rothorn
7.1 Das Trias-Schuppen Problem
7.2 Unterteilung der Trias
7.3 Korrelationsversuch der Trias-Schuppe mit
Briançonnais Sedimenten

8. Schlussbetrachtung
8.1 Ausblick

9. Literaturverzeichnis

Anhang
Anhang I: Geologisches Panorama auf die Trias-Schuppe des
Oberen Rothorns
Anhang II: Mineralanalysen
Anhang III: Aufschlusspunkte
Anhang IV: 1 Geologische Punkte- und Aufschlusskarte

1 Tektonische Karte mit Profilen

1. Einleitung

1.1 Aufgabenstellung und Methoden

Ziel dieser Arbeit war es, die großtektonischen Einheiten der Zone von Zermatt-Saas Fee (ZZS), die Trias-Schuppe (Cimes Blanches Decke) und die Rothorn Zone (Combin Zone) in einer geologischen Karte im Maßstab 1:10 000 darzustellen und zu beschreiben. Dabei sollte unter anderem besonderer Wert auf die Metasedimente der Ophiolithzone von Zermatt-Saas Fee gelegt und erstmals deren Zuordnung zur ZZS kartographisch erfasst werden. Zusätzlich galt es, die Mineralparagenesen der Hochdruckmetamorphose der Metabasika geochemisch zu analysieren und PT- Bedingungen zu ermitteln. Erste symplektitische Reaktionsprodukte wurden ebenfalls genauer studiert, um Aussagen über retrograden Pfad treffen zu können entlang diesem einige Eklogite metastabil erhalten geblieben sind, also nicht vollständig durch die alpine Orogenese alteriert sind.

Für die metamorphe Bildungstemperatur von grünschieferfaziellen Karbonaten aus der Rothorn Zone und Trias-Schuppe wurde zudem Kalzit-Dolomit Thermometrie, unter Zuhilfenahme der Röntgendiffraktion, angewandt.

Als Kartengrundlage diente der topographische Kartenausschnitt des Blattes 1348 Zermatt im Maßstab 1 : 10 000 erhältlich bei dem Amt für Vermessung in Sion.

Zudem standen folgende Karten zur Verfügung:

- Topographische Karte 1 : 25 000, Zusammensetzung 2515, Zermatt – Gornergrat
- Geologische Karte 1 : 25 000, Geologischer Atlas der Schweiz, Blatt 535 Zermatt
- Carte tectonique des Alpes de Suisse occidentale 1:100 000, Feuille 47 Monte Rosa.

Die verschiedenen Einheiten wurden nach deren Lithologie im Gelände und anhand von petrographischen Dünnschliffen beschrieben. Mit 10 %iger Salzsäure wurde im Gelände Kalk und Dolomit unterschieden. Von den Proben wurden 40 petrographische und 2 Mikrosonden Dünnschliffe angefertigt. Zudem wurden Gesteinsproben aus den Aufschlusspunkten 6, 11, 82 und 89 mit Röntgendiffraktometrie untersucht (Analyseergebnisse sind dem Anhang II zu entnehmen). Von der TK 10 wurden die Höhenlinien mit dem Programm AutoCAD abdigitalisiert, um die Geologischen Karten mit dem Programm Adobe Illustrator 8.0 zu zeichnen. Für die Darstellung der geländetypischen Messwerte wurde das Programm SpheriStat verwendet. Nur die auf der TK 10 angegebenen Orts- und Namensbezeichnungen wurden direkt in meine Karten übernommen und für Erläuterungen in der Diplomarbeit verwendet. Diese Lokalnamen können sich daher etwas von denen anderer handelsüblichen Karten unterscheiden.

1.2 Frühere Arbeiten

Zahlreiche Geländebefunde über Geologie, Metamorphose, Geochronologie und Tektonik von der ZZS existieren bereits. An dieser Stelle möchte ich kurz einige der Inhalte erwähnen, die an dem Themengebiet der vorliegenden Arbeit angrenzen.

Den Grundstein für die elementaren Forschungserkenntnisse über dieses Gebiet legte Bearth (1953) mit seiner Geologischen Karte 1:25 000, die auch heute noch im unveränderten Nachdruck im Handel erhältlich ist.

1967 erschienen die Beiträge zur Karte mit dem Titel „Die Ophiolithe der Zone von Zermatt-Saas Fee“. In diesem umfangreichen Werk über die Gesteine und gesteinsbildenden Vorgänge setzt sich Bearth mit der Tektonik und paläogeographischen Stellungen der Ophiolithe auseinander. Anhand der mineralogischen Zusammensetzung diskutiert er die polymetamorphen Stadien, die dieses Gesteinspaket durchlaufen hat. Oberhänsli (1980) analysierte Bearth’s Eklogite aus der ZZS, um geothermo-barometrisch die physikalischen Parameter von Eklogiten und Glaukophaniten zu ermitteln. Mit dem Granat-Klinopyroxen Geothermometer von Raheim & Green (1974) und Ellis & Green (1979), sowie dem Jd-Gehalt in Omphazit ermittelte er einen Bereich von 10 kbar/400 °C bis 16 kbar/700 °C bei dem die Metamorphose erfolgt sein soll.

Mit der Arbeit über die post-triassischen Sedimente und den vergesellschafteten Mangan- Mineralisierungen zeigen Bearth & Schwander (1981) schemenhaft sedimentäre Sequenzstratigraphien auf und die Verteilung von Mn-führenden Sedimenten der südlichen und zentralen ZZS.

Viele der später erschienenen wissenschaftlichen Publikationen stützen sich auf die zahlreichen Publikationen von P. Bearth. Seine Beschreibungen und Erkenntnisse über die Geologie haben somit auch Eingang in meine Arbeit gefunden.

Neuere Veröffentlichungen über die HP -Metamorphose der Ophiolithe aus der ZZS von Barnicoat & Fry (1986), sowie von Barnicoat (1988) über die zonierten HP- Vergesellschaftungen in Pillow Laven wurden ebenfalls als Arbeitsmaterial verwendet. Pfeifer et al. (1989) interessierten sich für die ZZS und Antrona-Zone. Sie verglichen deren Petrographie und Geochemie miteinander und erkannten einen nahezu gleichen Gesamtgesteinschemismus der Metabasika.

Außerdem sollte auf die Publikation über die Bildung des häufig auftretenden Titan-Klinohumit in den Serpentiniten der ZZS von Rahn & Bucher (1998) hingewiesen werden. Die Dissertation von Widmer (1996) – ETH Zürich – und die Diplomarbeit von Sapel & Deuble (1996) – Universität Freiburg im Breisgau – wurden ebenfalls berücksichtigt und zu Vergleichen herangezogen.

Eine der neuesten Arbeiten stammt von Cartwright & Barnicoat (2002) und handelt von der tektonischen Entwicklung der Scherzonen, Geochronologie und Petrologie in der ZZS und Combin Zone, hauptsächlich aus dem Bereich des Täschtales.

1.3 Geographischer Überblick

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abb. 1.1. Übersichtskarte der Schweiz. Deutlich ist der Verlauf des NE-SW streichenden Rhone Tals, unter dem Schriftzug Berner Alpen, zu erkennen. Das markierte Feld zeigt die südliche Region des Wallis, die in Abb. 1.2 als tektonische Karte dargestellt ist. Die Breite des Rechtecks beträgt etwa 35 km.

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abb. 1.2. Tektonische Übersichtskarte der ZZS (verändert nach Bearth 1967).

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abb. 1.3. Profilschnitt durch die südliche Kartenhälfte von Abb. 1.2 Tektonische Übersichtskarte (verändert nach Pfeifer et al. 1989).

Das Kartiergebiet liegt im südlichen Wallis in der Schweiz, genauer gesagt 3 km östlich der Ortschaft Zermatt. Es wird im Osten durch den Pfulwa Gipfel und die darunter liegende Rimpfischwäng begrenzt, im Westen durch die Luftseilbahn Station Blauherd. Im Süden schließt sich das Findelgletschertal an, während im Norden grob die Verbindung des Schwarzgrates—Oberes Rothorn—Ritzugrat des Unteren Rothorns, durch seinen Verlauf von SE—NW die natürliche Grenze bestimmt.

Ausgedrückt in Koordinaten des Schweizer Kartennetzes sind die Rechtswerte von W—E: 626’710—631’700 und die Hochwerte von N—S: 98’000—94’900. Das Arbeitsgebiet hat eine längliche Form und folgt dem W-Streichen der Talflanke in Fliessrichtung des Findelngletschers. Die von mir bearbeitete Fläche beträgt ca. 10.5 km2, mit einer Höhendifferenz knapp über 1240 m. Dieser Unterschied errechnet sich aus dem niedrigsten Aufschlusspunkt NW der Station Gant mit 2170 m ü. NN (P.2170) und dem höchsten Geländepunkt von P.3412.8 auf dem Oberen Rothorn. Nicht einberechnet sind die zahlreichen quartären Hinterlassenschaften des Findelngletschers in Form von Seitenmoränen unterschiedlicher Vorstoßstadien, die ebenso morphologisch zu einem erhöhten Relief beitragen und von E nach W verlaufen.

Dadurch, dass die Baumgrenze bis knapp unter 2200 m verläuft, ist die gesamte Talflanke unbewaldet, und es zeigt sich in den niederen Lagen eine alpine Heiden- und Gräserlandschaft. In den höheren Lagen sind häufig Hochalpine Polsterpflanzen durch ihre Pioniersarbeit vertreten. Die Aufschlüsse sind – auch aufgrund unzähliger Wanderpfade – generell recht gut zugänglich. Wegen zu steiler Hangneigung wurde jedoch, in einzeln Gebieten, eine Schuttfeld- oder Fernkartierung von mir bevorzugt. Die hohe Lage des gesamten Kartiergebietes bringt es mit sich, dass die schneefreie Saison nur wenige Monate über den Sommer andauert. Empfehlenswert ist die Zeit vom Juli bis Anfang Oktober. Doch auch während dieser Zeit ist in dieser Höhenlage Schneefall nie auszuschließen. Die Geländearbeit für diese Arbeit erfolgte in einem Zeitraum von Mitte August bis Ende September 2001 und wurde durch wenige Tage massiven Schneefalls unterbrochen. Generell überwog jedoch trockenes alpintypisches Klima.

1.4 Die Entwicklung der Alpen

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abb. 1.4. Stark vereinfachte schematische Darstellung über die Entwicklungsgeschichte der südlichen Walliser Alpen. Jura: ozeanisches Stadium. Kreide: Subduktionsphase. Eozän: Deckenbildung. Sedimente aus der Trias bis zur Kreide sind zum größten Teil abgeschert und bilden heute die Préalpes im NE (verändert nach Labhart 1995).

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abb. 1.5. Frühkretazische palinspastische Karte der Alpen (verändert nach Marchant & Stampfli 1997).

Mit der konvergenten Plattenbewegung des Old Red Kontinent gegen Gondwana im ausgehenden Paläozoikum bildet sich mit deren Kollision im mittleren Karbon ein Großkontinent. Die damit einhergehende variszische Hauptfaltung ist im Bereich der zukünftigen Alpen im NW stärker als im SE (Trümpy 1984). Mitte des Perms werden dann die südlichen Appalachen und der Ural aufgefaltet, bedingt durch die Kollision der Kontinente Nordamerika, Europa und Sibirien. Das Produkt dieser paläozoischen Plattenbewegung ist die Pangäa. Dieser Superkontinent wird ringsum von einem gewaltigen Ozean, der Panthalassa, umgeben. Das Klima ist trockener und das Milieu oxidierend, so entstehen rote Konglomerate und Schiefertone mit vulkanischen Ergüssen.

An dieser Stelle sei der Glarner Verrucano erwähnt, der aus einer ca. 1600 m mächtigen Schichtfolge von permischen Sedimenten und Vulkaniten besteht.

Nach Labhard (1995) zerfällt zu Beginn des Mesozoikums der Großkontinent Pangäa, und es bildet sich zwischen dem amerikanischen und europäisch-afrikanischen Block der Atlantik. An diese N—S Ausrichtung des Atlantiks ist die E—W entstehende Transformstörung in sinistraler Richtung zwischen Europa und Afrika gebunden (Marchant & Stampfli 1997). Durch Spreading entwickelt sich in fast 100 Ma ein „pull-apart“ Ozeanbecken die Thetis, die sich hypothetisch in mehrere Becken und Schwellenbereiche untergliedern lässt. Im Oberjura (vor 140 Ma) bildete sich zwischen der Laurasia (Nordkontinente) und Gondwana (Südkontinente) der Piemont-Ozean (Süd-Penninikum). In der höheren Unterkreide (vor 110 Ma) trennten sich die Iberische und Eurasische Platte. Es entstanden die Biskaya und der Valais-Trog (Nord-Penninikum), der vom Piemont Ozean durch die Briançonnais Schwelle (Mittel-Penninikum) getrennt wurde (Abb. 1.4 und 1.5).

Ab Mitte der Kreide kommt es zu fast diametraler Bewegungsrichtung von Afrika und Europa, denn diese bewegen sich wieder aufeinander zu. Die Ursache hierfür ist in der Öffnung des südlichen Atlantik zu finden und in der damit übergreifend rotierenden Bewegung von Afrika in Richtung NW gegen den Uhrzeigersinn. Europa erfährt eine Bewegung in östlicher Richtung. In dieser sogenannten Eoalpinen Hochdruck Deformationsphase kommt es zur Subduktion von ozeanischer Kruste, wobei Ophiolithe, ozeanische Sedimente des Piemonttroges und darunter liegende Serpentinite südwärts einfallend unter die afrikanische Kontinentalkruste subduziert werden. Durch die Asymmetrie des Ozeanbeckens konnte die Kontinent-Kontinent Kollision nicht überall gleichzeitig erfolgen und damit die Hauptphase der Deckenbildung in der Oberen Kreide (75 Ma) in östlichen Bereichen schon früher einsetzen als in westlichen.

So fand die Mesoalpine bzw. Lepontinische Phase der Zentral- und Westschweiz erst im Eozän (vor ca. 40 Ma) statt.

Im ausgehenden Tertiär führt der nach N vorpressende adriatische Sporn zu einem verstärkten Zusammenschub und zur Verformung des Deckenstapels. Dabei bohrt er sich wie ein Keil zwischen die europäische Unter- und Oberkruste hinein, wobei es folglich zu einer Steilstellung rückwärtiger Teile der Decken kommt (Labhard 1995).

Zur Zeit des Oligozän und Miozän wird das im Norden vorgelagerte Molassebecken mit dem Abtragungsschutt des gebildeten Orogens verfüllt, indem sich flachmarine mit fluviatil-limnischen Sedimenten abwechseln. In der Endphase der Faltung wird das Molassebecken vom S her von den Helvetischen Decken bis zu 15—25 km überfahren und z.T. mit verfaltet.

1.5 Deckenbau in der Umgebung von Zermatt

Die Ophiolithe der ZZS liegen wie ein Sandwich zwischen den kontinentalen Basement Decken der Dent Blanche, Monte Rosa und Grand St. Bernhard. Diese Ophiolithe gehören ursprünglich zum Bereich des Piemont-Ligurian Ozean und gehen aus der südpenninisch ozeanischen Kruste hervor.

Außer der ostalpinen Dent Blanche Einheit gehören die Monte Rosa und Grand St. Bernhard Decke ebenfalls zum penninischen Ablagerungsraum, wobei die Bernhard Decke den zentralen Teil der Briançonnais-Schwelle und die Monte Rosa Decke den südlichen Teil dieser Schwelle repräsentiert (Abb 1.4).

Im Süden des Mattertales trifft man auf das Kristallin und die Sedimente der Monte Rosa Decke. Sie ist die tiefste tektonische Einheit dieser Region (Abb. 1.2 und 1.3). Diese Decke bildet eine nach Norden überkippte große Falte, mit einer steil nach Süden abtauchenden Wurzelzone (Labhard 1995).

Direkt im Norden schließt sich die ZZS, bestehend aus einem Ophiolith Komplex und dessen Sedimenten, an. Die unmittelbar zur ZZS gehörenden Tiefsee Sedimente sind besonders gut in alternierenden Folgen von Prasinit und Kalkglimmerschiefer – ebenfalls bekannt unter der Bezeichnung „schistes lustrés“ – östlich am Oberrothorn aufgeschlossen (Abb. 2.17a und b). Zusammen mit den 50 km weiter östlich gelegenen Ophiolithen der Antrona Zone, bilden diese zwei Decken ein unterbrochenes, aber wohl umhüllendes Gesteinspaket um die Monte Rosa Decke. Als Teilstück eines 50—200 m mächtigen Pakets einer Ophiolith Serie kann die ZZS und Antrona entlang einer Geotraverse von über 100 km von Zermatt noch Locarno verfolgt werden (Pfeifer et al. 1989).

Im nördlichen Teil des Mattertales steht die ZZS in unmittelbaren Kontakt zu den Metasedimenten der Combin Zone (gemäss Bearth 1953). Darüber legt sich die Mischabel Rückfalte – oder auch Siviez-Mischabel genannt – die zum südlichen Ausläufer der Bernhard Decke gehört. Diese Rückfalten Umbiegung ist unter dem Mettelhorn, westlich des Mattertals, sehr gut zu sehen. Der überkippte Liegendschenkel durchquert das Täschtal und reicht bis Saas Fee. Vom Oberen Rothorn aus ist diese westlich einfallende Struktur ebenfalls sehr gut zu erkennen, sowie die höchste Einheit die Dent Blanche Decke westlich von Zermatt, mit den vielen berühmten Viertausendern. Insgesamt herrscht in dieser Region ein Westfallen sämtlicher Schichten.

Neuere tektonische Arbeiten und Karten (Pfiffner et al. 1997, Steck et al. 1999) unterteilen die Combin Zone und triassische Einheiten weiter in kleinere Decken. Dabei wurden ihnen größtenteils neue Namen zugeordnet, die in Zusammenhang mit Lokalitäten stehen, die weit außerhalb meines Arbeitsgebietes liegen. Dies betrifft den westlichen Teil meines Arbeitgebietes. So entspricht die im neuen Sprachgebrauch verwendete Nappe du Tsaté (mit Kalkschiefern) und Teile der Nappe du Frilihorn (mit Quarziten, Dolomiten und Marmoren) der klassischen Combin Zone (Kapitel 1.5.2). Der Verständlichkeit halber wird dieser Deckenteil von mir die Rothorn Zone genannt, nach den gleichnamigen Gipfeln, die sie aufbaut. Die darunter liegende bzw. eingeschuppte Sediment Einheit östlich des Oberen Rothorn Gipfels gehört neuerdings zur Nappe des Cimes Blanches. Mit der einfachen Benennung als Trias-Schuppe soll hier der Ausdruck Nappe des Cimes Blanches ersetzt werden.

1.5.1 Ophiolithe und Ozeanische Serie der ZZS

Unter dem Sammelbegriff Ophiolithe versteht man die Zusammensetzung aus ultramafischen und basischen Gesteinen der ozeanischen Kruste. Diese, im Bereich des Südpenninikums während „ocean spreading“ entstanden Gesteine, haben mitteljurassisches Alter und werden dem nördlichen Piemont-Ligurio Ozean zugeordnet. Der stark verschuppte Bereich der ZZS (Abb. 1.2) besteht aus Serpentiniten, Metagabbros, Metavulkaniten und dessen ozeanische Serie aus einer Tiefsee-Sedimentbedeckung.

Die mafischen Gesteine haben nahezu tholeiitische Zusammensetzung (Pfeiffer et al. 1989) und Metaperidotite gehen aus relativ „undepleted“ Lherzolithen hervor (Pfiffner et al. 1997: 213). Widmer (1996) geht davon aus, dass die Serpentinite am Meeresboden aufgeschlossen waren und es sich im Bereich des Piemont-Lingurio Ozeans um eine gestörte Ophiolithabfolge handelte. Indizien dafür sind die geringe Mächtigkeit der Effusiva, das Fehlen von „sheeted dike“ Komplexen, das Vorkommen von Rodingiten in Serpentiniten und sedimentären Ophikalziten. Bearth (1973, 1974) interpretiert allerdings den Gabbro an der Spitzi Flüe [631’200/96’300] aufgrund seiner zahlreichen Bänder als Fragment eines „sheeted complex“. Relikte von Eklogit deuten auf eine HP -Metamorphose während der kreidezeitlichen Eoalpinen Subduktion hin. Die größten Teile wurden allerdings im Tertiär retrograd grünschieferfaziell überprägt.

Die ozeanische Serie ist aufgebaut aus oberjurassischen Radiolariten, unterkretazischen Calpionellenkalken, sowie tonig-mergeligen und kalkigen Serien, den sogenannten Kalkglimmerschiefer oder auch Schistes lustrés genannt (Bearth 1974). Das Vorkommen von Graphitschiefern und Quarziten zeugt vom Absinken der Randbereiche des Piemont-Ligurio Ozeans unter die Kalkkompensationstiefe (CCD) (Ebert 2001). Fe- und Mn-Konzentrationen finden sich lokal in den basalen quarzitischen Lagen und gehören nach Trümpy (1980) in die gleiche Sequenz wie in Liguria, die aufgrund subozeanischer hydrothermal Metamorphose entstanden sind.

Am E-Grat des Oberen Rothorn liegen die ozeanischen Metasedimente auf dem Top der Ophiolithe. Ihre normal stratigraphische Serie wird wiederum von einer invertierten (Bearth 1981) triassischen Einheit überlagert.

1.5.2 Rothorn Zone (Combin Zone)

Die sogenannte Combin Zone (Argard 1909), die nach Pfiffner et al. (1997) und Steck et al. (1999) im Kartiergebiet aus der Tsaté und Frilihorn Decke zusammengesetzt ist, wird von mir zur Vereinfachung als Rothorn Zone bezeichnet. Sie ist komplex aufgebaut und enthält im Arbeitsgebiet, neben den Kalkglimmerschiefern – die volumenmäßig den größten Anteil ausmachen – Graphitschiefer, Tafelquarzit, Kalzit-/Dolomitmarmor, Prasinite/Ovardit und Glimmerquarzit.

Paläogeographisch gehört diese Zone nach Trümpy (1980) und Carthwright & Barnicoat (2002) zwischen die Sedimente der Monte Rosa Decke und die ZZS. Ihrer Ansicht nach hat die Combin Zone im Ganzen ihre gegenwärtige tektonische Position über den Ophiolithen aufgrund Rückfaltung erhalten.

Neuere tektonische Untersuchungen entgegnen aber, dass die Combin Zone ihre tektonische Stellung ohne Rückfaltung über der ZZS hat (Pfiffner et al. 1997). Aufgrund der fehlenden durchgängigen Stratigraphie, der Verschuppung von Kalkglimmerschiefern, Prasiniten und Mont-Fort Einheiten, sowie dem geringen Vorkommen von Serpentiniten, wird die Annahme bekräftigt, dass diese Einheit den Südrand des Piemont-Ligurio Ozeans bildete (Abb. 1.4 und 1.5). Demnach war sie der Akkretionskeil unter den die ZZS subduzierte, was sich heute in der teilweise vorhandenen Mélange dieser Decke zeigt.

Ein frühes HP -Ereignis bildete Paragenesen von Grün- bis Blauschiefer, gefolgt von einer starken durchdringenden Grünschiefer Episode (Pfiffner et al. 1997). Die Frilihorn Decke stellt nach Pfiffner et al. (1997) und Steck et al. (1999) eine eigenständige Decke dar, die auf der internen Briançonnais Schwelle abgelagert wurde. Jedoch, „the mechanism of early detachment and tectonic mixing with the Tsaté nappe is still far from understood“. (Pfiffner et al. 1997: 214). Zur Frilihorn Decke zählen entlang des Ritzugrates – NW des Unteren Rothorn – demnach alle Sedimente außer den Kalkglimmerschiefern.

Während meiner Geländeaufnahmen lag allerdings kein Grund vor, diese Sedimente tektonisch von den Kalkglimmerschiefern zu trennen, da diese auch aus Tafelquarziten mit lokalen Fe- und Mn-Mineralisation, Glimmerquarzit und Dolomiten aufgebaut sind, wie sie in der ozeanischen Serie der ZZS entsprechend zu finden sind.

Auf dem Ozeanboden des Piemonttrogs, der sich aus Basalten, Gabbros, Serpentiniten und Peridotiten zusammensetzte, kam es ab dem Jura zu einer pelagischen Sedimentbedeckung von Schlick mit Einschaltungen von dünnbankigen Silten, Kalken und Radiolariten (Hsü & Briegel 1991). Die Tafelquarzite und Kalzit-/Dolomitmarmore gehen aus Kieselskeletten und pelagischen Kalken hervor, die sich aus Ablagerung fossiler Schalen einzelliger Organismen bildeten. Diese Einzeller waren überwiegend Radiolarite, Tintinniden, Globigeriniden, Calpionellen und Nannoplankton (Hsü & Briegel 1991).

1.5.3 Trias-Schuppe (Cimes Blanches)

Gemäß Pfiffner et al. (1997) gehört diese „Schuppe“ im Arbeitsgebiet zu der Cimes Blanches Decke, die nach ihren Erkenntnissen überall entlang der Basis der Tsaté Decke verfolgt werden kann. Sie räumen allerdings ein: „no clues exist to the exact location of the original basement” (Pfiffner et al. 1997: 214).

In ganz Europa, vom Mittelmeer bis zur Nordsee, wurden im äußerst flachen Wasser die triassischen Sedimente abgelagert. Nach Hsü & Briegel (1991) ist die Trias aus dem Briançonnais Raum stratigraphisch, bis auf geringen Fazieswechsel, mit dem der Voralpen vergleichbar.

Die Dreiteilung der Trias zeigt grob die vorkommenden Gesteinsarten:

Obere Trias (Karn, Nor, Rhät): Quartenschiefer, Gips, Kalke (hier nicht ausgebildet)

Mittlere Trias (Anis, Ladin): Rauhwacken, Kalke und Dolomite

Untere Trias (Skyth): Quarzite, Quarzglimmerschiefer und

dolomitische Phyllite

Im Kartiergebiet trennt ein solches Paket aus normal gelagerten Triassedimenten die Kalkglimmerschiefer der ZZS im Osten von denen der Rothorn Zone im Westen. Diese helle und eigenständige Einheit baut zu einem großen Teil den Ostgrat des Oberen Rothorns auf. Sie liegt leicht diskordant auf den Sedimenten der ZZS. Es werden vier Sediment Einheiten unterschieden, wovon die älteste – der Quarzglimmerschiefer – vermutlich im Skyth oder sogar schon im Perm(?) gebildet wurde und am höchsten liegt innerhalb dieser Serie. Darunter liegt eine wenige Meter mächtige Albit-Muskovit Gneis Einheit, die vermutlich aus dem Kristallin der internen Briançonnais besteht. Diese Einheit trennt die jüngeren, weiter unten liegenden, die sich aus einem grobspätigen Trias-Dolomit/Kalk, einem feinlaminiertern Trias-Marmor und einer löchrigen Rauhwacke zusammensetzen. Über den Bergpfad von der Seilbahnstation des Unteren Rothorns, der hinauf zum Gipfel des Oberen Rothorn führt, ist diese gesamte Trias-Einheit problemlos zu durchsteigen.

Ob es sich hierbei wirklich um eine invertierte Lage handelt, wie Bearth (1981) voraussetzt, ist fraglich, da sich meiner Ansicht nach diese Einheit weiter in mindestens zwei Untereinheiten mit normaler Lagerung aufteilen lässt. Nähere Ausführungen dazu werden in Kapitel 7 behandelt.

2. Petrographie

Das Kartiergebiet lässt sich in drei geologische Einheiten untergliedern, wobei hier das Quartär nicht einberechnet ist. Vom Liegenden ins Hangende – also von E nach W – sind als erstes die Ophiolithe mit ihrer Tiefseesediment Bedeckung der ZZS zu nennen (Kapitel 2.2). Darauf lagern dann flachmarine triassische Sedimente auf diesen mittel- bis jungmesozoischen Tiefseesedimenten. In diesen Triassedimenten eingeschuppt befindet sich ein Riegel aus Altkristallin von mehreren Dezimetern bis zu wenigen Metern Mächtigkeit. Auf diesen Triassedimenten liegen wiederum Tiefseesedimente, die dem Alter und der Lithologie der ZZS entsprechen und daher in der Geologischen Punkte- und Aufschlusskarte mit der gleichen Farbe versehen wurden. Tektonisch stellt diese von mir als Rothorn Zone bezeichnete Einheit, jedoch eine eigenständige Einheit dar, aus der das Untere- und der Gipfel des Oberen Rothorn aufgebaut sind. Diese Unterscheidung wird graphisch auf der Tektonischen Karte (siehe Anhang IV) zum Ausdruck gebracht. Eine Liste der lichtoptischen Dünnschliffanalysen ist in Anhang II beigefügt.

2.1 Quartär

Im Kartiergebiet sind zahlreiche Sackungen, Bergsturzmassen und Moränenwälle unterschiedlicher Rückzugsstadien des Findeln Gletschers zu erkennen. Eine der größten Sackung bildet das Prasinit Paket unmittelbar nördlich, oberhalb der Berggaststätte Z`Flüe [629’000/96’200] im Bereich Gerber. Das abgerutschte Felspaket ist in Blöcke zerstückelt, deren Abbruchkante sehr gut an der markanten Felsrippe, die vom Stellisee in Richtung NE zum Gipfel des Flüehorn hinaufzieht, erkennbar ist. SE Bodme, im Bereich oberhalb der Abbruchkante [628’600/96’400] sind damit in Zusammenhang stehende spektakuläre Anrisse vorhanden, die bis zu mehreren zehner Meter lang, und ebenso im Meterbereich breit und tief sein können (Abb. 2.1 und 2.2). Auch in der Inneri Rimpfischwäng ist eine größere Sackung erfolgt, die jedoch nach Bearth (1953) zu den rezenteren Erscheinungen zählt. Das Findelngebiet unterlag früher einer viel ausgedehnteren Vergletscherung die mittlerweile stark nachgelassen hat. Folglich lässt der Druck auf die umliegenden Felswände nach, das Gestein entspannt und bricht. So die Situation im Bereich Gerber wo der von E nach W fließende Gletscher besonders hohen Druck auf den SW—NE streichenden Felsriegel ausübte und dadurch nach SW ausweichen musste.

Je nach Lage, Bewuchs und Erhalt werden im wesentlichen zwei Arten von Moränenwällen differenziert (Bearth 1953, 1977). Zum einen die älteren, überwachsen und weiter westlich gelegenen, welche z.T. sogar mit Wald bedeckt sind. Manche sind aber, aufgrund fortschreitender Nivellierung, nicht immer gut zu erkennen. Bis 2500 Jahre alt sind die äußersten dieser Wälle (Bearth 1977).

Die jüngern Moränen der heutigen Gletscher sind steiler, mit schmalen Kamm und zeugen von einem letzten größeren Vorzugstadium zu Beginn des letzten Jahrhunderts. Meist sind sie spärlich oder gar nicht bewachsen und umranden die Eisfläche des stark im Rückzug befindlichen Findeln Gletscher, dessen Zunge mittlerweile in einer Höhe von ca. 2620 m liegt. Noch in den 30er Jahren sei es möglich gewesen, von der Moräne unterhalb der Z´Flüe Gastwirtschaft, über das geschlossen Eis an das südlich gelegene Ufer zu wandern. Die farblichen Unterschiede der nördlichen und südlichen Seitenmoränen sind von der Gletscherzunge aus sehr schön zu sehen. So ist die südliche graubräunlich und die nördliche eher olivgrün gefärbt. Dieser grüne Farbenton ist auf das Gesteinsmehl und Erratiker, hauptsächlich bestehend aus Serpentiniten und Eklogiten der Rimpfischwäng, zurückzuführen.

2.2 Ophiolithe des Penninischen Mesozoikums der ZZS

2.2.1 Serpentinit (Os)

AP 4, 9, 19—21, 40, 46, 65, 66, 77, 80

Die Serpentite unterscheiden sich, anhand ihrer Farbe und Mineralvergesellschaftung, im Gelände. Sie sind generell geschiefert und gebietsweise feinstblättrig ausgebildet, wobei sie dann auch als Schuppen zerfallen können. Serpentinite, die aus den Protolithen wie Dunit und Harzburgit zusammengesetzt sind, bilden häufig eine auffällige grau—olivgrüne Bänderung und/oder auch eine Boudinage kann vorkommen. Es werden vier im Kartiergebiet vorkommende Lithologien unterschieden:

1. Antigorit Serpentinit: mit monomineralischer, hellolivgrüner Antigorit Matrix und schwarzen, ausgewalzten Magnetiten (Bsp. AP 46). Das Gestein ist hart und deutlich schiefrig ausgebildet, dass besonders gut im Dünnschliff durch das feinschuppige Parallelgefüge des Antigorits zum Ausdruck kommt (Abb. 2.3).
2. Olivin- und Diopsit-haltiger Serpentinit: durchsetzt von einem Netz aus Antigorit. Im frischen Bruch ist er dunkelgrün bis grau, häufig mit einer dunkelbraunen Verwitterungskruste (Abb. 2.4 und 2.5, Bsp. AP 19—21, 80). Dieses Gestein ist ebenfalls meistens geschiefert, aber auch massige Ausbildungen können lokal in der Üsseri Rimpfischwäng vorkommen.
3. Dunkelgrüner Serpentinitschiefer: z.T. feinstblättrig mit schwarzen, dispersen, bipyramidalen Magnetiten, die wie in einer Matrix aus Antingorit schwimmen und bis zu mehreren Millimetern Größe erreichen. Untergeordnet ist Diopsid, Olivin und Chlorit vorhanden. Hellgrüner Talk ist z.T. auf Störungsflächen ausgebildet (Bsp. AP 4).
4. Feinfilziger Serpentinit: graugrün glänzend, weniger verwitterungsresistent mit den Mineralen Talk, Klinochlor und Tremolit (Abb. 2.6, Bsp. AP 66 und 65).

In den Serpentiniten die unter Punkt 1 und 2 aufgeführt sind, kommt sporadisch auch Titan-Klinohumit vor, der bis zu mehrere Millimetern große, dunkelrot—braune Aggregate bildet. Zerrklüfte sind häufig gefüllt mit grünem Chrysotil. Auch leuchtend gelber, faseriger Serpentin oder hellgrauer Talk, z.T. als Talkhäutchen, kann vorkommen.

Die unter Punkt 2 beschriebenen Serpentinite haben häufig Kluftfüllungen aus braunen—ockerfarbenen Olivin (Bsp. AP 19—21) und hellgrünem—weissen Flecken aus Diopsid mit Diallag, sowie z.T. auch faserige Diopsit-Adern.

Sind die Serpentinite farblich heller ausgebildet, dann enthalten sie meistens nur wenig Klinopyroxen. Bei den Olivinen der Serpentinite handelt es sich häufig um Forsterit, der einen Mg-Gehalt bis zu 98% aufweisen kann. Er hat sich alpinmetamorph durch Rekristallisation wieder neu gebildet (Bearth 1967, Rahn & Bucher 1998).

Häufig kommen auch karbonatische Kluftfüllungen vor, die Olivin enthalten können und bis zu Zentimeter große braune Blasten bilden. An den Randzonen finden sich häufig umgewandelte, feinblättrige Chloritschiefer mit Relikten von Magnetit, sowie Talk, Talk-Aktinolith Felse und Karbonate die auf metasomatische Einflüsse in der Nachbarschaft von Metabasalten und Sedimenten zurückzuführen sind. Beispiele sind dazu finden sich bei AP 4, 5 und 40. Durch den meist hohen Gehalt an Magnetit ist das Gestein nach außen hin deutlich magnetisch.

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Die Messungen mit dem Gefügekompass können dadurch Abweichungen zeigen und sind somit mit Vorsicht zu genießen.

Im Aufstieg zu Oberen Rothorn (bei AP 40, P.3240) ist ein ganz geringes Vorkommen von Talk-Aktinolith-Fels im Kalkglimmerschiefer aufgeschlossen. Dessen Entstehung ist wohl auf metasomatische Stoffwanderungen zwischen Serpentin und Metasediment zurückzuführen, so wandern Ca, Al, Si, K in den Serpentinit hinein und Mg und H2O aus dem Gestein heraus.

2.2.2 Metagabbro (Og)

AP 1, 2, 5, 23, 54, 61, 63, 78, 81

Generell ist das Gestein in der Umgebung der Spitzi Flüe als Bändergabbro ausgebildet, d.h. der flaserige Gabbro bildet im Dezimeter bis Meter Bereich Wechsellagen mit Eklogit oder Hornblendit (Abb. 2.7). Flaserig meint hier, dass der Gabbro durch Deformation eine flaserige, weiße und grüne Textur erhalten hat. Besonders gut ist diese Bänderung an AP 54 [629’410/95’890] und im Blockschuttfeld AP 81 [630’860/96’080] zu sehen.

Die gabbroide Lage ist aus weißlichgelben und hellgrünen bis grünbläulichen Flasern zusammengesetzt (Abb. 2.8). Der primär gebildete Augit ist vollständig in grünen Smaragdit – ein Gemenge aus omphazitischen Klinopyroxen – mit Epidot (Klinozoisit und Pistazit) und Aktinolith umgewandelt. Aktinolith scheint von einer blaugrünen Hornblende abzustammen. Ebenso bilden Paragonit, Albit und Klinozoisit Pseudomorphosen nach primärem Plagioklas. Granate sind vermutlich aus den Olivinen und Plagioklasen hervorgegangen und daher häufig in den helleren Flasern anzutreffen. Meistens werden sie von intensiv grünblauen, barroisitischen Alterationssäumen begleitet. Die randliche Umwandlung führt außerdem zu Epidot (Pistazit?), Chlorit, Hellglimmer und einem schwarzen Erz (Magnetit?). Häufig kann auch die Beziehung zwischen Rutli, Ilmenit und Titanit beobachtet werden, die meistens akzessorisch vorhanden sind. Dabei ist Rutil oft mit einer Ilmenit Entmischung assoziiert, aus der dann wieder Titanit hervor geht. Gelegentlich taucht auch Biotit und Quarz auf. Vielfach sind die Gabbro-Einheiten mit Serpentiniten vergesellschaftet, was auf den ursprünglichen Verband schließen lässt, der trotz Tektonisierung erhalten blieb.

2.2.3 Eklogit/Glaukophanschiefer (Oe)

AP 5—7, 9—13, 16, 62, 67, 76, 79, 80

Auf der geologischen Punkte- und Aufschlusskarte sind besonders auffällige Eklogit Vorkommen mit einem roten Punkt gekennzeichnet. Auffällige Glaukophanite werden durch die Signatur einer dunkelblauen Ellipse dargestellt. Grüne Flächenbereiche ohne Signaturen wurden im Gelände als anfängliche retrograde Überprägungen der Hochdruckgesteine interpretiert. Deutlich sind noch Kerne von Granat zu erkennen, die dann stark von einem dunkelgrünen Rand gesäumt sind. Da sie ein Zwischenglied von Eklogit zu Klinozoisit-Aktinolith-Fels bilden, wurden sie schlicht als Retro-Eklogit angesprochen. Die lithologischen Änderungen sind im Gelände nicht scharf abgegrenzt und daher schlecht kartierbar. Es handelt sich hierbei immer um fließende Übergänge (Abb. 2.9).

Entlang des Bergpfades über Breite Bode [630’300/96’000] hinauf zur Pfulwa bis zum Gletscherschliff am kleinen Seelein im Täschtal auf P.3050 offenbart sich eine ganze Reihe von Metabasaltypen. Die Variationsbreite dieser Metabasalt Schuppe, in einem Gebiet von max. 1 km2 ist sehr abwechslungsreich. Zur Vereinfachung wird unter drei vorherrschenden Lithologien im Gelände unterschieden:

1. Eklogite: Omphazit-Granat-Klinozoisit-Paragonit-Rutil ± Gln, Dol
2. Granat-Glaukophanite: Glaukophan-Granat-Klinozoisit-Paragonit-Rutil ± Ctd, Omp
3. Chloritoid-Talk-Eklogite: Omphazit-Granat-Chloritoid-Talk-Klinozoisit-Rutil ± Gln

Zu 1. Im Bereich von AP 12 [631’400/96’290] sind hellgrünliche bis graue, rautenförmige Einschlüsse – bis zu wenigen Millimetern groß – in den Eklogiten zu erkennen, die hauptsächlich aus Epidot, Klinozoisit und Paragonit bestehen und werden als sogenannte Pseudomorphosen nach Lawsonit interpretiert (Bearth 1967). Minimaler Anteil an Chrom kann dem Omphazit eine grasgrüne Farbe verleihen. Bei den Eklogiten handelt es sich größtenteils um massige Gesteine, aber auch eine ausgeprägte Schieferung kann vorkommen.

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Zu 2. Besonders blaue Glaukophanite – mit oder ohne Granat – sind z.B. am Gletscherschliff, nördlich des Schneefeldes unterhalb der Pfulwa an AP 6 [631’290/96’660] zu finden (Abb. 2.10). Dieses Gestein ist massig und wie sich im Dünnschliff zeigt, aus nahezu reinem Glaukophan aufgebaut, der im HF farblos erscheint.

Zu 1. und 2. Häufig sind noch primäre Mesostrukturen von Pillows erkennbar, die mehr oder weniger Ellipsoid verformt wurden, die z.B. am AP 12, 16, 62, 79 und 80 zu sehen sind (Abb. 2.11 und 4.11). Besonders eindrücklich sind die Metapillows mit grünem Eklogit Kern, einem blaustichigen Gln-Pg-Dol-reichem Rand und einer braunen Interpillowmatrix. Vereinzelt findet man diese im Blockschuttfeld [631’350/96’170] NE des Pfulwa Sattels herumliegen oder besonders schön erhalten sind sie im Schuttfeld von AP 16 [631’110/96’110].

Unter dem Polarisations-Mikroskop wird deutlich, dass zwischen den Korngrenzen schuppig erscheinende farblose Symplektite auftreten, die wegen der zu geringen lichtoptischen Auflösung nicht weiter mit dieser Methode untersucht werden konnten. Sie wurden daher mit Hilfe der Mikrosonde analysiert und im Kapitel 5 ausführlicher behandelt. Im Dünnschliff zeigt sich, dass Granate – die bis zu einem Zentimeter Durchmesser erreichen – Einschlüsse von Klinozoisit, Rutil, Omphazit, Glaukophan und Paragonit haben können. Häufig ist ein einschlussfreier äußerer Granatrand ausgebildet.

Zu 3. Die Chloritoid-Talk-Eklogite – und auch solche ohne Omphazit, dafür mit Glaukophan – treten vielfach in Zusammenhang mit den Glaukophaniten auf. Der volumenmäßig größte Anteil bildet aber die Paragenese aus Mg-Chloritoid, Granat und Talk, wobei der Anteil innerhalb der Minerale stark schwankt. Ein repräsentativer Aufschluss ist ebenfalls an AP 16, wo in Glaukophaniten diese Chloritoid – Talk – Granat Paragenesen in Gängen bis mehrere Zentimeter Mächtigkeit ausbildet sind. Durch ihr immer simultanes Auftreten scheinen sie genetisch verknüpft zu sein. Die Korngröße der einzelnen Bestandteile variiert stark und kann bis zu 3 cm betragen. Talk kann zwischen 25.5—82.2 Gew.-%, Chloritoid von 9.5—66.7 Gew.-% und Granat zwischen 8.0—8.3 Gew.-% betragen (Widmer 1996).

2.2.4 Klinozoisit-Aktinolith-Fels (Oa)

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abb. 2.12. AP 17 Klinozoisit-Aktinolith-Fels. Helle Flecken setzen sich aus feinkörnigen Klinozoisit, Epidot und Albit zusammen. Dunkle Matrix besteht aus feinfilzigem Aktinolith, Chlorit und Albit. Grund für diese konkretionäre Ausbildung ist möglicherweise auf metamorphe Differentiation zurückzuführen.

AP 11, 14, 15,17, 47

Im unmittelbaren Kontakt zu den Eklogiten und Glaukophaniten sind ringsum Klinozoisit-reiche Aktinolith-Felse anstehend. Das Aussehen der Gesteine variiert stark in Abhängigkeit der Mineralausbildung, d.h. von homogen feinkristallinen bis fleckig grobkristallinen Gefügen. So sind dunkelgrün langstengelige Aktinolithe – von mehreren Zentimetern Länge – häufig assoziiert mit weißem idiomorph ausgebildetem Kluftalbit und untergeordent Klinozoisit. Farblich unterscheiden sich dagegen die Gesteine mit bräunlich bis grüner Matrix, die sich aus feinfilzigem Chlorit, Aktinolith und Albit zusammensetzt. In ihr sind fleckig verteilt Akkumulationen von Klinozoisit mit einer hellbräunlich gelben Farbe (Abb. 2.12).

Sogar innerhalb der Oe -Zone (Eklogite), im Bereich des Pfulwa Gipfel gibt es vereinzelt lokale Vorkommen dieses Gesteinstypus. Da die Grenzen hier nicht scharf ausgebildet sind, sondern ineinander übergreifen, wurden diese nicht mit gesonderter Farberkennung in der Karte aufgenommen.

Solche Aktinolith-Felse finden sich z.B. am AP 11 [631’520/96’250] in deren dunkelgrün feinfilziger Matrix aus Aktinolith und Chlorit, hellgrünlich körnige Albite – bis 0.5 cm Durchmesser – verteilt sind (XRD-Analyse im Anhang II). Bei AP 14, 15 und 47, an den Felsköpfen südlich unterhalb des Pfulwa Passes, bilden diese Aktinolith-Felse isolierte Hügel.

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