Regionale Geologie im Gebiet um Zermatt

Combin Zone



Unter der Combin-Zone (Argand 1909, Güller 1947, Bearth 1953a,b, 1964a,b, Dal Piaz et al. 1978) versteht man den Bereich zwischen der darüberliegenden Dent Blanche-Decke und der darunterliegenden Zone von Zermatt-Saas Fee, der Siviez-Mischabel-Decke und der Monte Rosa-Decke. Es handelt sich überwiegend um mesozoische Sedimente und Vulkanite. Die Combin-Zone ist aus verschiedenen Decken aufgebaut (Sartori 1987, Marthaler & Stampfli 1989) ( Abb. 2 im Kapitel: Regionale Geologie, Einführung, Abb. 5 im Kapitel: Enwicklung im westalpinen Raum und Abb. 5 im Kapitel: tertiäre Entwicklung). Die höchste tektonische Einheit der Combin-Zone ist die Tsaté-Decke. Darunter folgt die Mont Fort-Decke. Die tiefste tektonische Einheit ist die parautochthone Barrhorn-Serie der Siviez-Mischabel-Decke. Die Ähnlichkeit der Combin-Zone und der Zone von Zermatt-Saas Fee erschwert teilweise die Abgrenzung. Deshalb wurde von manchen Autoren (Sartori 1987) die Zone von Zermatt-Saas Fee mit in die Combin-Zone gestellt. Der Hauptunterschied der beiden Zonen liegt nämlich nur in der metamorphen Überprägung, denn im Gegesatz zur Combin-Zone ist die Zone von Zermatt-Saas Fee eklogitisch überprägt worden. Die Combin-Zone ist dagegen nach Desmons et al. (1999a,b) maximal blauschieferfaziell, meist aber nur grünschieferfaziell umgeformt worden. Die neo-alpine Blauschiefermetamorphose spiegelt sich in Na-Amphibolen, Jadeit und Lawsonit wie zum Beispiel im Aosta-Tal wider. Im Untersuchungsgebiet wurden derartige Minerale nicht gefunden. Dafür zeigen Epidot, Chlorit, Aktinolith und Albit in Prasiniten des Arbeitsgebietes deutlich die grünschieferfazielle Metamorphose aus dem Obereozän und Oligozän. In den Bündnerschiefern wird diese niedriggradige Metamorphose durch Phengit, Paragonit, Granat und Rekristallisation ersichtlich.

Alte, nicht mehr gebräuchliche Unterteilungen der Combin-Zone sind Untere und Obere Zermatter-Schuppenzone (Bearth 1953a,b). Davor wurden die mesozoischen Einheiten unterteilt in Hühnerknubel-Decke, Oberer Würmlizug und Hörnli-Zone (Iten 1948, Güller 1947). Die Hühnerknubel-Decke entspricht grob der Unteren Zermatter-Schuppenzone und der Obere Würmlizug und die Hörnli-Zone der Oberen Zermatter-Schuppenzone. Die Barrhorn-Serie würde demnach zur Oberen Zermatter-Schuppenzone gehören beziehungsweise käme dem Oberen Würmlizug gleich.

Daß die Combin-Zone aus Decken aufgebaut sein muß, zeigt die lithologische Abfolge. Zum einen keilen einzelne große Gesteinskörper wie der Dolomit-Marmor am Südhang des Zmutt-Tales lateral aus (Abb. 7 im Kapitel: Regionale Geologie, Einführung) und zum anderen findet man keine kompletten beziehungsweise durchgängigen stratigraphischen Profile. Das wird ebenfalls durch den Dolomit-Marmor-Komplex verdeutlicht. Im Liegenden findet man Bündnerschiefer und Ophiolithe. Im Kontakt zwischen dem Marmor und den Bündnerschiefern oder den Ophiolithen treten teilweise einige Meter mächtige raiblerähnliche Brekzien, Rauhwacken und Sandsteine auf. Diese Triasgesteine liegen als Kataklasite oder stark zerschert vor und können deshalb als Abscherhorizont der Decken angesehen werden. Im Hangenden des Dolomit-Marmors ist dieselbe Abfolge zu beobachten. Zuerst stehen wieder vereinzelt raiblerähnliche Gesteine an und darüber folgen die Bündnerschiefer und Ophiolithe. Nimmt man an, daß die Dolomit-Marmore ehemalige Hauptdolomit-Äquivalente sind, muß es sich bei den Bündnerschiefern und Ophiolithen unter den raiblerartigen Gesteinen um eine Decke handeln, denn in der mittleren und unteren Trias wurden keine Bündnerschiefer abgelagert oder Ophiolithe gebildet. Weiter nördlich im Bereich zwischen Trift-Tal (westlich von Zermatt) und Mettelhorn (nordwestlich von Zermatt) sind die Decken bedingt durch die Rückfaltung der Siviez- Mischabel-Decke stark ineinander verfaltet ( Abb. 2 im Kapitel: Regionale Geologie, Einführung).

Die höchste tektonische Einheit der Combin-Zone, die Tsaté-Decke, besteht im untersuchten Gebiet zum größten Teil aus Bündnerschiefern (Schistes lustrés, calcescisti) und Ophiolithen. Die Stratigraphie beginnt nach den Abb.1 und Abb. 2 im Kapitel: Entwicklung im westalpinen Raum. im Mitteljura mit Ophiolithen, wobei diese heute meist als Prasinite vorliegen. Dabei handelt es sich um Metabasalte aus Lavaströmen, Gängen und Metatuffen. Vereinzelt wurden auch Serpentinite und Metagabbros gefunden. Oberjurassische Sedimente sind Metaradiolarite (Mn-reiche Quarzite) und Schwarzschiefer (Graphitschiefer). Diese kondensierten Lagen sind Zeugnis der Öffnung des Piemont-Ligurischen Ozeans und dem damit verbundenem Absinken seiner Randbereiche unter die CCD. In der Unterkreide nahm der klastische Eintrag wieder zu und es wurden Schwarzschiefer und Bündnerschiefer abgelagert. Letztere liegen als Quarz-Phengit- oder Calcit-Phengit-Schiefer vor. Eingelagerte Prasinite sind wahrscheinlich später bei der Subduktion des Piemont-Ligurischen Ozeans eingeschuppt worden. Dieser Sedimentstapel aus dem Jura und der Unterkreide bildet die Zone de Tracuit.




Abb. 1: Stratigraphie der einzelnen tektonischen Einheiten der Combin-Zone (verändert nach Sartori 1987).


Jüngere Gesteine aus der Oberkreide (Cenoman-Turon, Marthaler 1984) bauen die Série Grise auf. Die Série Grise hat Flyschcharakter. Sie besteht aus pelagischen, sandigen Kalkschiefern, kieseligen Mergeln, Arkosen und Dolomit-Brekzien. Prasinite kommen ebenfalls vor. Entweder sind sie während der Subduktion eingeschuppt worden oder die Magmatite sind nach Marthaler & Stampfli (1989) während der Suduktion des mittelozeanischen Rückens unter den damaligen Bereich der Tsaté-Decke eruptiert beziehungsweise intrudiert. Mit den neueren Metamorphosedaten aus Tab. 1 im Kapitel: tertiäre Entwicklung (Subduktion des Südpenninikums im Mitteleozän) kann man letzteres eher ausschließen, denn die Altersdatierung zeigt, daß die Subduktion erst im Tertiär begann. Damit müßte nach Marthaler & Stampfli (1989) der mittelozeanische Rücken bis ins Eozän bestanden haben. Aber aus dieser Zeit sind bisher keine mittelozeanischen Rücken-Basalte bekannt. Folglich ist eine tertiäre Eruption beziehungsweise Intrusion der Basite in die Kreidesedimente unwahrscheinlich, sondern eine Einschuppung jurassischer bis kretazischer Magmatite wahrscheinlicher. Die Série Grise bildet eine eigenständige tektonische Einheit. Allerdings ist unklar, ob sie die ehemalige Bedeckung der Tracuit-Zone darstellt.

Die aus den Untersuchungen hinsichtlich dieser Arbeit gewonnen Daten über den Aufbau, die Petrographie und die tektonische Stellung der Tsaté-Decke zwingen zur Annahme, daß die paläogeographische Lage der Gesteine der Tsaté-Decke der Südrand des Piemont-Ligurischen Ozeans gewesen sein muß. Zum einen deuten die Ophiolithe und Bündnerschiefer auf eine südpenninische Lage hin und zum anderen lassen die Verschuppungen von Prasiniten, Bündnerschiefern und Mont-Fort-Einheiten auf einen Akkretionskeil schließen. Diese Mélange und Zerscherung im Akkretionskeil äußert sich zudem in der fehlenden durchgängigen Stratigraphie. Das Fehlen von Kissenbasalten und nur selten eingeschuppten Serpentiniten zeigen, daß die Tsaté-Decke nicht aus dem Beckenzentrum stammt. Diese Annahme wird durch Trias-Brekzien und turbiditische Sedimente aus der Kreidezeit bekräftigt, denn sie sprechen für eine Kontinentalhangstellung. Marthaler & Stampfli (1989) und Stampfli et al. (1998) vertreten ebenfalls die Ansicht, daß die Tsaté-Decke vom dem Südrand des Piemont-Ligurischen Ozeans stammt. Autoren wie Mazurek (1986), Marthaler (1984) und Bearth (1976) legen dagegen die Combin-Zone komplett in den Bereich zwischen Briançonnais-Schwelle und Piemont-Ligurischen Ozean. Die inverse tektonische Lage der Combin-Zone und der Zone von Zermatt-Saas Fee erklären sie durch die Rückfaltung der Siviez-Mischabel-Decke. Decken-Konstruktionen nach Escher et al. (1993) (Abb. 6 im Kapitel: tertiäre Entwicklung) zeigen aber, daß sich die Tsaté-Decke tektonisch über der Zone von Zermatt-Saas Fee befindet. Desmons et al. (1999) legen die Combin-Zone mit Hilfe von metamorphen Altersdaten und aufgrund des Beginns der Stratigraphie in der Trias in ein eigenständiges Becken weiter südlich auf der apulischen Platte.

Die Mont Fort-Decke kann man leicht petrographisch von der Tsaté-Decke unterscheiden. Dominierende Gesteinsserien sind permotriassische Metakonglomerate und Quarzite, triassische Mergel und Karbonate (Marmore) und jurassische, phyllitische Mergel und Karbonate beziehungsweise Marmore. Zusammen bauen sie die Série du Frilihorn auf (Abb. 1). Rötliche, phyllitische und kieselige Mergel mit Brekzien aus der Oberkreide (Datierung mit planktischen Foraminiferen, Marthaler 1981, 1984) bilden die Série Rousse. Im Arbeitsgebiet dominieren permische und triassische Metasedimente der Série du Frilihorn. Diese Gesteine erkennt man schon aus der Ferne, denn sie bilden helle durchziehende Wände innerhalb der dunklen Bündnerschiefer- und Ophiolith-Hänge. Bedeutendes Vorkommen ist der Dolomit-Marmor im Südhang des Zmutt-Tales unterhalb des Mittler und Unter Gabelhorns (Arben, Wisse Tschuggen) (Abb. 7 im Kapitel: Regionale Geologie, Einführung). Dieser metamorphe Karbonatkomplex schwankt in seiner Mächtigkeit von wenigen Metern bis über 100 Meter. Im Bereich des Hirli (Nordost-Fortsetzung des Hörnligrates vom Matterhorn) treten diese Dolomite als wenige Meter-große Boudins in Bündnerschiefern in Erscheinung (Abb. 2). Bei diesen Dolomit-Marmoren handelt es sich wahrscheinlich um Hauptdolomit-Äquivalente beziehungsweise Dolomies blondes, denn neben seiner struktur- und texturlosen dolomitischen Ausprägung (abgesehen von Schieferung) wurden an seiner Basis häufig raibler- oder keuperähnliche Gesteine aus dem Karn gefunden. Marthaler (1984) und Sartori (1987) setzen diese Karbonate und Mergel in die Mitteltrias bis Unterjura. Permotriassische Elemente stehen am Südost-Hang des Zmutt-Tales (auf 2200 m) und am Südsüdost-Hang des Mattertales (auf 2200 m im Süden – auf 1800 m im Norden) an. Dort wurden Tafelquarzite und Metakonglomerate mit gelängten Quarzkörnern angetroffen. Außerdem ist in diese Triassequenz die rötliche karbonatische Série Rousse als sehr schmale Antiklinale mit großer Amplitude eingefaltet. Am Fuß der Matterhorn-Nordwand kommen Trias-Quarzite als mehrere Meter große Boudins in Bündnerschiefern vor. Hinsichtlich der paläogeographischen Lage der Mont-Fort-Decke sind sich die Autoren einig. Die Sedimente wurden südlich der Briançonnais- Schwelle am Rand zum Piemont-Ligurischen Ozean abgelagert. Fehlende Ophiolithe sowie Trias-Karbonate, Jura-Brekzien und die tektonische Stellung über der Barrhorn-Serie und unterhalb der Tsaté-Decke (Abb. 6 im Kapitel: tertiäre Entwicklung) bekräftigen diese Annahme.




Abb. 2: Triassische Dolomit-Marmor-Boudins zwischen Bündnerschiefer-Myloniten in der Ostwand des Hirli in der Nordost-Fortsetzung des Hörnligrates vom Matterhorn auf 2800 m.



Die Barrhorn-Serie steht im Untersuchungsbereich nicht an, sondern erst nördlich des Trifttales (Thélin & Ayrton 1983). Bei dieser Serie handelt es sich um die parautochthone mesozoische Sedimentbedeckung der Siviez-Mischabel-Decke. Sie besitzt ein komplettes stratigraphisches Profil von permischen Konglomeraten bis mitteleozänen Flyschen (Wildflysch). Der Flysch ist wichtig zur Datierung der Überschiebung der Dent Blanche-Decke über die Siviez-Mischabel-Decke (Marthaler 1984, Sartori 1987). Damit kann die Dent Blanche-Decke frühestens im Mitteleozän überschoben worden sein.

Dünnschliffuntersuchungen, XRD-Analysen und Gesteinsansprache vor Ort ergeben folgende Gesteinsbeschreibungen für die Hauptgesteinseinheiten :

Die Bündnerschiefer sind braune, beige bis graue Quarz-Phengit-Schiefer oder Calcit-Phengit-Schiefer (Abb. 3), die teilweise granatführend sind. Boudins aus Ophiolithen und Karbonaten treten häufig auf. Die Bündnerschiefer sind meist straff foliiert bis geschiefert. Im Bereich von Deckengrenzen beziehungsweise Verschuppungen sind sie mylonitisch bis ultramylonitisch. Die Existenz einer Fauna konnte nicht nachgewiesen werden. Sie ist wahrscheinlich durch die Metamorphose und die duktile Zerscherung zerstört worden. Sandige Bündnerschiefer kommen ebenfalls vor. Dies zeigen einzelne, zum Teil mylonitische Quarz- und Feldspatkörner (Sigmaklasten) innerhalb der quarzitischen, karbonatischen und glimmerreichen Mineralassoziation.




Abb. 3: Bündnerschiefer-Mylonit mit ECC-Gefüge (Hirli, 2850 m, Nordost-Fortsetzung des Hörnligrates vom Matterhorn).



Die Prasinite oder Grünschiefer erscheinen grünlich und sind massiv bis geschiefert. Die Mineralzusammensetzung besteht zu überwiegend gleichen Anteilen aus Albit, Aktinolith, Chlorit und zonierten Epidoten. Selten treten Granate auf. Dafür ist Titanit ein häufig anzutreffendes Akzessoir. Die Prasinite bilden meist Felsen und Wände innerhalb der grasigen oder schuttdurchzogenen Bündnerschieferhänge.

Die Triaseinheiten werden im Arbeitsgebiet von hellgrauen Dolomit-Marmoren dominiert (Abb. 4). Ihre hellen Felsen und Wände sind von weitem erkennbar. Die Marmore sind massiv ausgebildet. Eine Schieferung ist besonders an verwitterten Oberflächen erkennbar. Sedimentäre und organische Strukturen sind durch die Rekristallisation zerstört. In den fein- bis grobkristallinen Dolomit-Marmoren kommen in geringen Mengen auch Calcit, Talk und Mg-Chlorit vor. Sie sind ein Umwandlungsprodukt aus Quarz, Dolomit und H2O. Hellglimmer, wahrscheinlich Phengit, ist in den Marmoren ebenfalls vertreten. Neben den Dolomit-Marmoren kommen hell- bis dunkelgraue Metamergel und die schon erwähnten Raibler-Äquivalente vor. Letztere sind gelblich bis ockerfarben, meist brekziös und stark zerschert. Es handelt sich um Kataklasite mit karbonatischen Komponenten in einer sandig-glimmerigen Matrix. Meist treten auch Rauhwacken auf. Der untertriassische Tafelquarzit bildet zentimetermächtige Lagen und ist weiß bis hellgrau. Die einzelnen Lagen werden durch Hellglimmer, wahrscheinlich Phengit, voneinander getrennt. In einer stark rekristallisierten Quarzmatrix treten geringe Mengen von mylonitischen Mikroklin- und Orthoklaskörnern auf. Wie die Marmore stehen auch diese Quarzite als helle Wände an.




Abb. 4: Triassischer Dolomit-Marmor mit Boudinage aus der Hirli-Ostwand, 2800 m.



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