Regionale Geologie im Gebiet um Zermatt

Zone von Zermatt-Saas Fee



Die Zone von Zermatt-Saas Fee wurde sehr ausführlich untersucht und beschrieben (Bearth 1967,1973a, Bearth & Stern 1971, Dal Piaz & Ernst 1978, Oberhänsli 1980, Meyer 1983, Barnicoat & Fry 1986, Pfeifer et al. 1989, Bowtell et al. 1994). Sie liegt südlich und östlich von Zermatt und erstreckt sich vom Breithorn über Lichenbretter (beim Trockenen Steg), Riffelberg, Rimpfischhorn zum Allalinhorn. Unter der Zone von Zermatt-Saas Fee befindet sich die Monte Rosa-Decke und darüber die Combin-Zone und die Dent Blanche-Decke (Abb. 6 im Kapitel: tertiäre Entwicklung). Es handelt sich bei der Zone von Zermatt-Saas Fee um einen großen Ophiolithkomplex, bestehend aus typischen Gesteinen einer ozeanischen Kruste. Allerdings konnte bedingt durch die Verschuppung und Zerscherung keine normale Abfolge eines Ozeanbodens von Serpentinit, Gabbro, Vulkaniten und Sedimenten (Radiolarite, Karbonate, Bündnerschiefer) gefunden werden. Auch in der Literatur ist keine solche Abfolge beschrieben. Im Untersuchungsgebiet wurden überwiegend große Serpentinitkörper gefunden, die voneinander meist durch Metasedimente getrennt sind. Metagabbro, Metavulkanite und Metasedimente treten nur untergeordnet auf. Neben den zum Teil olivinführenden Antigorit-Serpentiniten sind in der Zone von Zermatt-Saas Fee auch Eklogite und Glaukophanite von Bedeutung. Im Rahmen dieser Arbeit wurden zwei Proben dieser Hochdruckgesteine von der Pfulwe, westlich des Rimpfischhorns, untersucht. Der bekannte große Allalingabbrokörper vom Allalinhorn wurde hier nicht begangen. Die Ophiolithe stammen aus dem Piemont-Ligurischen Ozean und haben mittel- bis oberjurassisches Alter (Deville et al. 1992, Gebauer 1999). Wie bereits in Kapitel: Entwicklung im westalpinen Raum erwähnt, zeigen magmatische Zirkone eine Verunreinigung durch kontinentale Kruste. Zusammen mit dem Fehlen von Gang-in-Gang-Stockwerken wird angenommen, daß es sich nicht um eine typische mittelozeanische Rücken-Situation handelt. Allerdings stehen vereinzelt trotzdem Dikes und im Bereich der Pfulwe Metakissenbasalte an. Damit handelt es sich bei den Metaultrabasiten, hier Serpentinite, um einen denudierten Mantel, der während der Rift- bis Driftphase durch große detachment faults freigelegt wurde. Höhere Na2O- und K2O-Werte als in einem normalen mittelozeanischen Rücken-Basalt (MORB) (Bearth & Stern 1971), sowie Spiderdiagramme mit einer stärkeren Anreicherung von leichteren Lantaniden (La, Ce) als in einem N-MORB (Pfeifer et al. 1989), sprechen ebenfalls gegen eine typische mittelozeanische Rücken-Situation, sondern vielmehr für einen T-MORB (transitional-type), also ein Mittelozeanischer Rücken mit Tendenz zu einem P-MORB (plume-type) (Abb. 1). Höhere K- und Rb-Werte in Metabasiten als in N-MORBs (Peifer et al. 1989) können neben den kontaminierten Zirkonen auch für eine Kontaminierung durch eine unterlagernde oder sich randlich nahe befindliche kontinentale Kruste sprechen. Allerdings begründen Pfeifer et al. (1989) diese höheren Werte mit Hilfe von Metasomatose. MgO-Al2O3-CaO-Verhältnisse der meisten Ultrabasite der Zone von Zermatt-Saas Fee (Coleman 1977, Ernst & Piccardo 1979, Bonatti & Hamlyn 1981, Nicolas 1984) haben typische Werte eines Lherzolithes. Einzelne diopsidreiche Gesteine zeigen Zusammensetzungen von Websteriten.




Abb. 1: Geochemie von Metabasiten und Metaultrabasiten (nach Pfeifer et al. 1989).


Wie im Kapitel: Entwicklung im westalpinen Raum und im Kapitel: tertiäre Entwicklung beschrieben hat die Zone von Zermatt-Saas Fee je nach Autor eine oberkretazische oder eine alttertiäre Hochdruck-Metamorphose erfahren (Tab. 1 im Kapitel: tertiäre Entwicklung). Dabei entstanden die Eklogite der Zone von Zermatt-Saas Fee. Der Eklogitphase folgte eine blauschieferfazielle Mineralwachstumsphase, bei der Glaukophan und Paragonit die Omphazite verdrängte. Barnicoat & Fry (1986) sind allerdings der Meinung, daß der Eklogitphase eine Blauschieferphase voranging. Sie begründen dies damit, daß in einigen Proben Glaukophan in Granatkernen vorkommt. Der nachträglichen blauschieferfaziellen Überprägung durch H2O-CO2-Einfluß widersprechen Barnicoat & Fry (1986) aber nicht. Im Obereozän und Oligozän kam es zu einer grünschieferfaziellen Alteration besonders in Bereichen von Störungen und Metasedimenten mit besseren Fluidwegsamkeiten. Mineralzeugen dieser letzten Umwandlung sind Albit, Aktinolith, Epidot und Chlorit.

Im Folgenden werden die im Arbeitsgebiet gefundenen Gesteine beschrieben und mit Daten aus der Literatur verglichen.

Vom Pass der Pfulwe (3155m) wurde ein Eklogit untersucht. Dieses massiv rot-grüne Gestein besteht überwiegend aus Omphazit und bis zu einem Zentimeter großen Granaten. Daneben treten untergeordnet Glaukophan und eine blaugrüne Hornblende (wahrscheinlich Barroisit) auf. In geringen Mengen kommen in dieser Probe Paragonit, Albit und Rutil vor. Häufig konnten im Dünnschliff Symplektite um Omphazit erkannt werden. Diese Symplektit-Ränder bestehen aus Albit und Amphibol. Auch um die Glaukophane hat sich ein grünlicher Saum aus Aktinolith gebildet.

Untersuchungen von Bearth (1967, 1973), Oberhänsli (1980) und Desmons et al. (1999b) zeigen ähnliche Mineralbestände. Allerdings haben einige Proben höhere Paragonit- und niedrigere Glaukophan-Anteile als die oben untersuchte Probe. Außerdem kommen teilweise in geringen Mengen Kalzit, Zoisit, Epidot, Phengit, Quarz, Chloritoid, Chlorit, Biotit, Talk, Titanit, Magnetit, Ilmenit, Pyrit, Apatit, Hämatit, Kyanit und Turmalin vor. Geochemische Untersuchungen von Omphaziten ergaben bei Bearth (1967, 1973) und Oberhänsli (1980) nahezu übereinstimmende Werte von gemittelt 45% Jadeit, 35% Diopsid, 15% Acmit und 5% Hedenbergit. Die schwach zonierten Granate mit einem Ca-Mn-reicheren Kern und einem Fe-Mg-reicheren Rand haben eine Zusammensetzung aus 58% Almandin, 20% Pyrop, 20% Grossular und 2% Spessartin.

Die Untersuchungen zeigen also, daß es sich bei den Eklogiten nicht um reine Eklogite (überwiegend Omphazit und Granat) sondern um retrograd umgewandelte Glaukophan-Amphibol-Epidot-Paragonit-Eklogite handelt. Teilweise gehen sie fast gänzlich in Glaukophanite über. Die Eklogite sind das Ergebnis einer Hochdruck-Metamorphose während der Subduktion vor zirka 44 Millionen Jahren (Mitteleozän). Die Temperatur-Druck-Bedingungen variieren genauso wie die Altersangaben der maximal erreichten Versenkung der Eklogite stark (Tab. 1). Die Werte schwanken zwischen 400 bis 700 °C und 10 bis 20 kbar.

Die Eklogite findet man meist in den Kernen der Kissen, welche wiederum von Glaukophaniten und Amphiboliten umgeben sind (Bearth 1967, 1973). Letztere stellen den ehemaligen glasigen und nassen Rand der Kissen dar. Primäre Tuffe zwischen den Kissen stehen heute als Prasinite an. Folglich ist der Protolith der Eklogite ein feinkörniger und eher trockener Basalt, wobei auch Gabbros vereinzelt in Eklogite umgewandelt wurden.



  • 45-42 Ma (Dal Piaz et al. 1999)
  • 44,1 ± 0,7 Ma, 580-630 °C, 28-30 kbar (Coesit vom Lago Cignana, Valtournache, Reinecke 1998, 1995, 1991)
  • 44 ± 3 Ma (Amato et al. 1997)
  • 44,6 ± 1 Ma und 42,3 ± 1,4 Ma (Barnicoat et al. 1995)
  • 52 ± 18 Ma, > 600 °C (Bowtell et al. 1994)
  • 56-100 Ma, 600 °C, 26 kbar (Ballèvre & Merle 1993 und Hunziker et al. 1989)
  • 85-140 Ma und 60-85 Ma (Hunziker et al. 1992)
  • 550-600 °C, 17-20 kbar (Barnicoat & Fry 1986)
  • 129 Ma (Oberhänsli et al. 1985)
  • 600 °C, 20 kbar (Meyer 1983)
  • 400 °C, 10 kbar und 700 °C, 16 kbar (Oberhänsli 1980)
  • 470 ± 50 °C, 8-16 kbar (Ernst & Dal Piaz 1978)
  • 80-100 Ma und 30-50 Ma (Hunziker 1974 und Bocquet et al. 1974)
  • 700 °C, 10-15 kbar (Chinner & Dixon 1973)

Tab. 1: Metamorphosedaten (Alter, Temperatur und Druck) der Eklogite aus der Zone von Zermatt-Saas Fee.


Neben diesen Eklogiten wurden am Pass der Pfulwe (3155 m) auch Glaukophanite gefunden und untersucht. Den beträchtlichen Glaukophan-Anteil erkennt man schon visuell im Gelände am Blaustich der massiven Gesteine. Daneben treten Aktinolith, Barroisit, Hellglimmer (Paragonit, eventuell auch Phengit) und Granat auf. Untergeordnet kamen in der untersuchten Probe Omphazit-Relikte, Rutil, Apatit und Spinell vor. Nicht nur die Omphazite zeigen eine starke Alteration beziehungsweise Umwandlungen in Glaukophan, sondern auch die Granate. Sie haben einen retrograd gebildeten grünen Amphibolsaum. Die Omphazite sind von einem Symplektitrand aus Albit und blaugrüner Hornblende umgeben. Teilweise werden auch Hellglimmer von Amphibolen verdrängt und bilden Symplektite. Im Granat wurde Glaukophan gefunden. Dieser deutet eventuell darauf hin, daß vor der Eklogitphase eine Blauschieferüberprägung stattgefunden hat, was auch Barnicoat & Fry (1986) und Pfeifer et al. (1989) vertreten. Allerdings wurde nach Bearth (1967) meist Omphazit in den Granaten gefunden. Deshalb gehen die meisten Autoren davon aus, daß es nur eine post-eklogitische Glaukophanphase gab.

Nach Bearth (1967) haben die Glaukophanite eine Mineralzusammensetzung von Glaukophan, Granat, Hornblende, Omphazit-Relikten, Zoisit, Epidot, Chlorit, Hellglimmer, und geringen Mengen aus Biotit, Albit, Quarz, Calcit, Rutil, Titanit, Erz, Apatit und Chloritoid. Die Glaukophanite kommen vor allem an den Ränder und in den Zwischenräumen der Kissen vor.

Die häufigsten angetroffenen Gesteine im Arbeitsgebiet waren die Serpentinite. Größere Vorkommen stehen am Breithorn, auf den Lichenbretter, am Riffelhorn und zwischen der Pfulwe und dem Rimpfischhorn an. Kleinere Serpentinitlinsen gibt es westlich des Schwarzsees und am Stockchnubel. Diese Metaultrabasite erscheinen als hell- bis dunkelgrüne Gesteine, die geschiefert, gefältelt oder massig ausgebildet sind (Abb. 2). Außerdem sind häufig Magnetitschnüre und –knollen eingelagert, die herauswittern. Dünnschliffuntersuchungen und XRD-Analysen ergaben als Hauptbestandteil Antigorit. In den Magnetit ist vom Rand her häufig Serpentin eingewachsen. Die Textur des Antigorits ist meist ein feinschuppiges Parallelgefüge. Allerdings treten immer wieder Bereiche mit ungeregeltem Grobantigorit in der ansonsten mikrodiablastischen Struktur auf. Der grobschuppige Serpentin stammt aus einer späteren Wachstumsphase, wahrscheinlich aus der Zeit nach der Deckenüberschiebung, da eine Einregelung fehlt. Eine Probe vom Riffelhorn ergab einen antigoritführenden Dunit mit Magnetit und Chlorit. Es handelt sich um einen Mg-reichen Olivin, wie die Röntgen- und Dünnschliffuntersuchungen ergaben. Da der Olivin keine Deformation aufweist, teils in Druckschatten von Magnetitknollen vorkommt und im Gegensatz zu Magnetit nicht als gedrehte Porphyroblasten vorliegt, kann man davon ausgehen, daß es sich um eine metamorphe Neubildung handelt. Geochemische Untersuchungen von Bearth (1973) unterstützen dies, denn der neugebildete Olivin hat nur einen Fayalith-Gehalt von 7% im Gegensatz zu 17% in Olivin-Relikten im Allalingabbro. Randlich und in Rissen des Olivins hat sich erneut Antigorit gebildet. Die metamorphe Abfolge von primärem Olivin geht über Lizardit, Chrysotil, Antigorit zu metamorphem Forsterit. Die Temperaturgrenze zwischen Antigorit und Forsterit liegt bei 500-600°C. Dieser Temperaturbereich würde auch mit den ermittelten Temperaturen der grünschiefer- bis epidot-amphibolitfaziellen Metamorphose übereinstimmen. Zwar passen die Temperaturen aus der Eklogitphase auch (Tab. 1), aber die fehlende Deformation der Olivine spricht gegen diese Phase als Entstehungszeit. Westlich des Schwarzsees wurde in Antigoritsperpentiniten Klinopyroxen-Relikte gefunden. Allerdings sind die ehemaligen Augite in Diopsid und Spinell umgewandelt worden. Weitere Umwandlungen des Diopsids in Aktinolith oder weiter in Antigorit und Chlorit wurden in dieser Probe nicht beobachtet, wobei ein direkter Übergang von Augit in Antigorit nicht auszuschließen ist. Der neugebildete Spinell ist in den Spaltflächen des Diopsids angereichert. Daneben treten in den Serpentiniten Calcitklüfte und Magnetit auf.

Bearth (1967) gibt ähnliche Mineralzusammensetzungen wie die aus dieser Untersuchung an. Diese sind Antigorit, Olivin- und Klinopyroxen-Relikte, Olivinneubildungen, Erze wie Magnetit, Hämatit und Limonit und Titanoklinohumit. Geochemische Untersuchungen ergeben als Gesamtgesteinschemismus einen hohen MgO-Gehalt und relativ geringe FeO- und Fe2O3-Werte, wobei die Eisenwerte von der Spinell-Komponente stammen.




Abb. 2: Gefältelter Serpentinit mit Magnetitschnüren am Zusammenfluß von Gornera und Furggbach auf 1945 m.


Weitere mit den Serpentiniten vorkommende Gesteine sind Ophicalcite (Serpentin-Karbonat-Brekzien) und Talk-Aktinolithschiefer. Letztere wurden in der Nähe vom Trockenen Steg gefunden. Sie befinden sich am Rand der Serpentinitkörper und entstanden wahrscheinlich durch Metasomatose zwischen Amphiboliten und Serpentiniten. Des weiteren wurden am Stockchnubel und beim Gletschertor des Monte Rosa Gletschers in der Nähe des Aufstiegs zum Riffelhorn Kalksilikatfelsen angetroffen. Mineralbestimmungen vor Ort ergaben, daß sie überwiegend aus Granat (rot) und Diopsid (grün) aufgebaut sind. Calcit, Aktinolith, Chlorit, Epidot und Vesuvian sind ebenfalls vertreten. Diese Gesteine kommen entweder hornfelsartig mit vereinzelt gut auskristallisierten Mineralen (Stockchnubel) oder in Klüften im Serpentinit (Aufstieg zum Riffelhorn) vor. Sie sind ein Produkt der Metasomatose von Serpentinit und umgebendem Gestein.

Neben den bisher aufgeführten Gesteinen treten im Arbeitsgebiet eine beträchtliche Menge an Prasiniten oder Grünschiefern auf, wobei einige zum Teil in Amphibolite übergehen. Bei manchen Proben erkennt man, daß sie aus Eklogiten oder Glaukophaniten hervorgegangen sind. Sie zeigen nämlich noch Minerale wie Granat, Glaukophan und Rutil aus der Hochdruckphase. Allerdings stammen einige zum Teil rotierte Granate eventuell aus der oberen grünschieferfaziellen bis unteren amphibolitfaziellen Überprägung. Sie sind nämlich durchsetzt von Mineralen wie Epidot und Aktinolith, die aus der letzten Metamorphosephase im Obereozän und Oligozän stammen. Typischer Mineralgehalt dieser grünen und teilweise geschieferten Gesteine ist Amphibol (Aktinolith, Hornblende), poikiloblastischer Albit, Epidot (häufig Klinozoisit) und Chlorit. Weiter kommen Hellglimmer (Phengit, Phlogopit, Muskovit), Granat, Calcit, Titanit, Hämatit, Rutil und Spinell vor. Als Protolithe dieser Gesteine sind alle Basite möglich. Allerdings entstehen Prasinite beziehungsweise Grünschiefer bevorzugt aus fluidreicheren Edukten wie Tuffe. Die feinkörnige Struktur spricht ebenfalls für Tuffe oder Basalte. Durch H2O- und CO2-Zufuhr wurden aber auch Eklogite und Metagabbros vergrünt.

Weitere vorkommende Gesteine sind Metasedimente wie Mn-reiche Quarzite (ehemalige Radiolarite) und Granat-Kalkglimmerschiefer (ehemalige Bündnerschiefer). Letztere bilden gute Aufschlüsse nördlich des Schwarzsees und am Weg zwischen Furi und Äbi. Dieser Glimmerschiefer besteht aus Calcit, Quarz, Hellglimmer (Muskovit, Phlogopit, Phengit), Klinozoisit und zonierten, rotierten Granaten. Untergeordnet kommen auch Spinell, Titanit, Albit, Apatit und Zirkon vor. In den Metasedimenten wurden außerdem häufig Zentimeter bis Meter große Metaophiolith-Boudins gefunden (Abb. 3). Eine untersuchte Probe ergab eine kalksilikatfelsartige Struktur und Mineralzusammensetzung aus Granat, Quarz, Orthoklas, Hornblende, Calcit, ±Hellglimmer, ±Klinozoisit, ±Hämatit und ±Titanit. Wahrscheinlich war Metasomatose zwischen den Ophiolithboudins und den umgebenden Sedimenten ein bedeutender Prozess bei der metamorphen Mineralumwandlung.




Abb. 3: Metaophiolithboudin in Granat-Glimmerschiefer auf der Alp Hermettji, 500 m nördlich des Schwarzsees auf 2450 m.


Metagabbros kommen im untersuchten Gebiet vereinzelt in kleinen Linsen vor. Sie sind gröber und heller als die Prasinite beziehungweise Grünschiefer. Außerdem erscheinen sie gebändert, schiefrig, schlierig oder flaserig. Der Mineralgehalt ähnelt denen von Prasinit beziehungweise Grünschiefer. Primäre Minerale wie Augit und Plagioklas können nach Bearth (1967) noch erkannt werden. Relikte aus der Hochdruck-Metamorphose wie Omphazit, Kyanit, Glaukophan, Rutil und Granat sind zum Teil noch vorhanden (Pfeifer et al. 1989, Bearth 1967, 1973). Der bekannte große Allalingabbro-Körper vom Allalinhorn ist von Bearth (1967) ausführlich beschrieben worden. Der dominierende Gesteinstyp ist ein Saussurit-Smaragditgabbro, auch „Allalinit“ genannt. Er besteht aus saussuritisierten Plagioklasen (Epdiot, Zoisit und Serizit) und uralitisierten Augiten (diopsidische bis omphazitische Pyroxene, Talk, Rutil und Aktinolith) (=Smaragditpseudomorphosen nach Augit). Magmatische Relikte wie Olivin, Augit und Plagioklas sind häufig erhalten.





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