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.
2-6 Synoptischer Profilschnitt im östlichen Aar-Massiv, einem Externmassiv der Zentralalpen, basierend auf Franks (1968), Schaltegger & Corfu (1995) und eigenen Untersuchungen. Die Verbandsverhältnisse zeigen die mehrphasige Entwicklungsgeschichte der Gesteinsserien. Die Sedimente und Vulkanite des frühen Karbons sind am Kontakt zum Tödi-Granit bei dessen Intrusion kontaktmetamorph überprägt worden. Das Foto zeigt das Bietschhorn (Wallis, Schweiz) mit Blickrichtung nach SSE über das Lötschental. Der Kontakt zwischen dem post-variszischen Zentralen Aare-Granit (helle Gipfelpartie des Bietschhorns) und den polymetamorphen Gneisen des Altkristallin (dunkle Partie unterhalb der Gipfelpyramide) ist durch die Farbunterschiede klar markiert.
In der Legende zu Abb. 2-7 sind auch Alter und Gesteinstypen der verschiedenen Einheiten des Altkristallins charakterisiert. Insgesamt ergeben sich gewisse Ähnlichkeiten zu den Abfolgen in den Externmassiven der Westalpen und im Schwarzwald. Prä-kambrische Gabbros, Ophiolithe und klastische Sedimente liegen heute als polymetamorphe Metagabbros, Amphibolite, Serpentinite, Migmatite und gebänderte Gneise vor. Sie sind von ordovizischen Graniten intrudiert, die variszisch metamorph überprägt und gefaltet wurden. Klastische Sedimente des Silurs und Devons (?) wurden durch die variszische Gebirgsbildung zu Quarziten und unterschiedlichen Schiefern und Phylliten umgewandelt. Die granitischen Intrusiva des späten Karbons sind deutlich weniger deformiert als die älteren Gesteine, und die vorhandene Deformation ist auf die alpine Gebirgsbildung zurückzuführen. Das Alter der Intrusiva beträgt zwischen 303 und 300 Millionen Jahren (Schaltegger 1994), d. h., die Intrusiva sind gleich alt wie der Zentrale Aare-Granit im Aar-Massiv.
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2-7 Geologische Karte des östlichen Gotthard-Massivs, eines Externmassivs der Zentralalpen. Umgezeichnet nach Mercolli et al. (1994). Deutlich erkennbar sind die großräumigen Schlingenstrukturen, welche von den variszischen Intrusiva durchschlagen werden. Gli: Glimmer, Gra: Ganat, Hbl: Hornblende, Ser: Serizit.
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Im Kern des Tauern-Fensters in den Ostalpen ist ein prä-triadisches Grundgebirge aufgeschlossen, das große Ähnlichkeit mit jenem der oben diskutierten Externmassive hat. In der Literatur werden diese Gesteine meistens dem „Penninikum“ zugeordnet. Tatsächlich besteht die Hülle der äußere Teile des Tauern-Fensters aus Sedimenten und Ophiolithen, die den penninischen Decken zuzuordnen sind. Der Rahmen des Fensters wird aus ostalpinen Einheiten gebildet. Eine genauere Analyse der Sedimenthülle des Grundgebirges im Tauern-Fenster (Lammerer 1986) offenbart aber eine autochthone Bedeckung durch mesozoische Sedimente ohne jegliche Affinität zum Penninikum. Die mächtigen Hochstegenkalke des Malms etwa sind direkt vergleichbar mit dem gleichaltrigen Quinten-Kalk im Helvetikum von Vorarlberg und der Schweiz. Aus diesen Gründen wird der Kern des Tauern-Fensters dem Helvetikum zugeordnet, wohl wissend, dass die äußere Hülle aus penninischen Decken besteht.
Im Grundgebirge selbst sind drei wichtigere Gesteinsverbände zu unterscheiden: Altkristallin, Habach-Storz-Gruppe und Zentralgneis. Die Nomenklatur und Zuordnung einzelner Gesteinspakete ist in Einzelfällen nicht ganz klar (Höck 1993).
Das Altkristallin zeichnet sich durch eine amphibolitfazielle metamorphe Überprägung aus, die wohl der variszischen Gebirgsbildung zuzuordnen ist. Das Altkristallin enthält Orthogneise, Paragneise, Glimmerschiefer, Migmatite und Amphibolitlinsen (Höck 1993).
Die jüngere Habach-Storz-Gruppe ist metamorph weniger überprägt, die Protolithe werden als Sedimente und Magmatite des frühen Paläozoikums gedeutet. Sie kann in drei Einheiten gegliedert werden: Ophiolithe mit einem Basisamphibolit, eine Inselbogen-Sequenz, bestehend aus metamorphen basischen, intermediären und sauren Laven und Tuffen, sowie zuoberst die Eiser-Serie mit Biotitschiefern, Grauwacken, Quarziten, Granat-Glimmerschiefern und sauren und basischen Vulkaniten. Die Alter der Gesteine sind nur teilweise bekannt. Die Ophiolite sind 540 bis 500 Millionen Jahre alt (Kambrium), Teile der Inselbogen-Sequenz könnten aus dem späten Proterozoikum stammen, andere sind nur 600 und 330 Millionen Jahre alt, also deutlich jünger. Die Eiser-Serie enthält Pflanzenreste aus dem Permokarbon, wobei die Zuordnung der Lokalität zur Inselbogen- oder Eiser-Serie nicht klar ist. Jedenfalls muss die Eiser-Serie älter als der sie intrudierende Zentralgneis sein. Dessen Alter ist maximal 320 Millionen Jahre (Höck 1993), d. h., die Eiser-Serie kann nicht jünger als frühes Karbon sein.
Abb. 2-8 ist kompiliert nach Frisch et al. (1993), Höck (1993) und Finger et al. (1993) und zeigt den großen Anteil, den die variszischen Intrusiva, die sogenannten Zentralgneise, an diesem Grundgebirgsblock ausmachen.
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2-8 Geologische Karte des Tauern-Kristallinaufbruches in den Ostalpen, kompiliert nach Angaben von Frisch et al. (1993), Höck (1993) und Finger et al. (1993). Das prä-triadische Kristallin erscheint in zwei Fenstern unter der Glockner-Decke. Altkristallin und die Zillertal-Venediger-Intursiva sind durch eine variszische Überschiebung auf die Habach-Storz-Gruppe zu liegen gekommen.
Die Zentralgneise sind in Finger et al. (1993) detaillierter beschrieben. Im Unterschied zum Schwarzwald sind diese variszischen Intrusiva alpin beträchtlich deformiert worden. Lammerer & Weger (1998) schätzten aufgrund strukturgeologischer Analysen, dass das Tauern-Massiv horizontal etwa auf die Hälfte der ursprünglichen Breite verkürzt wurde. Das mittels der U-Pb-Methode an Zirkonen festgestellte Alter der Intrusiva beträgt zwischen 310 |Seite 51| und 333 Millionen Jahren (314 bis 313 Millionen Jahre für die Badgastein-Hochalm-Metagranitoide, 320 bis 333 Millionen Jahre für die Granatspitz-Metagranite). Mit der Rb-Sr-Methode erhält man jüngere Gesamtgesteinsalter (Perm), dies höchstwahrscheinlich infolge einer alpinen Verjüngung (vgl. Finger et al. 1993).
2.3 Das prä-triadische Grundgebirge der Decken des Penninikums
Verglichen mit den Externmassiven, sind die Vorkommen von prä-triadischem Grundgebirge in den Kristallindecken des Penninikums alpin viel stärker überprägt und in kleinere Schollen zergliedert. Eine recht vollständige Abfolge des prä-triadischen Grundgebirges