Teile davon dürften bis an die damalige Erdoberfläche gelangt sein (vgl. Maggetti & Flisch 1993). Derartige ordovizische Magmatika sind in den Decken des Ostalpins recht verbreitet und wurden – trotz Altersgleichheit mit den kaledonischen Intrusiva – mit kontinentalem Rifting erklärt. Dies würde darauf deuten, dass zu dieser Zeit in den Riften auch Sedimentation stattfand. Die in Abb. 2-10 angeführten Karbonate und Tone sind als solche ordovizische Trogfüllungen gedacht.
Im Verlauf der variszischen Gebirgsbildung wurden die ordovizischen Magmatika zu den jüngeren Orthogneisen umgewandelt. Aber auch die anderen Gesteine wurden deformiert und metamorph überprägt. Die Metamorphose erreichte in den Gesteinen der Silvretta-Decke Amphibolitfazies. Der Temperaturhöhepunkt (600–650 °C bei Drücken von 5,5–7,5 kbar) fand nach Maggetti & Flisch (1993) vor 370 Millionen Jahren (im späten Devon) statt. Eine anschließende Dekompression zeigt sich im Wachstum von Andalusit bei 550–600 °C und nur 2–3 kbar; es folgte eine Einengungstektonik, die zur Ausbildung von kilometergroßen Schlingenfalten führte. Das Alter dieser jüngeren variszischen Deformationsphase wird auf 340 bis 310 Millionen Jahre (frühes Karbon) geschätzt.
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2-10 Die geologische Entwicklungsgeschichte des kristallinen Grundgebirges der ostalpinen Silvretta-Decke. Umgezeichnet nach Maggetti & Flisch (1993).
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Im späten Karbon und im Perm ist auch im Umfeld der Silvretta-Decke eine kontinentale Dehnungstektonik festzustellen (Abb. 2-10). Auf den Grabenschultern wurden krustale Gesteine exhumiert und entblößt, in den Gräben wurden Pyroklastika, saure Vulkanoklastika und Ignimbrite abgelagert. Eine ganze Anzahl von tholeiitischen Diabasgängen, die auch im Zusammenhang mit der Dehnungstektonik zu sehen sind, durchschlug das kristalline Grundgebirge.
2.5 Das prä-triadische Grundgebirge des Südalpins
Das Grundgebirge im nordwestlichen Teil der Südalpen ist von besonderem Interesse, weil es ein nahezu vollständiges Profil durch die Unter- und Oberkruste aufgeschlossen zeigt. Zwei Großeinheiten sind zu unterscheiden: die Ivrea-Zone und die Strona-Ceneri-Zone. Letztere wird auch als „Serie dei Laghi“ bezeichnet. Die Insubrische Störung trennt dieses Grundgebirge von den ostalpinen Decken (im Westen) und vom Penninikum (im Norden). Die Pogallo-Störung ist die Grenze zwischen der nordwestlich gelegenen Ivrea-Zone und der Strona-Ceneri-Zone. Die geologische Karte in Abb. 2-11 zeigt den Rahmen und die innere Gliederung dieses Grundgebirgskomplexes.
Die Ivrea-Zone enthält eine Gesteinsabfolge der unteren Kruste, die durch eine Reihe tektonischer Vorgänge an die Oberfläche gelangte. Von unten nach oben folgen ultramafische Gesteine, der „Basische Hauptzug“ und Paragneise (vgl. Abb. 2-12).
Die ultramafischen Gesteine umfassen Peridotite und Pyroxenite und stehen, wie in Abb. 2-11 ersichtlich, vor allem als kleinere Körper und Linsen längs der Insubrischen Störung an. Von den Peridotiten sind die Spinell-Peridotite und Lherzolithe in den Körpern von Baldissero und Balmuccia als Mantelderivate zu deuten (Intrusion von Schmelzen des oberen Mantels in die unterste Kruste). Der eigentliche Erdmantel ist noch etwas tiefer gelegen und wird als Ivrea-Körper bezeichnet. Die dichten Mantelgesteine sind für eine ausgesprochen positive Schwereanomalie verantwortlich, die sich längs des Ostrands der Westalpen erstreckt (siehe unten).
Zur Nomenklatur der Ultramafika:
| Peridotit: | > 40 % Olivin, daneben Pyroxene |
| Lherzolith: | Pyroxene sind Orthopyroxen und Klinopyroxen |
| Harzburgit: | Pyroxene sind nur Orthopyroxen |
| Dunit: | > 90 % Olivin |
| Gabbro: | Olivin + Pyroxen + Ca-Plagioklas |
| Norit: | Olivin-Gabbro |
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2-11 Geologische Karte der Ivrea- und Strona-Ceneri-Zone der Südalpen. Überarbeiteter Ausschnitt der Geologischen Karte der Schweiz 1:500 000.
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Der „Mafische Hauptzug“ enthält unter anderem zwei lagige Komplexe mit Duniten, Harzburgiten, Noriten und Gabbros. Zwischengelagert finden sich ultramafische Linsen (z. B. Spinell-Peridotit von Balmuccia). Die beiden lagigen Komplexe stellen wahrscheinlich denselben tektonisch repetierten Horizont dar. Ihre Entstehung durch magmatische Differenziation in der Unterkruste könnte in Zusammenhang mit der permischen Degranitisierung stehen.
Die Paragneise enthalten Kinzigite, d. h. amphibolitfaziell überprägte Biotit-Sillimanit-Paragneise. Die Paragneise dürften als ehemalige Metapelite zu deuten sein, die durch Degranitisierung chemisch verändert wurden. Die ordovizische Degranitisierung würde auch die kleineren Granitkörper sowie die Aplit- und Pegmatitgänge in der Serie erklären. Schließlich sind auch Amphibolite und amphibolitische Gneise als Einlagerungen in den Paragneisen zu verzeichnen.
Die Strona-Ceneri-Zone (bzw. die „Serie dei Laghi“) umfasst Gesteine der mittleren Kruste, und zwar hauptsächlich polymetamorphe Metasedimente. Im Nordwesten sind es vor allem psammitische und granitische Gneise, die als metamorphe Sandsteine gedeutet werden, während im Südosten Schiefer vorherrschen (pelitische Glimmerschiefer). Die Metasedimente sind von ordovizischen Graniten (Alter 466 Millionen Jahre) intrudiert worden, die heute als Orthogneise vorliegen. Daneben kommen Amphibolite in Lagen und Linsen zwischen den Gneisen und Schiefern vor.
Die Strona-Ceneri-Zone enthält auch post-variszische Intrusiva. Bekannt sind die Granite von Baveno (Alter 276 Millionen Jahre, d. h. frühes Perm) und Mt. Orfano (283 Millionen Jahre, frühestes Perm), die als Baustein abgebaut werden (heller rosaroter Granit).
Bei Manno (nördlich Lugano) gibt es ein kleines Vorkommen spätpaläzoischer Sedimente; diese enthalten einzelne Kohleflöze, die altersmäßig ins späte Karbon zu stellen sind (Westphalian A und B). Jüngere permische Vulkanite sind südlich Lugano aufgeschlossen: der Luganeser Quarzporphyr (Rhyolithe), der als Pflastersteine abgebaut wird, und Porphyrite (bzw. Andesite) von (?früh-)permischem Alter.
Die Gesteine der Krustenabfolge in der Ivrea- und Strona-Ceneri-Zone zeigen eine Entwicklung, die von proterozoischer Sedimentation über ordovizischen Magmatismus zur variszischen Gebirgsbildung und schließlich zu post-variszischem Magmatismus und Sedimentation reichen. Die folgende Diskussion basiert auf einer Synthese von Schmid (1993) und ist in Abb. 2-13 illustriert.
Um die Entstehung der metamorphen Sandsteine und pelitischen Glimmerschiefer in der Strona-Ceneri- und der Ivrea-Zone zu erklären, ist nach Schmid (1993) folgendes Szenario denkbar. Im späten Proterozoikum oder frühen Paläozoikum wurde an einer Subduktionszone, bei der eine ozeanische Platte unter eine kontinentale Platte tauchte, durch frontale Akkretion von Sedimenten ein Akkretionsprisma aufgebaut. Ein weiterer Teil der Sedimente gelangte in größere Tiefe und wurde durch basale Akkretion unten an die kontinentale Platte angefügt. Bei den Sedimenten handelte es sich um Sandsteine und Tonsteine. Die basale Akkretion führte auch dazu, dass einzelne Fragmente von ozeanischer Kruste in die Sedimentabfolge eingeschuppt wurden (Abb. 2-13). Die Sedimente im Bereich der basalen Akkretion wurden durch eine druckbetonte Metamorphose überprägt.
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2-12 Gesteinsabfolge im Krustenprofil Ivrea-Zone (untere Kruste) – Strona-Ceneri-Zone (obere Kruste).
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Im Ordovizium wurde in der oberen Platte