von Johannes Schoenherr vorgelegt als Diplomarbeit am Institut für

von
Johannes Schoenherr
vorgelegt als Diplomarbeit
am Institut für
Angewandte Geowissenschaften
der TU Darmstadt
Betreuung und Gutachter
Prof. Dr. Rafael Ferreiro Mählmann
Dr. Dirk Scheuvens
Mai 2004

DANKSAGUNG
Ein ganz besonderer Dank gilt meinem Betreuer Dr. Dirk Scheuvens, der mich zunächst während
dem Studium für die Strukturgeologie und die damit verbundene Feldarbeit interessieren und
begeistern konnte. Während der Diplomkartierung und Diplomarbeit genoss ich durch sein
Engagement und seine stete Diskussionsbereitschaft eine intensive Betreuung und eine
angenehme Zusammenarbeit mit ihm.
Meinem Betreuer Prof. Dr. Rafael Ferreiro Mählmann sei für anregende Diskussionen und
Ratschläge mit den dadurch entstandenen neuen Ideen im Besonderen gedankt. Auch bei Herrn
Dr. Eckardt Stein möchte ich mich für Konstruktionsvorschläge bezüglich tektonischer
Problemstellungen recht herzlich bedanken.
Herrn Josef Kolb bin ich für die sehr gute Qualität der Dünnschliffe dankbar. Für die
Verarbeitung digitaler Daten u.a. an der Bildanalyse und am ESEM danke ich Herrn Thomas
Dirsch. Herrn Dr. Apfelbach gilt mein Dank für das Analysieren von Proben am
Pulverdiffraktometer.
Für den Versuch einer palynologischen Datierung an der Rauhwacke danke ich Dr. Anette Götz
und meiner Kommilitonin Katrin Ruckwied.
Ein besonderes Dankeschön geht nach Wien an Herrn Ao. Prof. Dr. Martin Thöni, der mir mit
viel Engagement die Methodik der Geochronologie näher bringen konnte. Für die Aufbereitung
der Proben und einer schönen Zeit in Wien sei meinem Kommilitonen Michael Kauer herzlich
gedankt.
Für die aufschlussreichen Daten, die aus der Kathodolumineszenz an der Ruhr-Universität-
Bochum gewonnen wurden, bin ich Herrn Dr. Rolf Neuser sehr dankbar.
Schließlich möchte ich meinen Eltern für das Ermöglichen meines Studiums und gleichzeitig
auch für eine schöne Studienzeit besonders danken. Ohne ihre Unterstützung in jeglicher
Hinsicht wäre mein Studium und damit auch das Gelingen der Diplomarbeit nicht möglich
gewesen.

INHALTSVERZEICHNIS
1. Zielsetzung und Einführung
2. Regionale Geologie
2.1 Einleitung
2.2 Der Scarl-Campo-Komplex
2.3 Das Campo-Kristallin
2.3.1 Tektonostratigraphie
2.3.2 Tektonometamorphe Entwicklung
2.3.2.1 Variscische Orogenese
2.3.2.2 Eoalpine Orogenese
2.4 Die Ortler-Linie
2.5 Das Ortlermesozoikum
2.5.1 Stratigraphie
2.5.2 Metamorphose
3. Arbeitsmittel und Methodik
3.1 Elektronenmikroskopie
3.2 Kathodolumineszenz (KL)
3.2.1 Ziel
3.2.2 Methodik
3.3 Pulverdiffraktometrie
3.4 Quantitative Korngefügeauswertung
3.4.1 Ziel
3.4.2 Methodik
3.5 Rubidium/Strontium-Datierung
3.5.1 Ziel
3.5.2 Methodik
4. Profildaten
4.1 Überblick
4.2 Profil 1 – Hintergratkopf
4.2.1 Bereich I (Ostteil)
4.2.1.1 Makrogefüge

4.2.1.2 Mikrogefüge
4.2.2 Bereich II
4.2.2.1 Makrogefüge
4.2.2.2 Mikrogefüge
4.2.3 Bereich III
4.2.3.1 Makrogefüge
4.2.3.2 Mikrogefüge
4.2.4 Bereich IV (Westteil)
Profil 1
4.2.4.1 Makrogefüge
4.2.4.2 Mikrogefüge
4.3 Profil 2 – Kuhberg
4.3.1 Bereich I (Ostteil)
4.3.1.1 Makrogefüge
4.3.1.2 Mikrogefüge
4.3.2 Bereich III (Westteil)
4.3.2.1 Makrogefüge
4.3.2.2 Mikrogefüge
4.3.3 Bereich IV
4.3.3.1 Makrogefüge
4.3.3.2 Mikrogefüge
Profil 2
4.4 Profil 3 – Tabaretta
4.4.1 Bereich I
4.4.2 Bereich II
Profil 3
4.4.2.1 Makrogefüge
4.4.2.2 Mikrogefüge
4.5 Dolomit-Mylonite
4.5.1 Dolomit-Mylonite in Profil 1
4.5.1.1 Makrogefüge
4.5.1.2 Mikrogefüge

4.5.2 Dolomit-Mylonite in Profil 2 (Bereich II)
4.5.2.1 Makrogefüge
4.5.2.2 Mikrogefüge
4.5.3 Dolomit-Mylonite in Profil 3 (Bereich III)
4.5.3.1 Makrogefüge
4.5.3.2 Mikrogefüge
4.6 Obertriassische Gesteine
4.6.1 Rauhwacke
4.6.1.1 Makrogefüge
4.6.1.2 Mikrogefüge
4.6.2 Hauptdolomit
4.6.2.1 Makrogefüge
4.6.2.2 Mikrogefüge
5. Diskussion und Schlussfolgerungen
5.1 Kinematik und Deformationsmechanismen
5.1.1 D PA1
5.1.2 D PA2
5.1.3 D A1
5.1.3.1 Faltung und Kinematik
5.1.3.2 Deformationsmechanismen
5.1.3.3 Protolithalter
5.1.4 D A2
5.1.5 D A3
5.1.6 D A4
5.2 Zusammenfassung und Modellvorstellung
5.2.1 Zusammenfassung
5.2.2 Modellvorstellung
6. Literaturverzeichnis
7. Anhang
7.1 Mineralbestand
7.1.1 Phyllite aus Profil 1
7.1.2 Quarz-Feldspat-Schiefer aus Profil 1

7.1.3 Phyllite aus Profil 2
7.1.4 Quarz-Feldspat-Schiefer aus Profil 2
7.1.5 Mineralbestand Profil 3
7.1.6 Rauhwacken aus Profil 1 und 2
7.2 Probenliste
7.2.1 Profil 1
7.2.2 Profil 2
7.2.3 Profil 3
Geologische Karte mit Probennummern im Maßstab 1:10 000

1. Zielsetzung und Einführung
Der Grundstein für diese Diplomarbeit wurde bereits im Sommer 2002 mit der Diplomkartierung
entlang und E` bzw. SE` der Ortler-Linie im Suldental (Südtirol/Italien) gelegt. Während der
Kartierung konnten erste Erkenntnisse zur tektonometamorphen Entwicklung und Proben für die
Untersuchungen der Diplomarbeit gewonnen werden. Bisherige Diplomarbeiten- und
kartierungen der Arbeitsgruppe Strukturgeologie/Petrologie des Institutes für Angewandte
Geowissenschaften der TU Darmstadt wurden größtenteils im Campo-Kristallin, i.e.S. am ca. 20
km SSW` des Arbeitsgebietes gelegenen Passo di Gavia vergeben.
Im westlichen Austroalpin werden u.a. sedimentäre Deckeneinheiten von kristallinen
Grundgebirgs-Einheiten durch kretazische Auf- bzw. Abschiebungen getrennt. Die tektonische
Aktivität dieser Scherzonen geht auf die WNW-ESE gerichtete Kollision apulisch-austroalpiner
kontinentaler Kruste mit einem östlich davon gelegenen kontinentalem Fragment vor ca. 100 Ma
zurück (1). Die nachfolgenden dehnenden Krustenbewegungen resultierten aus einer ESE
gerichteten Subduktion südpenninischer ozeanischer Kruste unter die kontinentale Kruste des
Austroalpins vor ca. 70 Ma (2). Beide Prozesse (1 + 2) werden als einphasiges Ereignis, der
eoalpinen Orogenese, zusammengefasst (z.B. FROITZHEIM et al. 1996, 1997).
Die tektonometamorphe Geschichte des Untersuchungsgebietes ist im Wesentlichen durch die
Platznahme einer sedimentären Deckeneinheit (Ortler-Decke) während der eoalpinen Orogenese
auf ein bereits durch die variscische Orogenese metamorphisiertes Grundgebirge (Campo-
Kristallin) charakterisiert. Trotz detaillierter Kartierungen in den 50er Jahren (z.B.
ANDREATTA 1952) und durch Datierungen aus den vergangenen 25 Jahren (z.B. THÖNI 1980,
1981, 1983 und MAIR & SCHUSTER 2003) ist die tektonometamorphe Entwicklung des
Campo-Kristallins bisher nicht vollständig verstanden. Auch die thermische Entwicklung und
das exakte Alter der Deckenbewegungen im westlichen Austroalpin ist Gegenstand jüngster
Untersuchungen. Die vorliegende Diplomarbeit über die Kinematik und
Deformationsmechanismen entlang der Ortler-Linie soll einen Beitrag zur Entschlüsselung der
tektonometamorphen Ereignisse während der eoalpinen Orogenese im westlichen Austroalpin
geben.
Bereits während der Diplomkartierung ergab sich der Ansatz für diese Arbeit, der sich in zwei
Schwerpunkte aufteilt:
1. Kinematik und Deformationsmechanismen in Phylliten und Quarz-Feldspat-Schiefern des
Campo-Kristallins

2. Kinematik und Deformationsmechanismen in Dolomit-Myloniten (mit mesozoischen
Protolith-Altern)
Die Bezeichnung „Ortler-Linie“ wird im Rahmen dieser Diplomarbeit als Neudefinition
verwendet und beschreibt eine mylonitische Scherzone, die den Kontakt zwischen dem Kristallin
der Campo-Decke (Liegendes) und den mesozoischen Sedimenten der Ortler-Decke
repräsentiert. Die Felddaten und Proben wurden dabei an drei im Durchschnitt 600 m langen
Profilen gesammelt, die von E nach W eine Untersuchung mit räumlicher Annäherung zur
Ortler-Linie ermöglichten.
Die Ortler-Linie wird als östlicher NNW-SSE streichender Ausbiss einer kretazischen
Überschiebungsfläche verstanden, die im südlichen Abschnitt der Ortler-Decke durch die E-W
verlaufende Zebru-Linie markiert wird (CONTI 1997). Der Ausbiss der Ortler-Linie ist durch
intensiv mylonitisierte Dolomite der mittleren Trias und durch mylonitische Gefüge in Phylliten
und Quarz-Feldspat-Schiefern des Campo-Kristallins charakterisiert. Um die tektonische
Aktivität entlang der Ortler-Linie mit der Aktivität eoalpiner Scherzonen des westlichen
Austroalpins zeitlich zu korrelieren, wurde das Bildungsalter von Hellglimmer in einem Quarz-
Feldspat-Mylonit durch eine Rb/Sr-Datierung ermittelt.
Um sowohl die Deformationsmechanismen innerhalb der Ortler-Linie als auch das generelle
Verformungsverhalten von Dolomit zu untersuchen, wurden die Dolomit-Mylonite
elektronenmikroskopisch, mit der Kathodolumineszenz und durch eine bildanalytische
Auswertung untersucht.
Bereits während der Diplomkartierung ergaben sich aus der Petrographie und den
Lagerungsverhältnissen, der i.A. als Kataklasit interpretierten Rauhwacke (z.B. MAIR &
PURTSCHELLER 1996), mehrere Problemstellungen. Der Rauhwacke (i.w.S. den Raibler
Schichten) wird im regionalen Rahmen eine Schlüsselposition als Abscherhorizont zur Zeit der
eoalpinen Deckenbewegungen zugesprochen. Daher sollte die Kathodolumineszenz Aufschluss
über die Deformationsmechanismen der Rauhwacke geben. Auch der im Hangenden
positionierte Hauptdolomit (Norium) wurde mit der Kathodolumineszenz untersucht, um die
raumgreifende Auswirkung der Scherbewegung im überlagernden Gestein zu untersuchen.

2. Regionale Geologie
2.1 Einleitung
Das Arbeitsgebiet gehört zum Grund- und Deckgebirge des westlichen Austroalpins und befindet
sich im Scarl-Campo-Komplex, der zusammen mit dem Silvretta- und Ötztal-Kristallin in diesem
westlichen Areal das Austroalpin untergliedert (von HOINKES et al. 1999 auch als mittlerer
Austroalpiner Deckenkomplex bezeichnet). Nach SCHMID & HAAS (1989) formte das
Grundgebirge der genannten Einheiten, das aus einer variscischen Metamorphose und
Deformation hervorgeht, Teile der oberen Kruste des apulisch-austroalpinen Kontinents. Das
gegenwärtig auf dem Grundgebirge lagernde Deckgebirge bildete nach FROITZHEIM et al.
(1997) paläogeographisch den nordwestlichen Schelfbereich der apulisch-austroalpinen Platte.
Durch eine große Regression im Karnium wurde die Entwicklung einer Karbonatplattform mit
Ablagerung der Raibler Schichten unterbrochen. Im oberen Karnium kehrten die marinen
Verhältnisse zurück und es kam in einem seichten lagunären Randmeer zur Ablagerung des
Hauptdolomits im Norium (FAUPL 2000), aus welchem u.a. die Ortler-Decke aufgebaut ist.
Im Zuge der Öffnung des Piemont-Ligurischen Ozeans an der Trias/Jura-Grenze kam es u.a. zu
einer liassischen Extensionstektonik, die nach Osten einfallende Abschiebungen im westlichen
und mittleren Bereich der Ortler-Decke produzierte. Aus dieser extensionalen Phase gehen die
Sedimente der Allgäu-Formation (Hettangium-Sinemurium) hervor (nach CONTI et al. 1994).
Das Endstadium pelagischer Sedimentation im Bereich der westlichen Ortler-Decke wird nach
CARON et al. (1982) auf ca. 90 Ma festgelegt.
In der Kreide kam es im Zusammenhang mit der Schließung des Meliata-Hallstatt-Vardar-
Beckens zur Kollision der apulisch-austroalpinen kontinentalen Kruste und einem SE´ davon
gelegenen, unbekannten kontinentalen Fragment. Dieser Prozess wird als eoalpine Orogenese
verstanden (FROITZHEIM et al. 1996), die aus der ESE gerichteten Subduktion der Piemont-
Ligurischen ozeanischen Lithosphäre unter den apulisch-austroalpinen Kontinentalrand resultiert
(siehe Abb. 2.1).

Abb. 2.1: Schematische Darstellung der tektonischen Ereignisse während der eoalpinen Orogenese. Im oberen
Profilschnitt ist der nach WNW gerichtete Deckenschub innerhalb des Austroalpins rekonstruiert. Die Subduktion
des Piemont-Ligurischen Ozeans (Südpenninikum) unter die apulisch-austroalpine Platte führte zu einer
spätkretazischen Extensionsphase (verändert nach FROITZHEIM et al. 1997)
Die Deckenstapelung der austroalpinen Einheiten erfolgte während der eoalpinen Orogenese von
Ost nach West (Trupchun-Phase nach FROITZHEIM et al. 1997). Dadurch kam es in
bestimmten Bereichen (z.B. Sesia-Zone) des Austroalpins zu einer kreidezeitlichen
eklogitfaziellen Metamorphose (nach FROITZHEIM et al. 1996). Nach dieser kompressiven
Phase folgte in den Austroalpinen Deckeneinheiten eine extensionale Phase von ca. 80-67 Ma
(Ducan-Ela-Phase nach FROITZHEIM et al. 1996). In diesem Zeitraum bildeten sich nach ESE
einfallende Abschiebungen mit Versatzbeträgen von ca. 5 bis 10 km.
Die eoalpine Überprägung der variscischen Mineralvergesellschaftung ist im westlichen
Austroalpin durch einen ansteigenden Metamorphosegrad von NW nach SE charakterisiert.
Niedriggradige Bedingungen im Silvretta-Kristallin, im nördlichen Ötztal-Kristallin und im
Scarl-Campo-Komplex gehen bis ins südliche Ötztal-Kristallin in mittelgradige Bedingungen
über. Dieser kontinuierlich ansteigende Metamorphosegrad wird durch eine NE-SW verlaufende
Chloritoid-in Isograde belegt (nach HOINKES et al. 1999).

Alter Deformationsphase Tektonik
100 – 80 Ma Trupchun W-NW gerichtete Überschiebung der austroalpinen Decken
80 – 67 Ma Ducan-Ela ESE gerichtete asymmetrische Extension
50 – 35 Ma Blaisun Nach N gerichtete Überschiebung auf penninische Decken
und Faltung um WNW-ESE streichende Achsen
35 – 30 Ma Turba E-W-Extension und N-S-Einengung
30 – 25 Ma Domleschg Schwache Faltung um NE-SW streichende Achsen
Tab. 2: Deformationsabfolge innerhalb des Austroalpins nach FROITZHEIM et al. (1997)
Während der tertiären Orogenese (50-35 Ma) wurden die oben beschriebenen Decken als
kohärente Masse nach Norden auf penninische Einheiten überschoben (Blaisun-Phase nach
FROITZHEIM et al. 1997). Diese Kollision führte nacheinander zur Schließung des Piemont-
Ligurischen Beckens und des Valais-Beckens sowie zur Akkretion von Einheiten des
europäischen Kontinentalrandes (nach FROITZHEIM et al. 1996). Während der Turba-Phase
kam es zu einer E-W-Extension z.B. entlang der Turba-Mylonit-Zone und einer N-S-Verkürzung
(nach FROITZHEIM et al. 1997). Letztendlich wurde der Deckenstapel während der Domleschg-
Phase in eine schwache Faltung um NE-SW verlaufende Achsen einbezogen (nach
FROITZHEIM et al. 1997).
Abb. 2.2: Tektonofazielle Gliederung der Alpen in die Einheiten Südalpin, Austroalpin, Penninikum und
Helvetikum. Weißer Rahmen markiert Abb. 2.3, schwarzer Kreis das Arbeitsgebiet (verändert nach LAUBSCHER
1988)

2.2 Der Scarl-Campo-Komplex
Geologisch wird der Scarl-Campo-Komplex im Westen und Südwesten von
unterostalpinen/penninischen Einheiten begrenzt. Im Nordwesten trennt die Engadiner Linie den
Scarl-Campo-Komplex gegen das austroalpine Silvretta-Kristallin und das penninische
Engadiner Fenster ab. Des Weiteren trennt im nordnordwestlichen Bereich die NNW-SSE
streichende Schliniglinie das Ötztal-Kristallin gegen die Scarl-Decke ab. Während der späten
Kreidezeit kam es nach FROITZHEIM et al. (1997) entlang der Schliniglinie zu einer Top ESE
gerichteten Abschiebung der Ötztal-Decke mit Einfallswinkeln von 10-15°. Die Abschiebung
verlief auf den Top nach W-NW gerichteten Überschiebungsbahnen der vorausgegangenen
Trupchun-Phase, in welcher das Ötztal-Kristallin auf das Campo-Kristallin überschoben wurde.
Die E-W streichende Vinschgau-Scherzone grenzt im Norden den Campo-Komplex gegen das
Ötztal-Kristallin ab. Die Vinschgau-Scherzone war in der „Trupchun-Phase“ als eine sinistrale
Blattverschiebung mit einer aufschiebenden Komponente aktiv. Im Liegenden dazu befindet sich
das Campo-Kristallin. Nach Nordosten hin existiert ein undeutlicher Übergang zum Ötztal-
Kristallin. Eine eindeutige Trennung ist nicht möglich, da beide Einheiten lithologische und
tektonometamorphe Gemeinsamkeiten zeigen (siehe MAIR & PURTSCHELLER 1996 und nach
HOINKES & THÖNI 1993). Im Südosten wird der Scarl-Campo-Komplex von der Pejo-Linie
gegen die Tonale-Einheit und im Osten durch die Judikarienlinie gegen das Südalpin abgegrenzt
(siehe dazu Abb. 2.3).

Abb. 2.3: Geologische Übersicht über die tektonischen Einheiten des westlichen Austroalpins aus Silvretta, Ötztal
und Scarl-Campo, die von alpinen Scherzonen getrennt werden (verändert nach FROITZHEIM et al. 1997)
Der Scarl-Campo-Komplex wird nach HOINKES & THÖNI (1993) u.a. in die Einheiten
Ortlermesozoikum (Ortler-Decke) und Campo-Kristallin (auch als Ortler-Kristallin
bezeichnet) untergliedert, die durch die gemeinsame Überschiebungsfläche von Zebru- und
Ortler-Linie voneinander getrennt werden.
Innerhalb des Scarl-Campo-Komplex ist der Deckenbau durch folgende alpinen Scherzonen
charakterisiert (siehe dazu Abb. 2.3 und 2.4): Entlang der Trupchun-Braulio-Scherzone wurde
die Quattervals-Decke und die Umbrail-Chavalatsch-Schuppenzone auf die Ortler-Decke
überschoben (nach CONTI et al. 1994). Nach FROITZHEIM et al. (1997) wird die Trupchun-
Braulio-Scherzone sowie auch die Zebru-Linie als kretazische Aufschiebung mit Top nach
WNW bezeichnet. Nördlich der Trupchun-Braulio-Scherzone wird die Gallo-Linie nach
FROITZHEIM et al. (1997) als kretazische Abschiebung eingestuft und als südwestliche
Verlängerung der Schlinig-Linie interpretiert. Sie fällt nach Süden ein und trennt die Scarl-
Decke im Norden von der überlagernden Umbrail-Chavalatsch-Schuppenzone und der
Quattervals-Decke im Süden. Am nördlichen Ausläufer der Ortler-Decke (S´ von Gomagoi) fällt
die ENE-WSW streichende Zumpanell-Linie fast saiger ein.

Diese mit Top nach WNW gerichtete Überschiebungsfläche (aktiv während der Trupchun-Phase
nach FROITZHEIM et al. 1997) wurde im Zuge der Blaisun-Phase nach FROITZHEIM et al.
(1997) steilgestellt. Die Zumpanell-Linie trennt das liegende „Ortler-Altkristallin“ (siehe Kap.
2.3) vom hangenden Quarzphyllit (USTASZEWSKI 2000).
Die Zebru-Linie bildet die Süd- und Ostgrenze und damit die Basis der Ortler-Decke. An dieser
Überschiebungsfläche wurde die Ortler-Decke während der Trupchun-Phase über das Campo-
Kristallin überschoben (nach MAIR & PURTSCHELLER 1996 und CONTI 1997). Als östliche
Fortsetzung der Zebru-Linie interpretieren MAIR & PURTSCHELLER (1996) und MAIR &
SCHUSTER (2003) eine Scherzone, die in Abb. 2.4 als „Madritschjoch-Linie“ bezeichnet wird.
Diese wird u.a. durch Dolomit-Mylonite markiert und fällt südlich der Schaubachhütte mit 28°
nach SSE ein (SCHOENHERR 2002).
2.3 Das Campo-Kristallin
2.3.1 Tektonostratigraphie
Allgemein ist das Campo-Kristallin aus Quarzphylliten, mittelgradigen Glimmerschiefern,
quarzitischen Schiefern und Paragneisen mit Pegmatit- und Granitgneiseinschaltungen
zusammengesetzt (HOINKES & THÖNI 1993). Das Campo-Kristallin kann im nördlichen
Abschnitt nach MAIR et al. (2003) in drei tektonische Einheiten untergliedert werden (siehe dazu
Abb.2.4):
1. Laaser Serie
2. Glimmerschiefer-Einheit
3. Quarzphyllit-Komplex
So werden (u.a. an den Südhängen des Vinschgautales bei Laas) Wechsellagerungen von
Staurolith- und Granat-führenden Glimmerschiefern, Amphiboliten und Calcit-Marmoren mit der
Laaser Serie aus dem Ötztal-Kristallin südlich des Schneebergzuges korreliert (MAIR &
PURTSCHELLER 1996).

Abb. 2.4: Stratigraphische Karte des Campo-Kristallin-Komplex verändert nach Andreatta (1952), Thöni (1981) und
Carta Geologica della Lombardia 1:250 000 (Servizio Geologico nazionale)
Die Laaser Serie (1) ist durch eine Abfolge von mylonitisierten Amphiboliten, Paragneisen und
Staurolith-führenden Glimmerschiefern charakterisiert (MAIR et al. 2003). Darin eingelagert
befinden sich der „Laaser Marmor“ und Biotit-führende Pegmatitgneise (ANDREATTA 1952).
Aus einem Paragneis bei Schlanders (ca. 10 km NE´ des Arbeitsgebietes) wurde von THÖNI
(1981) ein Biotit-Abkühlalter von 82 ± 11,5 Ma ermittelt (Rb/Sr-Datierung). ANDREATTA
(1952) bezeichnet die Laaser Serie als eine Abfolge mesozonaler Paragneise und
Glimmerschiefer, deren steil einfallende S-Flächen durchschnittlich E-ENE streichen.
Die Glimmerschiefer-Einheit (2) wird zum einen aus den von MAIR et al. (2003) beschriebenen
Marteller Glimmerschiefern und zum anderen aus den von ANDREATTA (1952) kartierten
meso-epizonalen Paraschiefern NW´ der Peio-Linie aufgebaut. Granat-, Staurolith- und Biotitführende
Glimmerschiefer, die eine Einheit im Bereich des Martelltales bilden, überlagern

konkordant die nördlich gelegene Einheit der Laaser Serie (MAIR & SCHUSTER 2003). In
dieser Einheit kommt es zu Einschaltungen von Amphiboliten, Orthogneisen und z.T. von
Marmor (MAIR & SCHUSTER 2003). In einem Phyllit aus dem Martelltal stellte THÖNI (1981)
an Hellglimmern ein Alter (K/Ar-Datierung) von 112 ± 4,5 Ma fest. MAIR & SCHUSTER
(2003) ermittelten an Biotit aus einem Staurolith-Granat-Glimmerschiefer des Martelltales ein
Rb/Sr-Alter von 86 ± 1 Ma. Aus derselben Probe wurde an Muskowit ein Ar/Ar-Alter von 170 ±
4 Ma datiert. Die Glimmerschiefer NW` der Peio-Linie zeigen allmähliche Übergänge von mesobis
epizonalen Paraschiefern zu den Quarz-Phylliten (ANDREATTA 1952). Des Weiteren finden
sich zwei Vorkommen aus Staurolith-führenden Glimmerschiefern im Rosimtal bei Sulden und
im Pedertal im Martelltal (nach ANDREATTA 1952). Aus einem Staurolith-Granat-
Glimmerschiefer aus dem Pedertal konnte an Biotit-Porphyroblasten ein Rb/Sr-Alter von 138 ± 2
Ma ermittelt werden. Aus selbiger Probe ergab eine Ar/Ar-Datierung an Hellglimmer ein Alter
von 196 ± 3 Ma (MAIR & SCHUSTER 2003).
Die Alter von 170 ± 4 Ma und 138 ± 2 Ma können nach MAIR & SCHUSTER 2003 als permotriassische
Abkühlalter oder als variscische Alter interpretiert werden, die während der eoalpinen
Orogenese nur z.T. zurückgestellt wurden. Unter Berücksichtigung der Schließungstemperatur
von ca. 350 °C für das Rb/Sr-System in Biotit und von ca. 400 °C für das Ar/Ar-System in
Hellglimmer, können nach den obigen geochronolgischen Daten eoalpine Metamorphose-
Temperaturen zwischen 300-400 °C im Kontakt zur Madritschjoch-Linie postuliert werden
(siehe MAIR & SCHUSTER 2003).
Der durch BOCKEMÜHL (1988) datierte „Marteller Granit“ (Rb/Sr-Gesamtgesteinsdatierung)
intrudierte im nördlichen Bereich des Campo-Kristallins vor 271 ± 3 Ma diskordant in die bereits
metamorphisierten Gesteine des Campo-Kristallins. MAIR & SCHUSTER (2003) konnten an
magmatischen Muskowiten aus dem zentralen Bereich des Marteller Granits ein Alter von 250 ±
2 Ma ermitteln (Ar/Ar-Datierung). Aus derselben Probe konnte mit der Sm/Nd-Datierung aus der
Fraktion des Gesamtgesteins und aus zwei Granatfraktionen ein Isochronen-Alter von 279 ± 24
Ma datiert werden.
Der Quarzphyllit-Komplex (3), der ein großes Areal zwischen Meran (im NE), Sulden, Bormio
(im W) und dem SW` gelegenen Gavia-Pass einnimmt, bildet eine ENE-WSW streichende
Synklinale. Der genaue Kontakt zwischen „Altkristallin“ und den Quarz-Phylliten ist nach
HOINKES & THÖNI (1993) aufgrund polyphaser Deformation und Metamorphose unklar. Es
existieren allmähliche Übergänge und Konkordanz in den Schieferungsflächen (MAIR &
PURTSCHELLER 1996). In der Einheit der grünschieferfaziellen Quarzphyllite sind Lagen von
Tonschiefer, Marmor, Quarzit, Chloritschiefer und Augengneis vorzufinden.

Das granitoide Edukt der Augengneise intrudierte nach SCHEUVENS et al. (2003) vermutlich
während einer magmatischen Phase im Ordovizium-Silur und wurde während der variscischen
Orogenese metamorphisiert.
In den liegenden Bereichen der Quarzphyllit-Einheit sind granatreiche Partien vorhanden
(variscisch), die z.T. von geringmächtigen Chlorit-Schiefer-Lagen durchzogen sind
(SCHOENHERR 2002). Über den Granat-führenden Quarzphylliten folgt eine ca. 350 m
mächtige Einschaltung aus Augengneisen, die im Hangenden von heterogenen Quarzphylliten
überlagert werden (SCHOENHERR 2002). Es finden sich oftmals geringmächtige
Einschaltungen von Chlorit-Schiefern (Meta-Basiten), Quarz-Feldspat-Schiefern (genetisch zu
den Augengneisen zu stellen) und Quarziten. Den Quarzphylliten ist die Abwesenheit von Biotit
und ein erhöhter Calcitgehalt gemeinsam (nach MAIR & PURTSCHELLER 1996 und
SCHOENHERR 2002). Ca. 7 km E´ des Arbeitsgebietes (W´ des Zufrittsees) konnte aus einer
feinkörnigem Quarzphyllit-Probe, die nur wenige Meter über der Madritschjoch-Linie
entnommen wurde, mit einer Mineralvergesellschaftung von Muskowit + Chlorit + Quarz +
Plagioklas ± Granat ein Hellglimmer-Alter von 87 ± 2 Ma datiert werden (MAIR & SCHUSTER
2003).
Generell zeigen die Metamorphite des Campo-Kristallins ein variscisches Streichen und ein
Einfallen nach ESE bzw. SE.
E´ der Ortler-Linie ist der Quarzphyllit-Komplex und auch das Ortler-Mesozoikum durch
mehrere NW-SE streichende Gänge eines Andesitporphyrs durchschlagen worden, der mit einem
Rb/Sr-Alter von Biotit auf 32-31 Ma datiert ist (DAL PIAZ et al. 1988).
2.3.2 Tektonometamorphe Entwicklung
2.3.2.1 Variscische Orogenese
Der auf 271 ± 3 Ma datierte Marteller Granit durchschlägt diskordant die metamorphen
Strukturen im nördlichen Campo-Kristallin. Aufgrund dessen müssen die vorhandenen
Metamorphite mit ihrer Deformationsgeschichte älter sein und werden als variscisch angesehen
(ANDREATTA 1952, THÖNI 1981, HOINKES & THÖNI 1993).
Durch die variscische Orogenese entwickelte sich ein E-W gerichteter Faltenbau mit
Wellenlängen im km-Bereich (MAIR et al. 2003). Während dieser Deformationsphase wurden
im Bereich des Arbeitsgebietes die heutige Hauptschieferung (ANDREATTA 1952 und
HOINKES & THÖNI 1993) und großräumige Isoklinalfalten mit ENE-WSW streichenden
subhorizontalen Achsen angelegt (MAIR & PURTSCHELLER 1996).

Die Laaser Serie (1) und die Marteller Glimmerschiefer (2) zeigen eine variscische
Mineralvergesellschaftung von Granat + Staurolith + Biotit + Plagioklas + Quarz (MAIR et al.
2003). Die Paragneis-Einheit am Gavia-Pass enthält nach SCHEUVENS et al. (2003) eine
variscische Mineralvergesellschaftung von Granat + Staurolith I + Biotit + Hellglimmer (lokal:
Granat + Sillimanit + Biotit + Kalifeldspat). Innerhalb des Quarzphyllit-Komplex lässt sich i.A.
vom Liegenden (Granat-führend) zum Hangenden (granatarm) ein abnehmender variscischer
Metamorphosegrad beobachten (SCHOENHERR 2002).
2.3.2.2 Eoalpine Orogenese
In den Einheiten der Laaser Serie und der Marteller Glimmerschiefer zeigt sich eine eoalpine
Mineralvergesellschaftung von Granat + Plagioklas + Biotit + Muskowit ± Chloritoid ±
Paragonit ± Margarit (MAIR et al. 2003). Aus Untersuchungen an Paragneisen und
Quarzphylliten leiten MAIR et al. (2003) in beiden Einheiten eoalpine P/T-Bedingungen von 6,7-
8,5 kbar und 480-500 °C ab. Dadurch kam es in der Laaser Serie z.T. zu einer Rekristallisation
des gesamten variscischen Mineralbestandes während der eoalpinen Orogenese. Die Intensität
der eoalpinen Überprägung nimmt nach Westen hin ab, wodurch in den Marteller
Glimmerschiefern (nahe des Suldentals) die variscische Mineralvergesellschaftung erhalten blieb
(MAIR et al. 2003).
Nach THÖNI (1981) ist die variscische Mineralvergesellschaftung der Quarzphyllite aus Quarz +
Muskowit + Chlorit ± Biotit ± Granat I ± Plagioklas + Akzessorien durch die eoalpine
Metamorphose überprägt. Dies belegt THÖNI (1981) durch die Chloritisierung von Biotit und
Granat und die Neubildung von Serizit, Phengit, Chlorit, Klinozoisit, Chloritoid und Biotit.
Nach HOINKES & THÖNI (1993) zieht eine Chloritoid-Isograde durch den Quarzphyllit-
Komplex und das Ortler-Mesozoikum des Arbeitsgebietes. Im östlichen Bereich des Campo-
Kristallins (E´ des Martelltales) erreichte die eoalpine Metamorphose mit der Neubildung von
Staurolith die Amphibolitfazies und in einer breiten NE-SW streichenden Zone (von Laas über
das Martelltal und Sulden bis in Richtung des Gavia-Passes), die mittlere Grünschieferfazies mit
der Bildung von Chloritoid (SCHMID & HAAS 1989 und HOINKES & THÖNI 1993). Nach
MAIR & PURTSCHELLER (1996) ist der Quarzphyllit-Komplex grünschieferfaziell überprägt
und der Metamorphosegrad nimmt zur Basis hin zu, bis er im „Ortler-Altkristallin“ die
Amphibolitfazies erreicht.
Durch die eoalpine Deformation bekam das variscische Faltensystem eine neue Orientierung, die
sich in Form von N-S streichenden Faltenachsen innerhalb der Ortler-Sedimente und dem
unterlagernden Kristallin ausdrückt (MAIR et al. 2003).

In dieser ersten Phase der eoalpinen Orogenese (Trupchun-Phase, siehe Tab. 2.1) kam es zu
einem WNW gerichteten Deckentransport der Ortler-Decke über das Campo-Kristallin (BERRA
& JADOUL 1999, CONTI 1997, FROITZHEIM et al. 1997). CONTI (1997) geht von einem
lateralen Verschiebungsbetrag der Ortler-Decke vom Ort der Ablagerung bis zur heutigen
Position von ca. 70 km aus. Während der Überschiebung entlang evaporitischer Triasgesteine
kam es im Campo-Kristallin und in den basalen Lagen der Ortler-Decke zur mylonitischen
Deformation. Dies verursachte nach CONTI et al. (1994) und CONTI (1997) einerseits die
Bildung einer Überschiebungsfläche (Zebru-Linie) und andererseits die Bildung mylonitischer
Gefüge innerhalb des Campo-Kristallins (SCHOENHERR 2002).
Abb. 2.5: Kinematische Entwicklung der Zebru-Überschiebung verändert nach einem Modell von FROITZHEIM et
al. (1994). a) Tektonische Rekonstruktion am Ende des Jura nach Extension und vor der alpidischen Deformation. b)
die in rot gestrichelte Linie stellt den zukünftigen Abscherhorizont der Zebru-Linie dar. E´ der jurassischen
Abschiebungen verläuft die Zebru-Linie innerhalb der Raibler Schichten und W´ davon im Campo-Kristallin. c)
nach W gerichteter Transport während D 1 (Trupchun-Phase) führt zur Abscherung der Ortler-Decke über die Campo-
Decke (blau: Ortler-Decke, gelb: Raibler Schichten, grau: Permo-Triassische Abfolge, braun: Campo-Kristallin)
Die Extensionstektonik der Ducan-Ela-Phase beschränkt sich nach FROITZHEIM et al. (1994)
und CONTI et al. (1994) auf den westlichen Bereich der Ortler-Decke.
Nach CONTI et al. (1994) sind die Strukturen der Blaisun-Phase im gesamten Austroalpin
vorzufinden. Sie ist durch offene Falten mit Wellenlängen im km-Bereich und WNW-ESE
orientierte Faltenachsen charakterisiert, die parallel zu den Streckungslinearen der Trupchun-
Phase ausgerichtet sind.

Diese Faltung ist nach CONTI et al. (1994) für das generelle Einfallen der Ortler-Decke nach
Norden verantwortlich. Die oligozänen Andesitporphyre intrudierten letztlich in die „Blaisun-
Faltenstrukturen“ der Ortler-Decke (CONTI et al. 1994).
MAIR & PURTSCHELLER (1996) fassen die Blaisun- und Turba-Phase als einphasiges
Deformationsereignis (D 3 von Eozän bis unteres Oligozän) zusammen. Dabei kommt es während
dem mittleren bis oberen Eozän zu einer N-S-Einengung des Campo-Kristallins und der Ortler-
Decke mit E-ESE streichenden Falten. Im unteren Oligozän wird die Ortler-Decke zu einer
WSW-ENE streichenden Synklinale geformt (D 4 nach MAIR & PURTSCHELLER 1996). Eine
leichte Drehung der Kompressionsrichtung nach NNW produzierte N-vergente Großfalten in den
Trias-Einheiten.
Südlich der Trias wird das Kristallin nach NW-NNW transportiert und an der reaktivierten durch
Faltung steilgestellten Zebru-Linie vom mächtigen Sedimentpaket der Trias gestoppt (MAIR &
PURTSCHELLER 1996).
2.4 Die Ortler-Linie
Die Ortler-Linie ist durch den NNW-SSE streichenden ca. 4 km langen Verlauf der
ausstreichenden Triasbasis des Hauptdolomits charakterisiert, der im subkonkordanten Kontakt
zu den an den Profilen ausbeißenden Dolomit-Myloniten entlang dem östlichen Ende der Ortler-
Decke steht. Die Ortler-Linie ist Teil der alpinen Scherzonen des westlichen Austroalpins. Sie
markiert die Scherbahn durch die Ausbildung mylonitischer Gefüge in den hangenden Phylliten
und Quarz-Feldspat-Schiefern des Quarz-Phyllit-Komplexes und durch die Ausbildung der
Dolomit-Mylonite im Hangenden der mylonitischen Phyllite („Phyllonite“).
Die Ortler-Linie gehört zum Abscherhorizont der Zebru-Linie und wird als WNW bzw. NW
gerichtete Überschiebung interpretiert (CONTI 1997, BERRA & JADOUL 1999, FROITZHEIM
et al. 1997).
KAPPELER (1938) zählt die Basallage der Ortlertrias zum Verrucano (Synonym: Chanels
Formation aus dem Skythium), die ANDREATTA (1952) als Mylonit bezeichnete, der durch
subhorizontale Verschiebung der Ortler-Decke nach W bis WNW über den kristallinen Sockel
des Campo-Kristallins entstand. Nach BERRA & JADOUL (1999) sind die mylonitischen
Gesteine der Überschiebungsfläche karnischen Alters (untere Obertrias). MAIR &
PURTSCHELLER (1996) stufen die Dolomit-Mylonite hingegen als unter- bis mitteltriassische
Sedimente ein. CONTI et al. (1994) stellen die intensiv rekristallisierten Dolomite zur
Vallatscha-Formation aus dem Ladinium (obere Mitteltrias).
Durch den Deckentransport werden nach MAIR & PURTSCHELLER (1996) die obersten
Bereiche des Campo-Kristallins W-vergent verfaltet, so dass es zu einem Abtauchen der

Triasbasis nach W kommt. Der Versatz des Deckentransportes von ESE nach WNW beträgt nach
BERRA & JADOUL (1999) ca. 45 km. Die Dolomit-Mylonite entlang der Ortler-Linie (i.e.S. an
einer Probe nahe der Tabaretta-Hütte) zeigen nach Textur-Messungen von CONTI (1997) eine
bevorzugte kristallographische Orientierung mit einem Schersinn Top nach W. Nach
Untersuchungen von BERRA & JADOUL (1999) lässt die subkonkordante Lagerung des
Dolomit-Mylonits unter dem Hauptdolomit darauf schließen, dass der Dolomit-Mylonit-Horizont
(nahe Tabaretta-Hütte) die Basisüberschiebung darstellt.
Anhand von Untersuchungen an Dolomit-Einzelkristallen ermittelten HIGGS & HANDIN
(1959) und WENK (1985) eine Temperatur von 400-500 °C für den Beginn des
kristallplastischen bzw. duktilen Verhaltens von Dolomit.
CONTI (1997) unterteilt die Trupchun-Phase in zwei zeitliche Abschnitte: Während D 1a kam es
zu Bewegungen an der Zebru-Linie (und Ortler-Linie) und der Schlinig-Linie. Während D 1b sind
die Schlinig-Linie und die Trupchun-Braulio-Überschiebung aktiv. Die E-W streichende Zebru-
Linie am südlichen Ende der Ortler-Decke wurde nach CONTI et al. (1994) durch eine dritte
Deformationsphase steilgestellt.
2.5 Das Ortlermesozoikum
2.5.1 Stratigraphie
Im Allgemeinen ist die Stratigraphie des Ortlermesozoikums eingehend von DÖSSEGGER &
MÜLLER (1976) und CONTI et al. (1994) untersucht worden. Das zum Arbeitsgebiet am
nächsten aufgenommene Profil von CONTI et al. (1994) liegt ca. 30 km W´ des Arbeitsgebietes
im Bereich des Alpe Trela bis M. Pettini (siehe Abb. 2.4 und Abb. 2.6). Dort lagern über
permischen Vulkaniten die Chazforà Formation (Skythium) und die Fuorn Formation (Anisium).
Letztere ist u.a. durch eine bunte (vorwiegend braune und grüne) Wechsellagerung aus
karbonatführenden Sand- und Siltsteinen mit detritusführenden gelblichen Dolomiten und einem
grünem karbonatfreiem Schichtglied charakterisiert (DÖSSEGGER & MÜLLER 1976). Im
Bereich des Zumpanell beschreibt USTASZEWSKI (2000) eine Metamorphisierung der Fuorn
Formation mit der Ausbildung einer Schieferung und einer Runzelung in grünlichen
karbonatführenden Quarzsandsteinen. Z.T. wird dort die Basis von „stark Pyritführenden Lagen
mit Kontakt zu den unterlagernden Paragneisen“ gebildet. Die Obergrenze der Fuorn Formation
wird dort von „wellig gebankten, bräunlich anwitternden Dolomiten“ abgeschlossen. Die
Definition der Obergrenze dieser Formation erscheint nach DÖSSEGGER & MÜLLER (1976)
als problematisch, da zumeist ein kontinuierlicher Übergang von einer detritischen zu einer
karbonatischen Sedimentation ohne scharfe Grenze ausgebildet ist. Im Falle einer Überlagerung
der karbonatischen Schichten aus der Turettas Formation, ist eine deutliche Grenze zwischen den

mehreren Dezimeter mächtigen Detritus-Lagen und den Dolomiten vorhanden (DÖSSEGGER &
MÜLLER 1976).
Die Turettas Formation wird von der Vallatscha Formation überlagert, die aus mittel- bis
dickgebankten Dolomiten besteht und häufig Reste von Diplopora annulata enthält
(DÖSSEGGER & MÜLLER 1976). Die Vallatscha Formation wird von der geringmächtigen
Altein Formation und den Raibler Schichten überlagert.
Die nach Literaturdaten im Bereich des Arbeitsgebietes beschriebenen ältesten Gesteine aus dem
Mesozoikum gehen auf die Raibler Schichten (Karnium) aus dem Liegenden zum Hauptdolomit
zurück. Diese treten in Form von isolierten Rauhwacke-Vorkommen auf (zur Ausbildung der
Rauhwacke im Arbeitsgebiet siehe Kap. 4.6 und SCHOENHERR 2002). Nach einem Modell von
SCHAAD (1995) können Rauhwacken durch die Lösung und Verkarstung eines evaporitischen
Ausgangsgestein entstehen. Hierbei werden triassische Gipsgesteine durch ein System von
Karsthöhlen in den Untergrund entwässert. Im Liegenden des Gips befinden sich wasserstauende
Schichten. In den sich im Gipsgestein gebildeten Karsthohlräumen können fremde Fragmente
aus dem Nebengestein und Detritus von der Erdoberfläche zusammengeschwemmt werden.
Durch Ca 2+ -reiche Karstwässer wird das akkumulierte Material calcitisch verkittet und zur
Rauhwacke gebildet. Dabei können die Bruchstücke aus dem Nebengestein während eines
fluviatilen niedrigenergetischen Milieus eine Regelung innerhalb der Matrix zeigen. Nach
SCHAAD (1995) kann diese „Rauhwackisierung“ des evaporitischen Ausgangsgestein ins
Quartär gestellt werden, da z.B. Komponenten in der Rauhwacke enthalten sind, die
Gletscherstriemungen aufweisen. Nach MAIR & PURTSCHELLER (1996) (an der
Madritschjoch-Linie) und nach USTASZEWSKI (2000) (W´ des Hintergratkopfes) ist die
Rauhwacke als ein kataklastisches Gestein zu interpretieren, in welches während der
Deformation Bruchstücke aus dem Kristallin eingearbeitet wurden.
Der im Arbeitsgebiet über den Raibler Schichten lagernde Hauptdolomit (Norium) besteht nach
BERRA & JADOUL (1999) aus Karbonaten eines Intraplattform-Beckens, die während einer
frühdiagenetischen Phase komplett dolomitisiert wurden. BERRA & JADOUL (1999)
postulieren zwei mögliche Theorien zur heutigen Deckenlagerung, wobei (1) die Ortler-Decke
und die Quattervals-Decke ein gemeinsames Intraplattform-Becken gebildet haben und durch die
alpine Tektonik voneinander getrennt wurden (weitere Verschiebung der Quattervals-Decke von
E nach W). Beide Decken könnten auch eigenständige Intraplattform-Becken darstellen (2).
Die Mächtigkeit des Hauptdolomits nimmt von E nach W und von S nach N ab (ca. 300 m bei
Gomagoi; siehe Abb. 2.6). Im Bereich des Ortlers beträgt die Mächtigkeit ca. 1500 m (nach

BERRA & JADOUL 1999), während am westlichen Ende der Ortler-Decke die Mächtigkeit bis
auf 0 m am Passo Trela abnimmt (nach CONTI et al. 1994).
Abb. 2.6: N-S Profilschnitt durch die Ortler-Decke. In Rot ist die Deckengrenze zwischen Ortlermesozoikum und
dem sich im Liegenden befindenden Campo-Kristallin markiert, die im Zebru-Tal steilgestellt ist (verändert nach
BERRA & JADOUL 1999)
Dieser E-W-Gradient der Mächtigkeit wird von BERRA & JADOUL (1999) durch die höhere
Intensität der alpinen Faltung im östlichen Bereich gegenüber dem westlichen Bereich begründet.
Dabei kam es z.B. im Bereich der Königsspitze zur Verdopplung von Schichtpaketen innerhalb
des Hauptdolomits durch Faltung und im Ortler-Bereich zu einer tektonischen Stapelung von
„norischen“ Sedimenten und kristallinen Gesteinen.
Nach CONTI et al. (1994) besteht der Hauptdolomit aus hell- bis dunkelgrauen und gut
gebankten Dolomiten, die im Gebiet der Engadiner Dolomiten nach SCHMID (1973) im
Übergang zu den Liegenden Raibler Schichten häufig eine Brekzienbildung zeigen. SCHMID
(1973) konnte dieses Gefüge an der Ostflanke des P. Umbrail als „Brekzien an der Basis der
Hauptdolomitformation“ kartieren. Die Brekziierung kann dabei nach DAVIES (1970) durch
Rissbildung infolge thermischer Einflüsse oder Volumenänderungen durch differentielle
Verhärtung des Sediments entstehen. Es muss daher für die Entstehung der Brekzien keine
tektonische Aktivität vorausgesetzt werden, weshalb sie als sedimentäre Primärbrekzie
interpretiert werden kann (SCHMID 1973).
Bei den laminierten Dolomiten handelt es sich nach SCHMID (1973) größtenteils um sog.
Algenlaminite aus dem intertidalen Bildungsmilieu. Eine schwach ausgebildete Verfaltung dieser
Sedimente mit Wellenlängen im cm-Bereich kann auf die Aktivität von subaquatischen
Rutschungen zurückgeführt werden (KAPPELER 1938).

Die über dem Hauptdolomit folgende Kössen-Formation (Rhaetium) ist im östlichen Bereich der
Ortler-Decke nicht anzutreffen, da sie nach BERRA & JADOUL (1999) durch die tektonische
Aktivität der Quattervals-Überschiebung „gekappt“ wurde.
Ca. 30 km W´ des Arbeitsgebietes werden die Raibler Schichten – nach einem Profil (Abb. 2.7)
von CONTI et al. (1994) – von einer 400 m mächtigen Abfolge von Skythium bis Ladinium
unterlagert, welche im Arbeitsgebiet fehlt. Im westlichen Bereich der Engadiner Dolomiten wird
ein solcher Schichtausfall nach FROITZHEIM et al. (1994) durch ostgerichtete jurassische
Abschiebungen hervorgerufen, was nach MAIR & PURTSCHELLER (1996) auch auf das
Gebiet der östlichen Ortler-Decke zutreffen könnte.
Abb. 2.7: Das stratigraphische Profil im Bereich des Alpe
Trela bis M. Pettini (ca. 30 km W´ des Arbeitsgebietes)
zeigt eine vollständige stratigraphische Abfolge der
Gesteine vom Campo-Kristallin bis zum unteren Jura
(nach CONTI et al. 1994)
2.5.2 Metamorphose
Nach CONTI et al. (1994) zeigen sich von E nach W abnehmende Maximaltemperaturen in den
Sedimenten der Ortler-Decke. HENRICHS (1993) weist mittels Illitkristallinität und
Vitrinitreflexion einen Einfluss der eoalpinen Metamorphose auf die mesozoischen Sedimente im
östlichen Bereich der Ortler-Decke mit einer Temperatur von ca. 300 °C nach.

Im Westen der Ortler-Decke ist nach CONTI et al. (1994) lediglich ein diagenetischer
Temperatur-Einfluss in den Sedimenten feststellbar.
Eine Temperatur von etwas über 300 °C weist THÖNI (1983) mit dem Wachstum von Phengit
und Biotit in Sedimenten mit vermutlich karnischem Alter nach. Aus Mischfraktionen (< 2 mm)
von Biotit-Phengit-Schiefern (1) und Chlorit-Albit-Phengit-Schiefern (2) vermutlich aus
Metasedimenten des Ortlermesozoikums oder der oberen Trias NW` von Innersulden ermittelte
THÖNI (1981) K/Ar-Alter von 85,9 ± 3,9 Ma (1) und 85,8 ± 6,4 Ma (2). Diese Proben zeigen
rekristallisierte Quarz-Gefüge und eoalpin gesprossten Hellglimmer und Chlorit. Die Alter von
(1) und (2) spiegeln nach THÖNI (1981) eine erste Abkühlungsphase nach dem thermischen
Höhepunkt wider. Des Weiteren dokumentiert THÖNI (1981) am östlichen Ende der Ortler-
Decke eine eoalpine untere Grünschieferfazies mit der Neubildung von Phengit/Muskowit,
Chlorit sowie von Biotit (Suldental).
Untersuchungen von HENRICHS (1993) und KÜRMANN (1993) belegen eine jungalpine
anchimetamorphe Überprägung in Nähe der Deckenüberschiebung. In permo-triassischen
Sedimenten ca. 20 km W´ des Arbeitsgebietes konnten dabei Maximaltemperaturen von 230-240
°C (KÜRMANN 1993) und in Proben aus dem Rhaetium eine Temperatur von 240-260 °C
(HENRICHS 1993) ermittelt werden. In permischen Sedimenten aus der südlichen Scarl-Decke
konnten durch K/Ar-Datierungen an Hellglimmern Alter von ca. 95-75 Ma ermittelt werden.
Dieser Zeitraum wird nach THÖNI (1980) als Zeitspanne der Abkühlung interpretiert. THÖNI
(1983) postuliert, dass das Alter von 86 Ma (Oberkreide, Coniacium) das Ende der eoalpinen
Metamorphose im Bereich des Arbeitsgebietes darstellt. Den Temperaturhöhepunkt beziffert
THÖNI (1983) zwischen 90-85 Ma.
Untersuchungen von BERRA & CIRILLI (1997) an organischem Material aus Sedimenten der
Fraele Formation (oberes Norium-Rhaetium) im Bereich des M. Pettini (siehe Abb. 2.4) ergaben,
dass sich in der Quattervals-Decke höhere Temperaturen entwickelten (etwas über 300 °C) als in
der unterlagernden Ortler-Decke (200-300 °C). Um diese Temperaturen in den Sedimenten zu
erreichen ist eine überlagernde Sedimentbedeckung von mindestens 6 km nötig, wenn man von
einem anomalen geothermischen Gradient von 40°/km ausgeht (nach HENRICHS 1993). Im
Bereich des M. Pettini ist die Fraele Formation bis zur Chanels Formation jedoch nicht über
1000 m mächtig. Diese Diskrepanz wird von BERRA & CIRILLI (1997) durch die Beziehung
zwischen Erwärmung und Überschiebung erklärt: Die oben beschriebene Situation ist das
Ergebnis aus zwei tektonischen Ereignissen. Zunächst wurden die Sedimente der Ortler-Decke
(i.w.S. der Engadiner Dolomiten) von einer mächtigen tektonischen Einheit überfahren.

Die nachfolgende Erwärmung (im oberen Jura) der überschobenen Sedimente der Ortler- und
Quattervals-Decke, die zu diesem Zeitpunkt ihre heutige Position noch nicht erreicht hatten, war
für die aus dem organischen Material ermittelte Temperatur verantwortlich (1).
Diesem Ereignis folgte eine zweite tektonische Phase (Trupchun-Phase nach FROITZHEIM et
al. 1997), in welcher sich die genannten Deckeneinheiten in ihre heutige Position bewegten.
Dieses zweite tektonische Ereignis geschah nach oder während der Abkühlung, ohne die
Temperaturen der ersten Phase zu überschreiten (2). Die Tatsache, dass die höher temperierte
Quattervals-Decke die niedrig temperiertere Ortler-Decke überlagert, zeigt, das sich die nach W
gerichtete Überschiebung der höher temperierten Einheiten nach dem Temperaturhöhepunkt von
(1) vollzog.
3. Arbeitsmittel und Methodik
Allgemeine Anmerkungen
Die Geländedaten wurden im Wesentlichen an drei Profilen aufgenommen. Weitere Daten
(Gefügewerte etc.) und Erkenntnisse wurden z.T. auch aus der Diplomkartierung 2002
übernommen. Alle Gefügewerte entstammen aus den drei Profilen und wurden im Schmidtschen
Netz über das Programm Stereo nett von Johannes Duyster ausgewertet. Der für bestimmte
Deformationsphasen charakteristische Datensatz (z.B. E-W und/oder NNE-SSW gerichtete
Faltung) bestimmte eine Untergliederung der drei Profile in mehrere Bereiche.
Die Profile wurden im Gelände über die komplette Länge abfotografiert. Mit einem
Zeichenprogramm wurde daraufhin die Geologie in transparenter Farbe über die Fotos bzw.
Morphologie gelegt.
3.1 Elektronenmikroskopie
Durch die Elektronenmikroskopie am ESEM (XL 30 ESEM LaB 6 ; Environmental Scanning
Electron Microscope von PHILIPS) des Institutes für Angewandte Geowissenschaften der TU
Darmstadt wurden einzelne Mineralphasen sowie deren Oberflächengestalt von vier Dolomit-
Mylonit-Proben erfasst (JS-DA 24, 37, 57 und 61). Mit Hilfe des BSE-Modus wurden durch den
Helligkeitskontrast, der durch Unterschiede in der Dichte der einzelnen Minerale hervorgerufen
wird, chemisch unterschiedliche Mineralphasen identifiziert, die über den EDX-Modus
analysiert wurden. Diese Untersuchung hatte zum Ziel, einen potentiellen Calcitgehalt in der
Matrix der Dolomit-Mylonite ausfindig zu machen, um anschließend mit der Methode der
Calcit/Dolomit-Thermometrie Erkenntnisse über die Metamorphose-Temperatur der Dolomit-
Mylonite zu gewinnen.

3.2 Kathodolumineszenz (KL)
3.2.1 Ziel
Zur Rekonstruktion der mineral- und gesteinsbildenden Prozesse der Scherzonengesteine aus
bzw. in Nähe der Ortler-Linie sollen Untersuchungen an insgesamt fünf Proben im Geologischen
Institut der Ruhr-Universität Bochum mit Hilfe der KL unter Anleitung von Dr. Rolf Neuser
beitragen. Bei dieser Methode reagieren die Minerale eines polierten und bedampften
Dünnschliffes unter Elektronenbeschuss mit der Emission von Licht (Lumineszenz).
Die Lumineszenz ist dabei abhängig vom Chemismus, von Kristallbaufehlern und
Gitterdefekten, wodurch man Aussagen zur Phasenquantifizierung und Internstrukturen einzelner
Minerale treffen kann.
3.2.2 Methodik
Das KL-Instrument (HC 1-LM, entwickelt von Dr. Rolf Neuser) der Ruhr-Universität-Bochum
ist für die Aufnahme von Digitalbildern mit dem Videokamera-System KAPPA DX30C
verknüpft. Im Allgemeinen werden ein Beschleunigungspotential von 14 kV und Stromstärken
zwischen 5 und 10 mA/mm 2 für die KL-Messungen angewendet. Die Integrationszeiten des KL-
Spektrums liegen durchschnittlich zwischen 10 und 60 s.
Sämtliche KL-Aufnahmen der Proben JS-DA 24, 25, 34, 37 und 57 wurden während eines
kompletten Tages genommen. Wurde ein zu untersuchender Ausschnitt des Dünnschliffs
ausgewählt, so wurde zunächst ein Digitalphoto unter linear polarisiertem Licht und dann das
korrespondierende KL-Bild aufgenommen.
3.3 Pulverdiffraktometrie
Insgesamt wurden an sechs Proben (JS-DA 24, 34 -2x-, 52, 57, 59 und 61) sieben Analysen mit
dem Pulverdiffraktometer PW 1050 (von PHILIPS) im Institut für Angewandte
Geowissenschaften der TU Darmstadt röntgenographisch ausgewertet. Diese Untersuchungen
sollen die submikroskopische Phasenquantifizierung, die über das ESEM
elektronenmikroskopisch gewonnenen Ergebnisse und die KL-Analysen unterstützen. Auch
hierbei wurde im Wesentlichen die Matrix der Rauhwacken und der Dolomit-Mylonite
untersucht.
3.4 Quantitative Korngefügeauswertung
3.4.1 Ziel
Insgesamt wurden fünf Proben (JS-DA 24, 25, 37, 57 und 61) mit der Bildanalyse DIAna V2
(Digital Image Analysis) von Johannes Duyster im Institut für Angewandte Geowissenschaften

der TU-Darmstadt untersucht. Ziel dieser Methode soll die Ermittlung der Kinematik und der
Verformungsgeometrie innerhalb der Dolomit-Mylonite und in den Basallagen des hangenden
Hauptdolomits sein.
3.4.2 Methodik
Zunächst wurde ein Dünnschliffphoto aus der Matrix der jeweiligen Dolomit-Mylonit-Probe
unter linear polarisiertem Licht aufgenommen mit einer Größe von etwas 0,5 mm x 0,4 mm.
Dieses Photo wurde vergrößert und ausgedruckt. Auf Transparentpapier wurden über dem
Ausdruck die Korngrenzen nachgezeichnet und eingescannt. Das Bildanalyseprogramm DIAna
V2 wertete die Parameter der gemittelten Langachsenorientierung (LAO), die mittlere Kornform
(MKF) und die durchschnittliche Partikel-Projektion (PP) der einzelnen Dolomitkörner aus.
Darüber hinaus konnte über die Flächenberechnung aller Einzelkörner eine Korngrößenstatistik
ausgearbeitet werden.
3.5 Rubidium/Strontium-Datierung
3.5.1 Ziel
Um die geochronologische und metamorphe Entwicklung der Scherzonengesteine aus der Ortler-
Linie zu rekonstruieren, wurde im geochronologischen Labor des Geologischen Institutes der
Universität Wien unter Anleitung von Ao. Prof. Dr. Martin Thöni die Probe JS-DA 63 (Quarz-
Feldspat-Schiefer, siehe Profil 2) aufbereitet. Diese Untersuchung sollte zeigen, ob während der
eoalpinen Metamorphose eine Rückstellung der „radiometrischen Uhr“ im Rb/Sr-System für
Hellglimmer entlang der Ortler-Linie stattfand.
3.5.2 Methodik
Zunächst wurde die ca. 4 kg schwere Probe JS-DA 63 mit einem Backenbrecher zerkleinert und
in ein Walzwerk eingegeben. Von der nun kornzerkleinerten Probe (im mm-Bereich) wurden ca.
100 mg als repräsentative Probe des Gesamtgesteins entnommen. Der Rest wurde durch Siebung
in eine Feinfraktion (0,10-0,25 mm) und eine Grobfraktion (0,25-0,40 mm) getrennt. Diese
Korngrößentrennung wurde angelegt, um den Versuch zu unternehmen, unterschiedliche
Hellglimmer-Generationen (Fein- und Grobfraktion) voneinander zu trennen.
Zunächst wurden beide Korngrößenfraktionen separat in einer langsam drehenden Achatmühle
von der Firma FRITSCH mit Alkohol (Propanol) angereichert und 3-4 Minuten bearbeitet.
Dadurch sollen zum einen die Hellglimmer entlang ihrer Basisflächen auf eine geringere Dicke
abgerieben werden, um vorhandene Einschlüsse zu entfernen. Andererseits fördert das Drehen

der Achatmühle die Abtrennung von mit den Hellglimmern verwachsenen Fremdmineralen wie
Fe-Hydroxide oder Feldspat.
Nach dieser ersten Separation werden die nun viskosen Proben dekantiert und getrocknet.
Danach durchliefen die beiden Fraktionen einen Magnetscheider von FRANTZ (Modell LB-1),
um den Hellglimmer vom Feldspat zu trennen, damit dieser beim nachfolgenden Mahlen mit der
Achatmühle den Hellglimmer nicht zerstört. Sowohl die Grob- als auch die Feinfraktion
durchlaufen nach dem zweiten Mahlvorgang nochmals den Magnetscheider. Letztlich wurden
beide Fraktionen am Formtrenntisch von SEIBERSDORF (sog. Rütteltisch) dreimal bearbeitet,
um Minerale mit höherer Dichte und rundlicher Kornform weiter von Hellglimmer zu separieren.
Beide nur noch 200 mg wiegenden Fraktionen weisen durch die mehrmaligen Trennvorgänge
nun einen mehr oder weniger reinen Hellglimmer-Gehalt auf. Die Fraktionen werden in einer
HF:HNO 3 -Lösung im Mischungsverhältnis 4:1 aufgelöst.
Die Rb- und Sr-Gehalte werden daraufhin mit einem Harz und HCl aus den 200 mg Probe
extrahiert und können dann im Massenspektrometer von ThermoFinnigan (Triton TI ® ) für die
Datierung ausgewertet werden (Messzeitraum ca. 1,5 Std.).
Die im frühen Bearbeitungsstadium entnommene Gesamtgesteins-Probe wurde ca. drei Stunden
in der langsam drehenden Achatmühle gemahlen und kornzerkleinert, danach einen halben Tag
getrocknet und für die abschließende Datierung abgefüllt. Dieses für den Gesamtbestand der
Probe JS-DA 63 repräsentative Material wurde ebenfalls im Massenspektrometer datiert.
4. Profildaten
In diesem Kapitel werden Daten präsentiert, die auf Auswertungen der Geländearbeit an drei
Profilen, der Polarisationsmikroskopie und der unter Kap. 3 erwähnten Methoden basieren.
Aufgrund der besonderen Stellung, die die Dolomit-Mylonite im Arbeitsgebiet einnehmen,
werden diese Gesteine gesondert in Kapitel 4.5 besprochen. In Kapitel 4.6 werden weitere
triassische Gesteine der Ortler-Decke behandelt.
Der oftmals in Klammern kursiv markierte Hinweis (z.B. Profil 1), soll an der entsprechenden
Textstelle auf die Betrachtung des am Ende des jeweiligen Kapitels eingefalteten DIN A3 Profils
verweisen. Im Anhang sind die submikroskopisch geschätzten Modalbestände (in
Flächenprozent) der einzelnen Proben in Form von Säulendiagrammen eingefügt (mit Ausnahme
der Dolomit-Mylonite und des Hauptdolomits). Zu den einzelnen Lokalitäten der entnommenen
Proben in den Profilen sei auf die Probenlisten und die Geologische Karte im Anhang verwiesen.

4.1 Überblick
Abb. 4.1: Die drei Profile sind morphologisch E-W streichende Grate, an deren westlichen Ende u.a. Dolomit-
Mylonite den Ausbiss bzw. Verlauf der Ortler-Linie (OL) markieren. Große Schuttmassen aus Grund- und
Seitenmoränenmaterial überdecken den weiteren Verlauf zwischen den Profilen und S´ von Profil 1. Die Dolomit-
Mylonite fallen flach nach WNW bzw. NW ein und überlagern das Campo-Kristallin subkonkordant. Zum
hangenden Hauptdolomit zeigt sich in jedem Profil ein subkonkordanter Kontakt
4.2 Profil 1 – Hintergratkopf
Das am südlichsten gelegene Profil streicht WSW-ENE und hat eine Profillänge von 460 m.
Morphologisch steigt der Grat von E (2802 m ü.N.N.) nach W (2896 m ü.N.N.) um 94
Höhenmeter leicht an und fällt nach N und S steil ab.
Die durchschnittlichen Foliationswerte liegen bei 274/22 (n = 106), wobei die Einfallsrichtung
von SW im Ostteil des Profils über W im mittleren Bereich nach NW im Westteil dreht (siehe
Schmidtsche Netze 1.1-1.4 in Profil 1 und Abb. 4.2). An die Ortler-Linie annähernd wird das
Profil von E nach W in vier tektonische Bereiche untergliedert (Bereiche I-IV, Profil 1).
Abb. 4.2: Verteilung der einzelnen Maxima für die Hauptfoliation von Bereich I im Osten (B1) bis Bereich IV im
Westen von Profil 1 (B4)

Abb. 4.3: Verlauf der Deckengrenze bzw. Ausbiss der Dolomit-Mylonite (in rot überzeichnet) mit den hangenden
und liegenden Gesteinen in Profil 1
4.2.1 Bereich I (Ostteil)
4.2.1.1 Makrogefüge
Dieser Abschnitt erstreckt sich im Ausbiss über 56 m und wird von grünlich bis dunkelgrauen
Phylliten aufgebaut. Diese zeigen einen seidigen Glanz auf den wellig ausgebildeten
Schieferungsflächen.
Im Aufschluss zeigt sich eine intensive Kleinfaltung im cm- und mm-Bereich mit einer sehr
engständigen Schieferung. Zwei etwa senkrecht zueinander stehende Faltensysteme (NW/SE und
NE/SW) mit Wellenlängen im cm-Maßstab produzieren Dom- und Beckenstrukturen auf den
Schieferungsflächen. Die Foliation zeigt einen Durchschnittswert von 244/20 (n = 13).
Minerallineare mit Abrisskanten aus Chlorit zeigen mit Werten von 124/04, 126/04 und 315/02
eine etwa einheitliche NW/SE-Orientierung. Sigma-Klasten (aus Quarz) und SC-Gefüge deuten
einen Schersinn mit Top nach NW und WNW an. Zwei Runzellineare sind im Mittel mit 150/03
NW/SE orientiert, während ein drittes Runzellinear mit 210/10 eine NE/SW-Orientierung
anzeigt. Die Faltenachsen (n = 4) zeigen mit Werten um 300/07 eine sehr einheitliche
Ausrichtung.
Bereich I wird von drei Apophysen eines Andesitporphyr-Ganges intrudiert bzw. diskordant
durchschlagen. Im Ausbiss sind die Gänge 2-5 m breit und streichen ca. 330°.

4.2.1.2 Mikrogefüge
Proben: JS-DA 1,2,5.
Im mikroskopischen Bereich zeigen die Phyllite aus Bereich I einen Modalbestand von 25-30%
Quarz, 11-20% Feldspat (Plagioklas), 12-30% Hellglimmer, 23-37% Chlorit und 2-5% opaker
Phase und stellenweise bis zu 4% Calcit (%-Angabe hier und im Folgenden in Flächenprozent).
Quarz bildet u.a. monomineralische Gänge aus. Diese Gänge sind bis zu 0,7 mm mächtig und
beinhalten 0,1-0,2 mm große schwach undulös auslöschende Körner, deren gerade Korngrenzen
z.T. in Tripelpunkten mit 120°-Korngrenzwinkeln zusammenlaufen und z.T. feinsuturiert
ausgebildet sind. Durch diese monomineralischen Gänge verlaufen mehrere Fluidbahnen. Die
Gänge sind in eine schwache Faltung des Gesamtgefüges miteingebunden und mit feinkörnigen
Calcit vergesellschaftet. Des Weiteren bildet feinkörniger Quarz (0,01-0,05 mm) zusammen mit
Feldspat, Hellglimmer und Chlorit die Matrix und beinhaltet in seinen Zwickeln kleine Feldspat-
Körner (vermutlich Albit). Hier zeigen nur einzelne Quarzkörner Fluidbahnen. Auf den gerade
ausgebildeten Korngrenzen befinden sich einzelne Hellglimmer.
Die 0,01-0,05 mm großen Körner zeigen des Weiteren eine Kornformregelung parallel zur
Hauptfoliation und undulöses Auslöschen.
Feldspat befindet sich feinkörnig in den Zwickeln der feinkörnigen Quarz-Lagen, wo er am
Aufbau der Matrix beteiligt ist und gerade Korngrenzen ausbildet, auf denen sich einzelne
Hellglimmer befinden. Diese Körner zeigen ebenfalls eine schwache Formregelung und
undulöses Auslöschung. Z.T. liegen bis zu 0,2 mm große Körner in intensiv alterierter
xenoblastischer Ausbildung vor, in deren Druckschatten sich Chlorit befindet. In seltenen
Bereichen zeigen Plagioklas/Plagioklas-Korngrenzen eine feinsuturierte Ausbildung.
Hellglimmer I definiert eine ältere Foliation in Mikrolithon-Gefügen und weist Korngrößen
zwischen 0,05-0,3 mm auf. Die jüngere Hauptfoliation ist durch straff angelegte, 0,5-1,8 mm
mächtige Lagen charakterisiert (Hellglimmer II). Diese Hellglimmer-Lagen sind z.T. verfaltet
und stellenweise mit mächtigen Akkumulationen aus opaker Phase versehen. Die
Faltenscharniere dieser verfalteten Hellglimmer-Lagen sind überwiegend gebogen und zeigen
nur selten einen Übergang zur Knickung. Manche Hellglimmer-Lagen bilden zusammen mit
opaker Phase Scherbänder aus (ecc-Gefüge nach PASSCHIER & TROUW 1998), die die
Hauptfoliation mit Winkeln bis zu 30° durchziehen (Abb. 4.4).

Abb. 4.4: Scherbänder in JS-DA2 aus Hellglimmer und Chlorit mit angedeutetem Schersinn; beide Aufnahmen
unter gekreuzt polarisiertem Licht (g.p.L.), lange Bildkante jeweils = 1,4 mm
Die Hauptfoliation wird stellenweise von einer Runzelschieferung überprägt, die von opaker
Phase gebildet wird und in Form von ccc-Gefügen (nach PASSCHIER & TROUW 1998)
ausgebildet ist.
Des Weiteren sind einzelne Hellglimmer in 0,2 x 0,2 mm großen Körnern hypidioblastisch
ausgebildet und liegen ohne Vorzugsorientierung in der Matrix vor. Diese Körner scheinen die
Matrixkörner aus Quarz und Feldspat mit ihrer Kornform quer zu umwachsen.
Chlorit erscheint mit dunkelblauer anomaler Interferenzfarbe. 0,5-1,0 mm große Körner sind mit
hypidio- bis xenoblastischer Kornform ausgebildet und zeigen an den Rändern eine zerfaserte
Gestalt. Z.T. liegt Chlorit – wie auch Hellglimmer – uneingeregelt zwischen den Chlorit- und
Hellglimmerlagen, die die Hauptfoliation aufbauen. In SC-Gefügen bildet Chlorit überwiegend
die C-Fläche, während opake Phase und Hellglimmer die S-Fläche nachzeichnen.
Calcit ist ausschließlich in feinkörniger Ausbildung in den Zwickeln der Quarzkörner
vorzufinden, die die monomineralischen Gänge formen. Dort zeigt Calcit Typ-I-Zwillinge nach
BURKHARD (1993).
Opake Phase (Ilmenit?) ist zum einen mit länglichen Körnern in die Faltung miteinbezogen und
liegt zum anderen mit ovaler Ausbildung feinkörnig verteilt vor.
Die Mineralvergesellschaftung Quarz + Feldspat + Hellglimmer I + Chlorit + opake Phase baut
die Matrix der Phyllite auf. Dieses Gefüge ist mit Öffnungswinkeln von ca. 35° z.T. intensiv
gefältelt. Die Matrixkörner Quarz und Feldspat zeigen dabei eine Formregelung parallel zur
Faltenachsenebene. Die verfaltete Matrix wird von der straffen Foliation begleitet, die von
Hellglimmer II, Chlorit und opaker Phase aufgebaut wird. SC-Gefüge, Hellglimmer-Fische und

zerscherte Feldspat-Klasten zeigen einen Schersinn mit Top nach NW an. Vereinzelt deuten
Hellglimmerfische und Scherbänder einen Schersinn mit Top nach SE an.
Abb. 4.5: a) das Handstück weist eine intensive Kleinfaltung mit Lang-Kurzschenkelbeziehungen auf. b) spiegelt
den Kompetenzkontrast zwischen den schwach verfalteten Quarz-Lagen mit elongierten Körnern und den
gerunzelten, z.T. geknickten Hellglimmer-Lagen wider (g.p.L.)
4.2.2 Bereich II
4.2.2.1 Makrogefüge
Der zweite Bereich ist durch die vermutlich orthogenen Quarz-Feldspat-Schiefer charakterisiert.
Sie erstrecken sich über einen Ausbiss von 98 m. Im Zentrum dieses Bereiches kommt es zur
zweimaligen Einschaltung von geringmächtigen Lagen aus Phyllit. Im östlichen Areal von
Bereich II tritt ein ca. 3 m breiter intensiv verwitterter Andesitporphyr-Gang mit einem
engständig geklüftetem Gefüge auf. Des Weiteren kommt es im westlichen Abschnitt von
Bereich II zu einer geringmächtigen Quarzit-Einschaltung, die ein eng geschiefertes Gefüge
aufweist.
Der Quarz-Feldspat-Schiefer zeigt eine hellgrau bis weiße, z.T. mattgrüne Farbe. Eine
engständige Schieferung ist in ein welliges Gefüge miteinbezogen. Die Foliation schmiegt sich
um Feldspat-Augen mit Korngrößen im mm-Bereich. Die schwache Wellung geht in vielen
Bereichen in eine intensive Kleinfältelung über. Dort sind häufig auftretende Quarz-Lagen (max.
2 cm mächtig) mit Lang-Kurzschenkelbeziehungen zu beobachten. Zwischen den Quarz-Lagen
ist eine intensive Kleinfältelung der Matrix zu beobachten, in welcher bis zu 15 cm lange
asymmetrisch zerscherte Quarz-Lagen oder -Linsen, sowie SC-Gefüge einen Schersinn mit Top
nach NW andeuten.
Die Quarz-Feldspat-Schiefer fallen durchschnittlich (n = 37) mit 29° nach WSW (253°) ein. Die
Minerallineare (n = 15), die hier mit Abrisskanten aus Quarz auftreten, sind mit 299° einheitlich
in Richtung NW orientiert. Die beiden eingemessenen Runzellineare zeigen mit 280° und 295°

eine axiale NW-SE-Ausrichtung. Nahe dieser beiden Werte liegen die stengeligen
Streckungslineare (n = 3) aus Quarz mit 297/22.
Stellenweise treten bruchhafte Störungen auf, an welchen die Hauptfoliation versetzt ist.
4.2.2.2 Mikrogefüge
Proben: JS-DA 8, 10 und 11
Im mikroskopischen Bereich zeigen die Quarz-Feldspat-Schiefer einen Mineralbestand von ca.
32-33% Quarz, 30-36% Kalifeldspat, 7-12% Plagioklas, 19-24% Hellglimmer, 2% Calcit, 1-3%
opake Phase, z.T. bis zu 1% Biotit und akzessorisch Pyrit, Chlorit und Orthit.
Quarz zeigt weitgehend eine einheitliche Korngröße (0,05-0,2 mm). Zumeist bildet Quarz
gerade Korngrenzen mit 120°-Korngrenzwinkeln aus und zeigt dabei starke undulöse
Auslöschung.
Durch max. 0,2 mm mächtige monomineralische Lagen, die parallel zur Hauptfoliation orientiert
sind, verlaufen Fluidbahnen. Diese Lagen sind in eine schwache Faltung miteinbezogen.
In manchen Bereichen kommt es zur Formregelung der Körner parallel zur Hauptfoliation. Die
geraden Korngrenzen treffen dann an T-förmigen Tripelpunkten zusammen, wo sie von
einzelnen dünnen Hellglimmern begrenzt sind.
Feldspat-Porphyroklasten (Kalifeldspat) treten mit Korngrößen zwischen 0,3-2,5 mm auf. Um
diese herum sammeln sich 0,1-0,2 mm große Feldspat-Körner nesterartig an (größtenteils im
Druckschatten).
Im Saum der Klasten findet sich zumeist Chlorit und z.T. alterierter Biotit. Zusammen mit
opaker Phase zeichnen diese Phasen die Form der Klasten nach. Die Klasten erscheinen intensiv
zerbrochen und sind in viele kleinere und wenige größere Körner aufgeteilt. Des Weiteren zeigen
die Klasten vereinzelt perthitische Entmischungen, Mikroklingitterung, Subkornbildung,
Knickbänder und eine schwach ausgeprägte Serizitisierung.
Die matrixbildenden 0,3-0,6 mm großen Plagioklase zeigen undulöse Auslöschung, z.T. eine
xenoblastische und ovale Kornform. In den in Quarz beschriebenen Bereichen zeigt auch der
Feldspat eine Formregelung. Seine Korngrenzen sowie schmale Bruchzonen sind mit
Hellglimmer und Chlorit besetzt. Die Matrix wird u.a. von < 0,1 mm großen Feldspat-Körnern
(vermutlich Albit) aufgebaut, die in den Zwickeln der grobkörnigeren Quarze sitzen. Vereinzelt
zeigen 0,1 mm große Plagioklase Deformationszwillinge.
Hellglimmer I bildet mit Korngrößen um 0,1 mm Mikrolithon-Gefüge aus. Hellglimmer II
zeichnet eine leicht wellige, zumeist aber geradlinig und engständig verlaufende Schieferung
nach, die sich in geringmächtigen Bahnen um die Feldspat-Porphyroklasten schmiegt. Insgesamt

sind diese Lagen aber nicht durchgängig ausgebildet, sondern oftmals unterbrochen bzw.
ausgedünnt. Nur selten findet man in ihrer Nähe alterierten Biotit, der einen gelblich-braunen
Pleochroismus zeigt. Manche Hellglimmer-Lagen haben eine Mächtigkeit von bis zu 5 mm. Z.T.
bildet Hellglimmer zusammen mit opaker Phase auch Scherbänder, die mit einem Winkel von
ca. 25° zur Hauptfoliation orientiert sind. Des Weiteren sind bis zu 0,8 mm lange
hypidioblastische Hellglimmer ausgebildet, die mit ihrer Kornlangachse quer zur Hauptfoliation
orientiert sind. Selten ist in solchen ein Interngefüge (S i ) zu beobachten, das aus opaker Phase
besteht. Dieses Gefüge steht mit einem steilen Winkel zur Hauptfoliation. Oftmals sind diese
„Querglimmer“ durch eine intensive undulöse Auslöschung und z.T. durch Knickbänder
charakterisiert.
Chlorit erscheint mit xenoblastischer Kornform, zeichnet nur schwer nachvollziehbar die
Hauptfoliation nach und befindet sich vereinzelt auch auf Quarz/Quarz-Korngrenzen.
Calcit zeigt eine bimodale Korngrößenverteilung: 1. befindet sich Calcit zwischen den Quarzund
Feldspat-Körnern mit einer Korngröße von < 0,1 mm. 2. überwächst Calcit mit einer
Korngröße von 1,0-2,6 mm die Quarz- und Feldspat-Körner der Matrix mit konkaven
Ausbuchtungen. Calcit ist zumeist mit opaker Phase vergesellschaftet.
Des Weiteren zeigt er undulöse Auslöschung und zumeist Typ-I-Zwillinge (nach BURKHARD
1993). Kommt Calcit in Lagen vor, so sind diese parallel zur Hauptfoliation entwickelt.
Opake Phase zeichnet einerseits in dünnen Bahnen die Hauptfoliation nach und andererseits
kommt sie fein verteilt bzw. in 0,8-1,4 mm großen Nestern vor.
Die matrixbildenden Körner Quarz und Feldspat zeigen eine Kornformregelung parallel zur
Hauptfoliation. Durch die Ausbildung von bis zu 5 mm mächtigen Hellglimmer-Lagen, die die
Hauptfoliation kennzeichnen, kommt es zu einem deutlichen Lagenbau im Gestein. Die vielen
Feldspat-Porphyroklasten sind mit ihrer größtenteils ovalen Kornform symmetrisch in die
Hauptfoliation eingeregelt. Vereinzelte SC-Gefüge und Glimmerfische zeigen einen Schersinn
mit Top nach NW an. Die von opaker Phase ausgebildeten Scherbänder deuten einen Schersinn
mit Top nach SE an.

Abb. 4.6: Im Aufschluss a) und im
Handstück b) zeigt sich ein homogener
Lagenbau des Quarz-Feldspat-Schiefers.
Eine schwache Faltung des Gefüges ist
im oberen Bereich in a) durch
bruchhafte Versetzungen gestört. c) zeigt
ein typisches Mikro-Gefüge eines
Quarz-Feldspat-Schiefers mit
magmatogenem Orthit (g.p.L.)
4.2.3 Bereich III
4.2.3.1 Makrogefüge
Bereich III wird bis auf einen Quarzit-Mylonit-Horizont im Zentrum dieses Bereiches aus Phyllit
aufgebaut. Insgesamt beißt dieser Bereich auf einer Länge von 115 m aus. Die Gesteine dieses
Areals zeigen ein durchschnittliches Einfallen der Hauptfoliation in Richtung NW (300/29; n =
22). Minerallineare (n = 2) bestehen aus Chlorit und tauchen in Richtung NW ab (308/20). Die
Runzelachsen (n = 4) liegen mit flachen Einfallswinkeln von 4° auf einer NE/SW-Achse.
Ähnlich wie die Minerallineare sind die ausgezogenen Quarz-Streckungslineare (n = 2) mit
302/31 angeordnet.
Die Phyllite im Ostteil von Bereich III haben eine dunkelgrau bis grünliche Farbe und zeigen
löchrige Verwitterungsstrukturen, die vermutlich auf Lösung von Karbonat zurückgehen. Das
Makrogefüge zeigt eine engständige Schieferung und Dom- und Beckenstrukturen auf den
Schieferungsflächen (siehe Bereich I). In den Phylliten treten nur vereinzelt einige Quarz-
Klasten auf.
Der Quarzit-Mylonit erscheint im Aufschluss mit einer disharmonischen Faltenstruktur, die
Lang-Kurzschenkelbeziehungen erkennen lässt. Hierbei wird ein Kompetenzkontrast zwischen

monomineralischen kompetenten Quarz-Lagen und inkompetenten Matrix-Anteilen (helldunkelgraue
Areale) aus Quarz, Feldspat und vor allem Hellglimmer deutlich. Sigma-Klasten
aus Quarz zeigen einen Schersinn mit Top nach NW an.
Die Phyllite im Westteil von Bereich III erscheinen engständiger geschiefert als die Phyllite aus
Bereich I. Sie zeigen einen seidigen Glanz auf den S-Flächen und eine hell bis dunkelgraue
Farbe. Das Gefüge wird – ähnlich dem des Quarzit-Mylonits – aus einer Wechsellagerung
zwischen intensiv gefältelten phyllitischen Lagen aus Hellglimmer und Chlorit und
kompetenteren Quarz-Lagen gebildet. Aus einer Vielzahl zerscherter Quarz-Lagen resultieren
Sigma-Klasten, die einen Schersinn mit Top nach NW andeuten. Makroskopisch ist eine zweite
Schieferung erkennbar, die mit einem Winkel von ca. 25° zur Hauptfoliation orientiert ist.
4.2.3.2 Mikrogefüge
Proben: JS-DA 12, 13, 14 und 54.
Unter dem Mikroskop ergibt sich für die Phyllite aus diesem Bereich – ähnlich wie in Bereich I –
ein Modalbestand von 20-32% Quarz, 11-21% Feldspat (Plagioklas), 0-23% Hellglimmer, 26-
47% Chlorit, 3-9% Calcit, 3% opake Phase und z.T. bis zu 2% Turmalin.
Quarz bildet eine kontinuierliche Foliation aus formgeregelten < 0,1 mm großen Körnern. In
diesen Bereichen sind gerade Korngrenzen mit T-förmigen Tripelpunkten ausgebildet, die von
plattigen einzelnen Hellglimmern und/oder Chloriten besetzt sind. Diese Körner sind zusammen
mit Feldspat (Albit mit Korngrößen um 0,01 mm) in straffen Lagen parallel zur Hauptfoliation
angeordnet. Diese Lagen werden von geringmächtigen Hellglimmer-Lagen begrenzt. Vereinzelte
Subkörner zeigen prismenparallele Subkorngrenzen.
0,1-0,2 mm große Körner bauen bis zu 2,0 mm lange Quarz-Klasten oder bis zu 3-5 mm
mächtige Quarz-Gänge auf. Darin zeigen die Quarze gerade Korngrenzen, die zu Tripelpunkten
mit 120°-Korngrenzwinkeln zusammenlaufen, und eine schwache undulöse Auslöschung.
Stellenweise findet sich in den Lagen intensiv serizitisierter Plagioklas. Manche Lagen sind z.T.
mit grobkörniger opaker Phase durchsetzt und/oder mit Calcit assoziiert. Stellenweise sind
Fluidbahnen entwickelt. Auf den Quarz/Quarz-Korngrenzen befinden sich einzelne dünnplattige
Chlorite.
Feldspat (vermutlich Albit) ist mit Quarz zu etwa gleichen Teilen am feinkörnigen Matrixaufbau
beteiligt und zeigt mit einer ovalen Kornform Korngrößen um 0,1 mm x 0,3 mm.
Die Interngefüge zeigen eine angedeutete Serizitisierung und eine schwach undulöse
Auslöschung.
Hellglimmer I liegt als ältere Foliation mit Korngrößen bis zu 0,3 mm in Mikrolithon-Gefügen
vor. Hellglimmer II bildet mit Korngrößen zwischen 0,3-0,4 mm die Hauptfoliation, die in eine

schwache Faltung miteinbezogen ist. Zusammen mit opaker Phase bildet er SC´-Typ
Scherbänder nach PASSCHIER & TROUW (1998) aus. Des Weiteren liegt Hellglimmer mit
einer Korngröße von 0,1-0,2 mm vor und zeigt eine hypidioblastische Kornform. Diese Körner
sind quer zur Hauptfoliation ausgebildet und zeigen keine Interngefüge.
Chlorit zeigt z.T. eine braune und z.T. ein dunkelblaue anomale Interferenzfarbe und zeichnet
sowohl die straff angelegte Hauptfoliation nach, als auch eine ältere Foliation in Mikrolithons.
Des Weiteren befindet sich Chlorit häufig im Druckschatten von Feldspat. Chlorit bildet
zusammen mit opaker Phase Scherbänder aus, die mit einem Winkel von ca. 25° die
Hauptfoliation schneiden.
Calcit bildet linsige Lagen aus, wobei einzelne 0,3-1,3 mm große Einzelkörner parallel zur
Hauptfoliation orientiert sind. Z.T. kommt es zu größeren Akkumulationen von Calcit in der
Matrix. Dort zeigt er zumeist Typ-I- und z.T. Typ-II-Zwillinge (nach BURKHARD 1993).
Innerhalb einiger Calcite befinden sich bis zu 0,05 mm große Feldspat- und Quarz-Einschlüsse.
Opake Phase ist auf den im Absatz Hellglimmer beschriebenen Scherbändern zu finden. Zumeist
findet sie sich aber in ovalen Körnern parallel zur Hauptfoliation formgeregelt wieder.
Die älteste erkennbare Foliation ist in Mikrolithon-Gefügen durch Hellglimmer I + Chlorit +
opake Phase charakterisiert. Hellglimmer II + Chlorit bilden die straffe Hauptfoliation, die sich
gleichzeitig auch in formgeregelten Quarz- und Feldspatkörnern ausdrückt. Quarz + Feldspat +
Calcit + opake Phase bauen die feinkörnige Matrix auf, die in Wechsellagerung mit den
Quarzgängen (assoziiert mit Calcit) den Lagenbau des Gesteins bildet. SC-Gefüge und
Hellglimmer-Fische deuten einen Schersinn mit Top nach SE an. Mit einem Winkel von 25°
wird dieser Lagenbau von Scherbändern aus Hellglimmer und opaker Phase geschnitten.
Des Weiteren kommt es lokal zu einer schwach ausgebildeten Faltung, was sich durch eine
Biegung und z.T. Knickung der Hellglimmer II-Lagen ausdrückt. Z.T. sind die Hellglimmer II-
Lagen auch in eine Runzelung mit eingebunden (ccc-Gefüge nach PASSCHIER & TROUW
1998).

Abb. 4.7: a) zeigt den typischen Phyllit
im Gelände mit nachgezeichneten
Schersinnindikatoren (Maßstab: 1-
Dollar-Münze). In b) kam es während
der Deformation zur schwachen
Knickung von Hellglimmer II-Lagen
(JS-DA 14), während in c) der straffe
Lagenbau durch Hellglimmer, Chlorit
und formgeregelten Calcit gebildet wird
(JS-DA 12) (g.p.L.)
4.2.4 Bereich IV (Westteil)
4.2.4.1 Makrogefüge
Bereich IV hat einen Ausbiss von 194 m und besteht petrographisch aus Phylliten wie sie auch in
Bereich I und III auftreten. Aufgrund der engständigen Hauptfoliation (siehe unten) können diese
Gesteine als Phyllite bezeichnet werden. Am West-Ende dieses Bereiches befinden sich die ca.
1,80 m mächtigen Dolomit-Mylonite (siehe Kapitel 4.5), die die Phyllite überlagern. Im
Hangenden der Dolomit-Mylonite beißt ein geringmächtiger Rauhwacke-Horizont (siehe Kap.
4.6) zweimal als linsige Einschaltung aus. Im Hangenden der Rauhwacke steht am Ende des
Profils der mächtige Hauptdolomit an (siehe Kap. 4.7).
Die Phyllite aus Bereich IV fallen durchschnittlich mit 331/31 nach NW ein (n = 26). Sie sind
um NE/SW-streichende Faltenachsen (gemittelt 060/10; n = 3) gefältelt worden. Minerallineare
aus Chlorit (n = 8) zeigen mit durchschnittlichen Werten von 303/28 eine ähnliche Orientierung
wie in Bereich III (siehe auch Abb. 4.8).
Die beiden gemessenen Runzellineare tauchen mit 5° flach nach NE ab, während die Quarz-
Streckungslineare (n = 3) mit Werten von 300/24 sehr nah an der Orientierung aus Bereich III
liegen. Auch die Faltenachsen (n = 3) liegen annähernd in der Orientierung der Runzellineare.

Abb. 4.8: Alle Polpunkte der S A1 -Foliation (in gelb) mit korrespondierenden Mineral- und Streckungslinearen aus
dem gesamten Arbeitsgebiet (links). Rechts sind die NW-SE streichenden Lineare auf die S-Flächen projiziert, nach
HOEPPENER (1955); stereographische Projektion, untere Halbkugel
Die Makrogefüge in diesem Bereich gleichen denen aus Bereich I. Jedoch ist Bereich IV durch
eine engständigere und straffere Ausbildung der Hauptfoliation gegenüber Bereich I und III
gekennzeichnet. Innerhalb dieser straffen Hauptfoliation sind des Weiteren Mikrolithon-Gefüge
erkennbar. Wechsellagerungen zwischen unverfalteten Quarz-Lagen und einer verfältelten
phyllitischen Matrix spiegeln Kompetenzkontraste während der Verformung wider. Stellenweise
sind die Quarz-Lagen in disharmonisch verfalteten Lagen in Form von Lang-
Kurzschenkelbeziehungen ausgebildet. Ca. 1,5 x 1,0 cm große Sigma-Klasten aus Quarz lassen
einen Schersinn mit Top nach NW erkennen. Stellenweise sind die Phyllite mit kataklastischen
Störungen durchsetzt. Des Weiteren ist dieses Gestein durch eine löchrige Verwitterung (evtl.
Lösung von Karbonat) gekennzeichnet und häufig durch eine engscharige Klüftung zerrüttet.
4.2.4.2 Mikrogefüge
Proben: JS-DA 17, 19 und 55
Die Phyllonite aus Bereich IV haben einen Mineralbestand von ca. 19-29% Quarz, 8-17%
Feldspat (Plagioklas), 22-29% Hellglimmer, 22-40% Chlorit, 3-4% Calcit, 3-4% opake Phase
und lokal bis zu 1% Turmalin und Apatit akzessorisch.

Quarz bildet zum einen 1,0-4,0 mm mächtige Lagen bzw. Gänge, in denen die einzelnen Körner
eine Korngröße von 0,1-0,5 mm haben, Subkornbildung, z.T. feinsuturierte Korngrenzen und
intensive undulöse Auslöschung zeigen. Diese Lagen sind leicht gefaltet und die aufbauenden
Körner sind achsenebenenparallel formgeregelt und deuten eine kristallographische Orientierung
an (siehe Abb. 4.9).
Abb. 4.9: Kristallographische Orientierung
von Einzelkörnern (blau und orange/gelb) in
einer verfalteten Quarzlage aus JS-DA 17;
Rot I
Geringmächtige Chlorit-Lagen, die eine straffe Foliation ausbilden, durchziehen diese Quarz-
Lagen. Des Weiteren ist mit diesen Lagen opake Phase und Calcit assoziiert. Sind diese Gänge
nicht gefaltet, so zeigen sich Tripelpunkte mit 120°-Korngrenzwinkeln und eine schwach
undulöse Auslöschung. In manchen Lagen bilden Quarzkörner mit einer ausgeprägten
Elongation aber auch gerade Korngrenzen mit T-förmigen Tripelpunkten aus. In diesen
Bereichen löschen einzelne Körner nur leicht undulös aus.
Des Weiteren baut Quarz auch die extrem feinkörnige Matrix (Korngrößen < 0,1 mm) mit auf,
in welcher elongierte Körner eine kontinuierliche Foliation bilden.
Feldspat (vermutlich Albit) liegt z.T. in 1,2-3,0 mm x 0,8-1,3 mm großen Körnern vor, die mit
Fluidbahnen durchzogen sind. Diese ovalen Klasten werden von der Hauptfoliation umflossen
und sind stellenweise mit Rissen versehen, in welchen sich Quarz und Calcit befindet. Es liegt
stellenweise eine intensiv ausgeprägte Serizitisierung vor.
Des Weiteren zeigen die matrixbildenden Feldspäte eine Formregelung parallel zu Foliation.
Die Probe JS-DA 55 beinhaltet einen Kontakt zwischen Phyllit und Quarz-Feldspat-Schiefer. Im
Bereich des Quarz-Feldspat-Schiefers zeigen ca. 1,5 mm x 1,0 mm große Plagioklas-Klasten
z.T. feinsuturierte Korngrenzen. Zumeist erscheinen die Klasten jedoch zerbrochen.
Hellglimmer I bildet die ältere Foliation in Mikrolithons. Diese Foliation erscheint schwach
geknickt und ist von der zumeist straffen Hauptfoliation aus Hellglimmer II umgeben.

Diese Hellglimmerlagen sind z.T. intensiv verfaltet und zeigen vereinzelt auch einen Übergang
zur Knickung des Lagenbaus.
Des Weiteren scheint Hellglimmer die Matrixminerale mit konvexen Korngrenzen zu
überwachsen. Diese bis zu 0,8 mm langen Körner stehen mit ihrer Längsachse senkrecht zur
Hauptfoliation. Sie zeigen undulöse Auslöschung und gerade Korngrenzen.
Chlorit definiert einen dünnplattigen unterbrochenen Lagenbau parallel zur Hauptfoliation, der
stellenweise durch eine wellige Schieferung charakterisiert ist. Des Weiteren befindet er sich an
den Rändern einzelner Hellglimmer und zeigt dort eine xenoblastische zerfaserte Gestalt und
eine anomale blaue Interferenzfarbe.
Calcit kann in Form von bis zu 2,0 mm mächtigen Gängen vorkommen, die mit 0,2-0,5 mm
großen Körnern die Matrix mit steilem Winkel durchschlagen, sie aber auch umwächst. Es sind
Typ-I- und z.T. Typ-II-Zwillinge ausgebildet (nach BURKHARD 1993).
Opake Phase zeichnet einerseits mit geringmächtigen Bahnen die straffe Hauptfoliation nach
und andererseits bildet sie Scherbänder aus, die die Hauptfoliation in einem Winkel von ca. 30°
durchziehen.
Stellenweise deutet opake Phase zusammen mit Hellglimmer den Ansatz einer
Runzelschieferung an. Diese ist im Vergleich zu den vorigen Bereichen nur schwach
ausgebildet.
Die zwischen der straff angeordneten Hauptfoliation positionierte Matrix in den Phylloniten aus
Bereich IV wird von Quarz + Feldspat + ungeregelten Hellglimmern + Chlorit aufgebaut. Die
Hauptfoliation ist durch Hellglimmer II + Chlorit + opake Phase und formgeregelte Quarz- und
Feldspat-Körner gekennzeichnet. Mit einem Winkel von ca. 30° durchschlagen Scherbänder aus
Hellglimmer + opake Phase die Hauptfoliation. Mikroskopische Schersinnindikatoren sind rar;
lediglich Hellglimmer-Fische deuten einen Schersinn mit Top nach NW an.
Das Mikrogefüge zeigt eine Separation zwischen Quarz-, Hellglimmer- und Chlorit-Lagen. Die
glimmerreichen Lagen bilden in diesen Bereichen (JS-DA 19) die engständige und straffe
Hauptfoliation (siehe Abb. 4.10).

Abb. 4.10: a) Im Gelände zeigen die Phyllonite z.T.
eine schwach ausgebildete Fältelung durch den
Kompetenzkontrast zwischen Quarz-Lagen und den
serizitischen Lagen. b) Das Handstück weist ein
feinkörniges Gefüge und einen straffen Lagenbau auf
(Serizit). c) Dies drückt sich auch in den Mikrogefügen
aus, wo eine Elongation der Quarzkörner parallel zur
Hauptfoliation ausgebildet ist (in weiß nachgezeichnet);
JS-DA 19, g.p.L
Profil 1: Tektonischer Aufbau von Profil 1 am Hintergratkopf

4.3 Profil 2 – Kuhberg
Auch das mittlere Profil streicht mit 75° WSW-ENE und hat eine Gesamtlänge von 750 m. Der
Grat des Profils steigt von E (2330 m ü.N.N.) nach W (2660 m ü.N.N.) um 330 Höhenmeter an
und fällt nach N und S steil ab.
Aufgrund eines tektonisch komplizierten Aufbaus erscheint eine Durchschnittsangabe aller
Foliationswerte als nicht sinnvoll. Daher erfolgt eine Aufteilung des Gesamtprofils in vier
tektonische Bereiche (siehe dazu Schmidtsche Netze 2.1-2.4 in Profil 2). Die Bereiche I, III und
IV repräsentieren die phyllitischen und orthogenen Gesteine mit Annäherung an die Ortler-
Linie, während Bereich II (Dolomit-Mylonite) in Kapitel 4.5 besprochen wird. Das Profil ist
durch drei steil stehende Störungen zergliedert, die u.a. die Dolomit-Mylonit-Scherzone vertikal
versetzen. Aufgrund fehlender Aufschlüsse zeigen sich keine Anzeichen einer Kataklasezone,
jedoch können die kataklastischen Störungen anhand des vertikalen Versatzbetrages von ca. 15
m festgelegt werden.
4.3.1 Bereich I (Ostteil)
4.3.1.1 Makrogefüge
Das Hangende dieses Bereiches wird aus einem im Ausbiss 95 m langen Dolomit-Mylonit-
Horizont (siehe dazu Kapitel 4.5 und Profil 2) überlagert, der ein Teil von Bereich II darstellt.
Im Liegenden des Dolomit-Mylonits befindet sich vom Hangenden zum Liegenden eine ca. 30
m mächtige Abfolge aus Phyllit, Quarz-Feldspat-Schiefer, Phyllit und Klinozoisit-Schiefer.
Im Liegenden dieser Abfolge bildet der Quarz-Feldspat-Schiefer eine mindestens 50 m mächtige
Lage, die am Grat von Profil 2 mit einer Länge von 300 m ausbeißt. Die gesamte Abfolge wird
unmittelbar E´ einer kataklastischen Störung, die gleichzeitig die Begrenzung dieses Bereiches
Abb. 4.11: Ungefährer Verlauf
der Ortler-Linie in Bereich III
aus Profil 2. Die gestrichelte
Linie in rot zeichnet einen
zweiten Dolomit-Mylonit-
Horizont nach, der durch spröde
Störungen versetzt wird. Im
Hintergrund ist der vermutete
Scherzonenverlauf in Richtung
Norden dargestellt

nach Westen hin darstellt, von einem Andesitporphyr-Gang vertikal durchschlagen. Dieser
streicht mit 310° und steht auf dem Grat des Kuhberges mit einer Mächtigkeit von ca. 1 m an.
Die Gesteine aus Bereich I fallen durchschnittlich nach NNE ein (015/26; n = 45).
Minerallineare aus Chlorit in den Phylliten (n = 4) sind im Mittel mit 121/04 in Richtung ESE
orientiert (siehe Schmidtsches Netz 2.1). Die Phyllite im Liegenden des Dolomit-Mylonits
zeigen stark zerscherte Makrogefüge mit einer engständigen Foliation. Sie enthalten hier
auffällig wenige Quarz-Lagen bzw. -Linsen. SC-Gefüge zeigen einen Schersinn mit Top nach
NW an. Mit diskordantem Kontakt folgen im Liegenden sehr helle Quarz-Feldspat-Schiefer, die
eine engständige Foliation aufweisen. In manchen Bereichen ist diese in eine schwache Faltung
einbezogen. Die Phyllite im Liegenden der Quarz-Feldspat-Schiefer zeigen strukturell keine
Unterschiede zu den Phylliten im Hangenden der Quarz-Feldspat-Schiefer. Die im Liegenden
folgenden Klinozoisit-Schiefer zeigen ein feinkörniges Gefüge und eine nur schwach
ausgebildete Foliation.
Die im Liegenden anstehenden Quarz-Feldspat-Schiefer zeigen bis zur Basis von Profil 2 einen
graduellen Übergang zum Augengneis. Die Augengneise zeigen im Hangenden zerscherte
Klasten und eine intensive Fältelung der Matrix. Zum Liegenden nimmt sowohl die Intensität
der Fältelung als auch die Anzahl der Klasten ab.
4.3.1.2 Mikrogefüge
Proben: JS-DA 39, 41, 43, 44 und 49.
Der Klinozoisit-Schiefer (JS-DA 39) im Hangenden der Quarz-Feldspat-Schiefer hat einen
Mineralbestand von 31% Klinozoisit, 10% Quarz, 14% Plagioklas, 10% Hellglimmer, 28%
Chlorit, 4% Calcit, 2% Titanit, 1% Biotit und einen Gehalt an opake Phase < 1%.
Quarz bildet zusammen mit Feldspat die sehr feinkörnige Matrix (Korngrößen um 0,05 mm).
Quarz als auch Feldspat zeigen eine Formregelung und bilden eine kontinuierliche Foliation aus.
Z.T. werden bis zu 1,3 mm x 0,7 mm große, intensiv serizitisierte Feldspat-Klasten von
Hellglimmer umflossen, der eine straffe Foliation ausbildet. Der Saum dieser Klasten wird von
Hellglimmer und intensiv alteriertem Biotit gebildet. Die Druckschatten der „Feldspat-Augen“
bestehen aus bis zu 0,05 mm großen Quarz- und Feldspat-Körnern.
Chlorit bildet mit Korngrößen um 0,3 mm eine straff angeordnete Hauptfoliation, die
grobkörnige Klinozoisit I-Körner umschmiegt. Vorwiegend ist Chlorit in geringmächtigen
Bahnen mit Korngrößen < 0,1 mm ausgebildet.
Klinozoisit I zeigt eine ovale oder viereckige Kornform. Die Korngröße liegt im Durchschnitt
bei 0,1 mm und nur z.T. schwimmen 1,0 x 1,0 mm große Körner in der Matrix, die dort von

Chlorit und Hellglimmer umflossen werden. An den Rändern von Klinozoisit I findet sich
feinkörniger Klinozoisit II mit rundlicher Kornform (siehe Abb. 4.12).
Die bis zu 0,2 mm großen Calcit-Körner sind parallel zur Foliation formgeregelt. Sie zeigen
Typ-II-Zwillinge (nach BURKHARD 1993).
Abb. 4.12: Zentral befindet sich ein rotierter
Klinozoisit I-Klast, der von Chlorit
umflossen wird (Klinozoisit I). Feinkörnig
ist Klinozoisit II in der Matrix verteilt (JS-
DA 39); unter linear polarisiertem Licht
(l.p.L.)
Die Quarz-Feldspat-Schiefer (JS-DA 41, 43, 44, 49) im Liegenden der Klinozoisit-Schiefer
haben einen Mineralbestand von 20-38% Quarz, 25-41% Kalifeldspat, 5-18% Plagioklas, 11-
21% Hellglimmer, 3-10% Biotit und bis zu 1% opake Phase. Am Fuß von Profil 2 beinhaltet JS-
DA 49 noch bis zu 8% Klinozoisit und 4% Chlorit.
Quarz bildet zum einen zusammen mit Feldspat die gleichkörnige Matrix (0,05-0,1 mm) des
Gesteins und zum anderen bis zu 1,0 mm mächtige Lagen, in welchen die Körner z.T. undulöse
Auslöschung mit Subkornbildung und z.T. gerade Korngrenzen mit Tripelpunkten und 120°-
Korngrenzwinkeln zeigen. Innerhalb dieser Lagen verlaufen Fluidbahnen über einzelne
Korngrenzen hinweg. Die Körner lassen eine schwache Vorzugsorientierung erkennen. Des
Weiteren befinden sich zwischen den oben beschriebenen Matrix-Körnern Quarze mit einer
Korngröße von 0,01 mm.

Abb. 4.13: Manche von Hellglimmern begrenzte Lagen aus Quarz zeigen in JS-DA 44.1 Subkornbildung (links;
Rot I, lange Bildkante = 0,7 mm). Unterhalb eines bruchhaft deformierten Plagioklases zeigen grobkörnige Quarze
in JS-DA 49 zumeist Tripelpunkte mit 120°-Korngrenzwinkeln (g.p.L., lange Bildkante = 6,0 mm)
Plagioklas bildet u.a. die Matrix und darin enthaltene 0,3-0,8 mm große Klasten. Diese zeigen
eine schwache Serizitisierung und z.T. feinkörnige Quarz-Einschlüsse. An den Rändern und im
Druckschatten befindet sich eine Vielzahl feinkörniger Feldspat-Körner. Einige Klasten zeigen
Subkornbildung, Deformations- und Wachstumszwillinge, undulöse Auslöschung und viele
Fluidbahnen, die nur über einzelne Körner hinwegziehen. Feldspat/Feldspat-Korngrenzen sind
z.T. feinsuturiert (siehe Abb. 4.14). Größere, bis zu 2,5 mm große Klasten enthalten Mikrorisse,
in welchen sich eine rötliche opake Phase, feinkörnige Feldspäte und Hellglimmer befinden.
Stellenweise sind Knickbänder ausgebildet. Vereinzelt erscheinen die Körner auch durch
Brucherscheinungen zerschert (siehe Abb. 4.13).
Abb. 4.14: Mikroklingitterung in Kalifeldspat links und feinsuturierte Korngrenzen zwischen Plagioklas-Körnern
rechts aus JS-DA 44.1; g.p.L., lange Bildkante = 0,7 mm
Kalifeldspat zeigt perthitische Entmischungen und Mikroklingitterung (siehe Abb. 4.14).
Einzelne Körner sind z.T. serizitisiert, zeigen intensive undulöse Auslöschung und Fluidbahnen.

Hellglimmer I bildet die ältere Foliation in Mikrolithons und wird von einer straffen und
engständigen Foliation aus Hellglimmer II umgeben. Größtenteils definiert dieser einen
durchgängigen Lagenbau, zeigt undulöse Auslöschung und z.T. Knickbänder. Nur selten sind
Scherbänder aus Hellglimmer und opaker Phase ausgebildet, die mit einem Winkel von ca. 20°
zur Hauptfoliation orientiert sind. Vereinzelte Hellglimmer liegen in Form von „Querglimmern“
auf den Korngrenzen der Matrixkörner (siehe Abb. 4.15).
Abb. 4.15: Vereinzelte „Querglimmer“
befinden sich in JS-DA 44 auf Quarzund
Feldspatkorngrenzen; g.p.L., lange
Bildkante = 0,35 mm
Biotit I liegt in einer alterierten Ausbildung mit einer stark zerfaserten xenoblastischen Gestalt
vor, zeigt vereinzelt pleochroitische Höfe, Knickbänder und einen gelb bis dunkelbraunen
Pleochroismus (siehe Abb. 4.16). Einen schwach ausgebildeten Lagenbau lassen einzelne < 0,1
mm große Biotit II-Körner erkennen, die an den grobkörnigeren Biotit I-Körnern akkumuliert
sind.
Abb. 4.16: schwach alterierter Biotit I
mit pleochroitischem Hof. An seinen
Rändern ist Biotit II mit Klinozoisit
vergesellschaftet (JS-DA 49; l.p.L.)
Im östlichen Abschnitt (JS-DA 44) von Bereich I tritt zusätzlich die Phase Calcit auf, dessen
Körner parallel zur Hauptfoliation formgeregelt sind. Manche Körner zeigen Typ-III-Zwillinge

(nach BURKHARD 1993). Feinkörniger Klinozoisit befindet sich nur in glimmerreichen Lagen
und ist dort zumeist mit Biotit II assoziiert.
Die Quarz-Feldspat-Schiefer zeigen einen homogenen lagigen Aufbau. Von E nach W zeigen
die Mikrogefüge keine graduellen Veränderungen in ihrer Ausbildung. 1,0 mm mächtige Quarz-
Lagen sind zumeist von bis zu 0,1 mm mächtigen Hellglimmer-Lagen begrenzt. Diese
schmiegen sich um die symmetrisch ausgebildeten Feldspat-Porphyroklasten. Die straffe
Hauptfoliation wird von Hellglimmer II und reliktisch vorhandenem Biotit aufgebaut. Nur selten
ist diese Schieferung als durchgängige Lage entwickelt. Die Matrix drückt sich im Wesentlichen
durch ein gleichkörnig aufgebautes Quarz/Feldspat-Gefüge aus. Schersinnindikatoren sind mit
stellenweise vorhandenen SC-Gefügen, die einen Schersinn mit Top nach NW anzeigen, rar.
Zerscherte Feldspat-Klasten deuten vereinzelt einen Schersinn mit Top nach SE an. Als
typisches Mikrogefüge befinden sich einzelne Hellglimmer auf den Korngrenzen der
feinkörnigen Matrixminerale aus Quarz und Feldspat.
Abb. 4.17: a) die mehr oder weniger ebene Foliation (weiße Linie) umschmiegt kleine Feldspat-Klasten. Mit
flachem Winkel dazu stehen Quarz-Gänge. b) die weiße Linie zeichnet parallel zum Linear und senkrecht zur
Foliation eine schwache Fältelung nach (JS-DA 43; Probennahme aus der unmittelbaren Umgebung von a))
4.3.2 Bereich III (Westteil)
4.3.2.1 Makrogefüge
Bereich III beinhaltet im Westen die nach NW einfallenden Scherzonengesteine der Ortler-Linie
und grenzt im Osten an eine kataklastische Störung. Zum Liegenden fungiert eine durch
Dolomit-Mylonite markierte Scherzone als tektonische Grenze (siehe Profil 2).
Bereich III wird im Wesentlichen aus Phylloniten gebildet, in welchen linsige Einschaltungen
von Chlorit-Schiefer und Quarz-Feldspat-Schiefer vorkommen. Im östlichen Bereich werden die
Metamorphite durch drei Apophysen eines Andesitporphyr-Ganges durchschlagen.

Des Weiteren bildet eine im Ausbiss 4 m mächtige Einschaltung einer Rauhwacke die östlichste
Lithologie von Bereich III. Der Verlauf bzw. die Geometrie des Rauhwacke-Vorkommens ist im
Gelände nicht eindeutig zu rekonstruieren, da dieser Gesteinsverband kein planares Gefüge
aufweist und die Aufschlussverhältnisse keine weiteren Beobachtungen zulassen. Anhand von
Lesesteinen kann man das Streichen des Rauhwackekörpers zwischen 310-340° festlegen. Die
Rauhwacke grenzt E´ an einen Andesitporphyr-Gang. Ein Unterschied zum tektonischen Aufbau
von Bereich I macht sich u.a. durch die Einfallsrichtung der phyllonitischen Gesteine
bemerkbar. Während Bereich I einen großräumigen N-S gerichteten Faltenbau andeutet, zeigen
die Phyllonite aus Bereich III einen etwa E-W gerichteten offenen Faltenbau. Der nach Osten
einfallende Schenkel hat einen Durchschnittswert von 122/15 (n = 29). Jedoch pendeln die
Messwerte der Einfallsrichtung lokal zwischen 090° und 180° stark. Der nach Westen
einfallende Schenkel hat einen Durchschnittswert von 262/16 (n = 7).
Dadurch ergibt sich für den Gesamt-Faltenbau eine errechnete Faltenachse mit einem Wert von
191/05 und einem errechneten Wert für die Faltenachsenebene von 101/89 (Abb. 4.18).
Abb. 4.18: Darstellung der eingemessenen und konstruierten Werte für die E-W gerichtete Groß- bzw. Kleinfaltung
um NE-SW streichende Achsen im Arbeitsgebiet; stereographische Projektion, untere Halbkugel
Minerallineare aus Chlorit (n = 4) sind auf den nach SE einfallenden Phylloniten
durchschnittlich mit 134/11 orientiert. Die Minerallineare aus Chlorit (n = 3) auf den nach WSW
einfallenden Phylloniten sind mit 315/03 orientiert. Runzellineare (n = 9) sind mit 088/15 und
ein Streckungslinear ist mit 343/14 ausgerichtet. Faltenachsen von Kleinfältelungen (n = 2)
tauchen mit 25° nach E ab.

Die dunkelgrau bis mattgrünlichen Phyllonite zeigen ein stark zerschertes Gefüge, in welchem
die selten auftretenden Quarz-Lagen bzw. -Klasten in ausgewalzten „Fetzen“ vorliegen. In
Anschnitten senkrecht zur Foliation ist eine sehr straff angelegte Schieferung zu erkennen, die
senkrecht zum Minerallinear schwach gerunzelt erscheint. Die Foliation ist eben und separiert
hellere von dunkleren Lagen. Stellenweise ist eine intensive Kleinfältelung dieses Lagenbaus
erkennbar.
Die typischerweise sehr hellen Quarz-Feldspat-Schiefer sind nahe der Ortler-Linie und W´ der
Rauhwacke von Bereich III aufgeschlossen, wo sie zumeist das Liegende zu den Phylloniten
bilden. Sie liegen, vermutlich auch durch die äußerst engständige und straff angelegte
Schieferung in einem stark verwitterten Zustand vor und beinhalten wenige Klasten bis cm-
Größe.
4.3.2.2 Mikrogefüge
Proben: JS-DA 28, 29, 30, 32, 33, 51, 63.
Die Phyllonite aus Bereich III haben einen Mineralbestand von 23-44% Quarz, 12-24% Feldspat
(Plagioklas), 20-40% Hellglimmer, 6-27% Chlorit, 2% Calcit, 3-5% opake Phase und lokal bis
zu 2% Turmalin.
Quarz-Gefüge siehe 4.2.3.2. Zusätzlich zeigen Subkörner prismenparallele Subkorngrenzen.
Feldspat-Gefüge siehe 4.2.3.2. Zusätzlich: Es ist eine undulöse Auslöschung ausgebildet.
Feldspat-Klasten (vermutlich Albit) zeigen in ihren Druckschatten überwiegend Hellglimmer
und Chlorit und z.T. feinkörnigen Quarz und Feldspat. Stellenweise sind die
Plagioklas/Plagioklas-Korngrenzen feinsuturiert (siehe Abb. 4.19). Andere Klasten zeigen
Interngefüge (S i ), welche aus gelängten Körnern von opaker Phase bestehen und in leicht
geschwungenen Zügen z.T. senkrecht, z.T. mit geringem Winkel zur Hauptfoliation angeordnet
sind. In manchen Klasten liegt feinkörniger Feldspat als Einschluss vor.
Hellglimmer I zeichnet stellenweise eine ältere Foliation reliktisch in Mikrolithon-Gefügen
nach. Hellglimmer II bildet die straffe und engständige Hauptfoliation. Die Hellglimmer-Lagen
sind durch Biegung gefaltet; nur selten ist in Faltenscharnieren ein Übergang zur Knickung
gegeben. Des Weiteren bildet Hellglimmer zusammen mit opaker Phase Scherbänder aus, die mit
einem Winkel von 30° zur Hauptfoliation orientiert sind. Der Hellglimmer II-Lagenbau ist im
gesamten Bereich in eine ausgeprägte Runzelschieferung mit einbezogen.
Diskrete Flächen dieser Runzelung sind mit opaker Phase belegt und schneiden die
Hauptfoliation in einem Winkel von 40-50°. Des Weiteren erscheinen an den Rändern des

Hellglimmer II-Lagenbaus einzelne grobkörnige Hellglimmer, die auf den Korngrenzen von
Quarz und Feldspat aus der Matrix liegen (siehe Abb. 4.19).
Abb. 4.19: Links zeigt sich in einem Feldspat-Klasten ein mit rot nachgezeichnetes schwach verfälteltes S i aus
opaker Phase, das in nahezu rechtem Winkel zur externen Hauptfoliation orientiert ist (JS-DA 29, g.p.L., lange
Bildkante = 1,4 mm). Der straffe Hellglimmer II-Lagenbau rechts beinhaltet oftmals feinkörnigen Serizit und auch
grobkörnige Hellglimmer (weißer Pfeil). Der grüne Pfeil weist auf feinsuturierte Korngrenzen von Plagioklas hin
(JS-DA 33, g.p.L., lange Bildkante = 0,7 mm)
Chlorite bauen die Hauptfoliation mit auf und liegen als einzelne bis zu 0,1 mm große Körner
auf den Phasengrenzen der Matrix. Chlorit zeigt eine anomale dunkelblaue Interferenzfarbe und
eine xenoblastische Kornform. Z.T. bildet er zusammen mit Hellglimmer die Runzelschieferung
aus. Des Weiteren ist Chlorit im Druckschatten der Albit-Klasten vorhanden.
Calcit kommt mit bis zu 0,3 mm großen Körnern auf den Korngrenzen der Quarz/Feldspat-
Matrix vor und scheint diese zu umwachsen.
Die einzelnen Körner der opaken Phase sind parallel zur Hauptfoliation formgeregelt. In
Scherzonennähe (JS-DA 29) kommt opake Phase relativ häufig in Form von bis zu 5,0 mm
langen Körnern vor, die randlich in mehrere kleine Körner (0,7 mm) aufgeteilt sind.
Die Phyllonite in unmittelbarer Nähe zur Ortler-Linie zeigen eine mylonitische Foliation, die
durch Hellglimmer II + Chlorit + opake Phase aufgebaut wird und Hellglimmer I in Mikrolithons
umgibt.
Das Mikrogefüge ist durch eine deutliche Wechsellagerung aus bis zu 2,0 mm mächtigen
Quarz/Feldspat-Lagen und aus bis zu 2,0 mm mächtigen Hellglimmer/Chlorit-Lagen
gekennzeichnet. Scherbänder sind aus Chlorit oder Hellglimmer und opaker Phase ausgebildet.
Hellglimmer und Chlorit bauen eine Runzelschieferung auf. Hierbei sind Knickung der
Hellglimmer-Lagen und vereinzelte Knickbänder erkennbar.

Vereinzelte „Querglimmer“ liegen mit ihrer kristallographischen Orientierung schiefwinklig zur
Hauptfoliation und überlappen mit ihren Korngrenzen die Matrixminerale.
Die Quarz-Feldspat-Schiefer aus Bereich III haben einen Mineralbestand von 30-40% Quarz,
15-28% Kalifeldspat, 12-25% Plagioklas, 12-26% Hellglimmer und 1-3% opake Phase. JS-DA
63 enthält noch bis zu 5% Chlorit, 1% Biotit und akzessorisch Apatit.
Quarz bildet mit 0,1-0,3 mm großen Körnern bis zu 0,4 mm mächtige monomineralische Lagen,
die parallel zur Hauptfoliation verlaufen. Die Quarze zeigen gerade Korngrenzen,
Tripelpunktbildung mit 120°-Korngrenzwinkeln und eine schwache undulöse Auslöschung. In
den Quarz-Zwickeln befinden sich feinkörnige Feldspäte (vermutlich Albit), auf Quarz/Quarz-
Korngrenzen befinden sich einzelne Hellglimmer. Innerhalb dieser Lagen sind nur selten
Fluidbahnen vorhanden. In ausdünnenden monomineralischen Lagen sind polygonale bis zu 0,2
mm große Körner mit kristallographischer Vorzugsorientierung vorhanden, die z.T.
Subkorngrenzen zeigen.
Des Weiteren ist Quarz mit Korngrößen < 0,1 mm am Aufbau der Matrix beteiligt. Hier zeigt er
eine schwache Formregelung. Die geraden Korngrenzen sind zumeist mit einzelnen
Hellglimmern belegt. In manchen Bereichen kommt es zur Ausbildung leicht lobater
Korngrenzen. Auch die Matrix-Körner zeigen eine schwach undulöse Auslöschung und z.T.
Deformationsbänder.
Kalifeldspat ist zum einen matrixbildend und kommt zum anderen als Porphyroklast in der
Matrix vor. Die 0,2-5,5 mm langen, zumeist symmetrischen Klasten zeigen eine mittelgradige
bis starke Serizitisierung und intensive undulöse Auslöschung. Vereinzelt deuten diese Klasten
durch asymmetrisch ausgebildeten Druckschatten einen Schersinn mit Top nach NW an.
Vereinzelt auftretende Risse innerhalb der Klasten sind durch Quarz verfüllt und verlaufen
parallel zueinander. Sie sind in einem Winkel von ca. 35° zur Hauptfoliation angeordnet.
Stellenweise sind zwei senkrecht zueinander stehende Systeme von Deformationszwillingen in
Plagioklas-Klasten zu beobachten. Fluidbahnen in den Klasten verlaufen parallel zu den
Zwillingslamellen. Stellenweise treten Knickbänder auf.
Die größeren Klasten werden aus mehreren feinkörnigen Plagioklasen aufgebaut, die
gegeneinander feinsuturierte Korngrenzen aufweisen (siehe Abb. 4.20).
Hellglimmer II bildet eine straffe mylonitische Foliation aus, die mit Abständen von 0,4-0,7 mm
sehr engständig ist. Diese kontinuierliche Foliation schmiegt sich um die Feldspat-
Porphyroklasten. In manchen Bereichen sind gebogene und z.T. leicht geknickte Hellglimmer-

Lagen vorhanden. Ein Teil der Matrix wird auch aus feinkörnigem Hellglimmer (Serizit)
aufgebaut, der in ca. 0,5 mm mächtigen Lagen angeordnet ist (siehe Abb. 4.20).
Abb. 4.20: In JS-DA 63 zeigen sich links kristallographisch orientierte feinsuturierte Plagioklas-Korngrenzen.
Rechts zeigt der rote Pfeil auf straff angeordnete Hellglimmer II-Lagen, während der grüne Pfeil auf feinkörnig
ausgebildeten Serizit hinweist; beide Aufnahmen unter g.p.L.; links entspricht die lange Bildkante = 0,7 mm, rechts
= 1,4 mm
Aus einer Hellglimmer-Feinfraktion (0,10-0,25 mm) der Probe JS-DA 63 ergab eine Rb/Sr-
Datierung ein Alter von 74,1 ± 0,81 Ma. Aus derselben Probe erbrachte die Rb/Sr-Datierung an
einer Hellglimmer-Grobfraktion (0,25-0,40 mm) ein Alter von 187,1 ± 1,9 Ma.
Rb, ppm Sr, ppm 87Rb/86Sr 87Sr/86Sr Ms–wr Alter (Ma)
JS-DA63 WR 83,5 49,7 4,88 0,744063
JS-DA63 Fein 540 31,2 50,46 0,792067 74,1 ± 0,81
JS-DA63 Grob 633 22,1 84,96 0,957100 187,1 ± 1,9
Tab. 4: Zusammenstellung der Ergebnisse aus der Rb/Sr-Datierung einer Hellglimmer-Grob- und Feinfraktion und
einem repräsentativen Anteil des Gesamtgesteins (wr = whole rock) von Probe JS-DA 63

0,98
0,94
JS-DA 63 wr–Ms Grob (=H1)
Age = 187,1 ± 1,9 Ma
Initial 87 Sr/ 86 Sr = 0,73107 ± 0,00019
0,90
87 Sr/
86 Sr
0,86
0,82
0,78
0,74
wr
JS-DA 63 wr–Ms Fein (=H2)
Age = 74,13 ± 0,81 Ma
Initial 87 Sr/ 86 Sr = 0,73892 ± 7,9e-05
0,70
0 20 40 60 80 100
87 Rb/ 86 Sr
Abb. 4.21: Die 87 Sr/ 86 Sr- und 87 Rb/ 86 Sr-Verhältnisse der Hellglimmer-Grob- (in blau) und Feinfraktion (in rot) und
der Gesamtgesteinsprobe (wr) aus Tabelle 4 werden durch Isochronen repräsentiert
Opake Phase liegt in der Quarz-Feldspat-Matrix vor, in der sie stellenweise eine „rautenartige“
Kornform hat. Sie befindet sich z.T. auf den Rissen der Feldspat-Klasten. Des Weiteren bildet sie
plattige, straffe Bahnen parallel zur Hauptfoliation.
Die seltenen Biotite erscheinen mit einem dunkelgrünen bis bräunlichen Pleochroismus, intensiv
alteriert und von Chlorit ersetzt. Stellenweise ist Calcit ungeregelt in der Matrix ausgebildet.
Die Mikrogefüge der Quarz-Feldspat-Schiefer aus Bereich III zeigen selten
Schersinnindikatoren. Nur vereinzelt wird eine Scherbewegung des Hangenden nach NW
deutlich (z.B. JS-DA 63). Die engständige mylonitische Foliation wird im Wesentlichen aus
Hellglimmer und z.T. aus opaker Phase aufgebaut. Zwischen den Hellglimmer-Lagen sind die
Phasen der Matrix aus Quarz, Feldspat, Serizit und z.T. opake Phase parallel zur Foliation
formgeregelt. Des Weiteren ist eine schwache Runzelung der Hellglimmer-Lagen zu erkennen.

Abb. 4.22: a) zeigt Bereich III mit spröden Störungen in rot und dem Rauhwacke-Vorkommen (orange) W´ des
Dolomit-Mylonits (im Vordergrund). In schwarz ist die Ortler-Linie dargestellt, die hier den Ausbiss einer
geringmächtigen Dolomit-Mylonit-Lage überzeichnet. Im Hangenden dazu befindet sich in hell- bis dunkelgrau der
Hauptdolomit. Der gelbe Kreis markiert den Ort der Probenentnahme des datierten Quarz-Feldspat-Schiefers JS-DA
63. Alle Proben von Bereich III wurden an diesem Grat entnommen. b) zeigt den Kompetenzkontrast zwischen
gefältelten Hellglimmer-Lagen und Quarz/Feldspat-Lagen (JS-DA 30). c) die Quarz-Feldspat-Schiefern (JS-DA 33)
von Bereich III sind zumeist durch eine straffe Foliation aus Hellglimmer II charakterisiert, die die Feldspat-Klasten
umfließt (b und c unter g.p.L.)
4.3.3 Bereich IV
4.3.3.1 Makrogefüge
Das äußerst steile Gelände von Bereich IV wird durch Phyllite und Quarz-Feldspat-Schiefer
aufgebaut, die das Liegende zu dem Dolomit-Mylonit-Horizont bilden, der Bereich III zum
Liegenden hin begrenzt (siehe Profil 2).
Gegen Osten wird dieses Areal durch eine steil stehende kataklastische Störung tektonisch
abgegrenzt, während die Grenze nach Westen hin offen bleibt, da sie dort durch große
Schuttmassen aus Hauptdolomit und Dolomit-Mylonit überdeckt wird.
Beide Lithologien fallen durchschnittlich mit 35° nach NNE (011°) ein (n = 20). Das
Minerallinear taucht mit 6° flach nach E (106°) ab, das Runzellinear mit 2° nach W (272°) (siehe
Schmidtsches Netz 2.4 in Profil 2).

Das Hangende von Bereich IV bilden mindestens 25 m mächtige Phyllite, die den oberen
Bereich der fast senkrecht abfallenden Klippen am Südhang von Profil 2 aufbauen. Die Phyllite
zeigen eine intensive Fältelung und eine sehr engständige Schieferung, in welcher SC-Gefüge
einen Schersinn mit Top nach NW belegen.
Die Phyllite zeigen hier – im Gegensatz zu den Phylliten, die im Osten des Gesamtprofils
vorkommen – nur wenige Quarz-Lagen bzw. -Klasten. Im Grenzbereich zu den liegenden Quarz-
Feldspat-Schiefern finden sich geringmächtige Lagen (< 1,0 m) aus Quarziten. Darunter treten
rötlich bis hellgraue Quarz-Feldspat-Schiefer auf, die bis zum Fuße des Südhanges von Profil 2
bei ca. 2560 m ü.N.N. in Augengneise übergehen. Um Aussagen über den Verformungstyp zur
Zeit ihrer Deformation zu treffen wurde eine statistische Auswertung von jeweils 10 Klasten im
XZ- und YZ-Schnitt in den Augengneisen am südlichen Hangfuß von Profil 2 durchgeführt.
Abb. 4.23: Prolate (zigarrenförmige)
Verformungsgeometrie der Augengneise am Südhang
von Profil 2 aus dem Liegenden von Bereich IV; nach
einem Diagramm von FLINN (1979)
Im Hangenden der insgesamt ca. 35 m mächtigen Quarz-Feldspat-Schiefer ist nur eine geringe
Anzahl von Porphyroklasten (mit Korngrößen im mm- und cm-Bereich) vorhanden, die von
einer engständigen Foliation umflossen werden. Diese Klasten werden zum Liegenden größer.
Im mittleren Bereich der Quarz-Feldspat-Schiefer zeigt sich eine intensive Kleinfältelung der
Foliation, die im Liegenden fehlt.
4.3.3.2 Mikrogefüge
Proben: JS-DA 45,46 und 48.
Der Phyllit (JS-DA 45) aus Bereich IV hat einen Mineralbestand von 36% Quarz, 20% Feldspat
(Plagioklas), 9% Hellglimmer, 32% Chlorit und 3% opake Phase. Lokal tritt Apatit und Turmalin
auf (ca. 1%).

Quarz bildet zusammen mit Feldspat eine extrem feinkörnige Matrix. Es zeigt sich eine
einheitliche Korngröße zwischen 0,01-0,05 mm. Die Quarze zeigen eine starke undulöse
Auslöschung und Fluidbahnen.
Feldspat (vermutlich Albit) bildet einerseits die Matrix (siehe oben), andererseits liegen 0,1 mm
große Klasten vor, die schwach serizitisiert sind und selten Verzwillingungen zeigen.
Hellglimmer I ist stellenweise als ältere Foliation in Mikrolithon-Gefügen vorhanden.
Hellglimmer II definiert mit Korngrößen um 0,1 mm die ebene Hauptfoliation, die nur selten
kontinuierlich ist. Die Hellglimmer-Lagen separieren die Quarz/Feldspat-Lagen voneinander.
Einige „Querglimmer“ haben eine xeno- bis hypidioblastische Kornform und liegen mit ihrer
Orientierung schiefwinklig zur Hauptfoliation.
Chlorit bildet mit Korngrößen um 0,2 mm unterbrochene Lagen, die parallel zu den
Hellglimmer-Lagen angeordnet sind. Die Körner haben eine xenoblastische Kornform und
zeigen eine dunkelblaue anomale Interferenzfarbe. Z.T. befinden sich einzelne feinkörnige
Chlorite auf den Quarz-Korngrenzen der Matrix.
Opake Phase ist z.T. als Eisen-Oxid oder -Hydroxid ausgebildet und zeichnet in ausgewalzten
Bahnen die Hauptfoliation, aber auch eine Runzelung nach.
Die Phyllite zeigen eine straffe Foliation, die durch Hellglimmer + Chlorit + opake Phase
aufgebaut wird. Die Matrixminerale Quarz + Feldspat bilden zwischen den Hellglimmer-Lagen
Kornschräggefüge aus. Im Anschnitt senkrecht zum Linear ist in den Hellglimmer-Lagen eine
Runzelschieferung ausgebildet. Dabei zeigt sich z.T., dass Hellglimmer-Lagen zerschert und
voneinander getrennt wurden.
Die Quarz-Feldspat-Schiefer haben einen Mineralbestand von 30-33% Quarz, 21-31%
Kalifeldspat, 10-15% Plagioklas, 24-30% Hellglimmer, 1% opake Phase und 4% Calcit.
Quarz ist einerseits mit einer Korngröße von 0,2 mm in schwach verfalteten bis zu 1,2 mm
mächtigen Lagen vorhanden. Dort bildet er Tripelpunkte mit 120°-Korngrenzwinkeln und zeigt
zumeist gerade Korngrenzen und eine schwache undulöse Auslöschung. Andererseits baut er
zusammen mit Feldspat eine feinkörnige Matrix auf (Korngröße: 0,01-0,03 mm).
Kalifeldspat tritt in z.T. 2,0-5,4 mm große Porphyroklasten auf, die Mikroklingitterung,
perthitische Entmischungen und undulöse Auslöschung aufweisen. Brüche innerhalb der Klasten
sind mit Quarz, Feldspat und Calcit verfüllt. In einzelnen Körnern zu beobachtende Fluidbahnen
verlaufen senkrecht zur Hauptfoliation. Am Rand bzw. im Druckschatten der Klasten zeigt sich
eine erhöhte Anzahl von feinkörnigen Quarz- und Feldspat-Körnern.

Plagioklas zeigt 0,3-0,5 mm große xenoblastische Körner, die eine schwache Serizitisierung,
Knickbänder und undulöse Auslöschung aufweisen. Es sind Deformations- und
Wachstumszwillinge entwickelt. Des Weiteren baut Plagioklas zusammen mit Quarz feinkörnig
die Matrix auf (siehe oben).
Hellglimmer II definiert in Lagen die Hauptfoliation, während einzelne Hellglimmer in 0,5-1,0
mm großen Körnern vorkommen, die mit ihrer Langachse in die Hauptfoliation eingeregelt sind.
Z.T. sind bis zu 0,5 mm große „Querglimmer“ ausgebildet.
Calcit ist in Mikrorissen und Brüchen zwischen Kalifeldspat-Porphyroklasten ausgebildet, wo
zumeist Typ-I- und stellenweise Typ-II-Zwillinge (nach BURKHARD 1993) entwickelt sind.
Die von Hellglimmer II ausgebildete Foliation umfließt geradlinig die Feldspat-Porphyroklasten.
Diese Foliation ist nicht kontinuierlich ausgebildet, dünnt lateral aus und ist in vielen Bereichen
nur unscharf nachzuvollziehen. Stellenweise zeigt sich eine schwache Wellung der Foliation.
Abb. 4.24: a) Liegende Quarz-Feldspat-Schiefer bzw. Augengneise am Fuß von Profil 2 (Bereich IV). b) Probe JS-
DA 48 zeigt unter dem Mikroskop Feldspat-Porphyroklasten mit Mikroklingitterung und perthitischen
Entmischungen d). Die Phyllite (JS-DA 45) zeigen senkrecht zur Foliation und zum Minerallinear eine intensive
Runzelung in den Hellglimmer-Lagen mit Anlage einer neuen weitständigeren Schieferung, die durch opake Phase
definiert wird c); c) und d) unter g.p.L.

Profil 2: Tektonischer Aufbau von Profil 2 am Kuhberg
4.4 Profil 3 - Tabaretta
Das nördlichst gelegene Profil 3 streicht etwa E-W und hat eine Länge von 575 m. Vom
östlichen Ende bei 2539 m ü.N.N. bis zur Tabaretta-Hütte (2556 m ü.N.N.) im Westen steigt der
Grat dieses Profils leicht an. Profil 3 ist durch eine Wechsellagerung aus phyllitischen und
orthogenen Gesteinen charakterisiert. Der südliche Hangfuß unterhalb der Tabaretta-Hütte wird
aus Quarz-Feldspat-Schiefern aufgebaut, die im Hangenden einen subkonkordanten Kontakt zu
Phylliten zeigen. Diese Phyllite bilden weitestgehend die Gesteine am Grat des Profils, wobei es
dort z.T. zu Wechsellagerung zwischen geringmächtigen Lagen von Quarz-Feldspat-Schiefern
bzw. -Myloniten und feinkörnigen Tonschiefern kommt. Im Osten des Profils werden diese
Gesteine von einem Andesitporphyr-Gang durchschlagen (siehe Profil 3).
Im Westen des Profils befindet sich ca. 15 m E´ bzw. direkt unterhalb der Tabaretta-Hütte eine
geringmächtige gelbe dolomitische Lage. Im Hangenden dieser Lage stehen ca. 4 m mächtige
Dolomit-Mylonite direkt neben der Tabaretta-Hütte an (siehe Kap. 4.5).
Dieser Aufschluss stellt den nach SE einfallenden Schenkel einer Falte dar, deren nach W
einfallender Schenkel sich ca. 30 m W´ der Tabaretta-Hütte befindet. Das Scharnier dieser
offenen Falte ist erodiert, wodurch am Grat des Profils das Liegende der Dolomit-Mylonite

ansteht. Das Liegende besteht aus einer insgesamt 1,20 m mächtigen Abfolge (siehe Kap.
4.4.2.1) aus einem phyllitischen Gestein mit dunkelbraun bis grauer Farbe, einer gelben unreinen
Dolomit-Lage und einem Serizit-Schiefer mit grünlicher Farbe (siehe Abb. 4.30).
Im Hangenden der ca. 10 m mächtigen Dolomit-Mylonite befindet sich mit subkonkordantem
Kontakt eine geringmächtige Lage aus einem dunkelgrau bis schwarzen Dolomit-Mylonit mit
einer äußerst engständigen und ebenen Foliation.
Im Hangenden dazu folgt eine ca. 15 m mächtige Übergangszone aus Dolomit-Schiefer, die
vermutlich der Lithologie des Hauptdolomits zuzurechnen ist. Dieser Übergang ist durch eine
intensive Beanspruchung (des basalen Hauptdolomits?) charakterisiert, die sich durch die
Ausbildung einer Schieferung konkordant zur Lagerung der geringmächtigen Abfolge im
Liegenden ausdrückt. Die engständige Schieferung geht zum Hangenden der Übergangszone in
eine weitständigere Foliation über. Die Übergangszone aus Dolomit-Schiefer unterscheidet sich
durch das erkennbare Auftreten sedimentärer Makrogefüge (z.B. Bankung) zum Dolomit-
Mylonit.
Für alle eingemessenen Foliationen von Profil 3 ist, wie in Profil 2, eine starke Streuung
einzelner Messwerte zu berücksichtigen, die sich durch tektonisch unterschiedlich aufgebaute
Bereiche ergeben. Daher wird Profil 3 in drei Bereiche aufgeteilt (siehe Schmidtsche Netze 3.1-
3.3 in Profil 3), wovon Bereich III in Kapitel 4.5 besprochen wird. Bereich I wird von Bereich II
durch einen unterschiedlichen Faltenbau getrennt (siehe rot gestrichelte Grenze in Profil 3).
Abb. 4.25: Verlauf der
verfalteten Ortler-Scherzone
W´ der Tabaretta-Hütte in
Profil 3. Der weitere Verlauf
nach W wird durch große
Schuttmassen verdeckt
4.4.1 Bereich I
Die Quarz-Feldspat-Schiefer im Liegenden von Bereich I sind stellenweise stark gefältelt und
zeigen zumeist eine engständige und z.T. straffe Foliation. Diese Foliation wird von

glimmerreichen Lagen gebildet und umfließt Feldspat-Porphyroklasten, die eine prolate
Verformungsgeometrie erkennen lassen. In den untersten Bereichen sind die Quarz-Feldspat-
Schiefer chloritreicher als im hangenden Bereich.
Stellenweise ist eine zweite Schieferung ausgebildet, die mit einem geringen Winkel zur
Hauptfoliation steht. Letztere zeigt eine sehr uneinheitliche Orientierung vom Liegenden zum
Hangenden: Die Hauptfoliation zeigt hier insgesamt drei Maxima bei 302/20 (n = 11), bei 240/23
(n = 14) und bei 151/30 (n = 8), wobei die einzelnen Maxima keinem Homogenbereich innerhalb
von Bereich I zugeordnet werden können. Die Minerallineare zeigen ein konsistentes WNW-
ESE Streichen (n = 16), während die beiden gemessenen Runzellineare mit flachen
Einfallswinkeln einerseits nach NW und andererseits nach NE abtauchen.
Die Phyllite i.w.S. werden im Liegenden von phyllitischen Quarz-Feldspat-Serizit-Schiefern
aufgebaut, die zum Hangenden in die typischen Phyllite i.e.S. des Arbeitsgebietes übergehen.
Die Quarz-Feldspat-Serizit-Schiefer heben sich durch ein deutlich feinkörnigeres Gefüge gegen
die orthogenen Quarz-Feldspat-Schiefer ab. Sie zeigen eine engständige Foliation und einen
geringen Glimmergehalt. Zum Hangenden von Bereich I werden die Phyllite chloritreicher.
Die Phyllite fallen mit 40° nach W (260°) ein (n = 19), während die Minerallineare mit 20° sehr
einheitlich nach WNW abtauchen.
Insgesamt zeigt sich für Bereich I ein dominierendes Einfallen in Richtung W mit
Einfallswinkeln zwischen 20° und 40° und eine einheitliche Orientierung der Minerallineare in
WNW-ESE-Richtung.
4.4.2 Bereich II
4.4.2.1 Makrogefüge
Bereich II zeigt im Liegenden einen lithologischen Übergang zu Bereich I. Die Grenze wird als
Strukturgrenze definiert, da man eine etwa N-S gerichtete Faltung in Bereich II vom generell W-
fallenden Lagenbau in Bereich I unterscheiden muss. Die östliche Grenze von Bereich II ist
durch eine rot gestrichelte Linie in Profil 3 markiert, während im Westen die oben beschriebene
1,20 m mächtige Abfolge in Bereich II miteinbezogen wird. Das Areal E´ und unterhalb der
Tabaretta-Hütte wird aus einer Wechsellagerung von Quarz-Feldspat-Schiefern mit quarzitischen
Einschaltungen und Phylliten aufgebaut.
Diese Gesteine bilden einen NNE-SSW gerichteten Faltenbau ab. Der Nordschenkel fällt mit 27°
nach NNE (017°) ein, während der Südschenkel mit 21° nach SSW (206°) einfällt (n = 17).
Daraus ergibt sich eine rekonstruierte Faltenachse mit einem Wert von 291/02 und eine steil
stehende Faltenachsenebene mit einem Wert von 201/87 (siehe Abb. 4.26). Die Minerallineare

aus Chlorit (n = 7) streuen flach um eine E-W-Achse und tauchen nach SE ab (siehe
Schmidtsches Netz 3.2).
Abb. 4.26: Schmidtsches Netz der NNE-SSW gerichteten Faltung um WNW abtauchende Achsen. Die
Foliationswerte für die Faltenschenkel sind gemittelte Durchschnittswerte aus den jeweiligen Bereichen der Profile,
woraus die Faltenachsen und Faltenachsenebenen konstruiert wurden; stereographische Projektion, untere Halbkugel
Direkt unter der Tabaretta-Hütte steht eine ca. 10 cm mächtige Lage eines gelben Dolomits an,
der mit dem Horizont innerhalb der Abfolge im Liegenden zum Dolomit-Mylonit ca. 30 m
westlich der Tabaretta-Hütte korrelierbar ist. Dieses Gestein zeichnet sich durch ein hartes und
feinkörniges Gefüge aus und zeigt keine Foliation. Der Verlauf dieser Lage im Gelände ist
aufgrund der Aufschlussverhältnisse nur schwer nachzuvollziehen. Im Hangenden dazu stehen
Dolomit-Mylonite an der Tabaretta-Hütte an (siehe Kap. 4.5).
Die oben erwähnte Abfolge ca. 30 m W´ der Tabaretta-Hütte besteht im Liegenden aus einer ca.
30 cm mächtigen phyllitischen Lage. Sie hat eine hellgrau bis hellbraune Farbe und zeigt eine
engständige Foliation, die in eine schwach ausgeprägte Kleinfaltung mit einbezogen ist. Im
Probenanschnitt sind oftmals dunkelbräunliche Bereiche von ca. 0,5 cm x 1,0 cm Größe
ausgebildet, die im HCl-Test ein intensives Brausen aufweisen.
Darauf folgt eine ca. 20 cm mächtige Lage aus gelblichem Dolomit, der senkrecht zur Foliation
stark geklüftet ist und ein feinkörnig verbackenes Gefüge aufweist. Es folgt eine ca. 8 cm
mächtiger hellgrüner Serizit-Schiefer, der eine schwach wellige Foliation aufweist und auf den
HCl-Test negativ reagiert. Über dieser zentral positionierten Lage erscheint erneut der gelbe
Dolomit.

Schließlich tritt im Hangenden wieder der hellbraune Phyllit mit derselben Mächtigkeit wie im
Liegenden der Abfolge auf (siehe Abb. 4.30). Diese Abfolge fällt flach in Richtung WSW ein
(240/06; n = 3).
4.4.2.2 Mikrogefüge
Proben: JS-DA 58, 59, 60, 62.
Die Quarz-Feldspat-Schiefer E´ der Tabaretta-Hütte (JS-DA 62) beinhalten ca. 38% Quarz, 30%
Kalifeldspat, 10% Plagioklas, 20% Hellglimmer, 1% opake Phase, akzessorisch Apatit und
reliktisch Biotit (< 1%).
Quarz ist mit Korngrößen um 0,05 mm zusammen mit Feldspat matrixbildend und findet sich
auch an konkaven Einbuchtungen größerer Plagioklas-Klasten zusammen mit Plagioklasen
gleicher Korngröße (siehe Abb. 4.27). Die Quarzkörner der Matrix zeigen z.T. intensive
undulöse Auslöschung und Deformationslamellen. In vereinzelten monomineralischen Lagen
sind polygonale bis zu 0,15 mm große Körner mit kristallographischer Vorzugsorientierung
ausgebildet, die z.T. Subkorngrenzen zu größeren Quarzkörnern zeigen (siehe Abb. 4.27).
Abb. 4.27: Links befindet sich feinkörniger Plagioklas und Quarz im Druckschatten eines größeren Plagioklas-
Klasten. Rechts zeigt Quarz bevorzugte kristallographische Orientierungen (beide Fotos aus JS-DA 62; links unter
g.p.L., lange Bildkante = 0,7 mm. Rechts mit Rot I, lange Bildkante = 1,4 mm)
Kalifeldspat bildet im Allgemeinen 0,5 x 1,0 mm große Porphyroklasten aus, die z.T. eine
intensive undulöse Auslöschung, Mikroklingitterung und eine mittelgradige bis starke
Serizitisierung zeigen. Flammenperthite sind mit ihren spitzen Enden senkrecht zur Foliation
orientiert. Bis zu 5,0 mm lange Porphyroklasten werden sowohl an ihrem Saum als auch im
Druckschatten aus zahlreichen 0,05 mm großen Quarz- und Feldspat-Körnern aufgebaut.
Mikrobrüche innerhalb der Klasten stehen senkrecht zur Hauptfoliation und sind mit Quarz,
Feldspat und Hellglimmer besetzt.

Plagioklas ist mit 0,3-1,0 mm großen Klasten in der Matrix eingeregelt. Dort zeigen die Körner
eine mittelgradige Serizitisierung, undulöse Auslöschung, Einfach-Verzwillingungen und
Deformationszwillinge, deren Lamellen eine sehr engständige Scharung aufweisen. Fluidbahnen
sind parallel zu den Lamellen der Deformationszwillinge orientiert. Im Druckschatten der
Klasten befinden sich bis zu 0,05 mm große Quarz- und Feldspat-Körner. Stellenweise sind an
den Rändern der Plagioklas-Klasten Subkorngrenzen und auch lobate Korngrenzen zwischen
feinkörnigem Plagioklas und dem Porphyroklast entwickelt.
Kalifeldspat und Plagioklas bauen mit einer Korngröße von 0,05 mm zusammen mit Quarz die
feinkörnige Matrix auf.
Hellglimmer bildet zwischen den Klasten eine ebene und durchgängige Foliation aus. Das
gesamte Mikrogefüge erscheint durch das Umschmiegen der Klasten aber schwach gewellt.
Des Weiteren liegen einzelne Körner auf den Korngrenzen der matrixbildenden Minerale Quarz
und Feldspat. Z.T. sind einzelne, bis zu 0,5 mm große hypidioblastische Klasten mit
Knickbändern in die Hauptfoliation eingeregelt.
Opake Phase ist zum einen durch viereckige Körner (Pyrit?) und zum anderen durch
geringmächtige straffe Bahnen repräsentiert, die die Hauptfoliation nachzeichnen.
Die Matrix der Quarz-Feldspat-Schiefer wird durch das feinkörnige Gefüge von Quarz +
Feldspat (Plagioklas und Kalifeldspat) gebildet, in welchem vereinzelte hypidioblastische
Hellglimmer schwimmen. Die Hauptfoliation ist im Wesentlichen durch Hellglimmer und z.T.
durch opake Phase charakterisiert. Asymmetrische Druckschatten an Feldspat-Porphyroklasten
sind die einzigen beobachteten Schersinnindikatoren. Sie zeigen überwiegend einen Schersinn
mit Top nach WNW an.
Der bräunliche Phyllit (JS-DA 58; siehe I und V in Abb. 4.30) aus der 1,20 m mächtigen Abfolge
im Liegenden der Dolomit-Mylonite zeigt einen Mineralbestand von 40% Quarz, 14%
Plagioklas, 40% Hellglimmer, 6% opake Phase und akzessorisch Apatit.
Quarz zeigt eine bimodale Korngrößenverteilung: einerseits wird ein Großteil der Matrix aus
0,01-0,05 mm großen Körnern aufgebaut, die in schwach gefalteten geringmächtigen Lagen
parallel zur Hauptfoliation orientiert sind und von Hellglimmer-Lagen begrenzt werden. Die
Körner zeigen undulöse Auslöschung, Subkornbildung und vorwiegend gerade Korngrenzen.
Andererseits sind Lagen mit 0,1-0,2 mm großen Körnern entwickelt, die eine starke undulöse
Auslöschung und gerade verlaufende Korngrenzen zeigen. Innerhalb der Körner verlaufen
Fluidbahnen parallel zur Foliation. Am Rand dieser Lagen befinden sich runde bis zu 0,01 mm
große Körner. Die beiden beschriebenen Korngrößen befinden sich auch im Druckschatten von

Pyrit. In den feinkörnigeren Quarz-Lagen befinden sich ebenso feinkörnige Feldspäte in den
Zwickeln von Quarz. Porphyroklasten sind nicht ausgebildet.
Hellglimmer bildet mit bis zu 4,0 mm mächtigen Lagen einen sehr engständigen (0,5 mm-
Abstände) Lagenbau aus, der schwach verfaltet ist. Z.T. kommt es zu einer schwachen Knickung
der Lagen und vereinzelt zur Ausbildung von Knickbändern. Stellenweise ist eine schwach
erkennbare Runzelung in den Hellglimmer-Lagen ausgebildet. Des Weiteren sind bis zu 0,1 mm
große „Querglimmer“ ausgebildet.
Opake Phase ist zum einen in ausgewalzten und durchgängigen Bahnen parallel zur
Hauptfoliation angereichert und zum anderen idioblastisch mit vier- und dreieckiger Kornform
entwickelt (Pyrit). Im Druckschatten der dreieckigen Pyrite ist stellenweise intensiv
auslöschender Quarz mit einem dextralen Schersinn bzw. Top nach E ausgebildet (siehe Abb.
4.28). Mit der opaken Phase erscheint der Karbonatgehalt assoziiert, der im Anschnitt auf den
HCl-Test positiv reagierte. Des Weiteren ist die opake Phase grobkörnig in den feinkörnigen
Quarz-Lagen verteilt (siehe Abb. 4.28). Vereinzelt treten Scherbänder aus opaker Phase auf, die
die Hauptfoliation mit einem Winkel von ca. 30° durchziehen.
Abb. 4.28: In JS-DA 58 zeigt sich ein hoher Gehalt an opaker Phase, die parallel zur Hauptfoliation entwickelt ist
(links; l.p.L., lange Bildkante = 6,0 mm). Rechts deutet der Druckschatten aus Quarzfasern an Pyrit in JS-DA 58
einen sinistralen Schersinn an; im Gelände mit Top nach E (lange Bildkante = 1,4 mm)
Das Mikrogefüge des bräunlichen Phyllits zeigt eine schwach gefaltete Hauptfoliation aus
Hellglimmer und opaker Phase. Druckschatten aus Quarz an Pyrit deuten einen Schersinn mit
Top nach E an. Die feinkörnige Matrix aus Quarz und Feldspat wird durch die engständigen
Hellglimmer-Lagen eingegrenzt. Dieser Lagenbau ist von einer schwachen Runzelung betroffen.
Selten auftretende Scherbänder deuten auf einen schwach erkennbaren Schersinn mit Top nach E
hin.

Der gelbliche „unreine“ Dolomit (JS-DA 59; siehe II und IV in Abb. 4.30) enthält nach
röntgenographischen Auswertungen ca. 14% Quarz, ca. 12% Hellglimmer, ca. 72% Dolomit und
zusätzlich ca. 2% opake Phase. Das Gefüge des gelben Dolomits wird im Wesentlichen aus 0,1-
0,2 mm großen Dolomit-Körnern aufgebaut, die vereinzelt auch Korngrößen bis zu 0,7 mm und
undulöse Auslöschung zeigen. Zwischen diesen Körnern befinden sich zahlreiche
ultrafeinkörnige Dolomite die zu den größeren oben beschriebenen Körnern lobate feinsuturierte
Korngrenzen aufweisen. Selten zeigen Körner undeutliche Kern-Mantel-Strukturen. Dabei ist im
Zentrum eines bis zu 0,7 mm großen Korns unter linear polarisiertem Licht eine bräunliche
Trübung vorhanden, die geradlinige Grenzen zu einer hellgrau getrübten Zone zeigt. Diese Zone
zeigt an ihrem Außensaum lobate und unregelmäßige Korngrenzen, an welchen sich
ultrafeinkörnige rundliche Dolomitkörner befinden. Häufig sind in den grobkörnigeren
Dolomitkörnern dünne und gerade Zwillingslamellen entwickelt, die sich z.T. kreuzen (siehe
Abb. 4.29). Es ist keine Formregelung der Dolomite zu beobachten.
Abb. 4.29: In JS-DA 59 ist in der
Dolomit-Matrix eine annähernd
dominant auftretende
Zwillingsbildung mit dünnen
Lamellen entwickelt. Zahlreiche
feinkörnige Hellglimmer belegen
Dolomit/Dolomit-Korngrenzen
(g.p.L., lange Bildkante = 0,7 mm)
Quarz ist mit einzelnen 0,05-0,15 mm großen Körnern gleichkörnig in der Dolomit-Matrix
verteilt und zeigt eine intensive undulöse Auslöschung. Des Weiteren ist eine rötliche opake
Phase (vermutlich Eisenoxid- oder Hydroxid) mit ca. 0,1 mm großen Körnern vorhanden.
Innerhalb der Dolomit-Matrix finden sich eine Vielzahl bis zu 0,1 mm große hypidioblastisch
ausgebildete Hellglimmer, die undulöse Auslöschung zeigen.
Sie liegen ohne Vorzugsorientierung vor und scheinen z.T. von den grobkörnigeren
Dolomitkörnern umwachsen zu werden. Unter dem Mikroskop ist kein planares Gefüge zu
erkennen. Das undulöse Auslöschen von Hellglimmer und Quarz und die Verzwillingung von
Dolomit belegen eine kristallplastische Deformation.

Der innerhalb der 1,20 m mächtigen Abfolge auftretende grünliche Serizit-Schiefer (JS-DA 60;
siehe III in Abb. 4.30) hat einen Mineralbestand von 40% Quarz, 38% Feldspat, 20%
Hellglimmer, 1% Apatit und 1% opake Phase.
Quarz bildet mit Korngrößen von 0,05-0,1 mm die Matrix des Gesteins. Er zeigt intensives
undulöses Auslöschen, Subkornbildung und leicht lobate zumeist aber gerade Korngrenzen, auf
welchen sich einzelne Hellglimmer befinden. Stellenweise verlaufen Fluidbahnen durch Quarz-
Lagen. Innerhalb der Lagen befinden sich in den Zwickeln von Quarz feinkörnige Feldspäte.
Feldspat ist zumeist in ultrafeinkörniger Korngröße in bis zu 2,5 mm x 1,0 mm großen „Augen“
akkumuliert. Diese Bereiche werden von der Hellglimmer-Foliation umflossen und stellen
reliktisch die Umrisse von Porphyroklasten oder Phänokrysten dar, die in ihren Druckschatten
bis zu 0,1 mm große Quarzkörner zeigen. Diese rundlichen bis ovalen Einzelkörner mit lobaten
Korngrenzen zeigen eine intensive undulöse Auslöschung.
Hellglimmer bildet mit einer durchschnittlichen Korngröße von 0,1 mm geringmächtige Lagen
und eine durchgängige Foliation aus, die eine schwache Wellung nachzeichnet und sich um die
ultrafeinkörnig aufgebauten Feldspat-Porphyroklasten schmiegt. Einzelne Körner in den Lagen
zeigen undulöse Auslöschung. Z.T. sind in Hellglimmer Knickbänder zu beobachten.
Selten tritt opake Phase (Pyrit/Magnetit?) in Form von idioblastischen viereckigen Körnern auf,
die regellos innerhalb der Matrix verteilt sind.
Das Mikrogefüge des Serizit-Schiefers zeigt reliktische Klasten oder Phänokrysten aus
ultrafeinkörnigem Feldspat. Diese Bereiche werden von Hellglimmer-Lagen umflossen, die die
Hauptfoliation bilden. Z.T. zeigen asymmetrische Druckschatten an den Klasten einen Schersinn
mit Top nach WNW an. Die zwischen den Hellglimmer-Lagen vorhandene Matrix wird aus
extrem feinkörnigem Quarz und Feldspat aufgebaut.
Die Mikrogefüge der einzelnen Lagen der Abfolge im Liegenden der nach W einfallenden
Dolomit-Mylonite lassen auf einen Kompetenzkontrast zwischen den während der Verformung
rigide reagierenden gelben Dolomit-Lagen und dem duktil verformten Phyllit bzw. Serizit-
Schiefer schließen.
Während diese neben einer Runzelung mylonitische Merkmale in Form von Scherbändern und
spärlich vorhandenen Schersinnindikatoren enthalten, zeigt der gelbe Dolomit weder planare
Gefügeelemente noch Schersinnindikatoren.

Abb. 4.30: a) zeigt die 1,20 m mächtige Abfolge, die am westlichen Ende des Profils den Dolomit-Mylonit
subkonkordant unterlagert. b) innerhalb dieser Abfolge (III) zeichnet die Foliation (schwarze Linie) im Handstück
JS-DA 60 eine schwache Faltung nach, die sich um kleine Feldspat-Klasten schmiegt. c) unter dem Mikroskop sind
im gelben Dolomit (JS-DA 59) in II und IV schwach lobate Korngrenzen zwischen den Dolomit-Mineralen
ausgebildet. Einzelne Hellglimmer und Quarze erscheinen ungeregelt. d) das Mikrogefüge im bräunlichen Phyllit
zeigt eine ± straffe Foliation aus opaker Phase. e) Feldspat-Klasten in den Quarz-Feldspat-Schiefern E´ der
Tabaretta-Hütte sind von einem feinkörnigen Saum im oberen Bereich aus Quarz- und Feldspat-Körnern umgeben.
Die Klasten zeigen neben kataklastischer Deformation, undulöse Auslöschung und Mikroklingitterung (c, d und e
unter g.p.L.)

Profil 3: Tektonischer Aufbau von Profil 3 an der Tabaretta-Hütte
4.5 Dolomit-Mylonite
4.5.1 Dolomit-Mylonite in Profil 1
4.5.1.1 Makrogefüge
Die Dolomit-Mylonite zeigen in einem ca. 2 m mächtigen und ca. 5 m breiten Aufschluss einen
gemittelten Foliationswert von 321/14 (n = 8). Im Liegenden grenzt mit subkonkordantem
Kontakt Bereich IV, während im Hangenden die Rauhwacke (siehe Kap. 4.6) als geringmächtige
Einschaltung ausbeißt. Im Hangenden zur Rauhwacke steht die mächtige Abfolge des
Hauptdolomits (siehe Kap. 4.6) an.
Das Makrogefüge zeichnet sich durch eine ebene und engständige Foliation aus, die hellere
dolomitische von dunkleren Lagen trennt. Auf den Schieferungsflächen ist ein ausgeprägtes
Minerallinear aus Dolomit mit harnischartigen Abrisskanten und ein stängeliges
Streckungslinear aus Dolomit ausgebildet. Das Karbonatgestein ist mit weißlichen etwa
senkrecht zur Foliation orientierten Dolomit-Gängchen durchzogen (äußerst schwaches Brausen
im HCl-Test). In manchen Bereichen innerhalb des Gesteins ist eine Bleichung erkennbar, die in
Form von beigen bis hellgrauen „Flecken“ angeordnet sind (siehe Abb. 4.31).

4.5.1.2 Mikrogefüge
Proben: JS-DA 24 und 50.
Der Dolomit-Mylonit wird aus einer mikrokristallinen Matrix aus Dolomit aufgebaut, die selten
Verzwillingungen zeigen. Die mylonitische Foliation wird durch eine Kornlängung der
Matrixminerale aus Dolomit definiert, die durch eine opake Phase in geradlinigen Bahnen
nachgezeichnet wird. In Dolomit-Klasten (bis zu 1,2 mm x 0,6 mm) ist die Verzwillingung
dominant ausgebildet. An den Randbereichen werden die Klasten von den Matrixmineralen
umflossen.
In anderen Bereichen der Matrix zeigt sich im XZ-Schnitt ein NW-vergentes Schräggefüge der
Dolomitkörner (siehe Abb. 4.34). Stellenweise ist der Lagenbau durch die Ausbildung von
Stylolithen charakterisiert.
Die oben beschriebenen Gänge durchschlagen die mylonitische Foliation in hohem Winkel und
bestehen aus Dolomit, Quarz und Hellglimmer. Z.T. ist die Foliation an den Rändern der Gänge
durch Schleppung leicht gegeneinander versetzt (siehe d in Abb. 4.31).
Abb. 4.31: a) und b) repräsentieren das Handstück der Proben JS-DA 24 (links) und JS-DA 50 (rechts). a) die
weißliche Ausbleichung tritt oftmals zusammen mit den geringmächtigen Gängchen auf (in b)), die die engständige
Foliation etwa senkrecht durchschlägt. c) vereinzelt sind Quarz-Aggregate in die ultrafeinkörnige Dolomit-Matrix
eingearbeitet (JS-DA 24; g.p.L.) und in d) zeigt sich eine schwache Schleppung der Matrix an den Dolomit-
Gängchen (JS-DA 50; g.p.L.)
Einzelne Quarzkörner liegen oftmals mit max. 1,0 mm Länge ungeregelt in der dolomitischen
Matrix vor. Sie zeigen undulöses Auslöschen und beinhalten Fluidbahnen. Das

Pulverdiffraktogramm zeigt einen Dolomitgehalt > 85% und untergeordnete Mengen an Quarz
und vermutlich Phlogopit.
Zusätzliche Erkenntnisse über die mineralchemische Zusammensetzung von JS-DA 24 wurden
über die Kathodolumineszenz (KL) gewonnen. In Abb. 4.32 zeigen gelblich lumineszierende
Körnchen vermutlich einen geringen Calcitgehalt an, die innerhalb bestimmter feinkörniger
Dolomit-Lagen akkumuliert sind. Die Dolomit-Matrixminerale sind in bestimmten Domänen mit
einer violetten Lumineszenz versehen. Die gelblich und violett lumineszierenden Körner bilden
unterschiedliche Lagen, die durch Stylolithen voneinander getrennt werden. Der Lagenbau wird
von mehreren Ganggenerationen durchzogen. Dünnaderige Gängchen sind etwa senkrecht zur
Hauptfoliation ausgebildet und durchziehen diese. Breitere Gänge sind schiefwinklig zur
Hauptfoliation orientiert und werden an Stylolithen versetzt.
Abb. 4.32: Dünnschliffphoto unter l.p.L. von Probe JS-DA 24.2 (links); XZ-Schnitt. Rechts das korrespondierende
KL-Bild, in dem durch die KL feinadrige Gängchen sichtbar werden, die senkrecht die Foliation durchschlagen.
Gelb bzw. violett lumineszierende Körner scheinen jeweils nur in bestimmten „Lagen“ entwickelt. Lange Bildkante
= 1,3 mm
Das Kornformschräggefüge ist in Abb. 4.34 mit der Orientierung der gemittelten Langachse
(LAO) der Dolomit-Körner im XZ-Schnitt dargestellt (Auswertung mit der Bildanalyse). Die
Kornlangachse ist mit einem Winkel von ca. 10° aus der in E-W-Stellung projizierten
Hauptfoliationsebene bzw. Scherzonenbegrenzung herausrotiert. Im YZ-Schnitt ist eine
Verkürzung in der Z-Ebene und eine symmetrische Ausbildung der Kornlangachsen erkennbar.
Durch die Ermittlung der X-, Y- und Z-Achsenlänge der Dolomite im XZ- und YZ-Anschnitt
kann die Verformungsgeometrie in einem FLINN-Diagramm aufgetragen werden.

Abb. 4.33: Bildanalytische Untersuchungen der
Matrix-Dolomite zeigen eine ebene
Verformungsgeometrie für Probe JS-DA 24;
Diagramm nach FLINN (1979)
Die Korngrößenstatistik des XZ- und des YZ-Schnitts zeigt, dass sich mehr als die Hälfte der
Matrixkörner aus Dolomit im Korngrößenspektrum von 1-40 mm 2 befindet. Die durchschnittliche
Korngröße liegt im XZ-Schnitt bei 73 mm 2 und im YZ-Schnitt bei 50 mm 2 .

Abb. 4.34: Quantitative Korngefügeanalyse des Dolomit-Mylonits aus Profil 1, sinistraler Schersinn im XZ-
Schnitt. Dargestellt sind die digitalisierten Korngrenzen, ein Histogramm zur Korngrößenstatistik, ein
Richtungsdiagramm zur Projektion der Kornform (PP) und ein Richtungsdiagramm zur Orientierung der
Kornlangachse (LAO)

4.5.2 Dolomit-Mylonite in Profil 2 (Bereich II)
4.5.2.1 Makrogefüge
Die Dolomit-Mylonite treten am westlichen Ende von Bereich III in Profil 2 mit einem N-S
streichenden Ausbiss von 6-8 m Länge im Liegenden des Hauptdolomits auf. Die Dolomit-
Mylonite erscheinen dort in einem stark zerrütteten und verwitterten Zustand, so dass keine
zuverlässige Messung bzw. Probennahme möglich war. Weiter nach W hin ist der
Scherzonenverlauf aufgrund von Hauptdolomit- und Dolomit-Mylonit-Schuttmassen nur zu
vermuten (siehe Profil 2).
Bereich II wird ausschließlich durch einen Dolomit-Mylonit-Horizont definiert, der im
Liegenden und Hangenden von den Metamorphiten aus Bereich I bzw. Bereich III begrenzt wird.
Dort bildet der Dolomit-Mylonit eine max. 10 m mächtige Scherzone innerhalb der kristallinen
Gesteine aus. Dieser Horizont wird durch drei steilstehende kataklastische Störungen in vier
Abschnitte versetzt (siehe Abb. 4.11, rot gestrichelte Linie). Im östlichen Abschnitt beißt der
Dolomit-Mylonit am Grat des Profils auf einer Länge von 95 m aus und bildet morphologisch
einen kleinen Hügel. Im mittleren Bereich dieses Horizontes sitzt ein geringmächtiger Dolomit-
Kataklasit dem Dolomit-Mylonit diskordant auf. Die Dolomit-Mylonite zeigen einen NE-SW
gerichteten Faltenbau (siehe Schmidtsches Netz 2.2 in Profil 2 und Abb. 4.26), in dem der
Nordschenkel durchschnittlich mit 024/32 nach NNE und der Südschenkel mit 231/35 nach SW
einfällt (n = 32). Die Faltenachsen sind einheitlich mit 306/08 orientiert (n = 8). Die
rekonstruierte Faltenachsenebene fällt mit 89° steil in Richtung NNE (038°) ein. Sowohl
Streckungslineare als auch Minerallineare (n = 15) streichen, wie in Profil 1, in Richtung NW-
SE. Makroskopisch zeigt sich zum Dolomit-Mylonit aus Profil 1 kein Unterschied. Innerhalb des
Dolomit-Mylonit-Horizonts zeigt sich, dass die Foliation zum Liegenden hin immer straffer
wird. Zum Hangenden findet sich eine scharfe Grenze zwischen den Dolomit-Myloniten und
undeformierten Dolomiten (Hauptdolomit?).

Abb. 4.35: a) und b) zeigen eine enge und unregelmäßige Verfaltung mit gebogener Faltenachse (a) der Dolomit-
Mylonite am Grat von Profil 2. c) boudinierte Dolomit-Klasten zeigen einen dextralen Schersinn im Handstück (JS-
DA 37), im Gelände einen Schersinn mit Top nach NW
4.5.2.2 Mikrogefüge
Proben: JS-DA 37,38.
Das Korngefüge der Matrix aus JS-DA 37 entspricht weitgehend dem aus Profil 1. Auch hier ist
die Korngröße im mikrokristallinen Bereich. Äußerst selten tritt Verzwillingung in diesen
Matrixmineralen auf. In grobkörnigeren boudinierten Lagen erscheint die Verzwillingung der
Einzelkörner dominant. Wie in Profil 1, so zeigen auch hier die Einzelkörner der Dolomit-
Klasten lobate Korngrenzen zueinander. Feinkörnige Matrixminerale aus Dolomit umfließen die
Klasten und bilden ein Klast/Matrix-Gefüge.

Abb. 4.36: In JS-DA 37 zeigt sich in den boudinierten Lagen eine dominante Zwillingsbildung, die in den einzelnen
Körnern eine unterschiedliche Orientierung zueinander aufweisen. Der gelbe Pfeil deutet auf Drucklösungssuturen
(links; g.p.L., lange Bildkante = 1,4 mm). Das Klast/Matrix-Gefüge ist durch das Umfließen der feinkörnigen
Matrixminerale um die Dolomit-Klasten gekennzeichnet (rechts; l.p.L., lange Bildkante = 0,35 mm)
Opake Phase zeichnet wie in JS-DA 24 eine straffe mylonitische Foliation in Bahnen nach und
bildet Stylolithen aus. Des Weiteren beinhaltet die Matrix bis zu 0,1 mm mächtige lateral
auslaufende Lagen aus Quarz, die parallel zur Foliation verlaufen. Der Saum dieser Lagen wird
von opaker Phase gebildet. Vereinzelte bis zu 1,0 mm lange Hellglimmer sind mit ihrer
Kornlangachse subparallel zur Foliation eingeregelt und bilden nur vereinzelt durchgehend
verlaufende Lagen, die die Hauptfoliation mit aufbauen.
EDX-Untersuchungen an Probe JS-DA 37 ergaben ebenfalls geringe Gehalte an Phlogopit und
auch von Steinsalz.
Die Matrix und die Quarz-Lagen werden von zwei dolomitischen Ganggenerationen
durchschlagen (siehe JS-DA 24.2), die etwa senkrecht zur Hauptfoliation orientiert sind (äußerst
schwaches Brausen bei HCl-Test). In Abb. 4.37 wird ein Teil der feinaderigen Gängchen an den
Säumen und Stylolithen aus opaker Phase gegeneinander versetzt, während der breitere Gang
halbrechts nicht nur die Matrix, sondern auch die Hauptfoliation durchschlägt.

Abb. 4.37: Der linke Bildausschnitt zeigt einen Dolomit-Klasten und die Dolomit-Matrix von JS-DA 37.1, die reich
an opaker Phase ist und die von Gängen durchzogen wird; unter l.p.L. Im korrespondierenden KL-Bild rechts wird
die Beziehung zwischen Ganggenerationen und Hauptfoliation deutlich (siehe Text). Die violette Lumineszenz ist
hier auf bestimmte Einzelkörner der Dolomit-Klasten beschränkt; lange Bildkante = 2,8 mm
Des Weiteren zeigen Einzelkörner boudinierter Dolomit-Klasten eine violette Lumineszenz (wie
in JS-DA 24), die nur in bestimmten Körnern innerhalb des Klasten entwickelt ist. Diese
Lumineszenz scheint auch in Dolomitkörnern bestimmter Lagen angereichert, die in den darüber
und darunter positionierten Lagen fehlt (siehe Abb. 4.38, rechts).
Abb. 4.38: Links zeigt sich im KL-Bild ein Umfließen der Matrix um die Klasten, deren Einzelkörner in der
Vergrößerung feinsuturierte Korngrenzen aufweisen (weiße Pfeile). Rechts: Gelb lumineszierender Calcit findet sich
zumeist nur in geringmächtigen Lagen, die mehr oder weniger frei von opaker Phase sind. Auch die violettfarbene
Lumineszenz der Dolomitkörner ist nur in bestimmten Horizonten ausgebildet. JS-DA 37; lange Bildkante = 1,3 mm
Asymmetrische Druckschatten an Porphyroklasten sowie auch ein Kornschräggefüge zeigen
einen Schersinn mit Top nach WNW an. Die durch die quantitative Korngefügeanalyse

ermittelte Kornlangachse der Dolomitminerale zeigt einen Winkel von 15-20° zur E-W
projizierten Hauptfoliationsebene.
Die Korngrößenstatistik zeigt auch in dieser Probe, dass sich aus den ausgewerteten Körnern
mehr als 25% im Bereich zwischen 1-40 mm 2 befinden. Das Korngrößenspektrum zeigt des
Weiteren, dass die Matrix in JS-DA 37 mit einer durchschnittlichen Korngröße von 97 mm 2
grobkörniger ausgebildet ist, als in JS-DA 24.
Abb. 4.39: Quantitative Korngefügeanalyse des Dolomit-Mylonits aus Profil 2, dextraler Schersinn im dargestellten
XZ-Schnitt und Projektion der mittleren Kornform (MKF) im XZ-Schnitt; übrige Darstellungen wie in Abb. 4.34
4.5.3 Dolomit-Mylonite in Profil 3 (Bereich III)
4.5.3.1 Makrogefüge
Die Dolomit-Mylonite stehen direkt an der Tabaretta-Hütte mit einer Mächtigkeit von ca. 4 m an.
Dort ist der Gesteinsverband intensiv zerblockt und zerrüttet. Im Aufschluss erkennt man steil
stehende (72°) kataklastische Störungen, die etwa nach E (102°) einfallen. Harnische (024/50)
mit Abrisskanten auf den Störungsflächen belegen einen nach SW aufschiebenden
Bewegungssinn.
Die Dolomit-Mylonite an der Tabaretta-Hütte fallen mit 40° nach ESE (123°) ein. Dieser
Aufschluss ist mit den morphologisch höher gelegenen Dolomit-Myloniten oberhalb der

Tabaretta-Hütte durch Faltung bzw. durch einen Luftsattel korrelierbar. Die Dolomit-Mylonite
ca. 30 m W´ bzw. oberhalb der Tabaretta-Hütte fallen flach mit 8° nach W (265°) ein (n = 14).
Die konstruierte Faltenachsenebene zwischen beiden Aufschlüssen bzw. Schenkeln fällt mit 74°
nach WNW (297°) ein, die konstruierte Faltenachse liegt bei 208/06. Die Minerallineare aus
Dolomit streuen auf dem Westschenkel mit flachen Einfallswinkeln um eine E-W-Achse (n = 4).
Auch in Profil 3 lassen die Dolomit-Mylonite makroskopisch keinen Unterschied zu den
Dolomit-Myloniten aus Profil 1 und 2 erkennen.
Oberhalb der Tabaretta-Hütte befindet sich im Hangenden der Dolomit-Mylonite ein ca. 1,50 m
mächtiger dunkelgrauer Dolomit-Mylonit, der ein intensiv zerschertes Gefüge mit straffer
Foliation aufweist. Dieser liegt konkordant dem Dolomit-Mylonit auf und zeigt im Hangenden
einen subkonkordanten Übergang zu dem in Kap. 4.4 beschriebenem tektonischen
Übergangsbereich des Hauptdolomits.
4.5.3.2 Mikrogefüge
Proben: JS-DA 57, 61.
Innerhalb der Dolomit-Matrix von JS-DA 61 liegt eine bimodale Korngrößenverteilung vor: zum
einen bauen die 0,01-0,05 mm großen Dolomit-Körner die Matrix auf und bilden zumeist ein
Kornschräggefüge. Diese formgeregelten oval gelängten Körner zeigen z.T. undulöse
Auslöschung. Zum anderen kommen bis zu 0,2 mm große Körner in ca. 0,3 mm mächtigen
Lagen vor, die mit ihren Kornlangachsen eine mylonitische Hauptfoliation definieren. Einzelne
Körner in diesen Lagen zeigen breite und schmale Zwillingslamellen. Die Hauptfoliation wird
von einer opaken Phase nachgezeichnet, die sich in durchgängigen Bahnen engständig um
einzelne Dolomit-Klasten schmiegt. Diese Klasten sind zumeist symmetrisch boudiniert,
während Sigma-Klasten einen Schersinn mit Top nach WNW anzeigen (siehe Abb. 4.40).

Abb. 4.40: a) intensiv boudinierte weißliche Lagen aus Dolomit
definieren u.a. die Foliation im Handstück von Probe JS-DA 61.
Helle Dolomit-Gängchen durchschlagen auch hier das mylonitische
Gefüge. b) Dolomit-Sigma-Klast deutet einen dextralen Schersinn
an, im Gelände Top nach NW (JS-DA 61; g.p.L.)
Selten vorkommende Hellglimmer sind in die Foliation eingeregelt und befinden sich auch als
Einschlüsse innerhalb von Dolomit-Klasten.
Des Weiteren ist die Foliation z.T. zapfenartig in Form von Stylolithen ausgebildet. Die Foliation
wird von karbonathaltigen Gängen in einem Winkel von ca. 20° durchschlagen. Diese sind 0,7
mm mächtig und bestehen aus 0,1-0,2 mm großen Körnern, die von mikrokristallinen Körnern
umgeben sind. Z.T. ist undulöse Auslöschung und Zwillingsbildung erkennbar. Sowohl in der
Matrix als auch in den Gängen sind bis zu 0,05 mm große Quarz-Körner vorhanden, die
intensive undulöse Auslöschung und Subkornbildung zeigen. Quarz ist zumeist mit Hellglimmer
vergesellschaftet. Die Gänge versetzen einerseits das Matrix-Gefüge und die Foliation und
andererseits erscheinen zahlreiche Gänge an den Suturen aus opaker Phase „gekappt“.
Abb. 4.41: Die weißlichen Steinsalz-„Ausblühungen“ zeigen innerhalb der Dolomit-Matrix von JS-DA 37 (links)
und JS-DA 61 (rechts) einen dendritischen Habitus (elektronenmikroskopische Aufnahmen im BSE-Modus)

Auch in JS-DA 61 zeigt sich nach EDX-Analysen ein geringer Gehalt an Phlogopit und Steinsalz
(Abb. 4.41). Röntgenographische Untersuchungen zeigen außer einem Kaolinitgehalt von ca. 1%
keine Unterschiede im Mineralbestand zu JS-DA 24.
Nach Einmessung der X-, Y- und Z-Achsenlänge der Dolomite durch die quantitative
Korngefügeanalyse im XZ- und YZ-Anschnitt ergibt sich annähernd eine ebene bis
fladenförmige (oblate) Verformungsgeometrie im FLINN-Diagramm (Abb. 4.42)
Abb. 4.42: Bildanalytische Untersuchungen der
Matrix-Dolomite ergeben eine ebene bis oblate
Verformungsgeometrie für Probe JS-DA 61;
Diagramm nach FLINN (1979)
Die Auswertung der quantitativen Korngefügeanalyse zeigt im XZ-Schnitt eine Rotation der
gemittelten Langachse (LAO) der Matrix-Dolomite um 15° in Relation zur E-W projizierten
Hauptfoliation. Auch im YZ-Schnitt liegt ein Winkel von 15° zwischen Kornlangachse und
Hauptfoliation vor. Die Partikel Projektion (PP) deutet sowohl im XZ- als auch im YZ-Schnitt
eine Verkürzung in Z, eine Plättung in Y und eine Rotation der Körner aus der
Hauptfoliationsebene an.
In Bezug zu den vorhergehenden und nachfolgenden Korngrößenstatistiken wurde die Skala für
JS-DA 61 im 100er mm 2 Intervall angelegt, da das Korngrößenspektrum in dieser Probe einen
breiteren Bereich ausfüllt. Während sich in den vorhergehenden und nachfolgenden Analysen die
durchschnittliche Korngröße der Matrix-Dolomite zwischen 23 und 97 mm 2 befindet, zeigt sich
in JS-DA 61 im XZ-Schnitt eine durchschnittliche Korngröße von 167 mm 2 und im YZ-Schnitt
230 mm 2 .

Abb. 4.43: Quantitative Korngefügeanalyse des Dolomit-Mylonits aus Profil 3, sinistraler Schersinn im XZ- und
YZ-Schnitt; im Gelände mit Top nach NW. Übrige Darstellungen wie in Abb. 4.34

Die Dolomit-Matrix des dunkelgrauen Dolomit-Mylonits (JS-DA 57) wird im Wesentlichen aus
zwei Korngrößen aufgebaut. Einerseits aus einer mikrokristallinen (ca. 0,05 mm) Masse aus
rundlichen Körnchen, die in vielen Bereichen ein Kornschräggefüge abbilden.
Andererseits sind in der Matrix bis zu 1,2 mm x 1,4 mm große Bereiche ausgebildet, die
reliktisch die Umrisse von größeren Klasten nachzeichnen. Innerhalb dieser Bereiche zeigen die
0,3-0,6 mm großen Körner lobate Korngrenzen, an welchen sich bis zu 0,01 mm große Körner
befinden. Die größeren Körner zeigen undulöse Auslöschung und in hohem Winkel zueinander
stehende Zwillingslamellen, die gebogen sind.
Abb. 4.44: In JS-DA 57 weisen die roten Pfeile auf die konvexen Korngrenzen des hellen Korns relativ zum
dunklen Korn (links; g.p.L., lange Bildkante = 0,35 mm). Rechts zeigt sich dominante Zwillingsbildung innerhalb
der Dolomit-Klasten. Zwillinge der Einzelkörner sind unterschiedlich zueinander orientiert und sind gebogen
(g.p.L., lange Bildkante = 1,4 mm)
Das KL-Bild in Abb. 4.46 zeigt, dass diese größeren Dolomitkörner mit einer Zonierung
versehen sind. Die kornzerkleinerten Klasten sind z.T. zu Boudins geformt.
Des Weiteren sind etwa senkrecht zur Foliation orientierte 0,05 mm mächtige karbonathaltige
Gängchen ausgebildet, die z.T. an Suturen aus opaker Phase versetzt werden. Stellenweise wird
die Foliation aber auch von den Gängen durchschlagen. Die mylonitische Foliation wird durch
Bahnen aus opaker Phase nachgezeichnet.

Abb. 4.45: In JS-DA 57 zeigen sich zahnartige Stylolithen, die in die Dolomit-Matrix eingreifen (links; g.p.L., lange
Bildkante = 1,4 mm) und dolomitische Gänge, die an Bahnen aus opaker Phase „gekappt“ sind (rechts; g.p.L., lange
Bildkante = 6,0 mm)
Quarz kommt in 0,1-0,3 mm großen Körnern im Druckschatten der Dolomit-Klasten und
innerhalb von boudinierten Dolomitlagen vor. In diesen Bereichen enthalten die Körner
Fluidbahnen, zeigen intensive undulöse Auslöschung und z.T. unregelmäßige ineinander
greifende Korngrenzen. Vereinzelte Hellglimmer sind parallel zur Foliation formgeregelt.
Das Pulverdiffraktogramm von JS-DA 57 gibt einen Mineralbestand von ca. 87% Dolomit, ca.
6% Quarz, ca. 5% Muskowit und ca. 2% Kaolinit wider. Ergänzend zeigen die EDX-
Untersuchungen wieder einen geringen Phlogopit-Gehalt.
Das KL-Bild in Abb. 4.46 zeigt die Ausbildung einer eckigen Zonierung der grobkörnigen
Dolomitkörner, die durch einen schwach lumineszierenden Zentralbereich der jeweiligen Körner
gekennzeichnet ist, um die sich eine stärker lumineszierende Zone befindet. Der allgemein in rot
lumineszierende Dolomit ist von mehreren nicht-lumineszierenden schwarzen Bereichen
durchzogen, die z.T. aus Löchern im Dünnschliff resultieren (Einbettungsmedium), aber auch
aus nicht-lumineszierendem Quarz bestehen.

Abb. 4.46: Im linken Bild erscheinen die Dolomitkörner aus Probe JS-DA 57.3 mit intensiver Verzwillingung und
lobaten Korngrenzen; g.p.L. Das korrespondierende KL-Bild zeigt zudem eine Zonierung der Dolomit-Einzelkörner
und in blauer Lumineszenz Kaolinit; lange Bildkante = 2,8 mm
Des Weiteren sind in der Dolomit-Matrix Strukturen durch die KL-Bilder erkennbar, die quer zur
Hauptfoliation einschneiden bzw. senkrecht das Matrix-Gefüge in einem verästelndem System
durchziehen (Abb. 4.47).
Abb. 4.47: Links durchzieht ein verzweigendes Gangsystem aus Dolomit die ultrafeinkörnige Dolomitmatrix etwa
senkrecht zur Foliation im KL-Bild von JS-DA 57. Rechts ist im KL-Bild von JS-DA 24 eine ineinandergreifende
Struktur zwischen der in rot lumineszierenden Dolomit-Matrix und der nach unten links einschneidenden Struktur
aus opaker Phase und violett lumineszierenden Dolomit erkennbar. Dieses Gefüge wird von geringmächtigen
Dolomit-Gängchen durchzogen (lange Bildkante jeweils = 2,8 mm)
Die mittlere Kornlangachse der digitalisierten Dolomit-Matrix steht nach Auswertung mit der
Bildanalyse mit einem Winkel von ca. 12° zur E-W angelegten Hauptfoliationsebene und deutet
dadurch einen Schersinn mit Top nach NW an.
Die Korngrößenstatistik zeigt, dass sich von den 3567 Körnern über 2000 Körnern im
Korngrößenbereich zwischen 1-20 mm 2 befinden. Die Probe JS-DA 57 enthält mit einer

durchschnittlichen Korngröße von 23 mm 2 die feinkörnigste Matrix aus allen analysierten
Proben.
Abb. 4.48: Quantitative Korngefügeanalyse der dolomitischen Matrix des dunkelgrauen Dolomit-Mylonits aus
Profil 3. Dextraler Schersinn im XZ-Anschnitt; übrige Darstellungen wie in Abb. 4.34
4.6 Obertriassische Gesteine
4.6.1 Rauhwacke
4.6.1.1 Makrogefüge
Die Rauhwacke ist im Arbeitsgebiet auf das Vorkommen in Profil 1, dessen südlicher
Umgebung und auf Profil 2 beschränkt. In Bereich IV von Profil 1 liegt die Rauhwacke dem
Dolomit-Mylonit-Horizont auf. Sie bildet dort ein verwitterungsresistentes ca. 5 x 4 m großes
Vorkommen mit unregelmäßigem Verlauf und einer Mächtigkeit von ca. 1 m. Dieses
Vorkommen dünnt zur Seite aus. Unmittelbar E´ von Profil 1 liegt die Rauhwacke als
breitflächiger Geröllhorizont mit einer NNW-SSE-Erstreckung den Phylliten aus Bereich I auf.
Ca. 50 m ESE´ von Profil 1 überlagern zwei ca. 50 m lange NE-SW streichende Rauhwacke-
Körper mit einer unregelmäßigen minimalen Mächtigkeit von ca. 2 m die Phyllite. Des Weiteren
überdeckt die Rauhwacke ca. 200 m S´ von Profil 1 in einem NNW-SSE streichenden
langgezogenen ca. 3-4 m mächtigen morphologischen „Rücken“ die Phyllite.

Weitere vereinzelte geringmächtige Hügel, die aus Rauhwacke aufgebaut werden, überlagern ca.
500-600 m S´ von Profil 1 die Quarz-Feldspat-Schiefer und einen Andesitporphyr-Gang. In
keinem der „Rauhwacke-Aufschlüsse“ ist der direkte Kontakt der Rauhwacke zum
unterlagernden Gestein aufgeschlossen. Im zuletzt beschriebenen Vorkommen scheint die
Rauhwacke den mit ca. 20° SW einfallenden Quarz-Feldspat-Schiefern aufzusitzen, da innerhalb
der Metamorphite in direkter Umgebung zu den „Rauhwacke-Hügeln“ keine Einlagerung der
Rauhwacke zu beobachten ist.
In Profil 2 füllt die Rauhwacke W´ des Dolomit-Mylonits eine kleine wannenähnliche Struktur
aus. Dort bildet sie ein ca. 3 x 5 m großes Vorkommen, welches aus zahlreichen
handstückgroßen Einzelstücken aufgebaut wird. Der gesamte Gesteinsverband und die
Lagerungsverhältnisse erscheinen im Aufschluss mit ähnlicher Charakteristik wie in Profil 1.
In Profil 1 erscheint die Rauhwacke mit einer charakteristisch ockerfarbenen bis dunkelbeigen
Farbe. Das Gefüge ist zumeist durch große Hohlräume bzw. Zellen (bis zu 2 x 2 x 2 cm)
gekennzeichnet. Makroskopisch erscheint die calcitische Matrix feinkörnig verkittet und
zementiert. In der Matrix „schwimmen“ zahlreiche Fragmente aus Phyllit und Quarz-Feldspat-
Schiefer. Diese Komponenten nehmen 30-50% des Gesamtgesteinsvolumen ein und haben
Korngrößen im mm- bis cm-Bereich. Stellenweise ist eine schwache Regelung der
Komponenten erkennbar. Das Handstück aus Profil 2 zeigt z.T. ein unstrukturiertes
matrixgestütztes Gefüge mit Quarz- und Chlorit-Schiefer-Klasten (JS-DA 34).
In Rauhwacke-Geröllen am N-Hang von Profil 2 sind zudem zahlreiche Dolomit-Fragmente
(Hauptdolomit?) in der Matrix vorzufinden.
_ Eine palynofazielle Datierung an dolomitischen Komponenten aus der Rauhwacke konnte
aufgrund der Abwesenheit organischer Substanz (wie z.B. von Pollen noch Sporen) keine
Ergebnisse erbringen.
4.6.1.2 Mikrogefüge
Proben: JS-DA 18, 34, 52
Die Rauhwacke aus Profil 1 (JS-DA 18) wird durch eine massige Calcit-Matrix aufgebaut
(Korngröße: < 0,1 mm), in der bis zu 5 mm lange Fragmente phyllitischer Gesteine eingebettet
sind. In grobkörnigeren Bereichen innerhalb der Matrix zeigen 0,4-0,5 mm große Calcit-Körner
stellenweise Typ-II-Zwillinge (nach BURKHARD 1993) und eine xenoblastische Gestalt. Quarz
und Feldspat sind als Einzelkörner in der Matrix mit Korngrößen von max. 0,2 mm verteilt.
Einzelne dünnplattige Hellglimmer liegen ohne Vorzugsorientierung vor, z.T. „schwimmen“
auch größere Hellglimmer-Klasten in der Matrix, die undulöse Auslöschung zeigen.

Abb. 4.49: a) Die Grundmasse der Rauhwacken ist durch eine feinkörnige Calcit-Matrix gekennzeichnet, in welcher
eine Vielzahl kristalliner Komponenten „schwimmen“, die stellenweise eine Vorzugsorientierung aufweisen (von
rechts unten nach links oben.). Die großen hellen Komponenten bestehen aus Dolomit, untergeordnet aus
feinkörnigem Quarz und Hellglimmer. Dunkelgrau bis grünliche Komponenten sind phyllitische Klasten (Probe S`
Profil 1). b) linker Hand befindet sich ein grobkörniges Quarzkorn, während rechter Hand grob- und feinkörnige
Hellglimmer-Klasten in der Calcit-Matrix eingebettet sind, die eine Vorzugsorientierung erahnen lassen (von links
unten nach rechts oben); JS-DA 34; g.p.L. c) die hellen Komponenten aus JS-DA 52 bestehen – nach
röntgenographischen Untersuchungen – aus Calcit und untergeordnet Quarz, Hellglimmer und Dolomit. Der
schwarze Kreis markiert den Ausschnitt von d), in dem innerhalb der Calcit-Matrix eine deutliche
Vorzugsorientierung von Hellglimmern zu beobachten ist (JS-DA 34; g.p.L.)
0,1-0,8 mm große Hellglimmer sind in JS-DA 34 und 52 sowie in JS-DA 18 regellos in der
Calcit-Matrix verteilt und zeigen zumeist eine xenoblastische Kornform. Manche Körner sind
intensiv geknickt bzw. gebrochen und zeigen undulöses Auslöschen. Quarz liegt in bis zu 0,4
mm großen Körnern vor, die Fluidbahnen und schwach undulöses Auslöschen zeigen.
Des Weiteren ist feinkörniger Quarz (Korngröße < 0,1 mm) zusammen mit Feldspat und
Hellglimmer Bestandteil phyllitischer Klasten. Vereinzelt vorkommende Feldspäte
(Kalifeldspat?) mit polygonaler eckiger Kornform zeigen Einfach-Verzwillingungen, eine
schwach- bis mittelgradige Serizitisierung und z.T. intensives undulöses Auslöschen. Einige

größere Körner sind mit Brüchen versehen, in welchen sich Calcit befindet. Manche phyllitische
Klasten erscheinen von feinkörnigem Calcit umwachsen.
Insgesamt wurden drei röntgenographische Untersuchungen an den Rauhwacken mit dem
Pulverdiffraktometer durchgeführt. Zwei Proben wurden aus der Matrix und eine Probe aus
einer größeren hellen Komponente untersucht. Dabei konnte in den Matrixproben ein
Calcitgehalt von ca. 84 %, ein Quarzgehalt von ca. 7 %, ein Hellglimmergehalt von ca. 6% und
ein Chloritgehalt von ca. 3% festgestellt werden. In untergeordneten Mengen sind Illit, Kaolinit
und Feldspat vorhanden. Das Pulverdiffraktogramm der hellen Komponente zeigt im
Wesentlichen Reflexe von Calcit und untergeordnet von Quarz, Hellglimmer, Kaolinit und
Dolomit. Die Rauhwacke aus Profil 2 (JS-DA 34 und 52) wird aus einer Matrix aufgebaut, die
eine bimodale Korngröße zeigt. 0,1-0,3 mm große Calcit-Körner mit rundlicher Kornform sind
von 0,05-0,1 mm großen Calciten umgeben, die eine ovale bis eckige Kornform aufweisen.
Diese Körner zeigen eine schwach undulöse Auslöschung und ausschließlich Typ-I-Zwillinge
(nach BURKHARD 1993). Die eckigen Calcite zeigen im KL-Bild (Abb. 4.50) Zonierungen.
Um ein schwächer lumineszierendes Zentrum ist ein diskreter hell lumineszierender oranger
Saum zu erkennen, der von einem nicht-lumineszierenden Rand umgeben ist (siehe Abb. 4.51).

Abb. 4.50: Unter l.p.L. sind in Probe JS-DA 34 bis zu 0,05 mm große Calcitkörner mit Rhomboederflächen
ausgebildet (links), die im KL-Bild Zonierungen zeigen. Nicht-lumineszierende Bereiche resultieren zum einen aus
Löchern im Dünnschliff und zum anderen aus Bereichen, in welchen die Calcite keine Lumineszenz aufweisen
(halbrechts, unten). Der weiße Rahmen vergrößert einen Ausschnitt, der in Abb. 4.24 die Zonierungen hervor hebt;
lange Bildkante = 0,52 mm
Abb. 4.51: KL-Bildausschnitt aus Abb. 4.50. Die blauen Pfeile
weisen auf die schmale orange Zonierung. Das Zentrum der
Körner luminesziert z.T. hellgelb; die hellgrünen Pfeile
verweisen auf den breiten nicht-lumineszierenden Saum, der
durch eine geringmächtige rötliche Umrandung sichtbar wird
4.6.2 Hauptdolomit
4.6.2.1 Makrogefüge
Im Arbeitsgebiet ist der hellgraue bis dunkelgraue Hauptdolomit durch eine Wechsellagerung
aus laminierten Dolomiten und Dolomitbrekzien gekennzeichnet, wobei beide Typen nur schwer
lateral oder vertikal voneinander zu gliedern sind. Die laminierten Dolomite sind quantitativ
dem Auftreten von brekziösen Dolomiten untergeordnet. Die Lamination wird aus 2-5 cm
mächtigen dunklen und 5-10 cm mächtigen hellgrauen bis weißlichen Bändern gebildet.
Sowohl die laminierten als auch die brekziösen Dolomite zeigen stellenweise ein intensiv
zerbrochenes und veradertes Gefüge aus Gängen, die aus Dolomitkörnern aufgebaut werden.
Im westlichen Bereich von Profil 2 steht eine massige, hellgraue bis weißliche Dolomitbrekzie
an, deren Komponenten monomikt aus den laminierten Dolomiten bestehen. Der
Gesteinsverband ist dort intensiv geklüftet und mit zahlreichen Dolomitäderchen versehen (HCl-
Test ergab lediglich ein sehr schwaches Brausen). In diesem Bereich stehen auch Dolomit-
Lagen an, in den ca. 1,50 m mächtige brekziöse Lagen eingeschaltet sind. Die Komponenten der
Brekzie haben stellenweise eine Größe von 30 cm x 30 cm und reichen bis in den mm-Bereich.
Eine Gradierung der Komponenten vom Liegenden zum Hangenden ist nicht festzustellen.
4.6.2.2 Mikrogefüge

Proben: JS-DA 21, 25
Die Probe der Dolomit-Brekzie aus Profil 1 (JS-DA 21) wurde aus den Basallagen des
Hauptdolomits entnommen. Dort zeigt sich innerhalb der ultrafeinkörnigen Matrix eine Längung
der dolomitischen bis zu mehreren cm großen Komponenten zu ovalen „Augen“. In dieser
Matrix befinden sich einzelne Quarz- und Feldspat-Körner, die undulöse Auslöschung zeigen.
Dieses Mikrogefüge wird von den erwähnten geringmächtigen Dolomit-Gängchen
durchschlagen.
Der laminierte Dolomit (JS-DA 25) aus Profil 2 zeigt in den dunklen Lagen ein deutlich
erhöhtes Vorkommen von sehr feinkörnigen (0,05 mm) Dolomit und opaker Phase. Die
Korngrenzen der einzelnen Körner verlaufen insgesamt sehr unregelmäßig und treffen sich meist
in T-förmigen Tripelpunkten.
Abb. 4.52: Links zeigt sich die intensive Veraderung und Brekziierung auf den Schichtflächen des Hauptdolomits.
Im Dünnschliff ist ein Versatz des sedimentären Gefüges (Lamination) durch die Veraderung erkennbar (l.p.L.;
Probe: JS-DA 25)
Die einzelnen dunklen Lagen ziehen sich mit einer leichten Wellung durch das Gestein. Sie sind
bis zu 1,4 mm mächtig und haben unregelmäßige Abstände zwischen 0,4 und 2,0 mm.
Die monomineralische Matrix in den hellen Lagen besteht aus 0,2-0,3 mm großen
Dolomitkörnern, die lobate und feinsuturierte Korngrenzen aufweisen und die im Vergleich zu
den dunklen Lagen häufiger in 120°-Tripelpunkten aneinander stoßen. Schiefwinklig zur
Lamination durchziehen ca. 0,8 mm mächtige Gängchen das Gestein. Die Körner im Gang sind
bis zu 0,5 mm groß und mit Zwillingen versehen. Sie zeigen lobate und unregelmäßig
verlaufende Korngrenzen.

Abb. 4.53: Links (l.p.L.) weisen Dolomite aus einem grobkörnigen Bereich lobate Korngrenzen auf. Rechts zeigt
sich innerhalb des Bereiches von links eine mehr oder weniger dominant ausgebildete Verzwillingung (g.p.L., lange
Bildkante jeweils = 0,7 mm; beide Aufnahmen aus JS-DA 25)
Die in Abb. 4.53 aufgenommenen Gang-Dolomite zeigen im KL-Bild eine engständige
Zonierung mit vier- und dreieckiger Ausbildung (Abb. 4.54).
Abb. 4.54: Im linken Bild wurde von Probe JS-DA 25.1 ein Ausschnitt aus den schiefwinklig zur Lamination
stehenden Gängen unter l.p.L. aufgenommen. Die gangbildenden Dolomite zeigen im korrespondierendem KL-Bild
rechts einen oszillierenden Zonarbau mit unterschiedlichen Intensitäten der Lumineszenz; lange Bildkante = 0,52
mm
Der mit der KL aufgenommene Gang ist Teil der großräumigen Veraderung des basalen
Hauptdolomits. Die Körner sind hier durch einen „zickzack“-artigen Verlauf mit mehreren
Zonierungen unterschiedlicher Lumineszenz gekennzeichnet.
Die quantitative Korngefügeanalyse an Probe JS-DA 25 konnte zeigen, dass die
durchschnittliche Korngröße des Hauptdolomits 70 mm 2 beträgt. Des Weiteren zeigt sich eine
symmetrische und nahezu rundliche Ausbildung der gemittelten Kornform mit einer schwach
ausgebildeten Verkürzung parallel zur Lamination (0-180°).

Abb. 4.55: Quantitative Korngefügeanalyse an einer Probe aus dem Hauptdolomit von Profil 2. Die digitalisierten
Korngrenzen sind in einem Schnitt senkrecht zur Lamination aufgenommen; übrige Darstellungen siehe Abb. 4.34
5. Diskussion und Schlussfolgerungen
5.1 Kinematik und Deformationsmechanismen
In der Literatur werden die einzelnen Deformationsphasen innerhalb des Austroalpins der
westlichen Ostalpen ab der eoalpinen Orogenese mit D 1 beginnend gegliedert (FROITZHEIM et
al. 1997, MAIR & PURTSCHELLER 1996). In dieser Arbeit werden prä-alpidische
Deformationsphasen (D PA ) und alpidische Deformationsphasen (D A ) mit unterschiedlicher
Nomenklatur versehen. Zur Orientierung sei auf Tab. 5.1 verwiesen. Einzelne
Deformationsphasen werden mit bestehenden Modellen aus der Literatur vergleichend
dargestellt. Des Weiteren beruhen die Interpretationen der unter Kap. 4 beschriebenen
Mikrogefüge (wie z.B. Knickbänder, Deformationszwillinge, undulöse Auslöschung etc.) auf
Korrelationen mit Untersuchungen aus der Literatur. Dadurch soll u.a. das Temperaturfeld
eingegrenzt werden, in welchem es während der eoalpinen Orogenese (D A1 und D A2 ) zur Anlage
der Mikrogefüge in den einzelnen Lithologien kam.

Die unten stehenden Interpretationen (ab Kap. 5.1.3) sollen in Kap. 5.2 in einem Modell zur
tektonometamorphen Genese der Ortler-Linie zusammengefasst werden.
5.1.1 D PA1
Diese Deformationsphase ist im Arbeitsgebiet der Diplomarbeit nicht eindeutig nachzuweisen.
Vereinzelt treten in der straff angelegten Foliation der Phyllite Mikrolithon-Gefüge auf, die aber
auch aus einer frühen Phase von D A1 resultieren können. Sie ist mikroskopisch ebenfalls nur als
Mikrolithon-Gefüge erkennbar (von PASSCHIER & TROUW 1998 als „spaced“- bzw. i.e.S. als
„disjunctive foliation“ bezeichnet). Dünnschliffbefunde aus den drei Profilen zeigen, dass S PA1
aus den Phasen Hellglimmer I, Chlorit und z.T. opake Phase gebildet wird. Hellglimmer I ist
zumeist geknickt und wieder verheilt. Die nachfolgende Verheilung des Hellglimmers resultiert
vermutlich aus einer spät- bis post-eoalpinen Temperung. S PA1 kann aber auch als prä- oder frühvariscisch
angelegte Schieferung angesehen werden (siehe Kap. 5.1.2 und 5.1.3).
Deformation Ereignis vermutetes Alter
D PA1 Anlage von S PA1 , das mikroskopisch in Mikrolithon- prä- oder
Gefügen entwickelt ist
frühvariscisch
D PA2 Regionale Anlage der Hauptschieferung in den Phylliten variscisch
und Augengneisen
D A1 Bildung der Dolomit-Mylonite mit NW-SE streichenden Eoalpin bzw.
Streckungs- und Minerallinearen. Ausbildung von
mylonitischen Gefügen (u.a. Foliation = S A1 ) in Phylliten
„Trupchun”
Phase
und Quarz-Feldspat-Schiefern; Anlage von NE-SW und E-W
streichenden Runzellinearen. Schersinnindikatoren zeigen
eine Bewegung des Hangenden mit Top nach NW

streichenden Runzellinearen. Schersinnindikatoren zeigen
eine Bewegung des Hangenden mit Top nach NW
D A2 Ausbildung von Scherbändern und anderen
Schersinnindikatoren in Phylliten (S A2 ) und Quarz-Feldspat-
Schiefern, die S A1 in einem Winkel von 25-30° schneiden und
einen Schersinn mit Top nach SE bzw. E anzeigen
D A3 Faltung der Dolomit-Mylonite um NW-SE streichende
Faltenachsen; Anlage von NW-SE streichenden
Runzellinearen und einer Runzelschieferung (S A3 ) in
D A4
Phylliten und Augengneisen
Spröde Störungen in Phylliten, Augengneisen und Dolomit-
Myloniten
„spät-eoalpin“
bzw. „Ducan-
Ela“ Phase
Tertiär bzw.
„Blaisun“ Phase
post-Oligozän
Tab. 5.1: Strukturelle Entwicklung innerhalb des Arbeitsgebietes in Bezug zu den Deformationsphasen nach
FROITZHEIM et al. (1997)
5.1.2 D PA2
Als D PA2 wird die Phase bezeichnet, die im regionalen Kontext (außerhalb des Einflussbereiches
der Ortler-Linie) die Hauptfoliation (S PA2 ) im Campo-Kristallin produzierte. Sie kann als
Ergebnis der variscischen Orogenese angesehen werden (siehe MAIR & PURTSCHELLER
1996). Im Arbeitsgebiet ist nicht eindeutig zu klären, ob die unter Kap. 5.1.1 interpretierten
Mikrolithon-Gefüge tatsächlich S PA1 gebildet haben oder aber die variscische Hauptfoliation S PA2
darstellen.
Nach SCHOENHERR (2002) und MAIR & PURTSCHELLER (1996) vollzieht die
Hauptfoliation vom Madritschjoch im E bis zu den Profilen 1, 2 und 3 im W ein Drehen der
Foliation um etwa 120°. Im Bereich des Madritschjoches fällt die Hauptfoliation nach SE, um
die Schaubachhütte nach S, im Bereich der Hintergrathütte nach SW und W´ der Hintergrathütte
nach W. Diese Foliation ist als S PA2 zu interpretieren.
In den Phylliten ist eine prä-eoalpine Mineralvergesellschaftung von Quarz + Plagioklas +
Hellglimmer I + opake Phase ± Granat + Akzessorien (Titanit, Apatit) ausgebildet. Die
orthogenen Quarz-Feldspat-Schiefer enthalten eine prä-eoalpine Mineralvergesellschaftung von
Quarz + Kalifeldspat + Plagioklas + Hellglimmer I + opake Phase ± Klinozoisit ± Biotit I +
Akzessorien (Orthit, Titanit, Apatit).
5.1.3 D A1
D A1 wird der „Trupchun-Phase“ nach FROITZHEIM et al. (1997) gleichgestellt. Die ungeklärte
Altersrelation der Mikrolithon-Gefüge im engeren Arbeitsgebiet (siehe Kap. 5.1.2) resultiert aus
einer mylonitischen Überprägung der variscischen Strukturen während der eoalpinen Orogenese.
Die Mikrolithon-Gefüge könnten möglicherweise auch während einer Frühphase von D A1

gebildet worden sein, wodurch D PA1 als Deformationsereignis im Arbeitsgebiet nicht konserviert
wäre.
5.1.3.1 Faltung und Kinematik
Die unter Kap. 5.1.2 beschriebene Großfaltung von S PA2 um eine nach SSW abtauchende
Faltenachse (siehe Abb. 4.18) korrespondiert lokal weder mit dem E gerichteten Faltenbau nach
MAIR et al. (2003) noch mit einem isoklinalen Faltenbau um ESE-WNW streichende
Faltenachsen nach MAIR & PURTSCHELLER (1996). Daher wird die Anlage dieser
großräumigen Struktur, deren Ausbiss eine nach S konvexe Auswölbung nachzeichnet, als ein
jüngeres Deformationsereignis interpretiert und als erstes Inkrement von D A1 angesehen. Entlang
der Ortler-Linie geht in allen Profilen das Einfallen der in Kap. 4 beschriebenen Abfolge Campo-
Kristallin, Dolomit-Mylonit und der hangende Hauptdolomit auf die Großfaltung des hangenden
Kristallins im Initialstadium von D A1 zurück. Dadurch wird das Abtauchen der Triasbasis nach
NW bzw. WNW und die heutige Geometrie der Ortler-Scherfläche erklärt. Das in den Profilen
und in Abb. 5.2 (d)) dargestellte Einfallen der Scherzonengesteine wie z.B. der Dolomit-
Mylonite nach W bzw. NW zeigt, dass die Ortler-Scherzone in ihrer heutigen Raumlage eine
Abschiebung darstellt. Daher ist die Ortler-Linie in der geologischen Karte mit einer
abschiebenden Signatur versehen, die das Einfallen der Ortler-Scherfläche markiert.
Nach Anlage der Großfaltung kam es auf dem nach W einfallenden Schenkel zur Kleinfaltung
und Scherung mit Top nach W bis NW. Synkinematisch wurden die Dolomite im Liegenden
zum Hauptdolomit mylonitisiert und sind daher ein Produkt der D A1 -Phase.
Die Mylonitisierung wirkte sich auch in den phyllitischen und orthogenen Gesteinen des Campo-
Kristallins aus, wodurch eine mylonitische penetrative Hauptfoliation (S A1 ) S PA2 überprägt. S A1
ist zumeist durch straff angeordnete Hellglimmer-Lagen charakterisiert.
Die Rb/Sr-Datierung einer Feinfraktion dieser Hellglimmer aus einem direkt aus der Scherzone
entnommenen Quarz-Feldspat-Mylonit von Profil 2 (JS-DA 63; siehe gelber Kreis in Abb. 4.22),
ergab ein Bildungsalter von 74,1 ± 0,8 Ma (siehe Abb. 4.21). Dieses Alter spiegelt die Zeit der
Scherzonenaktivität entlang der Ortler-Linie wider, womit die Hellglimmer II-Generation als ein
syntektonisches Kristallisat interpretiert werden kann.
Das Alter von 187,1 ± 1,9 Ma der Hellglimmer-Grobfraktion resultiert vermutlich aus einer
Mischung von prä-eoalpin (re-?)kristallisierten Hellglimmern mit eoalpin rekristallisiertem
Hellglimmer II. Dieses Mischalter bedeutet, dass es während D A1 nicht zur vollständigen
Rekristallisation des Hellglimmerbestandes kam, wodurch im Kernbereich der grobkörnigeren
Hellglimmer prä-eoalpine Alter bzw. eoalpin nicht „zurückgestellte“ Alter konserviert wurden.
Das jüngere Alter, das mit dem prä-eoalpinen Alter zum Mischalter führte, resultiert vermutlich

aus einem bei der Separation nicht vollständig eliminierten Randanteil der eoalpinen
Hellglimmer-Feinfraktion.
Auf den S-Flächen der Phyllite bildete sich während der Scherbewegung eine NE-SW
streichende Runzelung aus (n = 5 in Abb. 4.18). Synkinematisch wurden in der weniger
kompetenten phyllitischen Matrix Scherfalten in Form von NW-vergenten Lang-
Kurzschenkelbeziehungen aus kompetenten Quarz-Lagen angelegt (n = 4 in Abb. 4.18).
Schersinnindikatoren wie Hellglimmerfische, SC-Gefüge und asymmetrische Druckschatten an
Porphyroklasten entwickelten sich etwa gleichzeitig zur D A1 -Kleinfaltung. Die asymmetrisch
ausgebildete Faltung zeigt ebenfalls eine Scherbewegung des Hangenden nach NW bzw. WNW
an.
Auch die Streckungs- und Minerallineare auf den S-Flächen der Dolomit-Mylonite, Phyllite und
Quarz-Feldspat-Schiefer (siehe Abb. 4.8) in Kombination mit den Ergebnissen der quantitativen
Korngefügeanalyse (NW-vergentes Kornformschräggefüge) und der kinematischen Analyse
zeigen einen Bewegungssinn der hangenden Scholle (Ortler-Decke) nach NW bzw. WNW an.
Die Entstehung von Quarz-Schräggefügen in den Phylliten und Quarz-Feldspat-Schiefern sind
durch eine überwiegend einfache Scherung zu erklären und entstanden gleichzeitig wie die
Schräggefüge der Dolomit-Mylonite.
Nach PASSCHIER & TROUW (1998) kann man davon ausgehen, dass sich diese Korngefüge
durch eine Kombination aus Plättung und Rotation während kristallplastischer Verformung
entwickeln (siehe Abb. 5.1). Die durch die quantitative Korngefügeanalyse ermittelte
Verformungsgeometrie der Dolomit-Mylonite aus Profil 1 und 3 (JS-DA 24 und 61) zeigt ein für
einfache Scherung typisch ebenes bis schwach oblat ausgebildetes Deformationsellipsoid.
Abb. 5.1: a) Während der Scherbewegung von D A1 bildeten sich auf den S-Flächen des Kristallins und der Dolomit-
Mylonite die Mineral- und Streckungslineare (SL). b) Gleichzeitig wurde durch eine schiefwinklige Einengung
relativ zur Scherzonenbegrenzung (in schwarz) das Kornformschräggefüge angelegt

Die nach W bis NW gerichtete Scherbewegung ist auch in der Dolomit-Mylonit-Lage innerhalb
des Kristallins von Profil 2 zu dokumentieren (siehe dazu Abb. 5.2):
Rekonstruiert man die Ausgangssituation vor Anlage der kataklastischen Aufschiebungen, so
ergibt sich eine listrische Geometrie des Dolomit-Mylonit-Horizonts mit einem Einfallen nach W
bzw. NW. Bereich III aus Profil 2 ist an der Basis und der Obergrenze durch die
Überschiebungsflächen (Basis- und Hangendüberschiebung) der Dolomit-Mylonite begrenzt. Die
Basisüberschiebung (II in Abb. 5.2) wurde nach ihrer Bildung durch eine weitere nach W bis
NW gerichtete Überschiebung quer zur Lagerung des Kristallins und der Basisüberschiebung
durchstoßen (in rot). Eine solche Rampe könnte die allochthone Lagerung des Kristallins von
Bereich III über der Basisüberschiebung aus Dolomit-Mylonit erklären. Diese zweite
Überschiebung hat mit einem mehr oder weniger steilem Rampenwinkel das Kristallin
durchzogen, um dann als Flachbahn innerhalb des auf der Dolomit-Mylonit-Lage lagernden
Hauptdolomits zu verlaufen (c) in Abb. 5.2). Relikte eines solchen Verlaufes könnten die mehr
oder weniger undeformierten Dolomite markieren, die mit einer Mächtigkeit von ca. 1-2 m direkt
über der Basisüberschiebung konserviert wurden. Daraus ergibt sich einerseits, dass beide
Dolomit-Mylonit-Horizonte (I und II in Abb. 5.2) ein und demselben Niveau entstammen.
Andererseits muss angenommen werden, dass die Schubweite der Ortler-Decke vom Ansatz der
Schichtdurchquerung bis zum westlichen Ende der Ortler-Sedimente mindestens der E-W-
Ausdehnung der Ortler-Decke selbst, also ca. 45 km, betragen haben muss. Dieser Betrag
korreliert mit dem von BERRA & JADOUL (1999) postulierten Versatz von ca. 45 km.

Abb. 5.2: Tektonische Entwicklung des Überschiebungssystems in Profil 2 (unmaßstäblich). a)
Lagerungsverhältnisse nach Großfaltung und nach Ausbildung der Dolomit-Mylonite. Unklar ist die räumliche
Verteilung des Rauhwacke-Vorkommen, das vermutlich während der D A1 -Scherung lateral „ausgedünnt“ wurde. b)
Ausbildung einer lateralen Rampe quer zur Lagerung. c) durch progressive Scherung kommt es zu einer
„Verdopplung“ des Dolomit-Mylonit-Horizonts in Hangendüberschiebung (I) und Basisüberschiebung (II). Grüne
Sterne markieren ursprünglich gleiche Punkte im Raum vor der Scherung. d) tektonische Situation vor Anlage von
kataklastischen Störungen und vor der Intrusion Oligozäner Andesitporphyr-Gänge. Projektion der heutigen
Morphologie (in blau) in das Überschiebungsmodell
5.1.3.2 Deformationsmechanismen
Die Untersuchungen der Deformationsmechanismen im Liegenden zur Scherzone beschränken
sich im Wesentlichen auf Profil 1 und auf die Gesteine, die sich E´ von Profil 1 bzw. im
Liegenden zu Profil 1 befinden. In Profil 2 sind mehr oder weniger alle Gesteine im Liegenden
zum Hauptdolomit bzw.

Dolomit-Mylonit als Scherzonengesteine 1 zu interpretieren, da sich Bereich I, III und IV jeweils
direkt im Liegenden zu den Scherzonen befinden (siehe Profil 2). Mikroskopische
Untersuchungen der Quarz-Feldspat-Schiefer bzw. Quarz-Feldspat-Mylonite aus Profil 2
belegen, dass in allen Bereichen (I, III und IV) dieselben Deformationsmechanismen wirksam
waren. Aus Profil 3 wurden ausschließlich Proben aus der Scherzone bzw. in Scherzonennähe
entnommen.
Die Quarz-Gefüge von Granat-führenden Phylliten ca. 2 km E´ der Ortler-Linie von Profil 1
(siehe Geologische Karte mit Profil A-B und Abb. 5.3), die während der Diplomkartierung
untersucht wurden, zeigen oftmals feinsuturierte Korngrenzen mit Abschnürungen kleinerer
Körner an den Rändern größerer Quarzkörner.
Abb. 5.3: Feinsuturierte langsame
Migrationsrekristallisation in Quarz in einem
Granat-führenden Phyllit ca. 2 km E´ der
Ortler-Linie (Probe JS 22; g.p.L., lange
Bildkante = 0,7 mm)
Dieses Gefüge ist z.T. auch in den monomineralischen Gängen aus Quarz in Bereich I und
Bereich IV aus Profil 1 ausgebildet und entsteht nach STIPP et al. (2002) während einer
langsamen Korngrenzmigration (Definition nach URAI et al. 1986) bei Temperaturen von ca.
280-400 °C.
1 In dieser Untersuchung werden Gesteine, deren Mikrogefüge während der Scherung von DA1 unter erhöhten
Temperatur-Bedingungen entstanden, als Scherzonengesteine bezeichnet. Die Gesteine, die sich in einiger
Entfernung zur Scherzone befinden enthalten ebenfalls Mikrogefüge, die während den Bedingungen von D A1 ,
jedoch unter niedrigeren Deformationstemperaturen angelegt wurden
Im Hangenden zu den Granat-führenden Phylliten E´ Profil 1 zeigen die Quarz-Gefüge der
Augengneise (siehe Geologische Karte mit Profil A-B) ebenfalls Merkmale einer langsamen
Korngrenzmigration. In den Quarz-führenden Scherzonengesteinen sind diese
Rekristallisationsgefüge nur untergeordnet entwickelt. Zumeist zeigen die Quarz-Teilgefüge
120°-Korngrenzwinkel. Dies deutet darauf hin, dass (kurz) nach dem Temperaturhöhepunkt von
D A1 und/oder D A2 eine Äquilibrierung stattfand.

Kristallographische Vorzugsorientierungen von Quarz in den Phylliten aus Profil 1 belegen eine
kristallplastische Deformation von Quarz in Scherzonennähe (siehe Abb. 4.9). Während Quarz in
diesem Bereich duktil auf D A1 reagierte, ist zumeist eine bruchhafte Verformung mit Rissbildung
in Feldspat zu beobachten. Die in Quarz-Feldspat-Schiefern und Phylliten enthaltenen
Plagioklase zeigen Deformationszwillinge, undulöse Auslöschung, Mikrorisse und Knickbänder.
Nur selten sind anhand von feinsuturierten Korngrenzen Merkmale einer
Migrationsrekristallisation von Plagioklas entwickelt. Diese Deformationsmerkmale können aus
einer vorwiegend kataklastischen Deformation durch Scherbruch mit stellenweise Übergang zu
duktilem Verhalten in Feldspat bei Deformationstemperaturen von ca. 300-400 °C resultieren
(nach PRYER 1993 2 ). Das gleichzeitige Auftreten von duktil deformiertem Quarz und zumeist
spröde verformten Feldspat deutet auch nach PASSCHIER & TROUW (1998) auf
Deformationstemperaturen von 300-400 °C bzw. auf untere grünschieferfazielle Bedingungen
hin.
Für die Entstehung der Mikrogefüge in den Metamorphiten aus dem Liegenden zur Ortler-Linie
lässt sich schlussfolgernd eine Deformationstemperatur von ca. 300-400 °C ableiten.
Wie bereits erwähnt, können außer den Dolomit-Myloniten die Gesteine aus Bereich I, III und
IV in Profil 2 und aus Bereich II in Profil 3 als Scherzonengesteine interpretiert werden (mit
Ausnahme der Rauhwacke und des Hauptdolomits).
Vereinzelte Plagioklas-Gefüge der Quarz-Feldspat-Schiefer (JS-DA 33, 44, 49, 51, 62, 63)
zeigen anhand der feinsuturierten Korngrenzen Anzeichen einer Migrationsrekristallisation des
Plagioklases (z.B. Abb. 4.14, rechts und Abb. 4.20, links).
2 Die von PRYER (1993) ermittelten Temperaturbereiche für die Bildung bestimmter Plagioklas-Mikrogefüge sind
als Temperaturfelder zu verstehen, in welchen die beschriebenen Mikrogefüge am häufigsten auftreten. Die
Bildungstemperatur eines bestimmten Mikrogefüges kann daher das angegebene Temperaturfeld über- und
unterschreiten.
Die Entstehung dieser Rekristallisationsgefüge geht nach FITZ GERALD & STÜNITZ (1993)
und PRYER (1993) auf Deformationstemperaturen von ca. 450-500 °C zurück.
Gleichzeitig zeigen die Quarz-Gefüge der Quarz-Feldspat-Schiefer und Phyllite Merkmale einer
Rotationsrekristallisation (siehe Abb. 4.13 und 4.27). Dies weist nach STIPP et al. (2002) auf
Deformationstemperaturen von ca. 400-500 °C hin.
Die Korngrößen aus dem durch Subkornrotation rekristallisierten Quarz von JS-DA 44 und 62
können nach BLENKINSOP (2000) als Paläopiezometer zur Bestimmung der

Differentialspannung (_ 1 -_ 3 ) dienen. Für die Berechnung wird die mittlere Korngröße (d) der
rekristallisierten Körner durch die Funktion
_ = m d -w
in Relation zum lokalen Spannungsfeld (_, MPa) gesetzt. m und w sind experimentell ermittelte
Parameter bzw. Konstanten, die für den Prozess der Rotationsrekristallisation in Quarz nach
MERCIER et al. (1977) errechnet wurden: m = 381 MPa mm -1 , w = 0,71.
Für die Probe JS-DA 44 wurde aus dem Schnittpunkt einer abgeschätzten mittleren
rekristallisierten Korngröße von 0,13 mm für Quarz und der von MERCIER et al. (1977)
experimentell ermittelten Gerade eine differentielle Spannung von 36 MPa bestimmt. Mit
derselben Vorgehensweise wurde für die Probe JS-DA 62 mit einer Korngröße von 0,15 mm
eine Differentialspannung von 32 MPa bestimmt. Diese Daten können in einem logarhitmisch
skalierten Diagramm mit experimentellen Kalibrierungen für Quarz verglichen werden (Abb.
5.4). Diese Ergebnisse sind jedoch als kritisch bzw. maximal als Richtwerte anzusehen, da z.B.
die Rotationsrekristallisation kleinere Korngrößen als die Migrationsrekristallisation produziert
(nach DRURY & URAI 1990). Es spielt auch der potentiell anwesende Wassergehalt während
der Rekristallisation eine wichtige Rolle (siehe Ord & Christie in Abb. 5.4). Des Weiteren kann
ein Ergebnis nach einer progressiven Deformation durch Erholung, die zu einer Änderung der
syndeformativ rekristallisierten Korngröße führt, leicht verfälscht werden.
Abb. 5.4: Kalibrierungen des rekristallisierten Korngrößen-Paläopiezometers für Quarz aus BLENKINSOP (2000)
(in blau). Die Werte der Differentialspannung für Probe JS-DA 44 (in grün) und für JS-DA 62 (in rot) ergeben sich
aus den Schnittpunkten mit der experimentell ermittelten Geraden für die Rotationsrekristallisation in Quarz von
MERCIER et al. (1977)

Größtenteils zeigen die Quarz-Gefüge jedoch Tripelbildung mit 120°-Korngrenzwinkeln und
geraden Korngrenzen mit zumeist glatter Auslöschung (siehe Abb. 4.13). Stellenweise werden
diese Gefüge an ihren Grenzen von Glimmern begrenzt. Dieses Quarz-Gefüge kann man in
Anlehnung an PASSCHIER & TROUW (1998) als Produkt einer statischen Rekristallisation von
Quarz interpretieren, das nach D A1 angelegt wurde.
Anhand der oben interpretierten Mikrogefüge kann das Temperaturfeld, das zur Anlage der
beschriebenen Deformationsgefüge in den Quarz-Feldspat-Schiefern und Phylliten bzw.
Phylloniten führte, auf 450-500 °C eingegrenzt werden.
Durch mikroskopische Untersuchungen im Hangenden des Quarzphyllit-Komplexes konnte eine
vermutlich eoalpine Neubildung von Klinozoisit und Biotit (JS-DA 39 und 49) in den Quarz-
Feldspat-Schiefern aus Profil 2 festgestellt werden. Vereinzelt auftretende Flammenperthite (z.B.
JS-DA 62) in den Quarz-Feldspat-Schiefern gehen auf einen Ersatz von Kalifeldspat durch die
hellen „Albit-Flammen“ unter grünschieferfaziellen Bedingungen hervor (nach PRYER 1993).
Dieser Prozess ist nach YARDLEY (1997) durch die retrograde Metamorphose von Plagioklas
und durch die Hydratation von Kalifeldspat gesteuert (Plagioklas + Kalifeldspat + H 2 O = Epidot
+ Muskowit + Quarz + Albit).
Aus der grünschieferfaziellen Überprägung der variscischen Pauschalzusammensetzung in den
Phylliten und Quarz-Feldspat-Schiefern ergibt sich eine eoalpine Paragenese aus Albit +
Hellglimmer II + Quarz + opake Phase ± Chlorit ± Klinozoisit ± Biotit II ± Turmalin.
Vereinzelte Feldspäte mit rotierten S i deuten ein intertektonisches Wachstum zwischen D PA und
D A1 an (siehe Abb. 4.19). Nach D PA kam es (möglicherweise in einem frühen Stadium von D A1 )
zur Blastese von Albit. Dadurch wurde ein prä-eoalpines S i aus opaker Phase und einzelnen
Quarz- und Feldspat-Körnern konserviert. Die Scherbewegung von D A1 führte anschließend zu
einer Rotation von Albit.
Das Phasengemisch der Matrix aus feinkörnigem Quarz und Albit sowohl in den Quarz-
Feldspat-Schiefern als auch in den Phylliten kann auf einen kombinierten Prozess aus
dynamischer Rekristallisation und Kornwachstum von Albit während D A1 zurückgehen. So
können feinkörnige Matrixanteile aus Quarz und Albit aus diffusiven Prozessen hervorgehen
(Lösungs-Fällungskriechen): Manche Plagioklas-Klasten enthalten an ihren Rändern kleine
konkave Buchten, die zum Großteil mit Quarzkörnern ausgefüllt werden, die in ihren Zwickeln
feinkörnige Albitkörner beinhalten. Durch Lösung kann Material von den Klasten weggeführt
werden, das an den Randbereichen der Klasten oder auch in der Matrix als Albit wieder ausfällt

(siehe Abb. 4.27). Während der Ausfällung bzw. Kristallisation wurde Albit syntektonisch durch
D A1 formgeregelt.
In der Literatur gibt es nur wenige vergleichbare Untersuchungen, die über die P/T-Bedingungen
für das duktile Verhalten von Dolomit und über (metamorphe) Rekristallisationsprozesse in
Dolomit handeln. MOLLI et al. (1990) leiteten Temperatur-Bedingungen in einem
grünschieferfaziellen Calcit- und Dolomit-führenden Marmor über die Calcit/Dolomit-
Thermometrie ab. Diese Probe zeigte Merkmale einer dynamischen Rekristallisation,
Verzwillingung und einer kristallographisch bevorzugten Orientierung. Die Analyse an Proben
mit Korngrößen zwischen 0,02 mm bis 0,05 mm erbrachte Temperaturen um 350° C. Die
Analyse von Proben mit Korngrößen zwischen 0,1 mm bis 0,2 mm ergab Temperaturen von
380°-390° C. Nach KRUHL (1993) beginnt bei P-Bedingungen von ca. 7-9 kbar die dynamische
Rekristallisation von Dolomit bei Temperaturen von 450°-480° C. Anhand von Untersuchungen
an Dolomit-Einzelkristallen ermittelte WENK (1985) eine Temperatur von 400-500 °C für den
Beginn des kristallplastischen Verhaltens von Dolomit.
Die zuletzt genannten Daten werden durch Kompressionsversuche von HIGGS & HANDIN
(1959) untermauert: Dabei wurden Dolomit-Einzelkristalle unter trockenen Bedingungen bei
konstanten Verformungsraten von 1% pro Minute und Druckbedingungen bis zu 5 kbar u.a.
senkrecht zur Foliation komprimiert. Bei Temperaturerhöhung von 24° C bis 500 °C kam es in
den meisten Proben zum Kohäsionsverlust bis zu einer Temperatur von 400 °C. Ab dieser
Temperatur setzte plötzlich das duktile Verhalten in Dolomit ein, das bei ca. 500 °C von
Zwillingsbildung begleitet wurde (siehe SHELLEY 1993).
Aus diesen Ergebnissen wird ersichtlich, dass der spröd-duktile Übergangsbereich für Dolomit
bei ca. 400 °C anzusetzen ist. Das Initialstadium der dynamischen Rekristallisation von Dolomit
ist u.a. von den Parametern der Korngröße und des Druckes abhängig und kann nach den
Untersuchungen von MOLLI et al. (1990) und KRUHL (1993) annähernd zwischen 350° C bis
450° C eingeordnet werden.
Das Mikrogefüge der Dolomit-Mylonite aus der Ortler-Linie ist (1) durch die ultrafeinkörnige
Matrix der Dolomit-Mylonite und zum anderen durch die in (1) eingebetteten Dolomit-Klasten
bzw. Boudins (2) charakterisiert. Die in Kap. 4.5.2.2 beschriebenen Klast/Matrix-Gefüge (siehe
Abb. 4.36) resultieren aus einem Umfließen der Matrixminerale um die Dolomit-Klasten (nach
LEISS & BARBER 1999).
Die Dolomite innerhalb der Klasten zeigen zumeist feinsuturierte Korngrenzen, die sich
vermutlich durch dynamische Migrationsrekristallisation während D A1 bildeten (siehe Abb. 4.44,
links). Im KL-Bild zeigen die Dolomitkörner der Klasten zumeist eine fleckige gesprenkelte

Lumineszenz, die nach MACHEL in PAGEL et al. (2000) durch Rekristallisationsprozesse
verursacht werden kann. Z.T. sind die klastenbildenden Körner mit einer violetten bzw. vom
Zentrum nach Außen intensiver werdenden Lumineszenz (Zonierung?) versehen. An den
Außenzonen der Körner zeichnet die Lumineszenz die feinsuturierten Korngrenzen nach. Dieses
Gefüge könnte zeigen, dass die Dolomit-Klasten zunächst rigide bzw. spröde auf die Scherung
reagierten. Nach der Kornzerkleinerung der Klasten rekristallisierten die Einzelkörner randlich,
wodurch sich lobate Korngrenzen ausbildeten (siehe Abb. 4.38). Eine kristallplastische
Deformation der Dolomit-Mylonite aus der Ortler-Linie mit kristallographisch bevorzugter
Orientierung wird durch Röntgentextur-Messungen von CONTI (1997) an einer Dolomit-
Mylonit-Probe aus Profil 3 nachgewiesen.
In den Dolomit-Klasten der Dolomit-Mylonite und im gelben Dolomit aus Profil 3 (JS-DA 59)
enthalten überwiegend alle Körner Verzwillingungen (siehe Abb. 4.36 und Abb. 4.29).
Nach SHELLEY (1993) bilden sich Zwillinge in Dolomit nicht unter Temperaturen von ca. 300
°C, bis Temperaturen von ca. 400 °C sind diese nur schwach ausgebildet, während bei
Temperaturen um 500 °C Zwillinge dominant auftreten.
Nach den obigen Korrelationen der Mikrogefüge des Dolomit-Mylonits mit Literaturdaten wird
eine Einordnung in das von WENK (1985) an Dolomit-Einzelkristallen ermittelte
Temperaturfeld von 400-500 °C für das initiale duktile Verhalten von Dolomit möglich. Durch
die dominant auftretende Zwillingsbildung (~ 500 °C) in den Dolomit-Klasten, der
kristallplastischen Verformung (CONTI 1997) und der interpretierten dynamischen
Migrationsrekristallisation in Dolomit-Klasten (~ 450° C) kann die Deformationstemperatur in
den Dolomit-Myloniten während D A1 annähernd auf 400-500 °C eingegrenzt werden.
Der aus EDX-Analysen ermittelte Phlogopit-Gehalt in den Dolomit-Myloniten kann nach
TRÖGER (1969) aus einer Reaktion von
Dolomit + Feldspat _ Phlogopit oder Dolomit + Muskowit _ Phlogopit
während der regionalmetamorphen Umkristallisation von Marmoren hervorgehen. Das Biotit-
Endglied Phlogopit geht also aus der Reaktion von karbonatischen Anteilen mit Detritus wie
Quarz, Glimmer und Feldspat hervor. Dies könnte z.B. zeigen, dass sich das Protolith-Gestein
des Dolomit-Mylonits in flachmarinen lagunären Verhältnissen bildete, in welchem es zum
Eintrag von terrigenem Material (Detritus) aus dem Hinterland kam.
Der geringe Steinsalz-Gehalt der Dolomit-Mylonite könnte in Anlehnung an TROMMSDORFF
et al. (1985) aus einer Anreicherung von salzwasserhaltigen Fluiden während D A1 hervorgehen.
Durch eine erhöhte Abfuhr von H 2 O während metamorpher Prozesse kann es zu einer Änderung
der Fluidzusammensetzung kommen, die sich durch Akkumulation von Salz im residualen Fluid

emerkbar macht. Der dendritische Habitus, der in der elektronenmikroskopischen Aufnahme in
Abb. 4.41 erkennbar ist, könnte aber auch auf eine „junge“ posttektonische Steinsalz-
Ausblühung zurückgehen.
Die im Hangenden der Ortler-Scherzone positionierten Gesteine bestehen im Arbeitsgebiet aus
Rauhwacke und Hauptdolomit. Im Arbeitsgebiet gibt es nur spärliche Hinweise darauf, dass die
Rauhwacke als Kataklasit das hangende Gestein zu den Dolomit-Myloniten bildet (siehe MAIR
& PURTSCHELLER 1996 und USTASZEWSKI 2000). Die Genese der Rauhwacke als
Kataklasit wird in der Literatur grundsätzlich der „Trupchun-Phase“ zugeordnet (siehe u.a.
MAIR & PURTSCHELLER 1996).
SCHAAD (1995) hingegen interpretiert Rauhwacken als vorwiegend sedimentär gebildetes
Gestein quartären Alters (u.a. Proben aus den Raibler Schichten ca. 11 km NW` des
Arbeitsgebietes in Val Schais).
Die makro- und mikroskopischen Gefüge der Rauhwacke lassen weder auf die eine noch die
andere Entstehungsursache eindeutig schließen. Es ist anzunehmen, dass das evaporitische
Ausgangsgestein der Rauhwacke als Abscherhorizont während der Deckenbewegung fungierte.
Daher wird die Rauhwacke in der alpinen Literatur zumeist als Abscherhorizont bzw. Kataklasit
interpretiert. Die Verteilung der Rauhwacke-Vorkommen im Arbeitsgebiet (siehe Kap. 4.6.1.1)
und ihre Makro- und Mikrogefüge lassen eine Interpretation der Rauhwacken als
Scherzonengestein schwieriger erscheinen als eine sedimentäre Bildung im Sinne von SCHAAD
(1995). Diese Annahme stützt sich zunächst auf das nicht miteinander zu korrelierende Auftreten
der einzelnen „Rauhwacke-Aufschlüsse“ relativ zur Ortler-Linie. Generell deutet im
Arbeitsgebiet lediglich in Profil 1 das „Überlagern“ der Rauhwacke auf den Dolomit-Myloniten
auf eine Einordnung der Rauhwacke zu den Raibler Schichten im Sinne der regionalen
Stratigraphie hin. Dieses Vorkommen und jenes in Profil 2 sind die einzigen in unmittelbarer
Scherzonennähe. Zwei weitaus großflächigere Vorkommen befinden sich S´ und ESE´ von Profil
1. Weder der eine noch der andere Aufschluss zeigt eine räumliche Beziehung zur Scherzone.
Weiterhin enthält keiner der insgesamt fünf „Rauhwacke-Aufschlüsse“ innerhalb des
Untersuchungsgebietes Spuren einer Deformation in Form von Faltung.
Um während einer Kataklase kristalline Fragmente in die Rauhwacke einzuarbeiten, muss ein
Kontakt zwischen evaporitischem Ausgangsgestein und Kristallin vorgelegen haben. Die
phyllitischen Fragmente in der Calcit-Matrix zeigen durchweg Merkmale einer duktilen
Deformation, die vermutlich einer D PA - oder der D A1 -Phase zuzuordnen ist. In Profil 1 befindet
sich zwischen Kristallin und Rauhwacke, entsprechend der regionalen Stratigraphie, der

Dolomit-Mylonit-Horizont (SCHOENHERR 2002). In den Proben aus Profil 1 und 2 sind jedoch
kristalline Fragmente und in Profil 2 auch Dolomit-Bruchstücke in den Rauhwacken vorhanden.
Das Gefüge zeigt abgesehen von den Fragmenten keine kataklastischen Deformationsmerkmale.
In manchen Bereichen ist eine deutlich erkennbare Vorzugsorientierung der kristallinen
Komponenten und einzelner feinkörniger Hellglimmer-Klasten vorhanden (Abb. 4.49). Die
Vorzugsorientierung könnte durch eine Einregelung in niedrigenergetischen, fluviatilen
Randbedingungen innerhalb von Karsthohlräumen erklärt werden (siehe Kap. 2.4.1).
In diese Hohlräume sind kristalline Fragmente aus den Phylliten und Quarz-Feldspat-Schiefern
und Dolomit-Bruchstücke eingeschwemmt worden bzw. hereingefallen und später calcitisch
zementiert worden. Nach der mehr oder weniger vollständigen Lösung des evaporitischen
Ausgangsgestein nach D A1 bleiben auf den wasserstauenden Phylliten längliche „Rücken“ aus
massiger Rauhwacke zurück, wodurch die rezenten vermutlich diskordanten
Lagerungsverhältnisse erklärt werden können.
Das die Gefüge der Rauhwacke auf eine sedimentäre Entstehung zurückgeführt werden können,
soll im Folgenden anhand der KL-Untersuchungen untermauert werden:
Die Matrixkörner aus Calcit sind im KL-Bild häufig als idiomorphe Kristalle mit Rhomboeder-
Flächen ausgebildet. Die Rhomboederflächen resultieren vermutlich aus einem statischen
Kornwachstum durch Nukleation um einen Keim, der stellenweise im KL-Bild durch einen gelb
lumineszierenden Kern mit einem geringmächtigem orange lumineszierenden Saum im Zentrum
eines Korns sichtbar ist (I und II in Abb. 5.5). Um den Keim befindet sich zumeist ein schwächer
lumineszierenden Kernbereich (III in Abb. 5.5), um den sich eine geringmächtige intensiv
orange bis rot lumineszierende (IV in Abb. 5.5) und zur Kornaußenzone hin eine etwas breitere
nicht-lumineszierende Zonierung legt (siehe Abb. 4.24 und V in Abb. 5.5). Diese letzte Zone
wird durch einen schwach erkennbaren orange bis rot lumineszierenden Saum erkennbar (VI in
Abb. 5.5).

Abb. 5.5: Die durch die KL sichtbare Zonierung
der Calcit-Rhomboederflächen ist durch sechs
Zonen hervorgehoben. Um einen gelb
lumineszierenden Keim (I) mit orangem Saum (II)
befindet sich eine schwach lumineszierende Zone
(III), die von einer leuchtend rot lumineszierenden
Zone umgeben ist (IV). Um alle Körner legt sich
ein breiter nicht-lumineszierender Bereich (V), der
durch einen rötlichen Saum sichtbar wird (VI).
Siehe Text und Abb. 4.51
Die KL in Karbonaten wird im Wesentlichen durch einen bestimmten Mn 2+ -Gehalt ausgelöst,
dessen Abwesenheit sich durch nicht-lumineszierende Bereiche im KL-Bild bemerkbar macht
(RICHTER et al. 2003).
So können die zonar aufgebauten orange lumineszierenden Einzelkörner als ein Fällungsprodukt
aus Kationen-führenden Fluiden interpretiert werden, die während einer posttektonischen Phase
zur Verkittung bzw. Zementation der vorhandenen kristallinen Fragmente beitrug. Im Laufe der
Exhumierung erscheint es wahrscheinlich, dass durch das hohlraumreiche Gestein zunehmend
oberflächennahe Wässer zirkulierten, die durch eine kationenarme Zusammensetzung
gekennzeichnet waren. Das aus diesen meteorischen Wässern ausgefällte Karbonat ist relativ an
Mn 2+ verarmt und könnte den nicht-lumineszierenden Saum repräsentieren (mdl. Mitt. Dr.
Neuser). Diese Zonierung könnte z.B. während fluvioglazialer Prozesse im Quartär entstanden
sein.
Die Bildung der Calcit-Matrix wird daher überwiegend auf Lösungs/Fällungs-Prozesse
zurückgeführt. Die selten auftretenden Typ-I-Verzwillingungen legen weiterhin den Schluss
nahe, dass der rezent vorhandene Matrix-Calcit bei Temperaturen von maximal 200 °C
deformiert wurde (BURKHARD 1993).
Aus diesen Erkenntnissen kann die Rauhwacke in ihrem rezenten Auftreten als ein polymiktes
Sedimentgestein mit calcitischem Bindemittel interpretiert werden. Diese Interpretation ist nur
auf das Arbeitsgebiet zu beziehen und schließt eine primäre Funktion der Rauhwacke bzw. deren
evaporitisches Edukt als Abscherhorizont nicht aus, da nach einer tektonischen Aktivität entlang
der Raibler Schichten die erwähnten sekundären Lösungs- und Fällungsprozesse –
„Rauhwackisierung“ im Sinne von SCHAAD (1995) – eingesetzt haben könnten.

Der aus der Calcit-Matrix röntgenographisch ermittelte Illit- und Kaolinit-Gehalt resultiert
vermutlich aus dem Abbau metamorpher Hellglimmer- und/oder Feldspat-Porphyroklasten unter
hydrischen und sauren Verwitterungsbedingungen.
Zum hangenden Hauptdolomit ergibt sich unter Berücksichtigung der Untersuchungen von
THÖNI (1983), KÜRMANN (1993), HENRICHS (1993) und BERRA & CIRILLI (1997), die
an den mesozoischen Sedimenten der östlichen Ortler-Decke eoalpine Temperaturen von ca. 300
°C ermittelten, ein Temperatursprung zu den eigentlichen Scherzonengesteinen. Es ist eine
scharfe tektonische Grenze zwischen den duktil deformierten Dolomit-Myloniten und dem
spröde verformten Hauptdolomit ausgebildet. Die Gefüge des Hauptdolomits enthalten makround
mikroskopisch oftmals einen Versatz der sedimentären Lamination. Dieser Versatz ist stets
mit der Ausbildung einer „Veraderung“ und Gangbildung aus Dolomitmineralen assoziiert (Abb.
4.52).
Die einzelnen Gänge laufen dabei zumeist in einem Bereich aus grobkörnigem Dolomit
zusammen. Dort zeigt Dolomit (1) mehr oder weniger häufig auftretende Zwillingsbildung (siehe
Abb. 4.53) und (2) einen Zonarbau im KL-Bild (siehe Abb. 4.54).
In Anlehnung an SHELLEY (1993) (S. 353) bildeten sich die Zwillinge in den grobkörnigen
Bereichen – in Übereinstimmung mit den von THÖNI (1983) und HENRICHS (1993)
ermittelten eoalpinen Metamorphose-Temperaturen – bei Deformationstemperaturen von ca. 300
°C (1).
Die Gänge bildeten sich vermutlich durch die Zirkulation bzw. bei einem Überdruck durch
heißer Fluide während D A1 , was zu einem sprödmechanischem Versatz der sedimentären
Lamination führte. In dem durch den Fluidüberdruck entstandenen Ganghohlräumen zirkulierte
eine min. 300 °C heiße Lösung, aus der sich zonierte Dolomite ausgefällt haben könnten (2).
Einen Hinweis darauf, dass Fluide für die gangbildenden Prozesse verantwortlich sind, kann der
Zonierungstyp von Dolomit im KL-Bild geben. Die Gangminerale des laminierten
Hauptdolomits zeigen im KL-Bild z.T. konzentrischen und z.T. oszillierenden Zonarbau (Abb.
4.54), der sich nach MACHEL in PAGEL et al. (2000) in einem diffusionskontrollierten
disäquilibrierten Mikrosystem auf wachsenden Kristalloberflächen bildet. Der hauptsächlich für
die KL in Karbonaten verantwortliche Mn 2+ -Gehalt muss über die Fluide in die Basallagen des
Hauptdolomits eingetragen worden sein. Die zahlreichen geringmächtigen Zonierungen
einzelner Dolomitminerale sind durch ein schwach lumineszierendes Zentrum charakterisiert,
das bis zum Außenrand intensiver lumineszierend wird. Dies ist vermutlich auf eine während der
Kristallisation ansteigende Anreicherung des Mn 2+ -Gehaltes in dem Fluid zurückzuführen.

Eine Rekristallisation von Dolomit kann hier nach MACHEL in PAGEL et al. (2000) vermutlich
ausgeschlossen werden, da eine durch Kristallwachstum hervorgerufene Zonierung durch
Rekristallisation zerstört bzw. ausgelöscht werden würde.
5.1.3.3 Protolithalter
Das Alter der Dolomit-Mylonite ist spekulativ. Es ist anzunehmen, dass das dolomitische
Ausgangsgestein der Turettas oder der Vallatscha Formation (Ladinium) entstammt (siehe
Abb. 2.6). Beide Formationen bestehen innerhalb der Permo-Triassischen Abfolge im Liegenden
zur Rauhwacke (Karnium) als einzige aus reinen Dolomit-Lagen. Ob der „Lagenbau“, der in den
Dolomit-Myloniten durch die Aufnahmen der Kathodolumineszenz sichtbar wird (siehe Abb.
4.38) als Relikt einer sedimentären Schichtung anzusehen ist, bleibt hinsichtlich der hohen
Deformationstemperaturen unklar.
Des Weiteren kann auch aus den Lagerungsverhältnissen und dem makroskopischen
Erscheinungsbild der 1,20 m mächtigen Abfolge aus Bereich II in Profil 3 ein mesozoisches
Protolithalter postuliert werden. Dort kommt es im Liegenden zum Dolomit-Mylonit zur Abfolge
bräunlicher Phyllit, gelber Dolomit, grünlicher Serizit-Schiefer, gelber Dolomit, bräunlicher
Phyllit (Abb. 4.30).
Die Bezeichnung „Phyllit“ für das bräunliche Gesteine resultiert aus dem hohen Quarz- und
Hellglimmer-Gehalt von JS-DA 58, für den ein toniger Sandstein als Edukt angenommen werden
könnte. Eventuell entstammt der hohe Gehalt an opaker Phase einem hohen Gehalt von C org aus
der liegenden Lithologie der Fuorn Formation (Graphit aus Pflanzenquarzit nach BOESCH
1937?). Der gelbe Dolomit (JS-DA 59) ist mit dem von USTASZEWSKI (2000) beschriebenen
bräunlich anwitternden Dolomit aus dem Zumpanell zu korrelieren. Das grünliche Gestein (JS-
DA 60) kann man aufgrund eines feinkörnig ausgebildeten Hellglimmerbestandes allgemein als
„Serizit-Schiefer“ bezeichnen. Die vereinzelt auftretenden Plagioklas-Klasten sind aus
ultrafeinkörnigen Plagioklasen aufgebaut und könnten daher auch rekristallisierte Plagioklas-
Phänokrysten darstellen, die einem vulkanoklastischem Gestein entstammen.
Die Abfolge kann als eine ursprünglich sedimentäre Wechsellagerung von detritischen und
karbonatischen Protolith-Gesteinen interpretiert werden, die aufgrund der Position im Liegenden
zu den Dolomit-Myloniten und der farblichen Übereinstimmungen mit den bunten Sedimenten
aus der Fuorn Formation (Anisium) korreliert werden kann (siehe Kap. 2.4.1). Dieser Bezug ist
jedoch nicht eindeutig, da der grünliche „Serizit-Schiefer“ sowohl ein Meta-Sediment als auch
ein Meta-Vulkanit sein könnte.

Die Quarz-Feldspat-Schiefer des Kristallins entstammen sehr wahrscheinlich einem granitoiden
Edukt, das während einer prä-variscischen Intrusionsphase in das Protolith-Gestein der Phyllite
intrudierte. Da ähnliche Intrusionen in der Nähe des ca. 20 km SSW´ des Arbeitsgebietes
entfernten Gavia-Passes nach SCHEUVENS et al. (2003) vermutlich in das Ordovizium bis Silur
zu stellen sind, muss sich das Edukt der bereits während der variscischen Orogenese
metamorphisierten Phyllite spätestens im Ordovizium abgelagert haben.
5.1.4 D A2
Mikroskopisch erkennbare Scherbänder (S A2 ) durchschlagen in den Phylliten und Quarz-
Feldspat-Schiefern S A1 in flachem Winkel (20-30°) (siehe Abb. 4.4). Diese zeigen einen
Schersinn mit Top nach SE.
Mikroskopische Schersinnindikatoren wie vereinzelte SC-Gefüge, Druckschatten aus
Quarzfasern an Pyrit und Hellglimmerfische untermauern eine Bewegung des Hangenden nach
SE bzw. E in wenigen geringmächtigen Bewegungszonen. Die Ausbildung von Scherbändern
(ecc-Gefüge nach PASSCHIER & TROUW 1998) und Schersinnindikatoren mit Top nach SE
bzw. E deutet auf eine tektonische Inversion entlang der Ortler-Linie hin und kann auf das
Arbeitsgebiet bezogen als D A2 bezeichnet werden. Obgleich des geringen Datensatzes kann
dieser eindeutig ausgebildete Schersinn mit der spät-kretazischen Extensionstektonik korreliert
werden, in welcher es z.B. an der Schlinig-Linie zu ESE gerichteten Abschiebungen kam
(„Ducan-Ela“ Phase nach FROITZHEIM et al. 1997). Der nach SE bzw. nach E gerichtete
Schersinn belegt vermutlich eine abschiebende Reaktivierung im Bereich der Ortler-Scherzone.
Dies wurde bisher nur für den westlichen Bereich der Ortler-Decke postuliert (FROITZHEIM et
al. 1994, CONTI et al. 1994).
5.1.5 D A3
Diese Deformationsphase ist in Bereich I aus Profil 1, in Teilbereichen von Profil 2 und in
Bereich II aus Profil 3 durch NW-SE orientierte Faltenachsen und Runzellineare charakterisiert
(siehe Abb. 4.26). Die steil einfallenden Faltenachsenebenen und die flach nach NW
abtauchenden Faltenachsen belegen eine aufrechte Faltung mit schwacher NNE-Vergenz. Aus
dem Einfallen der Schenkel ergibt sich aufgrund des durchschnittlichen Öffnungswinkels von
130° eine offene Faltung im 10er m Maßstab. Im Aufschluss zeigt sich innerhalb der Dolomit-
Mylonite von Profil 2 auch eine enge isoklinale NE- bis NNE-vergente Faltung.
Diese Ergebnisse korrelieren mit dem von CONTI et al. (1994) beschriebenen Faltenbau des
gesamten Austroalpins (siehe Kap. 2). In Profil 1 und 3 ist diese Faltungsphase u.a. durch
vereinzelte NW-SE streichende Runzellineare ausgebildet. Die Runzelung ist nicht nur auf den

S-Flächen der Phyllite entwickelt, sondern drückt sich auch durch eine stellenweise auftretende
Runzelschieferung (S A3 ) in Form von ccc-Gefügen aus (nach PASSCHIER & TROUW 1998).
Der Winkel zwischen S A1 und S A3 liegt nach mikroskopischem Befund zumeist bei ca. 40-50°.
Diese Runzelschieferung ist nicht nur in den Gesteinen der Profile, sondern auch in den Granatführenden
Phylliten E´ des Untersuchungsgebietes entwickelt (SCHOENHERR 2002).
S A3 ist durch Hellglimmer, Chlorit und opake Phase gekennzeichnet, die sich nach PASSCHIER
& TROUW (1998) als unlösliches Material entlang von Drucklösungsflächen als Residual
anreichern kann.
Der Hellglimmer II-Lagenbau wurde vermutlich während D A3 überwiegend durch Biegefaltung
deformiert. Der Hellglimmer II-Lagenbau zeigt keine Ausbildung von polygonalen
Hellglimmerbögen, die nach BARD (1986) ab einer Deformationstemperatur von ca. 400-450 °C
entstehen.
Außer dem D A3 -Faltenbau sind in den Dolomit-Myloniten ebenfalls zahlreiche Merkmale einer
intensiven Drücklösung vorhanden, die vermutlich auf D A3 zurückgeht. Die Aufnahmen der KL
zeigen, dass sich nach Anlage von S A1 bzw. der Rekristallisation von Dolomit eine erste
dolomitische Ganggeneration senkrecht zur Foliation ausbildete. Die Entstehung dieser Gänge
kann auf die Anwesenheit eines erhöhten Fluidhaushaltes zurückgeführt werden. Hinweise für
eine Fluidmigration in den Dolomit-Myloniten geben die KL-Bilder in Abb. 4.47, deren Struktur
als Entwässerungskanäle gedeutet werden können (mdl. Mitt. Prof. Ferreiro Mählmann), in
denen die Fluide etwa senkrecht zur Foliation von unten nach oben und auch mit flachem Winkel
zur Foliation zirkulierten. Die Fluide entstammen vermutlich aus Drucklösungsvorgängen, die in
mehreren Phasen abliefen. Hinweise auf Drucklösung sind Drucklösungssuturen an Rändern von
Dolomit-Boudins, Stylolithen und Bahnen aus opaker Phase, an denen ein Versatz der Dolomit-
Gängchen zu beobachten ist (Abb. 4.45). Die Gänge sind stellenweise mit dem Auftreten von
Kaolinit assoziiert. In Abb. 4.46 füllen von innen nach außen Kaolinit, Quarz und zonierte
Dolomite eine ehemalige Kluft, in welcher eine sukzessive Al-reicher werdende hydrothermale
Lösung auf ca. 300° abkühlte und als Produkt einer Restlösung Kaolinit und Quarz ausfällte.
Nach POTEL et al. (submitted) wurde unter Berechnung thermodynamischer Daten mit dem
Programm Domino-Theriak von DE CAPITANI & BROWN (1987) eine P/T-Stabilität für
Kaolinit von max. 300 °C errechnet (bei P = 2,5 kbar und Wasseraktivität = 1).
Auch nach dem Prozess der Drucklösung bildeten sich Dolomit-Gängchen, die oftmals
schiefwinklig die Stylolithen und Drucklösungssäume durchschlagen. Drucklösungsprozesse
kommen bevorzugt unter diagenetischen bis niedriggradigen Metamorphose-Bedingungen vor
(nach PASSCHIER & TROUW 1998) und sind daher in den Dolomit-Myloniten als post-

mylonitischer Deformationsmechanismus anzusehen. Ein weiterer Hinweis für
Drucklösungsprozesse während D A3 ist die vereinzelt vorkommende Anreicherung von Quarz
und Calcit in den Faltenscharnieren und Hellglimmer und opake Phase auf den Faltenschenkeln
der D A3 -Runzelung.
Diese Differentiation durch Lösungstransport ist von einem ausreichenden Angebot von Fluiden
abhängig und ist daher überwiegend unter diagenetischen bis niedriggradigen Metamorphose-
Bedingungen aktiv (nach PASSCHIER & TROUW 1998).
Calcit umwächst z.T. in linsigen Nestern die Matrix der Phyllite und z.T. Quarz-Feldspat-
Schiefer und befindet sich in den Zwickeln der Matrixkörner. Stellenweise ist Calcit in
Assoziation mit opaker Phase in Gängchen mit hohem Winkel zu S A1 akkumuliert. Dort zeigt
Calcit überwiegend Typ-I- und stellenweise Typ-II-Zwillinge, was nach BURKHARD (1993)
auf Bildungstemperaturen von bis zu 200 °C bzw. z.T. auf eine Erhöhung bis auf 300 °C
zurückgeht. Das Umwachsen der Matrix, die Ausbildung von Gängen und in den Zwickeln der
Matrix lässt darauf schließen, dass die Kristallisation von Calcit nach der Matrix-Bildung
stattfand. In seltenen Bereichen erscheinen Calcitkörner parallel zu S A1 formgeregelt. Diese
Ausbildung ist vermutlich durch eine „Abbildungskristallisation“ in vorgezeichnete D A1 -
Strukturen (S A1 ) zu erklären. Kombiniert man die Erkenntnisse aus den Mikrogefügen mit den
oben genannten Bildungstemperaturen von maximal 300 °C, so kann die Calcit-Kristallisation
zur D A3 -Phase gestellt werden.
D A3 wird der „Blaisun-Phase“ nach FROITZHEIM et al. (1997) bzw. D 3 nach MAIR &
PURTSCHELLER (1996) zugeordnet, die sich auf die nach N gerichtete Überschiebung der
austroalpinen Decken auf penninische Einheiten während der tertiären Orogenese bezieht.
5.1.6 D A4
Sprödtektonische Deformationsmerkmale sind im Untersuchungsgebiet als das jüngste
tektonische Inkrement zu interpretieren. Profil 2 wird in Scherzonennähe von drei steilstehenden
kataklastischen Störungen zergliedert. Der Verlauf dieser Störungen ist jedoch nur am Versatz
der Basisüberschiebung aus Dolomit-Mylonit festzumachen. Die Orientierung der
Störungsflächen ist nicht einzumessen. Vermutlich ist die Zergliederung in Profil 2 als ein postoligozänes
Stadium von D A4 zu interpretieren, da die Intrusionen der Andesitporphyre z.T. von
dem vermuteten Verlauf der Störungsflächen „gekappt“ werden (siehe Profil 2).
In den Phylliten und Quarz-Feldspat-Schiefern aus Profil 1 zeigt sich größtenteils ein nach SE
abschiebender Bewegungssinn. Im Hauptdolomit von Profil 2 zeigen sich stellenweise steil nach

WSW einfallende Störungsflächen mit einem aufschiebenden Bewegungssinn des Hangenden
nach ENE.
In den Dolomit-Myloniten an der Tabaretta-Hütte sind kataklastische Störungsflächen mit
102/72 ausgebildet, auf welchen Abrisskanten von Harnischen (024/50) einen aufschiebenden
Bewegungssinn nach SW anzeigen. Südlich von Profil 1 zeigen insgesamt fünf bruchhafte
Störungen eine einheitliche Orientierung um 212/75. Zumeist lässt sich ein nach NW bzw. nach
N gerichteter Aufschiebungssinn feststellen. Die Daten zeigen eine äußerst inhomogene
Verteilung bezüglich der Orientierung ihrer Flächen und ihres Bewegungssinns. Zudem liegt der
Versatzbetrag dieser Störungen zumeist im cm- bis mm-Bereich, wodurch D A4 als
untergeordnete Deformationsphase in Relation zu den vorhergehenden zu betrachten ist.
5.2 Zusammenfassung und Modellvorstellung
5.2.1 Zusammenfassung
Die tektonische Geschichte des Arbeitsgebietes ist in Tab. 5.1 zusammenfassend dargestellt.
Zusätzlich sind in Tab. 5.2 alle Deformationsphasen und die stratigraphische Entwicklung mit
Protolith-Gesteinen zeitlich zugeordnet.
Die das Arbeitsgebiet aufbauenden Phyllite (1) und orthogenen Quarz-Feldspat-Schiefer (2)
unterlagen bereits während der variscischen Orogenese einer mittelgradigen Metamorphose mit
lokalem Wachstum von Granat in den liegenden Bereichen von (1). Eine vermutlich variscische
Schieferung ist vorwiegend in (1) und z.T. in (2) durch Mikrolithon-Gefüge vertreten.
Durch die eoalpine Orogenese entwickelte sich entlang der Ortler-Scherzone sowohl in (1) als
auch in (2) eine unter duktilen Bedingungen entstandene Hauptschieferung S A1 , die zumeist flach
nach W bzw. NW einfällt. Eine Rb/Sr-Datierung einer Hellglimmer-Feinfraktion eines Quarz-
Feldspat-Mylonits, der Schersinnindikatoren mit einer Kinematik des Hangenden nach NW
aufweist, belegt eine Scherzonenaktivität der Ortler-Linie um das Alter von 74,1 ± 0,8 Ma.
In den außerhalb des Einflussbereiches der Ortler-Linie positionierten Lithologien des
Arbeitsgebietes, die sich aus (1) und (2) zusammensetzen, erreichten die eoalpinen
Metamorphose-Temperaturen während D A1 300-400 °C, während sich im Bereich der Scherzone
eoalpine Temperaturen von ca. 450-500 °C einstellten. Durch die Platznahme der Ortler-Decke,
die im Arbeitsgebiet überwiegend aus Hauptdolomit (Norium) besteht, über das Campo-
Kristallin wurden die dolomitischen Horizonte der Turettas und/oder der Vallatscha Formation
während D A1 duktil verformt. So bildeten sich Dolomit-Mylonite, die vermutlich bei
Temperaturen von 400-500 °C dynamisch rekristallisierten und deren Kornformschräggefüge
einen Schersinn mit Top nach WNW bzw. NW anzeigen. Des Weiteren ist durch Röntgentextur-
Messungen von CONTI (1997) eine kristallplastische Verformung der Dolomit-Mylonite belegt.

Synkinematisch wurden die hangenden Bereiche des Campo-Kristallins, die Dolomit-Mylonite
und der Hauptdolomit um NE-SW streichende Achsen gefaltet, wodurch sich ein Abtauchen der
Triasbasis nach NW ergibt. Das Abtauchen bzw. die unter Kap. 5.1.3.1 beschriebene
Großfaltung ist für die rezente Raumlage der Ortler-Scherzone als Abschiebung verantwortlich.
Die über den Dolomit-Myloniten lagernden Rauhwacken sind nach Interpretation durch die
Kathodolumineszenz polymikte Sedimente, deren evaporitisches Edukt den Raibler Schichten
des Karniums zuzuordnen ist. Diese Evaporite fungierten vermutlich während D A1 als initialer
Abscherhorizont, unterlagen posttektonisch aber Umlagerungs- und Umkristallisations-
Prozessen. Hierbei werden durch Lösung und Fällung von Karbonat kristalline und mesozoische
Fragmente calcitisch verkittet.
Die Basallagen des Hauptdolomits wurden vermutlich aufgrund eines Fluidüberdruckes während
D A1 bei Temperaturen um 300 °C spröde deformiert. Literaturdaten belegen eoalpine
Temperaturen im östlichen Bereich der Ortler-Decke von ca. 300 °C (siehe Kap. 2.4.2).
Die dargestellten Deformationstemperaturen für die Gesteine des Arbeitsgebietes führen zur
Schlussfolgerung, dass es während D A1 zur Ausbildung eines plötzlich ansteigenden
Temperatursprunges mit Annäherung aus den liegenden Lithologien zur Ortler-Linie kam. Zum
hangenden Hauptdolomit ist ein plötzlich absteigender Temperatursprung entwickelt. Sowohl der
Temperatursprung im Liegenden als auch im Hangenden der Ortler-Linie wird durch eine
anomal hoch ausgebildete Scherwärme innerhalb der Ortler-Scherzone während D A1
interpretiert.
Vereinzelt treten im Kristallin Schersinnindikatoren mit Top nach SE bzw. E auf, die zusammen
mit nach SE abschiebenden Scherbändern die Einwirkung einer spät-kretazischen
Extensionsphase (D A2 ) im Arbeitsgebiet belegen.
Während des tertiären Deformationsereignisses (D A3 ) kam es zur Ausbildung einer
Runzelschieferung in (1) und (2) und zu einer Faltung um WNW-ESE streichende Achsen in (1),
(2) und den Dolomit-Myloniten.
Im Oligozän führte ein andesitischer Vulkanismus zur diskordanten Intrusion von NW-SE
streichenden Andesitporphyr-Gängen in die Gesteine des Arbeitsgebietes (nach DAL PIAZ et al.
1988, MAIR & PURTSCHELLER 1996). Schließlich wurden die Gesteine des Arbeitsgebietes
von einer schwach ausgeprägten Kataklase erfasst.

Tab. 5.2: Sedimentologische und
tektonische Entwicklung im
Arbeitsgebiet mit Einordnung der
interpretierten
Deformationsphasen in das
Modell von FROITZHEIM et al.
(1994). AP = Andesitporphyr,
HD = Hauptdolomit, R = Raibler
Schichten, V & T = Vallatscha
und Turettas Formation, F =
Fuorn Formation. Weitere
Erläuterungen siehe Kap. 5.2.1
und 5.2.2. Die einzelnen
Zeitabschnitte und Epochen des
Meso- und Känozoikums wurden
der „stratigraphischen Tabelle
von Deutschland 2002“
entnommen
In Abb. 5.6 sind alle eingemessenen Gefügewerte des Arbeitsgebietes zusammengefasst und
Deformationsphasen zugeordnet. Die starke Streuung, die die Hauptschieferung S A1 (schwarze
Kästchen) produziert, resultiert zum einen aus dem in Abb. 4.2 dargestellten Drehen der
Schieferung in Profil 1, das aus der synkinematischen Überprägung von S PA durch D A1
hervorgeht. Zum anderen geht das breite Verteilungsmuster der Hauptschieferung (in schwarz
und gelb) aus der nachträglichen Verfaltung von S A1 durch D A3 hervor.

Eine einheitliche NW-SE-Orientierung spiegelt die Anordnung von Mineral- und
Streckungslinearen wider, die während der Scherbewegung von D A1 angelegt wurden (siehe auch
Abb. 4.8).
Abb. 5.6: Das Schmidtsche Netz beinhaltet alle eingemessenen Werte aus Profil 1, 2 und 3. In roter Transparenz
sind die Falten- und Runzelachsen der D A1 -Faltung hervorgehoben, während in blauer Transparenz das breit
streuende Muster der D A3 -Faltung unterlegt ist. Stereographische Projektion, untere Halbkugel

5.2.2 Modellvorstellung
In diesem Kapitel sollen die aus den Mikrogefügen interpretierten Deformationstemperaturen mit
den petrostrukturellen und geochronologischen Daten zu einem Modell verknüpft werden.
Dieses Modell soll die tektonometamorphe bzw. thermische Entwicklung entlang der Ortler-
Linie während der eoalpinen Orogenese präsentieren (Abb. 5.8) und mit bestehenden Modellen
aus der Literatur diskutiert werden.
Die Rb/Sr- und Ar/Ar-Alter von MAIR & SCHUSTER (2003) aus dem Martelltal zeigen, dass
die sich in Relation zur Madritschjoch-Linie im Liegenden befindenden Marteller
Glimmerschiefer eoalpine Temperaturen von 300-400 °C erfuhren. Die in den liegenden
Lithologien in Relation zur Ortler-Linie enthaltenen Mikrogefüge belegen analog zum Martelltal
eoalpine Temperaturen von 300-400 °C. Dies zeigt, dass es im Liegenden der Madritschjochund
Ortler-Linie zu maximalen Metamorphose-Bedingungen der unteren Grünschieferfazies
kam. Die aus Paragneisen und Quarz-Phylliten der Laaser Serie (1) und der Marteller
Glimmerschiefer (2) (1+2 = Granat II + Plagioklas + Biotit II + Muskowit ± Chloritoid +
Paragonit ± Margarit) ermittelten eoalpinen P/T-Bedingungen von 6,7-8,5 kbar und 480-500 °C
von MAIR et al. (2003) zeigen jedoch Metamorphose-Bedingungen der oberen
Grünschieferfazies. Die Diskrepanz zwischen den Metamorphose-Temperaturen von 480-500 °C
aus der Laaser Serie und den Marteller Glimmerschiefern und den 300-400 °C aus den liegenden
Lithologien der Madritschjoch- und Ortler-Linie ist in Anlehnung an MAIR et al. (2003) durch
abnehmende Metamorphose-Bedingungen von E nach W zu erklären (siehe auch Kap. 2.3.2.2).
Die tektonische Aktivität der Madritschjoch-Linie ist zeitlich vermutlich nicht mit der Aktivität
entlang der Ortler-Linie zu korrelieren: Die Quarz-Phyllite der Madritschjoch-Linie im Martelltal
zeigen ein Ar/Ar-Alter von 87 Ma (MAIR & SCHUSTER 2003). Das Bildungsalter von
Hellglimmer II aus der Ortler-Linie deutet mit 74,1 ± 0,8 Ma (Rb/Sr-Datierung) auf eine jüngere
Scherzonenaktivität in Bezug zur Madritschjoch-Linie hin. Die Madritschjoch-Linie war
demnach vor der Platznahme der Ortler-Decke aktiv und wurde etwa um 74 Ma von der
Scherfläche der Zebru- und Ortler-Linie „geschnitten“, wodurch ENE´ der Königsspitze
scheinbar ein Tripelpunkt durch Zebru-, Ortler- und Madritschjoch-Linie entsteht (siehe Abb.
2.4). Entgegen der Auffassung von MAIR & PURTSCHELLER (1996) und MAIR &
SCHUSTER (2003), kann die Madritschjoch-Linie daher nicht als östlicher Fortsatz der Zebru-
Linie verstanden werden.
Schersinnindikatoren aus dem mit 74,1 ± 0,8 Ma datierten Quarz-Feldspat-Mylonit zeigen eine
Bewegung des Hangenden mit Top nach NW an. Die Kristallisation von Hellglimmer II ist daher
auf die erhöhten Metamorphose-Bedingungen während der Überschiebung der Ortler-Decke

über das Campo-Kristallin zurückzuführen. Nach diesen Daten fand die Platznahme der Ortler-
Decke ca. 10-15 Ma nach der von THÖNI (1983) beschriebenen Endphase der eoalpinen
Metamorphose um 86 Ma statt (siehe Kap. 2.4.2).
Eine etwa gleichaltrige Scherzonenaktivität mit Bezug zur Ortler-Linie ist aus der tektonischen
Grenzzone zwischen oberen und unteren Austroalpin, i.e.S. der Albula Zone W´ der Engadiner
Linie bekannt (ca. 60 km WSW´ des Arbeitsgebietes). Die steilstehende Albula-Scherzone trennt
dort die Ela-Decke von der Silvretta-Decke (FERREIRO MÄHLMANN 2001). An authigenen
Illiten aus Myloniten der Muschelkalk Formation wurden K/Ar-Alter von 76,7 ± 0,8 Ma
(Korngrößenfraktion: 2,0-4,0 mm), 74,5 ± 0,9 Ma (0,6-2,0 mm) und 72,7 ± 1,1 Ma (< 0,6 mm)
ermittelt (FERREIRO MÄHLMANN 2001). Neben strukturellen (Scherbewegung mit Top nach
NW) und petrographischen Parallelen, die die Ela-Decke zur Ortler-Decke aufweist (frdl. mdl.
Mitt. Prof. Ferreiro Mählmann), scheinen auch die geochronologischen Daten beider Decken
Korrelationsmöglichkeiten aufzuzeigen. Danach ist zu vermuten, dass beide Decken als
kohärente Masse während D A1 das Campo-Kristallin mit einer Transportrichtung nach NW
überfuhren. Erst im Tertiär wurde die zusammenhängende Deckeneinheit durch die Aktivität der
Engadiner Linie in Ela- und Ortler-Decke getrennt.
Ca. 20 km SW´ der Albula-Zone wurde von FERREIRO MÄHLMANN (2001) an Illiten aus
Radiolariten der Platta-Decke K/Ar-Alter von 69,3 ± 1,5 (2,0-4,0 mm), 62,4 ± 1,1 Ma (0,6-2,0
mm) und 65,5 ± 0,8 Ma (< 0,6 mm) ermittelt. Diese Proben weisen eine abschiebende Bewegung
des Hangenden mit Top nach SE auf. Die Anlage dieser Abschiebungen wird nach FERREIRO
MÄHLMANN (2001) mit der Ducan-Ela-Phase nach FROITZHEIM et al. (1994) korreliert.
Projiziert man die K/Ar-Alter um 65 Ma für die Extensionsphase nach FERREIRO
MÄHLMANN (2001) auf die D A2 -Phase des Arbeitsgebietes, so ist vermutlich die Endphase der
tektonischen Stapelung in der ursprünglich zusammenhängenden Deckeneinheit (Ela- und
Ortler-Decke) um etwa 70 Ma anzusetzen. Daher lässt sich das Alter der Deckenbewegung
entlang der Ortler-Linie nicht eindeutig in das von FROITZHEIM et al. (1994) entwickelten
Modell für die tektonometamorphe Entwicklung des westlichen Austroalpins einordnen (siehe
Kap. 2.3.2.2).
Das Bildungsalter von Hellglimmer II mit 74,1 ± 0,8 Ma in Kombination mit den
Schlussfolgerungen aus den geochronologischen Daten von FERREIRO MÄHLMANN (2001)
deuten aber daraufhin, dass die „Trupchun“-Phase nach FROITZHEIM et al. (1994) im
Arbeitsgebiet vermutlich um ca. 10 Ma länger andauerte (siehe Korrelation von D A1 und D A2 mit
den Deformationsphasen von FROITZHEIM et al. (1994) in Tab. 5.2).

Abb. 5.7: Ausschnitt aus der tektonostratigraphischen Karte von Abb. 2.4. Die Karte enthält geochronologische
Daten von THÖNI (1981), MAIR & SCHUSTER (2003) und BOCKEMÜHL (1988). In rot sind die Rb/Sr-
Datierungen an Hellglimmer aus der Ortler-Linie eingetragen: Die Rb/Sr-Datierung zeigt mit 74,1 ± 0,8 Ma ein
Bildungsalter von Hellglimmer II. Legende siehe Abb. 2.4
Wie in Kap. 5.2.1 angedeutet, unterscheidet sich die Deformationsgeschichte und thermische
Entwicklung von D A1 in der Ortler-Scherzone und in den liegenden bzw. hangenden Gesteinen
der Ortler-Linie (siehe dazu Abb. 5.8):
Das Profil in Abb. 5.8 wurde vom Profil A-B aus der Geologischen Karte (Anhang)
schematisiert übernommen. Senkrecht zum Profil wurde eine Temperaturachse aufgetragen, um
die thermische Entwicklung mit vertikaler Annäherung zur Scherzone darzustellen.
Die Mächtigkeit von der Basis der Granat-führenden Phyllite bis zu den Dolomit-Myloniten der
Ortler-Linie beträgt ca. 1400 m. Innerhalb der insgesamt 1400 m mächtigen Phyllite und Quarz-
Feldspat-Schiefer ist aus den Mikrogefügen eine einheitlich ausgebildete
Deformationstemperatur von 300-400 °C abzuleiten. Ein anomal hoch ausgebildeter
Temperatursprung ist am direkten Kontakt der hangendsten Bereiche des 1400 m mächtigen
Gesteinspaketes zu den Dolomit-Myloniten entwickelt. Die Deformationstemperaturen nehmen

dort innerhalb weniger Meter Mächtigkeit von 300-400 °C um ca. 150-200 °C auf 450-500 °C
sprunghaft zu. Dies wird aus den in Kap. 5.1.3.2 abgeleiteten Deformationstemperaturen der
Dolomite und Quarz-Feldspat-Mylonite aus der Ortler-Linie von mehr als 400° C belegt.
1 Granat-führender Phyllit
2 Augengneis
3 Quarz-Feldspat-Schiefer
4 Phyllonit
5 Quarz-Feldspat-Mylonit
6 Dolomit-Mylonit
7 Rauhwacke
8 Hauptdolomit
Abb. 5.8: Schematisierte Lagerungsverhältnisse im
Arbeitsgebiet sind von Profil 1 und Profil A-B im
Anhang (Geologischen Karte) übernommen und
gegen eine Temperaturachse aufgetragen. Die
Gesteine im Liegenden wurden im Temperaturfeld
von 300-400 °C deformiert (hellrot eingefärbter
Bereich). Sowohl vom Liegenden zur Scherzone
(rotes Feld) als auch vom Hangenden zur
Scherzone ist eine sprunghafte Temperaturzunahme
entwickelt (schwarze Linie und Schraffur)
Diese mit Annäherung an die Ortler-Linie anomal ansteigende Temperatur könnte durch eine
lokale Schererwärmung innerhalb der Scherzone hervorgerufen worden sein. Zum Hangenden
zeigt sich eine anomale sprunghafte Abnahme der Temperatur von ca. 150-200 °C zum
überlagernden Hauptdolomit, der nach Literaturdaten und nach Interpretation der Mikrogefüge
bei eoalpinen Temperaturen von ca. 300 °C deformiert wurde.
Eine Temperatur von 450 °C wäre bei einem geothermischen Gradienten von 40°/km (nach
HENRICHS 1993) in einer Tiefe von ca. 11 km erreicht. Da die Ortler-Decke jedoch nicht über
1500 m mächtig ist und das Campo-Kristallin im Bereich des Arbeitsgebietes eine maximal
grünschieferfazielle Überprägung während D A1 erfahren hat, kann der sprunghafte
Temperaturanstieg nicht durch Wärmekonduktion unter einer hoch temperierten
Überschiebungsfläche in großer Versenkungstiefe als einziger Prozess erklärt werden.

Daher kann eine Wärmequelle direkt an der Scherfläche während der Überschiebung vermutet
werden, da Konduktion als einziger Prozess zur Erzeugung eines sprunghaften
Temperaturanstieges in dieser Höhe vermutlich nicht ausreichend ist (siehe BARTON &
ENGLAND 1979).
Nach BARTON & ENGLAND (1979) kann eine dominant auftretende Scherwärme bedeuten,
dass die Temperaturverteilung im Allochthon und Autochthon und deren thermische
Eigenschaften nur von sekundärer Bedeutung sind. Für einen anomalen Temperaturanstieg in der
Höhe wie er in Annäherung zur Ortler-Linie ausgebildet ist, kann nach BARTON & ENGLAND
(1979) ein Wärmetransport senkrecht zur Überschiebungsfläche während der Scherung postuliert
werden.
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ANHANG
7.1 Mineralbestand
7.1.1 Phyllite aus Profil 1
60
50
40
%
30
20
10
0
JS-DA 1 JS-DA 2 JS-DA 5
JS-DA
10
JS-DA
12
JS-DA
13
JS-DA
14
JS-DA
17
JS-DA
19
JS-DA
54
JS-DA
55
Quarz 30 25 30 21 20 46 32 29 19 50 29
Plagioklas 16 11 20 19 21 12 11 17 8 11 14
Hellglimmer 12 30 21 19 22 23 22 29 13 27
Chlorit 37 32 23 39 47 14 26 26 40 22 22
opake Phase 5 2 2 2 3 3 3 3 3 4 4
Calcit 4 9 3 3 4
Turmalin 3 2 1

7.1.2 Quarz-Feldspat-Schiefer aus Profil 1
40
35
30
25
%
20
15
10
5
0
JS-DA 8 JS-DA 11
Quarz 32 33
Kalifeldspat 36 30
Plagioklas 7 12
Hellglimmer 19 24
opake Phase 3 1
Calcit 2
Biotit 1
7.1.3 Phyllite aus Profil 2
50
45
40
35
30
%
25
20
15
10
5
0
JS-DA 28 JS-DA 29 JS-DA 30 JS-DA 32 JS-DA 45
Quarz 27 28 23 44 36
Feldspat (Plagioklas) 15 17 12 24 20
Hellglimmer 30 21 40 20 9
Chlorit 22 27 20 6 32
opake Phase 3 5 5 4 3
Calcit 2 2
Turmalin 1 2

7.1.4 Quarz-Feldspat-Schiefer aus Profil 2
45
40
35
30
%
25
20
15
10
5
0
JS-DA 33 JS-DA 41 JS-DA 43 JS-DA 44 JS-DA 46 JS-DA 48 JS-DA 49 JS-DA 51 JS-DA 63
Quarz 40 37 38 35 33 30 20 36 30
Kalifeldspat 15 33 32 25 21 31 42 25 28
Plagioklas 22 18 12 9 15 10 5 12 26
Hellglimmer 22 11 17 21 30 24 13 26 12
opake Phase 1 1 1 2 1 1 1 3
Calcit 5 4 2
Biotit 3 10 1
Klinozoisit 8
7.1.5 Mineralbestand Profil 3
80
70
60
%
50
40
30
20
10
0
Quarz Plagioklas Kalifeldspat Hellglimmer Dolomit
opake
Phase
Apatit
Biotit
JS-DA 58 40 14 40 6
JS-DA 59 14 12 72 2
JS-DA 60 40 38 20 1 1
JS-DA 62 38 10 30 20 1 1

7.1.6 Rauhwacken aus Profil 1 und 2
90
80
70
60
50
40
30
20
10
0
JS-DA 18, P1 JS-DA 34, P2 JS-DA 52, P2
Quarz 10 11 7
Feldspat (Plagioklas) 10 4 2
Hellglimmer 18 16 10
Calcit 60 68 80
opake Phase 2 1 1
_ die mikroskopischen Schätzungen des Mineralbestandes für die Rauhwacken wurden
ausschließlich in der Matrix vorgenommen.

7.2 Probenliste
7.2.1 Profil 1
Schliffnr Probennr (JS-DA) Messwert (Foliation) Gestein
8512 1 252/20 Phyllit
8513 2 230/30 Phyllit
8514 5 224/04 Qz-Fsp-Schiefer
8515 8.1 242/28 Qz-Fsp-Schiefer
8516 8.2 242/28 Qz-Fsp-Schiefer
8517 10 257/28 Phyllit
8518 11 242/38 Qz-Fsp-Schiefer
8519 12 274/25 Phyllit
8520 13 308/25 Phyllit
8521 14 320/10 Phyllit
8522 17 264/38 Phyllonit
8523 18 nicht anstehend Rauhwacke
8524 19 345/23 Phyllonit
8527 21 Klüftung: 112/58 Dolomit-Brekzie
8528 24 334/22 Dolomit-Mylonit
8551 50 310/18 Dolomit-Mylonit
8562 54 302/30 Quarzit-Mylonit
8563 55 338/30 Phyllonit

7.2.2 Profil 2
Schliffnr Probennr (JS-DA) Messwert (Foliation) Gestein
25 Klüftung: 266/40 Dolomit
8529 28 116/21 Phyllonit
8530 29 094/17 Phyllonit
8532 30 126/15 Qz-Fsp-Mylonit
8533 32 126/15 Phyllonit
8534 33 nicht anstehend Qz-Fsp-Mylonit
8535 34 nicht anstehend Rauhwacke
8536 37 024/49 Dolomit-Mylonit
8537 38 230/34 Dolomit-Mylonit
8538 39 025/15 Klinozoisit-Schiefer
8539 41 026/27 Qz-Fsp-Schiefer
8540 43.1 354/32 Qz-Fsp-Schiefer
8541 43.2 354/32 Qz-Fsp-Schiefer
8542 44.1 016/18 Qz-Fsp-Schiefer
8543 44.2 016/18 Qz-Fsp-Schiefer
8544 45.1 048/20 Phyllit
8545 45.2 048/20 Phyllit
8546 46 006/30 Qz-Fsp-Schiefer
8548 48 340/23 Qz-Fsp-Schiefer
8549 49.1 330/02 Augengneis
8550 49.2 330/02 Augengneis
51 nicht anstehend Qz-Fsp-Mylonit
52 nicht anstehend Rauhwacke
63 105/11 Qz-Fsp-Mylonit
7.2.3 Profil 3
Schliffnr Probennr (JS-DA) Messwert (Foliation) Gestein
8564 57.1 271/36 dunkelgrauer Dolomit-Mylonit
8565 57.2 271/36 dunkelgrauer Dolomit-Mylonit
8566 58 152/10 Phyllit
8567 59 250/10 gelber Dolomit
8568 60 222/02 Serizit-Schiefer
8569 61 329/25 Dolomit-Mylonit
8570 62 208/22 Qz-Fsp-Mylonit

GEOLOGISCHE KARTE