UNIVERSITE DE NEUCHATEL FACULTE DES SCIENCES INSTITUT DE GEOLOGIE Bau und Strukturen des nördlichen Aarmassivs und seiner Sedimente zwischen dem Sustenpass und Grindelwald, Berner Oberland Thèse présentée à la Faculté des Sciences de l'Université de Neuchâtel (Suisse) pour l'obtention du grade de Docteur es Sciences. par ANDREAS KAMMER DIRECTEUR DE THESE: Professeur Francis Persoz MARS 1985 IMPRIMATUR POUR LA THESE .S.tr.uçture..e^ ..du..ms5Jf....tle...l./.Mr....enit.re....le...c.o.l...c and lo*«r Cretacusùj Ijmeibories M'iddle. Durasvc Roti dotamiU. (Tna^ lnnc.rtk*«rcV»tr« cristalline Fig.l. Vertical section of the Urbachtal (12 km NE of Grindelwald) 152 S! £ ^5 c~ • \^J OJ 1_ _rr O «-0 52 » • g CT > "> c_ • -O IX C 3 «sj «r —é—» —> « O E 3 -^ -JC -S ^ •*-• ;r 27 Résumé dans: Chevauchement et déformation, Conf. Intern. Univ. P. Sabatier, Toulouse, 1984. Evolution de deux zones de déformation à la "bordure N du massif de l'Aar Andreas Kammer 11,rue Emile-Argand,2000 Neuchâtel 7 (Suisse) Le massif de l'Aar est un socle hercynien et se constitue dans sa section transversale de différantes unités lithologiques,le granite de l'Aar et les unités du vieux cristallin.Celles-ci sont séparées par des mylonites tardihercyniermes à fort pendage S.L*ensemble de ces unités dessine une structure en éventail ,qui est liée à une déformation croissante vers les parties profondes et que nous attribuons à la déformation alpine.L'éventail se prolonge au S du massif du Gotthard (fig.). Au NW du massif la déformation se concentre en deux zones diposées en relais ,où le socle est fortement mylonitisé.Ces zones sont associées à une élévation brusque de plus de 2000m de la surface socle-couverture.Les parties internes et élevées de ces zones sont peu déformées et chevauchantes,formant ainsi la bordure N de la structure en éventail.Ce chevauchement s'effectue par des failles d'extension horizontales et à pendage N. Sur la figure la longueur des hachures exprime Ie taux de chevauchement. Le poster présentera les implications mutuelles du socle et de sa couverture mésozoique,l'évolution latérale et un model cinématique de ces deux zones de déformation. ~^^ S/j? * ^^^ ^^^^ j«1 Jt s^^\j^ j^T '-"J-^r ' sS^^"-----^sQ^^r&Js^ / /^Jr j/^ J* * i^fr^*"~y/^yl^^//'^ ^ '&^^£r. 5 Scherzone im Innertkirchner Kristallin, Untere Trift. - a: verschleppte Aplitgänge, z: Zerrklüfte, die sich an einer Scherzone gebildet haben. An der Stelle, an der sich der Keil mit der Synklinalen der Malm- und Kreidekalke vereinigt (Abb. 7a, Lokalität c und Abb. 7b), sind die Kristal- linlamellen verschieden weit in die Sedimente vorgepresst worden und liegen z. T. völlig losgelöst vom Grundgebirge vor, so dass sich auch ihre rückwärtigen Begrenzungen definieren lassen. Sie weisen eine bemerkenswert geringe Internverfor- mung auf und sind gegenseitig nur durch diskrete Bruchflächen abgetrennt. Die kristallinen Faltenkerne scheinen wie die Internstrukturen des Kristallins ungefähr parallel zur langen Achse der Verformungsellipsen zu lie- gen. Dafür spricht ihre Kontinuität mit der Ach- senflächenschieferung der Sedimente, besonders in den überschobenen Kristallinanteilen, wo sie annähernd horizontale Lagen einnehmen. Der abgebogene Verlauf des Keiles vom Mettenberg würde damit die Variation der Längungsrichtung am aarmassivischen Nordrand wiedergeben. Diese Interpretation steht im Einklang mit der gleichbleibenden Mächtigkeit des Basissandsteins im Verkehrt- und Liegendschenkel des tieferen Teiles vom Mettenberg. Scherungen entlang der Keilebenen, wie sie Morgenthaler (1921) für den Mettenberg und Ramsay et al. (1983) für das Urbachtal postulierten, müssten sich in den tiefe- ren Teilen der Keile durch eine einseitige Ausbil- dung des normallagernden Basissandsteins mani- festieren. Die Parallelisierung der' langen Achsen des Verformungsellipsoides und der Längsrichtungen der Internstrukturen ist jedoch wiederum nur be- schränkt möglich. Dazu bestehen folgende Gründe: - Im Urbachtal fehlt ein Übergang zwischen den schieferungsparallelen Keilen des basalen und den flachliegenden Keilen des überschobenen Teiles. Die schmalen Kristallinlamellen unterhalb des Trennbruches bei b, Abb. 6a, sind sicher passiv in ihre horizontale Lage gedrängt worden, da in ihnen die Schieferung ausnahmsweise konkordant ausgebildet ist. In diesem Teil des Profils scheint sich eine Art von Formwiderstand geltend ge- macht zu haben, der eine leicht schief zur Schiefe- rung erfolgende Anlage der Keile verhinderte. - Im überschobenen Bereich desselben Profi- les können die ausgedünnten oder abgerissenen Verkehrtschenkel der flachliegendèn Keile dahin- gehend gedeutet werden, dass sich an ihnen Sche- rungen vollzogen haben. Einmal angelegte Keile konnten nicht oder nur beschränkt aus ihrer an- fänglichen Lage herausrotiert werden, so dass bei weiterer rotationaler Veformung ihre Ebenen von Scherungen erfasst wurden. 44 A. KAMMER 3000m IMO Tertiär unt. Kreide Malm . Dogger HBl Rötidolomit / /\ INNERTK.- V ' \ KRlSTALUH Abb. 6 Profile des Urbachtals und der Engelhörner (nach eigenen Feldaufnahmen), a: Gesamtprofil b: Symmetri- scher Keil, c: Verfalteter Kontakt des überschobenen Kristallins. 6. Mikrostrukturen Im Mikrobereich zeichnen sich die Tektonite durch eine Domänenstruktur aus, indem sie sich aus Kornlinsen und Grundmassebereichen auf- bauen. Zu dieser Differenzierung tragen insbeson- dere zwei Verformungsmechanismen bei: die mechanische Zerkleinerung des Kornverbandes, die sich auf einmal gebildete Schwächezonen kon- zentriert, und Stoffumlagerungsvorgänge, welche die Bildung einer serizitischen Grundmasse er- möglichen. Letzterer Vorgang beruht v. a. auf der Mobilität der Kieselsäure, welche aus Verfor- mungszonen wegtransportiert und in Kornlinsen angereichert wird. Gegenüber diesen beiden Vorgängen fällt der intrakristallinen Verformung des Quarzes und der Biotite eine untergeordnete Rolle zu. Wir geben im folgenden einige Erläuterungen zu den einzel- nen Veformungsprozessen und gehen dann auf die mikrostrukturelle Entwicklung ein. VERFORMUNG DES AARMASSIVLSCHEN NORDRANDES 45 «000 m 3000 2000 E3S3 Tertiär ------J Hochgeb.- kalke ggk Dogger \\ INNERTWRCHNER KR. . M (IK) UNO ERSTFELDER \ \ GNDSS (EG) 2500 m 2250 Abb. 7 Profile des Metlenberges (nach eigenen Feldaufnahmen). Abb. 7a: Gesamtprofil. Abb. 7b: Ausschnitt c, Abb. 7a> 6.1. ZERGLIEDERUNG DES KORNVERBANDES Bei den Mikrobrüchen unterscheiden wir zwi- schen Scher- und Zerrbrüchen, die ihrerseits in trans- und intragranulare Brüche unterteilt werden können (Abb. 8). Transgranulare Brüche sind in kompetenten, d.h. grundmassefreien und oft kaum verformten Bereichen ausgebildet, während intra- granulare Brüche naturgemäss einen gewissen Grundmasseanteil, in dem sich die Kornfragmente gegenseitig verschieben konnten, bedingten. An intragranularen Scherbrüchen haben sich in der Regel nur bruchparallele Verschiebungen voll- zogen, währenddem an intragranularen Zerr- brüchen Fragmente unterschiedlich auseinander- drifteten und sich in den Zwischenräumen Faser- bärte bildeten. Die Scherbrüche weisen auch im Mikrobereich die charakteristischen Winkel der Schieferflächen auf (Abb. 9). Rotationen von Körnern und Kornfragmenten haben demzufolge nicht stattgefunden. 46 A. KAMMER transgranular intragranular Scherbrüche Zerrbrüche einfach konjugiert regelmässig un regelmässig Abb. 8 Klassifikation der Mikrobrüche. - Signatur der Mineralien: punktiert Quarz, gestreift Plagioklas, randlich gepunktet Kalifeldspat. 50% 50% transgranulare Scher - bruche, Scherbänder 35 55' -+(Schieferung.Brüche und Bänder) introgranulare Scher - bruche 55* -+(Schieferung. Brüche) Abb. 9 Histogramme für Winkel zwischen Schieferung und Scherbrüchen oder -bändern von XZ-Schnitten. Transgranulare Zerrbrüche sind hauptsächlich mit Quarz, in geringerem Ausmass auch mit Albit und Kalzit gefüllt und rufen in kompetenten Lagen Längungen von bis zu 100% hervor (vgl. Bänder der Abb. 2a). Diese Brüche und ihre Füllmasse geben damit Aufschluss über den Verkieselungs- grad der kompetenten Bereiche. In grundmassereichen Lagen treten in porphy- roklastischen, wenig verformten Quarzen unregel- mässige, mit Karbonat ausgeheilte, intragranulare Zerrbrüche auf. Solche mit artfremden Mineralien gefüllte Brüche parallelisierten White & White (1983) mit experimentell erzeugten Brüchen, die sich bei Spannungskorrosion unter statischer Bela- stung gebildet haben (Atkinson, 1982). Das nöti- ge Kalzium für die Bildung der Karbonate wurde möglicherweise bei der Umwandlung der Plagio- klase (siehe weiter unten) freigesetzt. Intragranu- lare Zerrbrüche lassen sich im Unterschied zu den übrigen Brucharten in verschiedenen Bildungssta- dien beobachten (angedeutet in Abb. 8). Die Ausbreitungsgeschwindigkeiten transgra- nularer Brüche sind nach experimentellen Befun- den (Atkinson, 1982) niedriger als diejenigen intragranularer Brüche. Da die Bildung und Aus- weitung der Zerrbrüche im Gegensatz zu den Scherbrüchen an die Auskristallisation von Füll- mineralien gebunden ist, schreiben wir den erste- VERFORMUNG DES AARMASSLVISCHEN NORDRANDES 47 Abb. 10 Quarzgefüge von Körnern des Basissandsteins (M) und einer Probe aus dem Kristallin (K). Die konturier- ten Diagramme geben Verteilungen der c-Achsen an. Die Pfeildiagramme bestehen aus Grosskreissegmenten, die Lamellenpole mit dazugehörigen c-Achsen verbinden. Die Projektionsebene entspricht, mit der Ausnahme von M54b, der XZ-Ebene. In M54b wurde zusätzlich in der XY-Ebene gemessen. Die Spur der Schieferung ist mit ausgezogenen Strichen angegeben, diejenige von Scherbändern mit durchbrochenen Strichen. Die Proben M14, M54 und M5 sind vom Mettenbergkeil und in der Reihenfolge ihres Auftretens mit zunehmender Höhe aufgeführt. Die Proben M91 und K92 stammen aus dem flach hegenden Teil eines Keiles vom Loicherli, Urbachtal, unterhalb des Segmentes b-c, Abb. 6a. Flächentreue Projektion, untere Halbkugel. 48 A. KAMMER ren eine geringere Ausbreitungsgeschwindigkeit als den letzteren zu. Bezüglich der Ausbreitungs- geschwindigkeiten ergibt sich damit folgende Rei- henfolge: 1. transgranulare Scherbrüche, 2. in tra- granulare Scherbrüche, 3. transgranulare Zerrbrü- che, 4. intragranulare Zerrbrüche. Das Vorherrschen der einzelnen Brucharten gibt einen Hinweis über die Stetigkeit des Verfor- mungsfliessens, in dem die transgranularen Scher- brüche punktuelle einmalige, die intragranularen Zerrbrüche dagegen länger dauernde und sich in ein und demselben Korn wiederholende Ereignis- se darstellen. 6.2. ZUR BILDUNG UND VERFORMUNG DER GRUNDMASSE Der phyllitische Anteil der Grundmasse bildet sich in erster Linie auf Kosten des Plagioklases und entstand z. T. schon bei einsetzender Verformung. In diesen Fällen bilden die Serizitschüppchen ein feines, parallel zu den Spaltflächen reliktischer Plagioklasbereiche orientiertes Gewebe, in dem sie sich in gewissen Schnitten unter echten Win- keln kreuzen. In gelängten Aggregaten sind die Serizitplätt- chen grobkörniger und tragen Anzeichen einer syntektonischen Rekristallisation: der Grossteil der Plättchen ist parallel zur Schieferung angeord- net, umschliesst aber auch querstehende Glimmer- pakete und -linsen, die sich aus den längsgerichte- ten Plättchen durch Scherung, Biegung und Quer- spriessung ableiten lassen und durch ihre Rekri- stallisation einer orientierungsbedingten Härtung entgegenwirkten. 6.3. QUARZVERFORMUNG Die intrakristalline Verformung des Quarzes steht in Abhängigkeit zum Grundmasseanteil. In grundmassearmen Bereichen weisen gelängte Quarze oft längsstehende Suturen auf und sind in kornrandnahen Teilen ansatzweise rekristallisiert. In Verformungszonen grundmassearmer Gesteine (vgl. Probe, Abb. 12b) liegen Bänderquarze vor, die verschiedene Lamellensysteme aufweisen und ihrerseits in Bänder mit suturierten Subgrenzen unterteilt sind. In grundmassereichen Gesteinen sind die Quarze dagegen kaum rekristallisiert. In stark verformten Proben des eingekeilten Basissandsteins sowie in einer keilparallel ver- schieferten Probe des Kristallins mit Bänderquar- zen wurde das Quarzgefüge untersucht. Die c- Achsenregelung, einschliesslich der Probe des Kristallins, ist wenig ausgeprägt und zeichnet sich durch wenig deutliche Minima in Richtung des Schieferungslinears aus (Abb. 10). Aufgrund der Orientierungen von subbasalen Lamellen und c-Achsen wurden gemäss den Anga- ben von Carter & Raleigh (1969) Pfeildiagram- me erstellt, in denen die Pfeilspitzen oder Lamel- lenpole gegenüber den Pfeilenden oder c-Achsen- richtungen bevorzugt in die Streckungsrichtung weisen sollten. In den untersuchten Beispielen zeichnen sich solche Konvergenzrichtungen nur undeutlich ab (Abb. 10). Die Proben sind in der Reihenfolge ihres Einfallens aufgeführt und zeigen durch diese An- ordnung, dass sich die Symmetrie der c-Achsen- gefüge und die Konvergenzrichtungen der Pfeile mit dem Einfallen der Schieferung systematisch ändert. Falls sich diese Gefüge wirklich auf die langen Achsen der Verformungsellipsoide bezie- hen, unterstützen sie unsere Annahme, wonach sich die Keile ungefähr parallel zur Plättungsebene des finiten Verformungsellipsoides angelegt hät- ten. 6.4. AUSGEWÄHLTE BEISPIELE UND DEREN KLASSIFIKATION Die mikrostrukturelle Entwicklung wurde anhand einiger repräsentativer Beispiele gemäss der Ausbildung der Mikrobrüche in einen spröden, spröd-duktilen und einen duktilen Verformungs- bereich unterteilt und nach dem Verformungsgrad geordnet (Abb. 11). In der Abbildung 11 wurde ferner für jede Probe der Grundmasseanteil darge- stellt. Der Verformungsgrad wurde direkt aus Messungen der langen und kurzen Achsen der Kornaggregate ermittelt (Ramsay, 1967, Ab- schnitt 5-2). Zur Grundmasse wurden alle Kompo- nenten, die kleiner als 2 mm sind, und der Biotit gezählt. Modalbestände und Verformungsbeträge sind in der Tabelle 1 aufgeführt, und die Abbildung 12 illustriert vier typische Beispiele. Wo die Grundmasse weniger als die Hälfte des Gesteins ausmacht, sind ausgezogene Kornlinsen bis -bänder entwickelt, in denen die Körner stark fragmentiert sind, rundliche Umrisse und Faser- bärte aufweisen und sich anhand versetzter Korn- fragmente* Teilbewegungen nachweisen lassen (Abb. 12b). In grundmassereichen Proben ist die Verfor- mung bedeutend homogener (Abb. 12d). Die Komponenten bestehen hier vorwiegend aus Quarz, sind allseitig von Grundmasse umgeben, im allgemeinen gerundet und werden oft unvermittelt durch opake Säume oder schieferungsparallele Glimmerplättchen begrenzt. Wir führen diese Formregelung, da sie ohne Anzeichen einer intra- kristallinen Verformung auftritt, auf Drucklö- sungsvorgänge zurück (vgl. Voll, 1960, und Gray, 1978). VERFORMUNG DES AARMASSIVISCHEN NORDRANDES 49 log R5 1 . A \ 0.5 . A • a 80 193 ,—136 , 190 3 I <* dominanter Bruchtyp transgr. intragranular Scherbrüche | Dehnungs bruche Verformung spröd spröd-duktil duktil 10 R5 8 Abb. 11 Klassifikation der Mikrostrukturen. R Achsenverhältnis von Verformungsmarken in XZ-Schnitten. Die S ö schwarzen Kreissegmente geben für jede Probe den Grundmassegehalt an. Aus der Tabelle 1 geht eine gewisse Beziehung zwischen der Mineralogie des Ausgangsgesteins und der Art der Verformung hervor, indem Proben mit einem hohen Kalifeldspat-Plagioklas-Anteil sich vorwiegend auf der spröden, Proben mit ei- nem niedrigen Kalifeldspat-Plagioklas-Anteil sich dagegen vorwiegend auf der duktilen Seite des Verformungsdiagrammes befinden. Das Verformungsdiagramm der Abbildung 11 zeigt deutlich, dass sich die Bildung der Grundmas- Tab. 1 Mineralbestand der untersuchten Proben. Probe Herkunft 80.1 Trift,Ga 4 Jagigrat.M 22 Mettenbergkeil.M 28 Mettenbergkeil.M 33 Grüne Wände,M 62 Mettenbergkeil.M 83 Schiatteremo 86 Loicherli.U 104 Bös Bärgli.Wh 115 Schwarzen Berg,Wt 136 Loicherli,U 174 Stein, U 190 Grund,U 192 Kastenstein,M 193 Kastenstein,M 216 Stieregg,M 219 Schlätteren.U und= = Mine ralien,% Rs IAn Figur sse % Qz Kfs Plag Bi 5 33 18 40 4 _ _ 61 34 5 - 4 2.1 _ 12c 76 20 4 2 3 1.8 2.0 54 42 - 10 5 2.3 1.9 83 11 - 2 - 10.8 - 71 27 1 - 4 3.2 _ 12d 56 34 2 8 - - - 32 30 38 - 4 - - 12b 73 27 - - 4 - - 71 18 11 71 - 1.3 - 27 31 6 34 2 - - 69 24 - 69 7 1.5 - 34 33 4 29 - - - 71 46 12 42 - - 2.1 7 41 8 44 - - - 12a 60 40 - 37 10 1.4 - 71 25 4 - _ 8.3 _ 50 A. KAMMER K193 ^SD>^^*>ÖP . Oj Abb. 12 Ausgewählte Mikrostrukturen. - Signaturen: Quarz punktiert, Kalifeldspat randlich punktiert, Grundmasse gestrichelt, Biotit ausgezogene Striche, Karbonat- rhomboeder schwarz. a: Spröd verformtes aplitisches Gestein. Nebst den Bruchflächen sind nur die Umrisse grösserer Quarze gezeichnet. b: spröd-duktil verformtes kalifeldspatreiches Gestein. c: spröd-duktil verformtes biotitreiches Gestein. d: phyllitisches Gestein mit stark fragmentierten Quarzen. Sfl ist ein Scherband. VERFORMUNG DES AARMASSIVLSCHEN NORDRANDES 51 Abb. 13 Verformungsschema des aarmassivischen Nordrandes. - Die Verformungsellipsen geben Verformungs- beträge und -modi für spröd verformtes (1), spröd-duktil verformtes (2, 3) und spröd und rotationell verformtes Grundgebirge an (4, 5). Die durchbrochenen Linien verbinden die aarmassivische Schieferung mit der regionalen Schieferung des Helvetikums. - H: helvetischer Dogger, A: autochthone Sedimente, K: kristallines Grundgebirge. se in erster Linie auf die Art der Verformung, d. h. auf das Ausmass der Umwandlungen, und nur in zweiter Linie auf den Verformungsbetrag bezieht. Das Klassifikationsschema von Sibson (1977) und in noch stärkerem Ausmass dasjenige von HiGOINS (1971), in dem auch die Korngrösse der Porphyroklasten einbezogen wird, setzt jedoch eine mikrostrukturelle Entwicklung in ausschliess- licher Abhängigkeit vom Verformungsgrad vor- aus. In Bruchzonen, in denen sich die Verformung innerhalb kleiner Bereiche stetig ändert, mag die Voraussetzung einer linearen Entwicklung annä- hernd erfüllt sein. Sobald zu den kataklastischen und Erholungsvorgängen jedoch Umwandlungen hinzutreten, die auf Stoffumlagerungen beruhen und zu einer Veformungslindung führen, müssen mehrere Entwicklungslinien postuliert werden können, die schliesslich ein ganzes Verformungs- spektrum konstituieren, wie dies die Abbildung 11 veranschaulichen möchte. 7. Diskussion Die beiden vorgestellten Profile erlauben es, die Tektonite des Innertkirchner Kristallins unter verschiedenen Verformungsbedingungen zu un- tersuchen. In den basalen Teilen haben sich die Strukturen weitgehend koplanar zur Schieferung gebildet, während die überschobenen Teile haupt- sächlich von Scherungen entlang der flachen Schie- ferflächen erfasst wurden. Die unterschiedliche Orientierung von Schieferung und Achsenflächen der Kontaktfalten ist hier besonders ausgeprägt. Die horizontalen Scherungen, die die charakteri- stische Laminarstruktur der höheren Kristallinan- teile hervorrufen, sind Ausdruck von differenziel- len Bewegungen zwischen tieferen, stärker ver- formten und höheren, wenig verformten Teilen des Massivs. Sie lassen sich auch in den südlicheren Einheiten des Altkristallins und im Zentralen Aaregranit nachweisen und stehen im Zusammen- 52 A. KAMMER hang mit der leicht fächernden Struktur des Aar- massivs. Die Schieferung hat, aus ihrer Parallelität mit den spätherzynischen Mylonitzonen zu schliessen, schon vor der alpidischen Verformung bestanden (weitere Argumente finden sich in Kammer, 1985). Ihre konstant bleibende Lage führen wir auf diskontinuierliche Scherungen zurück, die sich in den überschobenen Kristallinanteilen v.a. entlang der flachen Schieferflächen vollzogen haben. Das Kristallin verhielt sich hier weitgehend als starrer Körper. Im basalen Kristallin setzt sich die Verformung nebst einem auch hier vorhandenen diskordanten Anteil, der sich in einer geringfügigen Abweichung des Schieferungsfallens von der Orientierung der Strukturen manifestiert, auch aus einer Internver- formung zusammen, die sowohl im Mikro- wie im Mesobereich zu einer Domänenstruktur führte. Diese verformungsbedingte Differenzierung ist wesentlich an die Mobilität der Kieselsäure gebun- den. In metasomatischen Variationsdiagrammen wurden, gegenüber einem möglichen Ausgangsge- stein, in phyllonitischen Gesteinen Kieselsäureab- nahmen von bis zu 25%, in kieseligen Bereichen dagegen Anreicherungen von bis zu 50% festge- stellt (Kammer, 1985). Das Zusammenwirken dieser beiden Verfor- mungskomponenten führte zu einer Internstruk- turierung, die in ihrer Orientierung weitgehend der Achsenflächenschieferung der Kontaktfalten entspricht und im allgemeinen schief zur Schiefe- rung steht. Eine solche Diskordanz ergibt sich im einfachsten Fall schon durch die ungleiche Sche- rung der Schieferflächen, da die von ihnen um- grenzten rhomboederförmigen kompetenten Be- reiche Längsdiagonalen aufweisen, die gegenüber der Schieferung flacher nach Süden einfallen. Im allgemeinen werden die kompetenten Be- reiche jedoch von Verformungszonen begrenzt, die sich zwar aus den raumkonstanten Gefügeflä- chen zusammensetzen, jedoch in ihrer Orientie- rung mit den letzteren nicht übereinstimmen. Die kompetenten Bereiche weisen fliessende Über- gänge zu den verkieselten linsenförmigen Berei- chen auf. Die Abbildung 13 gibt eine Übersicht der ver- schiedenen Verformungsmodi in Abhängigkeit der strukturellen Lage. Die durchbrochenen Li- nien stellen Längungsrichtungen dar und charak- terisieren einen ausgedehnten Übergangsbereich zwischen massivinterner, weitgehend parallel zur Stoffbänderung erfolgender Längung und der Achsenflächenschieferung der autochthonen und allochthonen Sedimente des Helvetikums mit ei- nem steil nordtauchenden Streckungslinear. Die Verformung des Aarmassivs hat im wesentlichen nach der Platznahme der helvetischen Decken stattgefunden und kulminierte in der grossräumi- gen Verfaltung oder «Einwicklung» der helveti- schen Hauptüberschiebung an seinem Nordrand. Auf diese Altersverhältnisse machte schon Günz- ler-Sei ffert (1943) aufmerksam und schied von diesen ausgehend eine bezüglich der Deckenüber- schiebung synkinematische Kiental- und eine spät- kinematische Grindelwaldphase aus. Verdankungen Der vorliegende Artikel fasst Teile einer Disserta- tionsarbeit zusammen, die an der Universität Neuen- burg mit Unterstützung des Schweizerischen National- fonds, Projektnummer 2.865-0.80, unter der Leitung von F. Persoz und A. Pfiffner durchgeführt wurde. Den Leitern der Arbeit sowie E. Klaper, die Anregungen zu Verbesserungen gegeben hat, sei für ihre Hilfe herzlich gedankt. Literaturverzeichnis Atkinson, B.K. (1982): Subcriticai crack propagation in rocks. J. Struct. Geol. 4, 41-56. Baltzer, A. (1880): Der mechanische Contact von Gneis und Kalk im Berner-Oberland. Beitr. geol. Karte Schweiz 20. Carter, N.L. & Raleigh, CB. (1969): Principal stress directions from plastic flow in crystals. Geol. Soc. Am. Bull. 80,1231-1264. Deutsches Handwörterbuch der Tektonik, Herausg. Murawski, H., Stuttgart, 1968-1982. Escher v.d. Lindt, A. (1839): Erläuterungen der An- sichten einiger Contact-Verhältnisse zwischen kry- stallischen Feldspathgesteinen und Kalk im Berner Oberlande. 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