Regionale Metamorphose in Der Ivrea Zone (Nord-Italien)

Research Collection

Doctoral Thesis

Regionale Metamorphose in der Ivrea Zone (Nord-Italien)

Author(s): Zingg, André

Publication Date: 1978

Permanent Link: https://doi.org/10.3929/ethz-a-000164012

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ETH Library Diss ETH 6255

REGIONALE METAMORPHOSE

IN DER IVREA ZONE

( Nord - Italien )

ABHANDLUNG

zur Erlangung

des Titels eines Doktors der Naturwissenschaften

der

EIDGENOESSISCHEN TECHNISCHEN

HOCHSCHULE ZUERICH

vorgelegt von

ANDRE ZINGG

Dipl. Natw. ETH Zurich

geboren am 19. Juni 1946

von Busswil/BE

Angenommen auf Antrag von

Prof. Dr. V. Trommsdorff, Referent

Prof. Dr. A.B. Thompson, Korreferent

1978 Inhaltsverzeichnis

Abstract Zusammenfassung Vorwort und Verdankungen

Teil I; FELDUNTERSUCHUNGEN UND MIKROSKOPISCHE BEOBACHTUNGEN 1

1. NOMENKLATUR, ABKUERZUNGEN UND LOKALITAETENVERZEICHNIS 1

1.1. Begriffe aus der regionalen Geologie 1 1.2. Begriffe aus der allgemeinen Geologie 2 1.3. Weitere Bemerkungen 2 1.4. Abkiirzungen 3 1.5. Definition der Komponenten 3 1.6. Geographische Namen 4

2. REGIONALER UEBERBLICK 9

3. PROBLEMSTELLUNG UND VORGEHEN 11

4. PROFIL DURCH DAS UNTERE V. SESIA 14

4.1. Die mesozoischen Sedimente 14 4.2. Die permischen Vulkanite 15 4.3. Die permischen Plutonite 20 4.4. Die Cremosina Linie 21 4.5. Die Pogallo Linie 22 4.6. Der Kontakt Basischer Hauptzug - Metapelite 22 4.7. Die Insubrische Linie 28 4.8. Die Sesia Zone 29

5. REGIONALE VERBREITUNG DER LITHOTYPEN UND BEOBACHTUNGEN IM AUFSCHLUSS 30

5.1. Die Metapelite 30 5.2. Die Metabasite 36 5.3. Die Metakarbonate 37

6. DUENNSCHLIFF-BEOBACHTUNGEN 38

6.1. Vorbemerkungen 38 6.2. Die Metapelite 39 6.2.1. Mineralbestand und Strukturen 39 6.2.2. Bemerkungen zu den einzelnen Mineralen 44 6.2.3. Hinweise auf Ungleichgewicht 52 6.3. Die Metabasite 53 6.3.1. Bemerkungen zu den einzelnen Mineralen 54 6.3.2. Ungleichgewichtsstrukturen in den Metabasiten 60 6.4. Die Metakarbonate 62 6.4.1. Das Fluid 63 6.4.2. Retrograde Reaktionen und Umwandlungen 63 7. REGIONALE MINERALVERTEILUNG 68

7.1. Ziel und Vorgehen 68 7.2. Die Metakarbonate 70 7.2.1. Kalksilikatmarmore vom Btindnerschiefertyp 70 7.2.2. Olivin-Dolomit-Marmore 71 7.2.3. Kalksilikatfelsen 72 7.3. Die Metabasite 72 7.3.1. V. d'Ossola und V. Strona di Omegna 72 7.3.2. V. Sesia 72 7.3.3. V. Strona di Postua 73 7.4. Die Metapelite 73 7.4.1. Die Alumosilikate 73 7.4.2. Die Muskovit-Kalifeldspat Isograde 74 7.4.3. Weitere Minerale 77 7.5. Vergleich mit den Altersproben 79 7.6. Schlussfolgerungen aus Feldbeobachtungen und mikroskopischen Untersuchungen 83

Teil II:: UNTERSUCHUNG DER METAPELITE MIT DER ELEKTRONENMIKROSONDE

8. PROBLEMSTELLUNG, PROBENMATERIAL UND METHODIK 86

8.1. Problemstellung 86 8.2. Probenauswahl und Beschreibung der Proben 87 8.3. Arbeitsbedingungen, Standards und Fehlerrechnungen 90 8.4. Definition der verwendeten Molenbruche 94

9. PROFILE DURCH GRANAT UND CORDIERITE 96

9.1. Isolierte Granate und Cordierite 96 9.2. Granat-Cordierit und Granat-Biotit Paare 102 9.3. Isolierte Granate und Granat-Biotit Paare aus der V. Strona di Omegna 103 9.4. Vergleich mit den Proben der herzynischen Isochrone 106

10. DISKUSSION DER MINERALANALYSEN 108

10.1. Vergleich mit den Proben der herzynischen Isochrone 108 10.2. Granat 108 10.3. Biotit 118 10.4. Cordierit 119 10.5. Plagioklas 120 10.6. Kalifeldspat 121 10.7. Muskovit 121 10.8. Einzelanalysen 122

11. GLEICHGEWICHT UND UNGLEICHGEWICHT 122

11.1. Daten zu dieser Fragestellung 123 11.2. Interpretation und Modell 127 12. GEOTHERMOMETRIE UND GEOBAROMETRIE 130

12.1. Bisherige Arbeiten 130 12.2. Probleme der Geothermometrie und Geobarometrie an Proben des Kalifeldspat-Feldes 131 12.3. Temperaturbestimmungen 132 12.3.1. Granat-Biotit Austauschreaktion 132 12.3.2. Granat-Cordierit Austauschreaktion 135 12.4. Druckbestimmungen 136 ir.4.1. Ca-Verteilung auf Granat und Plagioklas 136 12.4.2. Mg-Fe Verteilung auf Granat und Cordierit 138 12.5. Diskussion der Resultate und Schlussfolgerungen 154 12.5.1. V. d'Ossola und V. Strona di Omegna 154

J_ £t * +J 4 /> «• V. Sesia und V. Strona di Postua 156

JL ^a * J J * Die * Altersproben 157

13. HISTORISCHE ENTWICKLUNG UND MODELLE 159

LITERATURVERZEICHNIS 168

ANHANG 177

I Fundortverzeichnis der untersuchten Proben 177

II Modalbestand der untersuchten Proben (Tabellen 3-8) 193

III Tafel I, II und III (regionale Mineralverteilung) 217

LEBENSLAUF 220 ABSTRACT

The Ivrea zone consists of a sequence of pelitic, mafic, ultramafic and carbonate rocks metamorphosed under conditions of amphibolite and granulite facies, during the Caledonian oroge¬ ny (about 460 m.y. ago). In an area between Val d'Ossola and Val Strona di Postua mine¬ ral distribution in, and modes and textures of, pelites, mafics and impure carbonates were studied. Based on these data the following mineral isograds were identified:

- muscovite-potassic feldspar in sillimanite- and quartz- bearing pelites - amphibole-clinopyroxene in impure carbonates with calcite and quartz. - the first appearance of clinopyroxene or of orthopyroxene in mafic rocks.

The isograds and the distribution of the Al2SiOc.-polymorphs and of cordierite, not only indicate increasing pressure and temperature across the Ivrea zone towards the Insubric Line, but also increasing pressure parallel to the Insubric Line to¬ wards Val d'Ossola.

The regular isograd zonation indicative of amphibolite to gra¬ nulite facies metamorphism in Val d'Ossola, are affected in Val Sesia by the synmetamorphic intrusion of the "Basischer Hauptzug" into amphibolite facies rocks.

Microprobe work on pelite samples showed that the minerals are quite homogeneous even where the textures in thin section suggest different episodes of mineral growth. Appreciable Mg-Fe zonation was observed only in garnet-cordierite and garnet- biotite pairs within some 10 ji of their common grain boundary indicating cation exchange during slow cooling. Comparison of the compositions of isolated garnets with those in contact with cordierite or biotite indicates a two-stage cooling history for the Ivrea zone. In the first phase, cooling was slow enough that the whole garnet was affected by this retrograde cation exchange. In the second phase, cooling was faster and temperatures lower so that the Mg-Fe exchange was reduced to a zone of about 30 p from the common grain boundary. The change of cooling rate might be correlated with the Hercy- nian radiometric ages, which appear to date a tectonic and not a crystallisation phase. ZUSAMMENFASSUNG

Auf Grund gravimetrischer und seismischer Daten wird die Ivrea Zone als abgescherter und aufgeschuppter Teil der tiefsten Erdkruste interpretiert.. Sorait konnen Bedingungen und Prozesse, die sich in der tiefsten Kruste abspielen, in der Ivrea Zone studiert werden, vorausgesetzt, dass die Zone nicht von einer spateren Metamorphose iiberpragt wurde. In der Literatur wird die Metamorphose der Ivrea Zone sowohl als ein einphasiges, wie auch als zweiphasiges Ereignis beschrieben. Radiometrische Altersbestimmungen ergaben kaledonische und herzynische Alter.

Die .regionale Metamorphose der Ivrea Zone im Gebiet zwischen der V.d'Ossola und der V.Strona di Postua wurde studiert, wobei folgenden Fragen besondere Aufmerksamkeit geschenkt wurde:

- 1st die Ivrea Zone polymetamorph Oder nicht? - Welches waren die PT-Bedingungen der regionalen Meta¬ morphose? - Wie ist die Beziehung zwischen dem Basischen Haupt- zug und der restlichen Ivrea Zone?

Metapelite, Metabasite und Metakarbonate aus dem Gebiet zwischen der V.d'Ossola und der V.Strona di Postua wurden gesammelt und mikroskopiert. Auf Grund dieser Daten wurden Mineralverteilungskarten gezeichnet und durch Literaturdaten erganzt. Anschliessend wurden die Metapelite mit der Elektro- nenmikrosonde analysiert, urn die Gleichgewichtsbedingungen zu bestimmen. Bei all diesen Untersuchungen wurden die Al- tersproben einbezogen.

Feld- und Diinnschliffuntersuchungen lieferten folgende Er- gebnisse: Die Ivrea Zone wurde nur von einer Metamorphosephase iiber¬ pragt, die von der Amphibolit- zur Granulitfazies reicht. Die regelmassige Mineralabfolge, die in der V.d'Ossola und in der V.Strona di Omegna beobachtet werden kann, wird vom Basischen Hauptzug gestort. Die Muskovit-Kalifeldspat Iso- grade biegt urn und folgt dem Rand der Metagabbromassen bis nach Varallo. Im Gebiet der V. Sesia ist der Basische Haupt¬ zug mit seinen orthopyroxenfuhrenden, granoblastischen Serien ein Fremdkorper in einem Gebiet der Amphibolitfazies. Die Randserien haben sich teilweise an die neuen Bedingungen angepasst und zeigen manchmal Hydratationsreaktionen (Orthopy-

-> roxen Hornblende) . Weiter im SW, in der V.Strona di Postua, fehlen diese Hydra- tationsreaktionen, da hier das Rahmengestein einen Metamor- phosegrad der hoheren Amphibolit- bis Granulitfazies aufweist. Wodurch diese (scheinbare?) Zunahme des Metamorphose- grades am Uebergang von der V.Sesia in die V.Strona di Postua, also im Streichen der Zone, bedingt ist, ist vorlaufig nicht bekannt.

Steilgestellte, magmatische Strukturen zeigen, dass der Basi- sche Hauptzug, und damit die ganze Ivrea Zone nach der Intru¬ sion verkippt wurde. In der Dachpartie der Intrusion sind die Serien dioritisch bis granodioritisch, bedingt durch magmatische Differenzia- tion und durch die partielle Aufschmelzung und Assimilation des pelitischen Rahmengesteins. Die Verteilung der Alumosilikate und des Cordierits weisen auf einen Druckgradienten im Streichen der Zone hin. Nach Geobarometrischen Bestimmungen war der Druck in der V.d'Osso- la 1-2 kb hoher als in der V.Sesia.

Untersuchungen mit der Elektronenmikrosonde zeigten, dass Granat, Cordierit und Biotit in der hoheren Amphibolit- und Granulitfazies vollkommen homogen sind, solange diese Mine- rale isoliert und von Quarz oder Feldspat umgeben sind, auch wenn Einschliisse und Struktur auf einen Zonarbau hinweisen.

Beriihren sich zwei Mg-Fe Phasen, so wird in einem Bereich von ca. 30 y von der gemeinsamen Korngrenze ein Zonarbau beobachtet, als Produkt eines Kationenaustausches wahrend der Abkuhlung. Ausserhalb dieser Kontaktzone sind die Mine- rale homogen. Sie zeigen aber im Vergleich zu den isolierten Mineralen ein Mg:Fe Verhaltnis, das tieferen Temperaturen entspricht. Daraus miissen wir schliessen, dass die Abkuhlung nicht kontinuierlich war: In einer ersten Phase war die Ab¬ kuhlung so langsam, dass Mg und Fe liber das ganze Korn ausgetauscht werden konnten. In einer zweiten Phase war der Ka- tionenaustausch auf die Randzone beschrankt, und das Gleich- gewicht konnte sich nicht mehr iiber das ganze Mineralkorn einstellen. Die verschiedenen Messbereiche konnen wie folgt mit den geologischen Ereignissen korreliert werden: Isolierte Minerale geben die Bedingungen am Hohepunkt der Metamorphose, die ho- mogenen Bereiche von Mineralpaaren geben das Ende der ersten, sehr langsamen Abkiihlungsphase und die Kontaktbereiche von Mineralpaaren entsprechen der zweiten, schnelleren Abkiihlungs¬ phase.

Der Vergleich zwischen der Metamorphosegeschichte und den radiometrischen Altern zeigt, dass die progressive Metamor¬ phose von der Amphibolit- zur Granulitfazies kaledonisch ist, und dass die herzynischen Alter kein thermisches Ereignis im Sinne einer progressiven Metamorphose datieren, sondern eine Deformations- und Hebungsphase.

Die Entwicklung der Ivrea Zone kann wie folgt rekonstruiert werden:

Kaledonisch: Regionale Metamorphose in Amphibolit- und Gra- nulitfazies (P 3,5-7 kb, T 580-810°C) mit einem geothermischen Gradienten von 28-34 C/km. Synmetamorphe Intrusion des Basischen Hauptzu- ges gefolgt von einer sehr langsamen Abkiihlung (ca. 1 C/mio Jahre). Kaledonisch oder herzynisch: Abscherung des Ivreakomplexes aus dem Bereich der Moho und Steilstellung der Ivrea Zone. Herzynisch: Deformations- und Hebungsphase und weitere Ab¬ kiihlung. An der Trias-Jura Grenze, Abkiihlungs- raten von ca. 5 C/mio Jahren. Alpin: Ausbildung der heutigen Morphologie des Ivreakorpers und z.T. Unterschiebung unter der Sesia Zone und dem Penninikum. VORWORT UND VERDANKUNGEN

Nach dem Diplom setzte ich meine Untersuchungen im Grenz-

bereich zwischen Westalpen und Siidalpen fort. Meine Arbeit

hatte die alpinen Metamorphosephasen in der Sesia Zone und

die Deformationsphasen im Bereich der Insubrischen Linie

zuiti Thema.

Im Winter 1972/73 entschloss ich mich, ein neues Disserta-

tionsthema zu wahlen, da ich wenig Moglichkeiten sah, mein

neuerworbenes Wissen in Phasenpetrologie auf Diaphtorite

und Mylonite anzuwenden.

Die hochmetamorphen Serien der Ivrea Zone hatten mich schon wahrend meiner Diplomarbeit immer wieder gelockt. Nachdem

damals gerade heftig iiber die Frage diskutiert wurde, ob

die Ivrea Zone polymetamorph sei Oder nicht, wahlte ich

die regionale Metamorphose der Ivrea Zone als Thema meiner

neuen Arbeit.

An dieser Stelle mochte ich alien herzlich danken, die mir bei dieser Arbeit geholfen haben.

Volkmar Trommsdorff hat mir die Moglichkeit gegeben, ganz meinen Neigungen entsprechend zu arbeiten und hat mich auch

in jenen Zeiten unterstutzt, als meine Untersuchungen wenig ergiebig erschienen.

Zum Gedeihen dieser Arbeit hat auch Johannes Hunziker ganz wesentlich beigetragen. Erst durch den direkten Vergleich

von Altersdaten und Metamorphosegeschichte konnten wir zu-

sammen viele Widerspruche und Probleme klaren.

Die Rekonstruktion der Entwicklungsgeschichte der Ivrea Zone beruht nicht nur auf Ergebnissen eigener Untersuchungen,

sondern hat sich auch im Verlauf zahlreicher Diskussionen

und gemeinsamen Feldbegehungen mit meinen italienischen

Freunden und Kollegen entwickelt. Ich denke hier an Diskus¬

sionen mit Mario Bertolani, Atilio Boriani, Giorgio Garutti

und Giorgio Rivalenti, die mir ermoglichten, die Ergebnisse meiner Untersuchungen in einen grosseren Zusammenhang zu stellen.

Wertvolle Hilfe habe ich auch am Institut erfahren. Alan B.

Thompson verdanke ich manche Anregung und Literaturhinweise im Zusammenhang mit der Untersuchung der Metapelite.

Unentbehrliche Dienste erwiesen mir Jtirg Sommerauer und Ro¬ man Gubser wahrend der Arbeiten an der Elektronenmikrosonde.

Toni Willi und Ernst Scharli haben all die Dunnschliffe und

Sondenpraparate, die die Grundlage dieser Arbeit bilden, sorgfaltig und prompt hergestellt.

Anregende Diskussionen und kritische Kommentare meiner

Freunde und Institutskollegen Volker Dietrich, Sven Girsper- ger, Viktor Koppel, Ivan Mercolli, Masaki Obata, Heiko Oter- doom, Hans-Ruedi Pfeifer und Rolf Schmid haben viel zur Kla- rung meiner Gedanken und Vorstellungen beigetragen.

Mit Freude erinnere ich mich an die gemeinsamen Feldarbeiten mit Martin Engi. Er hat mir nicht nur im Feld, sondern auch bei der Auswertung meiner Sondendaten viel geholfen.

Bei der Gestaltung und Niederschrift dieser Arbeit haben

Beatrice Graf, Alfred Isler, Mona Jakobsson, Hans-Ruedi Pfei¬ fer und Ruth Stahli tatkraftig mitgeholfen.

Zur Unterstutzung der Feldarbeiten gewahrte mir die ETH ein

Stipendium.

Diese Arbeit widme ich meinen lieben Eltern. - 1 -

TEIL I: FELDUNTERSUCHUNGEN UND

MIKROSKOPISCHE BEOBACH-

T U N G E N

1. NOMENKLATUR , ABKUERZUNGEN UND LOKALITAETENVERZEICHNIS

1.1. Begriffe aus der regionalen Geologie

Die "Zona Ivrea-Verbano" der italienischen Literatur entspricht

der "Ivrea Zone" der deutschsprachigen Arbeiten und der alten

Bezeichnung "Zona diorito-kinzigitica" (Franchi 1905). Mit dem

Namen "seconda zona diorito-kinzigitica" (2. KDZ) werden Ge-

steinsserien der Sesia Zone bezeichnet, die lithologisch und mineralogisch mit den Serien der Ivrea Zone identisch sind,

jedoch von der alpinen Metamorphose mehr Oder weniger stark

iiberpragt wurden.

Im SW und NE Teil der Ivrea Zone bilden Metapelite und Meta-

basite zwei Zonen, namlich die "Kinzigit Zone" und den

"Basischen Hauptzuq" (= Zone von Ivrea bei Walter 1950).

Artini and Melzi (1900) haben den Namen "Stronalith" fur granoblastische, fast biotitfreie Metapelite der Granulit-

fazies eingefuhrt. Typuslokalitat ist das obere V. Strona di

Omegna zwischen Forno und Campello Monti.

Unter "Kinziqiten" versteht man in der regionalen Literatur der Ivrea Zone biotitreiche, oft metatektische Metapelite der

Amphibolitfazies.

Die massigen Gesteine des Basischen Hauptzuges werden oft als

Metagabbro bezeichnet, aber auch als Gabbro, Granofels und

Pyriklasite. Hier versagt die klassische Nomenklatur, da in solch tiefen Krustenniveaus wie sie die Ivrea Zone darstellt, magmatische und metamorphe Prozesse nicht mehr scharf vonein-

ander getrennt werden k6nnen. - 2 -

1.2. Begriffe aus der allgemeinen Geologie

Die Begriffe "Metapelite", "Metabasite" usw. dienen zur groben Einteilung der Metamorphite nach dem Chemismus und

aus. sagen nichts iiber die Genese dieser Metamorphite

Fur die Nomenklatur der Migmatite wird dem Vorschlag von

Dietrich und Mehnert (1960) gefolgt. Demnach ist "Migmatit" ein deskriptiver Begriff und bezeichnet ein Gestein mit einem

geochemisch mobileren und weniger mobilen Anteil. Der mobilere

Anteil kann von aussen zugefuhrt sein, Oder durch Gesteinsauf-

schmelzung (=Anatexis) in situ entstanden sein.

Dem deutschsprachigen Gebrauch folgend wird im Diinnschliff-

bereich das raumliche Gefiige als Textur, das genetische Ge-

fiige als Struktur bezeichnet.

"Mylonit" wird im angelsachsischen Sinn gebraucht fur ge-

banderte, stark ausgewalzte Gesteine mit Porphyroklasten in

einer feinkornigen Matrix.

1.3. Weitere Bemerkungen

Phasen und Komponenten: Grossgeschriebene Mineralnamen bedeu-

ten Phasen, mit kleiner Schreibweise werden Komponenten be¬

zeichnet.

Muskovit + Quarz heisst, dass die Phasen Muskovit und Quarz

zusammen stabil sind.

Die Grenze zwischen feink5rnig und mittelkornig wurde bei einem Korndurchmesser von etwa 0.3 mm gezogen. - 3 -

1.4. Abkiirzungen

Akt Aktinolith Hbl Hornblende

Ab Albit Kf Kalifeldspat

Alk Alkalifeldspat Cc Kalzit

Am Amphibol Cpx Klinopyroxen

And Andalusit Klz Klinozoisit

An Anorthit Mag Magnetit

Bi Biotit Mu Muskovit

Chi Chlorit 01 Olivin

Cor Cordierit Opx Orthopyroxen

ii Cd Pig Plagioklas

Cu Cummingtonit Px Pyroxen

Di Diopsid Qz Quarz

Ky Disthen Ru Rutil

Dol Dolomit Sep Scapolith

Ep Epidot Sll Sillimanlt

Fsp Feldspat Spi Spinell s.l.

Gr Granat Sta Staurolith

Grp Graphit Tit Titanit

1.5. Definition der Komponenten

almandin Fe3 A12 (Si04)3 pyrop Mg3 A12 (Si04)3 grossular Ca3 A12 (Si04)3

Fe-cordierit Fe2 A13 (Al Si5 018)

Mg-cordierit Mg2 A13 (Al Si5 018) phlogopit K Mg3 (Al Si3 010) (OH) 2 annit K Fe3 (Al Si3 010) (OH) 2 - 4 -

1.6. Geographische Namen

Geographische Namen aus dem untersuchten Gebiet sind nach

Talschaften zusammengestel.lt und in Fig. 1 eingetragen.

V. d'Ossola

An Anzola Ru Rumianca

Cd Candoglia Te Teglia

Or Ornavasso

V. Strona di Omegna

Cp Campello Monti PF Pian di Forno

Fd Fonderia St Strona

Fo Forno Sb Sambughetto

Om Omegna

V. Sesia

Ag Agnona Fr Foresto Enderwasser

Br Breia Is Isola V. Bagnola

Ci Civiasco 11 Isollela V. Duggia

CS Coste d. Suggia Lo Lovario V. Mastallone

Cv Crevacuore Ri Rime11a V. Sabbiola

Cr Crevola RP Rocca Pietra V. Sermenza

MF M. Fenera Vz Vanzone

Fb Fobello Va Varallo

V. Strona di Postua

Po Postua 'aggiore

Balmuccia

Gozzano

So|tegn

des untersuchten Gebietes. Fig. 1: Geographische Skizze Abkiirzungen: siehe Kap. 1.6. - 6 -

Fig. 2: Geologische Uebersichtskarte der Ivrea Zone und angrenzender Gebiete, vereinfacht und erganzt nach Hermann (1937). - 7 -

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2. REGIONALER UEBERBLICK

Die Ivrea Zone erstreckt sich iiber eine Lange von 120 km zwischen Locarno und Ivrea und erreicht eine Breite von maximal

14 km (vergl. Fig. 2). Bei Locarno verschwindet die Ivrea

Zone unter den Alluvionen der Maggia und ist gegen Osten auch gravimetrisch bald nicht mehr nachweisbar. Siidwestlich von

Ivrea wird die Zone von den Sedimenten der Poebene verdeckt.

Gravimetrisch kann sie jedoch dem Westalpenbogen entlang bis

in die Gegend von Cuneo verfolgt werden (Vecchia 1968).

Geologisch gehort die Ivrea Zone zu den Siidalpen. Im NW wird sie durch die Insubrische Linie von der alpin metamorphen

Sesia Zone getrennt (z.B. Gansser 1968). Im SE bildet die

Pogallo Linie die Grenze zur Strona-Ceneri Zone (Boriani und

Sacchi 1973). Diese Zone wird von permischen Graniten (z.B.

Baveno und Mt. Orfano) durchschlagen und weiter im SE von permischen Vulkaniten und mesozoischen Sedimenten diskordant iiberlagert (vergl. Fig. 3).

Metapelite und Metabasite sind die zwei haufigsten Gesteins¬ typen der Ivrea Zone. Im mittleren Teil der Zone, d.h. in der V. d'Ossola und in der V. Strona di Omegna, alternieren diese beiden Gesteinstypen. NE und SW davon, also im Streichen der Zone, sind Metabasite und Metapelite voneinander getrennt und bilden den sog. Basischen Hauptzug, resp. die Kinzigit

Zone, (vergl. Fig. 2). Metaultrabasite und Metakarbonatge- steine treten nur ganz untergeordnet auf.

In der Strona-Ceneri Zone herrschen granitische Gneise und

Metapelite vor. Diese Zone stellt somit einen seichteren

Krustenabschnitt dar als die Ivrea Zone und wird als Fortset- zung der Ivrea Zone aufgefasst. - 10 -

Allgemein fallen die Serien der Ivrea Zone steil nach NW ein.

In der V. d'Ossola und bei Finero wurden im Bereich der

Insubrischen Linie Antiformen beobachtet (Schmid 1967, Lensch

1968) .

Der Metamorphosegrad nimmt von der Amphibolit- zur Granulit-

fazies in Richtung auf die Insubrische Linie zu (Peyronel

Pagliani und Boriani 1967, Schmid 1968, Bertolani 1968). Das

Alter Metamorphose ist nach radiometrischen Untersuchungen

von Koppel (1974) und Hunziker (1974) kaledonisch. An Bio-

titen wurden Alterswerte von 180 mio Jahren gemessen und als

Abkiihlungsalter interpretiert (Hunziker 1974) .

Gravimetrische Messungen haben im Gebiet der Ivrea Zone

positive Bouger Anomalien ergeben, die bis + 50 mgal reichen

(Vecchia 1968). Diese Anomalien und die Inversion der seismischen Geschwindigkeiten in Tiefen von 20 bis 50 km fiihrten

zum beruhmten Vogelkopfmodell fur die Ivrea Zone (Ansorge

1968, German Research Group for Explosion Seismology 1968,

Giese 1968, Kaminski und Menzel 1968). Diesem Modell ent-

sprechend ist die Ivrea Zone ein abgescherter und aufge-

schuppter Abschnitt des Mantel-Kruste Uebergangs.

Andererseits zeigen die Untersuchungen von Rivalenti et al.

(1975), dass der "Basische Hauptzug" und ein Teil der Meta- ultrabasite einen stratiformen Komplex darstellen kSnnten, der deformiert und steilgestellt wurde.

Wie dem auch sei, dass Material des Basischen Hauptzuges stammt aus dem oberen Mantel. Dies ergibt sich aus dem

Studium der Spurenelemente (Rivalenti et al. 1975), der Pb und Sr Isotopen (Graeser und Hunziker 1968) und der S Iso- topen (Heilmann und Lensch 1978).

Schliesslich sei noch erwahnt, dass Teile der Ivrea Zone wahrend der alpinen Orogenese in den Deckenbau einbezogen wurden (z.B. Carraro et al. 1970, Dal Piaz et al. 1972). In der 2. Kinzigit-Diorit Zone (Sesia Zone) und in der Valpel- line Serie der Dt. Blanche Decke finden sich die gleichen - 11 -

Biotit Abkiihlungsalter von 180 mio Jahren (Hunziker 1974) v/ie

in der Ivrea Zone.

3. PROBLEMSTELLUNG UND VORGEHEN

Aus den zahlreichen Fragen, die sich im Verlauf meines Lite-

raturstudiums stellten, habe ich folgende drei Problemkreise

ausgewahlt und bearbeitet:

1. Die regionale Metamorphose

2. Der Kontakt Basischer Hauptzug-Metapelite

3. Die physikalischen Bedingungen der regionalen Meta¬

morphose

- Information iiber die Beziehung zwischen dem Basischen Haupt-

zug und den Metapeliten fehlte weitgehend.

- PT-Bedingungen wurden nur fur das Gebiet der V.d'Ossola be-

stimmt (Schmid und Wood 1976). Die Autoren haben jedoch die

Temperaturen mit einer Dehydratationsreaktion bestimmt und

mussten somit die H^O-Aktivitat abschatzen, was speziell im

granulitfaziellen Bereich grosse Unsicherheiten mit sich

bringt.

- Die verschiedenen Ansichten iiber die regionale Metamorphose

werden im folgenden Abschnitt zusammengefasst.

Die regionale Metamorphose der Ivrea Zone wurde auf Grund mikroskopischer Untersuchungen von den verschiedenen Bearbei- tern z.T. als einphasiges, z.T. als zweiphasiges Ereignis beschrieben.

1) Mit Phasen, resp. Metamorphosen sind im folgenden nur thermische Ereignisse gemeint und nicht Deformationsakte. - 12 -

So beschreiben Peyronel Pagliani und Boriani (1967) in der V. d'Ossola, Schmid (1967) im Gebiet zwischen der V. d'Ossola und dem V. Grande und Bertolani (1968) in der V. Strona di

Omegna die progressive Metamorphose von der Amphib61it-zur

Granulitfazies als einphasiges Ereignis.

Andererseits postulieren Bertolani (1958) fur das V. Bagnola und Capedri (1971) fur das V. Mastallone zwei Phasen. Nach

Capedri ist die ganze Zone von einer alteren Metamorphose in

Granulitfazies erfasst worden und von einer jiingeren Metamor¬ phose iiberpragt, welche von der Amphibolit- zur Granulit¬ fazies zunimmt in Richtung auf die Insubrische Linie. Die

Ueberlagerung einer Metamorphose in Granulitfazies durch eine

Metamorphose in Amphibolitfazies wird in den unlangst er-

schienen Arbeiten iiber den Peridotit von Finero beschrieben

(Kruhl und Voll, 1976; Steck und Tieche, 1976). Reinsch

(1969, 1973) hat auch fur das V. Strona di Omegna zwei Phasen postuliert.

Geochronologische Untersuchungen weisen ebenfalls auf zwei

Phasen hin. Rb-Sr Gesamtgesteinsbestimmungen an Metapeliten definieren zwei Isochronen: Eine Kleinbereichs-Isochrone ergibt ein herzynisches Alter fur die Rb-Sr Homogenisierung im cm-Bereich (Graeser und Hunziker, 1968). Im Grossbereich

(> dm ) ist die Rb-Sr Homogenisierung kaledonisch (Hunziker und Zingg 1978). Dies ist das Alter der progressiven Metamor¬ phose von Amphibolit- und Granulitfazies. Auf Grund von

Modellrechnungen an diskordanten Zirkonpopulationen und einer

Rb-Sr Isochrone aus der Strona-Ceneri Zone von Harriet und

Albar&de (1973) postulieren AllSgre et al. (1974) eine as- syntische und eine herzynische Metamorphose fur die Ivrea

Zone.

Koppel (1974 und 1978) konnte mit Monaziten ein herzynisches

'Ereignis' in der Ivrea Zone datieren. Fur den Hohepunkt der

Metamorphose nimmt er ein kaledonisches Alter an aus Analogie zur Strona Ceneri Zone, wo dieses Alter mit Zirkonen und Mona¬ ziten belegt ist. - 13 -

Nach der Metamorphose-Karte der Alpen (Zwart und Niggli 1973) ist das Alter der Metamorphose der Ivrea Zone im granulit-

faziellen Bereich kaledonisch unit herzynischer Ueberpragung,

im amphibolitfaziellen Bereich jedoch nur herzynisch.

Da die Ivrea Zone als Modell fiir die tiefste Kruste vorgeschlagen wurde (zahlreiche Autoren, SMPM 1968, Mehnert 1975), drangte sich die Frage auf, ob die Ivrea Zone noch den ur- spriinglichen, thermisch ungestorten Krustenbedingungen entspricht, oder ob der ganze Komplex polymetamorph ist, d.h. durch eine spatere Orogenese iiberpragt wurde. Nur im ersten

Fall und unter der Voraussetzung, dass das Vogelkopfmodell stimmt, konnen wir die thermischen Prozesse, die sich in der tiefsten Kruste abspielen, direkt in der Ivrea Zone studieren.

Vorgehen

Ich wahlte das V. Sesia fiir eine detaillierte petrographische

Untersuchung, weil keine neueren Arbeiten iiber die Metapelite dieser Gegend vorlagen. Das V. Sesia schien mir auch besonders geeignet,um den Kontakt zwischen dem Basischen Hauptzug und den Metapeliten zu studieren.

Die ersten Ergebnisse waren jedoch recht verwirrend: Struk- turen, die z.T. auf progressive, z.T. auf retrograde Reak- tionen hinwiesen und keine regelmassige Verteilung der kritischen Minerale, dies moglicherweise bedingt durch die permischen Intrusionen. Das V. Sesia schien folglich ungeeignet, um die Frage nach der regionalen Metamorphose zu beantworten.

Beim genaueren Studium der Literatur hatte ich auch festgestellt, dass jene Geologen, die zwei Phasen postulierten, im

Gebiet des Basischen Hauptzuges gearbeitet hatten, wahrend jene, die nur eine Phase annahmen, den mittleren Teil der

Ivrea Zone mit den alternierenden Ziigen von Metapeliten und

Metabasiten untersucht hatten. Das bewog mich, mein Arbeits- gebiet weiter zu fassen und die regionale Mineralverteilung in den Metapeliten, Metabasiten und Metakarbonaten zwischen - 14 -

der V. d'Ossola und der V. Strona di Postua zu studieren.

Damit konnte ich die Gebiete in denen eine, resp. zwei Phasen

beschrieben wurden, miteinander in Verbindung bringen und

auch die Altersproben der kaledonischen und der herzynischen

Isochronen direkt in meine Arbeit einbeziehen.

Im zweiten Teil meiner Dissertation untersuchte ich die Meta-

pelite eingehend mit der Mikrosonde, urn festzustellen, ob die

Mineralphasen miteinander im Gleichgewicht stehen, und urn die

PT-Bedingungen der Metamorphose zu bestimmen.

4. PROFIL DURCH DAS UNTERE V. SESIA

In diesem Kapitel werden die Kontakte zwischen den einzelnen

Serien beschrieben. Zudem werden hier neue Daten iiber einzelne

Gesteinsformationen der Strona-Ceneri Zone gegeben.

Das Profil reicht von der Sedimentbedeckung der Strona-Ceneri

Zone bis in die Sesia Zone (vergl. Fig. 2 und 3).

4.1. Die mesozoischen Sedimente

Relikte der sudalpinen Sedimentbedeckung sind nur noch am

M. Fenera, in Sostegno und Crevacuore erhalten und umfassen

triadische Dolomite, sowie liasische Kalk- und Tonschiefer.

Diese Sedimente fuhren noch Montmorillonit als quellbare

Tonminerale und zeigen eine sehr schlechte Illit-Kristallini- tat (Zingg et al. 1976). Innerhalb der Dolomite finden sich

Tuffitlagen, die ebenfalls quellbare Tonminerale und Sanidin enthalten (Carraro und Fiora 1974). Im Gegensatz zu den permischen Vulkaniten und den mesozoischen Sedimenten des Cana- vese fehlt hier jegliche Spur einer Metamorphose. - 15 -

4.2. Die permischen Vulkanite

Die permischen Vulkanite urafassen Pyroklastika, vulkanische

Brekzien, Tuffite und Effusiva von rhyolithischem bis ande-

sitischem Chemismus (Kaech 1903). Diese Serien sind mehr

Oder weniger flach und lagern diskordant auf den steilge-

stellten Gneisen und Schiefern der Strona-Ceneri Zone. An

der Basis finden sich ofters detritische Serien, die ins

Karbon gestellt werden (z.B. Friz 1966).

Diinnschliffuntersuchungen der Quarzporphyre und Porphyrite

zeigten eine Entglasung der Matrix. Nach optischen Bestim- mungen von Kaech (1903) ist der Plagioklas ein Oligoklas bis Andesin, ausnahmsweise tritt auch Albit und Bytownit auf.

Mit der Elektronenmikrosonde wurde jedoch in den drei analy-

sierten Proben nur Albit festgestellt. Rontgenographische

Untersuchungen an 6 Proben ergaben eine mittlere Triklinitat des Kalifeldspates von 0.3 (Triklinitat nach Goldsmith und

Laves, 1954). Im Diagramm von Wright (1968) fallen die Proben

ins Feld zwischen "Orthoklas" und "Maximum Mikroklin", vergl.

Fig. 4. Die kritischen Reflexe sind jedoch recht diffus, so dass eine genaue Bestimmung des Ordnungsgrades nicht moglich

ist. Die Zusaitimensetzung des Kalifeldspates variiert zwischen Org.Ab-, und 0r,nf. (Reflex (201)und Elektronenmikrosonde).

Nachdem die darviberliegende Trias noch Sanidin und quellbare

Tonminerale fiihrt und keine Anzeichen einer Metamorphose

zeigt, mussen die soeben beschriebenen Umwandlungen ein per- misches Alter haben (Autometamorphose?). - 16 -

4190-

£ 4180-

O o

41.60-

50.50 5a60 5a70 50.80 50.90

29(204) CuKcl

Fig. 4: Struktureller Zustand der Kalifeldspate aus den permiachen Vulkaniten der untern V.Sesia, dargestellt im Diagramm von Wright (1968).

O Kalifeldspat aus permischen Vulkaniten

D Mikroklin aus permischen Graniten

<£> Sanidin aus triadischen Tuffiten (Carraro und Fiora 1974)

A Sanidin Standard - 17 -

Fig. 5: Modalbestand der permischen Intrusivgesteine im QAP-Dreieck. Feldereinteilung nach Streckeisen

(1976) .

0 Intrusivgesteine aus der V.Sesia

• Intrusivgesteine aus der V.d'Ossola, nach Gandolfi und Paganelli (1974) Probe und chemische Nr. Qz Kf Pig Px Am Bi Mu Gr Lokalitat KAW Nr. der Analyse Nr. 1+2 0.12 47 27 23 3 Baveno KAW 598, Gallitelli 1937, 0.16 29 45 24 2 Baveno KAW 907 Nr. 1-5 0.19 27 36 33 4 Mt. Orfano KAW 906, Gallitelli 1938, Nr. 1 0.9 35 32 27 6 Alzo KAW 565, Gallitelli 1941, 1957, - - 10' 57 27 6 Camponi KAW 80, vergl. Schilling p. 480

2.21 34 2 48 11 5 Rocca Pietra

Nr. 6 ,' 2.20 20 40 35 5 Rocca Pietra Gallitelli 1941, 00 2.24 23 21 43 13 Breia 3.54 17 13 58 3 5 4 Isolella 3.46 7 4 64 20 5 Isolella-Agnona 2.18 28 1 50 5 14 2 Vanzone 3.40 30 46 20 4 Agnona 2.43 6 51 28 15 Coste d. Suggia 3.56 65 25 10 Isolella , 2.12 55 22 16 '7 Lovario

ermittelt. Tabelle 1: Modalbestand der permischen Intrusivgesteine. Die Vol% wurden durch Point-count Als Akzessorien treten Apatit, Titanit, Orthit, Zirkon, Monazit, Turmalin und Erz. Anzahl Rb Sr U Th K Gesteinstyp Proben ppm ppm ppm ppm Gew.% HGU

Permische Intrusiva

Granite V. d'Ossola 9 240 90 5 20 4.2 7.45 Granite V. Sesia 11 170 220 4 18 4.1 6.21 Basische Intrusiva 26 80 360 2 V. Sesia 11 2.2 3.67

Rahmengesteine V. Sesia

Metapelite 5 100 110 3 21 2.4 5.77 Granitische Gneise 6 160 170 3 14 4.1 5.46

Tabelle 2: Mittlere Rb, Sr, U, Th und K Gehalte der permischen Intrusiva und ihrer Rahmengesteine. Rb und Sr wurden mit der Rontgenfluoreszenz an Pulverpraparaten bestimmt mit 9 Standarts als Eichproben. Der Fehler betragt schatzungsweise - 10 %. U, Th, und K wurden mit Gamma-

spektcometrie bestimmt (vergl. Rybach 1971) . Die Warmeproduktion (HGU) wurde nur fur U, Th und K berechnet. - 20 -

4.3. Die permischen Plutonite

In der untern V. Sesia sind die permischen Intrusivgesteine

nicht auf Granite beschrankt, wie bei Baveno und am Mt. Orfano.

Fig. 5 zeigt, dass hier das ganze Spektrum von Granit bis

Gabbro vertreten ist. In Tabelle 1 sind die Modalanalysen

(Point count, 2000-3000 Punkte ausgezahlt an je zwei gefarbten

Schliffen) der wichtigsten Varietaten zusammengestellt.

Die Muskovit-Biotit-Granite bilden Schlieren mit diffusen

Uebergangen zu den Biotit-Graniten oder sie treten als mach-

tige Aplitgange auf.

Die basischen Glieder der Serie sind oft inhomogen und bilden

ebenfalls Schlieren.

Obwohl in den Randpartien der Intrusion ofters Nebengesteins-

schollen beobachtet werden, die teils eckig, teils gerundet

oder fast vollstandig aufgelost sind, konnen die basischen

Glieder nicht von einem granitischen Magma abgeleitet werden,

das durch Assimilation des unmittelbar anstehenden Nebenge-

steins verandert worden ware. Die Spurenelemente in Tabelle 2

zeigen, dass das Nebengestein bedeutend saurer ist, als diese basischen Intrusiva. Sie sind auch nicht durch partielle Auf-

schmelzung der Metapelite entstanden wie es Boriani und

Sacchi (1974) vorschlagen, da in diesem Fall der Restit

saurer ware als die anatektische Schmelze.

In der V. Sesia wurde nirgends eine porphyrische Randfazies beobachtet. Bei Rocca Pietra nimmt im Abstand von etwa 5 cm vom Kontakt die Korngrosse im Granit urn die Halfte ab. Das

Nebengestein ist feinkornig und weist eine stoffliche Bander- ung auf, die vom Granit diskordant abgeschnitten wird. Am rechten Ufer der Sesia zwischen Isolella und Agnona bleibt die Korngrosse der basischen Intrusiva, sowie des Nebenge- steins am Kontakt unverandert (Fig. 6).

Der grosse Kontakthof, der auf Blatt Varallo (1927) eingetragen ist, entspricht einer Zone mit Intrusivbrekzien, - 21 -

Gangen und hydrothermaler Umwandlung des Nebengesteins.

Andalusit und Cordierit wurden von Gallitelli (1941) und

Bertolani (1959 und 1960) als Produkt der Kontaktmetamorphose

interpretiert. Beide Minerale treten jedoch in der V. Sesia

auch ausserhalb des Kontakthofes auf (vergl. Kapitel 7 und

Tafel III) . Ob der Andalusit und Cordierit aus dem Kontakt-

hof der Kontaktmetamorphose, oder der regionalen Metamorphose

zuzuordnen sind, steht nicht fest.

Im Gegensatz zur V. Sesia weisen die Granite von Baveno und

Mt. Orfano eine porphyrische Randfazies und miarolitische

Hohlraume auf. Die Andalusitblasten konnen hier der Kontakt¬

metamorphose zugeordnet werden, da hier nur Disthen + Silli-

manit regional verbreitet sind (Salomon 1898, Artini und

Melzi 1900, Gallitelli 1937, Boriani et al. 1977). Schliess-

lich treten basische Differenziate nur ganz untergeordnet am

Mottarone (Baveno) auf.

Die Granite von Baveno und Mt. Orfano sind demnach in ein

seichteres Krustenniveau intrudiert als die Plutonite der

V. Sesia. Daraus ergibt sich, dass die Gegend der V. Sesia

seit dem Perm starker gehoben wurde als das V. d'Ossola,

wenigstens was die Strona-Ceneri Zone betrifft.

4.4. Die Cremosina Linie

Die Cremosina Linie ist Teil eines alpinen Storungssystems,

das schon von Franchi (1903) erkannt wurde. Diese Storungen

verlaufen von WSW nach ENE und haben die permischen Granite

und Vulkanite auf das gleiche Niveau gebracht. In Graben,

die auch zu diesem System gehoren, sind die Reste der meso-

zoischen Sedimentbedeckung vor der Erosion bewahrt worden.

Neben vertikalen Bewegungen nehmen Boriani und Sacchi (1973)

auch eine Blattverschiebung im Uhrzeigersinn entlang der

Cremosina Linie an, welche die permische(?) Pogallo Linie urn rund 15 km verstellt haben soil. - 22 -

4.5. Die Pogallo Linie

Die Pogallo Linie ist ein von permischen(?) Gangen begleiteter

Mylonitzug, der die Ivrea Zone von der Strona-Ceneri Zone

trennt (Boriani 1970). In der V. d'Ossola ist im Bereich

dieser Linie ein deutlicher Sprung der radiometrischen Mineral-

alter festgestellt worden. Die Biotitalter fallen von 280 auf

180 mio Jahre (Koppel Fig. 7, 1974, Hunziker 1974) und die

Monazitalter von 450 auf 270 mio Jahre (Koppel 1974, 1978)

beim Uebergang von der Strona-Ceneri Zone in die Ivrea Zone.

Diese Mineralalter werden als Abkiihlungsalter (vergl. dazu

Kap. 12.5) interpretiert und so erklart, dass die Strona-

Ceneri Zone, und spater die Ivrea Zone gehoben wurden.

In der V. Sesia verlauft die Pogallo Linie etwa in Nord-Sud

Richtung (Boriani und Sacchi 1973). Hier ist jedoch der

lithologische Unterschied zwischen den beiden Zonen im Grenz-

bereich der Linie oft wenig ausgepragt. Zudem konnte der

Alterssprung nicht mehr nachgewiesen werden: Beiderseits der

Pogallo Linie ergaben Biotite Alter urn 180 mio Jahre

(freundliche Mitteilung von J.C. Hunziker). Entweder sind in der V. Sesia die Verstellungsbetrage entlang dieser Linie geringer, oder die Bewegungen in der V. Sesia und in der V. d'Ossola sind nicht synchron.

4.6. Der Kontakt Basischer Hauptzug - Metapelite

Diese Beschreibung basiert auf Profilenaus der V. Sesia und aus der V. Strona di Postua, wo die Kontakte weitgehend aufgeschlossen sind und wurde durch zahlreiche Beobachtungen aus der V. Sabbiola, V. Bagnola und V. Duggia erganzt. Allge- mein kann festgestellt werden, dass der Kontakt parallel zur

Stoffbanderung der Metapelite verlauft.

Ausserhalb der Kontaktzone treten die Metapelite auf, als

Sillimanit-Granat-Biotit-Schiefer mit Muskovit+Quarz in der

V. Sesia und als Gneise mit Kalifeldspat in der V. Strona - 23 -

di Postua. Oft werden im mm-bis cm-Bereich konkordante Quarz-*

Feldspat Adern beobachtet (vergl. Fig. 7), die als Produkt

einer partiellen Aufschmelzung gedeutet werden.

Unmittelbar am Kontakt (<100 m) haben auch in der V. Sesia die Metapelite eine Gneistextur und fiihren nun Kalifeldspat

statt Muskovit+Quarz. An einzelnen Stellen nimmt der Anteil

an Quarz-Feldspat Adern wesentlich zu,und die stofflichen

Grenzen sind nicht mehr so scharf, nebulitische Texturen

treten stellenweise auf.

Bei Crevola-Varallo stehen intensiv deformierte Metapelite

an, mit Amphibolit- und Kalksilikatfelsschollen. Im cm- bis dm-Bereich konnen die gebanderten Metapelite in eine mehr

Oder weniger homogene granitische Phase iibergehen (Fig. 8) .

Diese granitische Phase hat sich oft am Rand von Amphibolit-

schollen angesammelt (Fig. 9).

Der Basische Hauptzug besteht aus Metagabbros und gegen den

Kontakt zu den Metapeliten aus einer dioritischen bis granodioritischen Serie von 1 bis 2 km Breite (vergl. z.B. Capedri

1971 und Blatt Varallo 1927). Innerhalb dieser dioritischen

Serie finden sich vereinzelt Schollen von Metapeliten.

Capedri (1971) konnte in diesen dioritischen Gesteinen

Graphit nachweisen, der wahrscheinlich von vollstandig assi- milierten Metapeliten stammt.

In der V. Strona di Postua stehen unmittelbar am Kontakt zu den Metapeliten iiber ca. 100 m Charnockite (= Hypersthen-

Granite) an mit Kalifeldspatblasten (vergl. Fig. 10 und 11).

Diese Charnockite gehen dann in dioritische Varietaten iiber.

Der Uebergang von der dioritischen Serie zu den Metagabbros ist ziemlich scharf. In der V. Mastallone und in der V.

Strona di Postua finden wir Migmatite mit Lagen- resp.

Schollentextur. Im Gegensatz zu seiner normalen Ausbildung ist der Metagabbro am Kontakt feinkornig und wird in der

V. Strona di Postua von der mittelkornigen dioritischen Phase intrudiert (Fig. 12). Allerdings werden im Metagabbro schon - 24 -

Fig. 6: Permischer Quarzdiorit schneidet die StoffbSnderung von Metapeliten der untern V.Sesia diskordant ab. Am Kontakt bleibt die Korngrosse des Quarzdiorits und des Nebengesteins unverandert, im Gegensatz zu den Graniten von Baveno und Mt. Orfano, die eine porphyrische Randfazies aufweisen. Lok.: Ufer der Sesia bei Isolella, Koord. 442.52/ 5065.28.

Fig. 7: Feine Quarz-Feldspat Adern in Metapelit der Amphi- bolitfazies (=Kinzigit).

Fig. 8: Gebanderter Metapelit mit Amphibolit Boudins geht kontinuierlich in eine homogene granitische Phase tiber. Lok.: Kontakt zum Basischen Hauptzug bei Crevola- Varallo, Koord. 442.21/5073.56.

Fig. 9: Die granitische Phase hat sich am Rand eines Amphi- bolit-Boudin angesammelt. Gebanderter Metapelit am Kontakt zum Basischen Hauptzug. Lok.: wie Fig. 8. - 25 -

Fig. 6 Fig. 7

1 \ KW*

Fig. 8 Fig. 9 - 26 -

Fig. 10: Charnockitische Randfazies des Basischen Hauptzuges mit rundlichen gabbroiden Komponenten. Lok.: V.Strona di Postua, Koord. 437.80/5066.06.

Fig. 11: Kalifeldspatblasten in Charnockit. Lok.: wie Fig. 10.

Fig. 12: Intrusivbrekzie am Kontakt zwischen Metagabbro (dunkel) und dioritischer Randfazies (hell) des Basi¬ schen Hauptzuges. Lok.: V.Strona di Postua, Koord. 437.85/5066.42. - 27 -

Fig. 10

12 Fig. 11 Fig. - 28 -

vor dem Kontakt einzelne Biotitnester beobachtet.

Der Kontakt zwischen dem BasischenHauptzug und den Metapeliten

ist charakterisiert durch die Konvergenz von Chemismus und

Textur beider Serien. Die Intrusion der Gabbromassen hat am

Kontakt eine partielle Aufschmelzung der Metapelite bewirkt.

Die randliche Aenderung des Chemismus des Basischen Hauptzuges

ist sicher nicht nur auf die Assimilation von Metapeliten zu- ruckzufuhren. Wie wir spater sehen werden, entsprechen diese dioritischen bis granodioritischen Gesteine und die Charnok- kite der Dachpartie der Gabbrointrusion, so dass sicher auch magmatische Differenziationsprozesse beteiligt sind.

4.7. Die Insubrische Linie

Im Gegensatz zu den Zentralalpen ist im untersuchten Gebiet die Insubrische Linie morphologisch kaum ausgepragt. Gut sichtbar sind dagegen junge Storungen, die aber z.T. innerhalb der

Ivrea Zone verlaufen.

In der V. Mastallone schneidet die Insubrische Linie die Stoff- banderung der Ivrea Gesteine diskordant ab (Isler und Zingg

1974, Tafel I).

Ueber die Insubrische Linie ist im Abschnitt SW des Langensees wenig bekannt. Sie wird fiir folgende Bewegungen und Ereignisse herangezogen:

- fiir die mise en place des Ivrea KSrpers (diverse Autoren SMPM _48/l, 1968.

- als Grenze einer intrakontinentalen Subduktionszone

(Hunziker 1970, Ernst 1971, Dal Piaz et al. 1972)

- als Blattverschiebung (Laubscher 1971)

- als Dehnungsriss fiir eine tertiare Spalteneruption

und als Abschiebungsebene fiir die Absenkung der Poebene

(Ahrendt 1972)

- und schliesslich fiir die Heraushebung der Alpen. - 29 -

Welche Bewegungen die heute sichtbare Linie wesentlich gepragt haben, wissen wir nicht. Sicher ist nur, dass mehrere, iiber lange Zeitraume verteilte Bewegungen an der Insubrischen Linie stattgefunden haben.

4.8. Die Sesia Zone

Den SE Rand der Sesia Zone bildet eine Mylonitzone, die eine

Machtigkeit von nahezu 1 km erreichen kann. Diese Mylonite haben oft eine granitische Zusammensetzung und fiihren

Hellglimmer- und Kalifeldspat-Porphyroklasten in einer feinkornigen Matrix von Mineralen der Grunschieferfazies. Auf

Grund eines Vergleichs der Matrixminerale mit der regionalen

Metamorphose und den alpinen Deformationsphasen, wurden diese

Minerale der jungalpinen Phase zugeordnet. Die Hellglimmer- klasten wurden aus Analogie zu den "Micascisti Eclogitici" als friihalpin interpretiert, und damit war das Alter der

Mylonitisierung zwischen der fruhalpinen und lepontischen

Phase eingegabelt (Isler und Zingg 1974). Rontgenographische

Untersuchungen haben jedoch gezeigt, dass die Hellglimmer-

Porphyroklasten Muskovite sind und nicht 3T Phengite, die fur die fruhalpine Phase in der Sesia Zone typisch sind

(Frey et al., in Vorbereitung). Die feinschuppigen Hellglimmer aus der Matrix sind dagegen Phengite. Die erwahnte Korrelation ist demnach falsch, und die Mylonitisierung kann auch bedeutend alter sein.

Ausserhalb der Mylonitzone finden sich in der V. Sesia noch vereinzelt Eklogite der fruhalpinen hoch-P tief-T Phase.

1) Im Gebiet von Rimella und Campello Monti fiihren diese

Mylonite als Klasten auch Relikte aus Metapeliten und

Amphiboliten der 2. KDZ. - 30 -

In der weiter NE liegenden V. Sermenza wurden dagegen nur

noch Metamorphite der Griinschieferfazies gefunden. Allerdings

sind griine granatfiihrende Aktinolith-Epidot-Chlorit-Schlieren

wahrscheinlich von der lepontischen Phase iiberpragte Eklogite.

Zwei sich iiberlagernde Metamorphosephasen in Griinschiefer¬

fazies wie es Dal Piaz et al. (1972) fiir das V. Sesia und die

Gebiete NE davon auf Grund von Altersbestimmungen postulier-

ten, konnten mineralogisch nicht nachgewiesen werden (Lattard

1974).

5. REGIONALE VERBREITUNG DER LITHOTYPEN UND BEOBACH-

TUNGEN IM AUFSCHLUSS

Metapelite und Metabasite sind die haufigsten Gesteinstypen der Ivrea Zone. Sie nehmen gemass der Carta geologica d'Italia,

Blatt Varallo (1927) im Raum zwischen der V. Sesia und der

V. d'Ossola einen Flachenanteil von zirka 60 beziehungsweise

36% ein. Der Flachenanteil der Metakarbonate und Metaultraba-

site betragt je rund 2%, wobei die Metaultrabasite etwas haufiger sind als die Metakarbonate.

5.1. Die Metapelite

Die Metapelite umfassen Al-reiche Metamorphite mit Alumosili- katen und seltener Al-armere Varietaten, die an der Grenze zur Strona-Ceneri Zone in der untern V. Sesia in Metagrani- toide iibergehen. Diese Metagranitoide sind fast ausnahmslos cordieritreich und fiihren vereinzelt auch Hypersthen.

In der Amphibolitfazies treten die Metapelite als Schiefer und Gneise auf, meist mit einer feinen, unregelmassigen

Stoffbanderung im mm- bis cm-Bereich. Biotitreiche Lagen - 31 -

alternieren mit fast reinen Quarz-Feldspat-Lagen. Daneben treten dm-grosse Linsen und boudinierte, teils diskordante

Gange von granitischer und pegmatitischer Zusammensetzung auf,

so z.B. bei Candoglia, Civiasco oder zwischen Fonderia und

Forno. Diese Gange gehoren wahrscheinlich zum permischen Magma- tismus.

Mit zunehmendem Metamorphosegrad wird Glimmer durch Granat und

Kalifeldspat ersetzt, so dass die Metapelite immer massiger werden (vergl. Schmid 1967 und Bertolani 1968). Urn dieser

Aenderung von Mineralogie und Textur Rechnung zu tragen, werden in der regionalen Literatur die Namen Kinzigite fur

schieferig bis gneisige, haufig metatektische Metapelite der

Amphibolitfazies und Stronalithe (Artini und Melzi 1900) fur massige, granoblastische Metapelite der Granulitfazies gebraucht. In den Stronalithen ist der Sillimanit haufig das einzige, nicht isometrische Mineral.

Die Stronalithe sind oft mehr oder weniger stark deformiert.

Mylonite konnen auftreten, beispielsweise W vom Steinbruch von Anzola oder knapp unterhalb von Forno.

Im deskriptiven Sinn sind die meisten Metapelite als Migmatite anzusprechen. Besonders ausgepragt sind migmatitische Tex- turen am Uebergang von der Amphibolit- zur Granulitfazies

(vergl. Fig. 7, 13 und 14). Eindeutige Hinweise auf partielle

Gesteinsaufschmelzung und Mobilisation sind jedoch selten. Nur drei Einzelbeobachtungen konnen angefiihrt werden:

- Ein feingebanderter Metapelit geht kontinuierlich in eine

homogene granitische Phase uber und bildet Flecken von

etwa 5 cm Durchmesser (Fig. 15).

- Die granitische Phase kann sich zu einem konkordanten

Gangchen sammeln, das nach einigen cm die Stoffbanderung

des Stronaliths abschneidet (Lokalitat: an der Strasse

nach Campello Monti, ca. 600 m unterhalb Piana di Forno). - 32 -

Fig. 13: Migmatit am Uebergang von der Amphibolit- zur Gra- nulitfazies. Lok.: V.Strona di Postua, Koord. 438.52/5064.14.

Fig. 14: wie Fig. 13. Lok.: V.Strona di Omegna, Bachbett zwischen Sambu- ghetto und Forno, Koord. 446.20/5085.04.

Fig. 15: Feingebanderter Metapelit geht in homogene granitische Phase iiber. Lok.: Block bei Valbella, V.Mastallone.

Fig. 16: Metapelit-Lage geht in homogene charnockitische Phase iiber. In der Verlangerung der Metapelit-Lage sind einzelne Granate angeordnet. Lok.: V.Sessera, NW Coggiola, Koord. 434.00/5061.20. - 33 - - 34 -

Fig. 17: Gebanderter Metagabbro mit Falte und "current bedding". Diese Strukturen wurden nach der Intrusion steilgestellt. Lok.: V.Sesia, N Isola, Koord. 435.35/5076.05.

Fig. 18: Pyroxenitschollen in Kalzitmarmor, der entlang einer Storung eingepresst wurde. Lok.: Enderwasser, Koord. 437.04/5083.38.

Fig. 19: Nebengesteinsfragmente in Kalksilikatmarmor. Lok.: Strasse zum Sacro Monte bei Varallo, Koord. 442.74/5074.26.

Fig. 20: Runde Silikatklasten in feinkorniger Kalzit- matrix. Diese Strukturen sind im Bereich der Granulitfazies weit verbreitet. Lok.: A.Cabanone, S Rumianca, Koord. 445.47/ 5091.25.

- 36 -

- Granat- und sillimanitreiche Metapelit-Lagen gehen in eine

homogene charnokitische Phase iiber. Die urspriingliche Fort-

setzung der Banderung ist durch einzelne grosse Granate

gezeichnet (Fig. 16).

Partielle Aufschmelzung ist auch in den Metapeliten am Kontakt

bereits in zum Basischen Hauptzug festgestellt worden, wie

Kap. 4.6 dargelegt wurde.

5.2. Die Metabasite

In der Einleitung wurde bereits erwahnt, dass die Metabasite

im SW (V. Sesia und V. Strona di Postua) im sog. Basischen

Hauptzug konzentriert sind, wahrend sie im mittleren Teil der

Ivrea Zone (V. Strona di Omegna und V. d'Ossola) mit den Meta¬

peliten alternieren.

Im mittleren Teil der Ivrea Zone kann der mehr oder weniger

kontinuierliche Uebergang von feinkornigen Amphiboliten zu

mittelkornigen, massigen Metabasiten verfolgt werden. In den

Metabasiten wird die gleiche Entwicklung vom Gefuge und Meta-

morphosegrad beobachtet wie in den alternierenden Metapeliten.

Im Gebiet der V. Sesia andern sich Korngrosse und Textur da-

gegen schlagartig beim Uebergang von der Kinzigit Zone zum

Basischen Hauptzug. Die Metabasit-Linsen in der Kinzigit Zone

sind typische, meist feinkornige Amphibolitej die Metagabbros

des Basischen Hauptzuges andererseits sind mittelkornig und

richtungslos-massig. Der Hauptzug bildet hier einen Fremd-

korper innerhalb der Kinzigit Zone.

Die Metagabbros sind im cm- bis dm-Bereich oft deutlich ge-

bandert. In seltenen Fallen kann man eindeutig nachweisen,

dass diese Banderung magmatischen Ursprungs ist. Im Hang N

von Isola (V. Sesia, Koordinaten 435.35/5076.05 Hohe 850 m) werden in einem gebanderten Metagabbro Falten beobachtet, die

von der nachstfolgenden Lage abgeschnitten werden (Fig. 17).

Diese Falten sind keine Kompressionsstrukturen, sondern

Slumping- oder Stromungsstrukturen (Garutti, in Vorbereitung).

Sie wurden nach der Intrusion steilgestellt. - 37 -

5.3. Die Metakarbonate

Die Metakarbonate zeigen eine grosse mineralogische Variabi- litat, die von reinen Kalzit-Dolomit-Marmoren bis zu fast kalzitfreien Kalksilikatfelsen reicht. Am haufigsten sind

Kalksilikatmarmore, die neben Quarz und Kalzit, je nach Me- tamorphosegrad, auch Klinopyroxen, Amphibol, Glimmer, Klino- zoisit u.a. Minerale fiihren. Diese Kalksilikatmarmore werden als Bundnerschiefertypen bezeichnet. Dolomitfiihrende Kalksi¬ likatmarmore wurden nur in 14 von rund 60 Lokalitaten gefunden.

Die Metakarbonate kommen als cm bis knapp 40 m machtige Zuge,

Bander und Linsen in den Metapeliten vor und sind nicht fiber das ganze Gebiet verteilt, sondern in einzelnen Zonen konzentriert. Die wichtigste dieser Zonen zieht von Candoglia iiber

Ornavasso und Strona nach Civiasco in die V. Sesia. Nach E kann diese Zone bis nach Ascona verfolgt werden (Papageogar- kis 1961). Eine zweite, jedoch weniger ausgepragte und scharf begrenzte Zone zieht im Bereich der Insubrischen Linie durch, von Rumianca nach Piana di Forno und weiter ins V. Sabbiola.

Die einzelnen Karbonatvorkommen sind aus der Mineralvertei- lungskarte Tafel I ersichtlich.

Metasomatische Zonierungen am Kontakt zu den Metapeliten wurden nur bei einzelnen Dolomit-Kalksilikatmarmoren beobachtet. Im cm-Bereich kann man die Abfolge Olivin-Dolomit-Marmor,

Diopsid Zone, Aktinolit-Phlogopit Zone,+ Chlorit Zone, Meta- pelit feststellen.

Im granulitfaziellen Bereich sind fast alle Metakarbonate intensiv deformiert. Hie und da sind sie in Bruchen eingepresst worden, z.B. im Enderwasser bei Rimella. Gerundete oder ausgezogene Nebengesteinsfragmente (oft Kalksilikatfel¬

die sen) treten als Einschliisse auf (Fig. 18 und 19) . Auch einzelnen Silikatminerale bilden haufig runde Klasten in der

Kalzitmatrix (Fig. 20). - 38 -

Die Deformation kann so intensiv sein, dass sehr feinkornige,

meist dunkle Metakarbonate entstehen, die nur noch vereinzelte

Silikatklasten erkennen lassen. Diese feinkornigen Metakarbo¬

nate sind oft gebandert und intensiv verfaltet, besonders im

Bereich der Insubrischen Linie. Hier konnen diese Ultramylo-

nite leicht mit den schwachmetamorphen dunklen Kalkschiefern

des Canavese verwechselt werden.

6. DUENNSCHLIFF-BEOBACHTUNGEN

6.1. Vorbemerkungen

Im Feld wurde versucht, Proben aus moglichst isochemischen

Serien zu sammeln, da die Variation des Mineralbestandes als

Folge der Ae°derung der Metamorphosebedingungen studiert werden

sollte und nicht als Folge der Aenderung des Gesteinschemismus.

Demnach gelten die ausgeschiedenen Stabilitatsfelder der einzelnen Minerale nicht fur extreme Chemismen.

Falls nichts weiteres angegeben ist, wurden die Minerale mikroskopisch bestimmt und deren Volumenanteil geschatzt.

Manche Proben des granulitfaziellen Bereichs sind stark deformiert und zeigen porphyroklastische Strukturen. In diesen

Fallen wurde, mangels struktureller Kriterien, angenommen, dass die Porphyroklasten miteinander im Gleichgewicht standen.

Vergleiche mit benachbarten, nicht mylonitisierten Proben, sowie Untersuchungen mit der Elektronenmikrosonde (nur Meta- pelite) zeigten, dass diese Annahme bereahtlgtist.

Die Fundorte aller Proben sind im Appendix zusammengestellt und nach aufsteigenden Nummern geordnet. Der Mineralbestand der verschiedenen Gesteinstypen ist nach Talschaften tabel- liert. Diese Tabellen beginnen jeweils mit den Proben aus der

Granulitfazies. - 39 -

6.2. Die Metapelite ( Tabelle 3 und 4, Anhang p. 193-199)

6.2.1. Mineralbestand und Strukturen

Die Metapelite sind charakterisiert durch den Uebergang von lepidoblastischen zu granoblastischen Strukturen in Richtung auf die Insubrische Linie (Fig. 21-23). Diese Aenderung ist bedingt durch Dehydratationsreaktionen, die die Glimmer all- mahlich aufbrauchen, vergl. Tabelle 3.

In den Stronalithen wurden wahrend einer spateren Deformations- die phase lokal kristalloblastischen Strukturen uberpragt. Es entstanden Mylonite, die jedoch den genau gleichen Mineralbestand aufweisen, wie die nicht iiberpragten Stronalithe. Granat,

Kalifeldspat, Plagioklas und Sillimanit treten als Porphyro- klasten auf. Die Matrix ist extrem feinkornig und wird von

Quarz und vermutlich Feldspat gebildet (Fig. 24 und 25).

Da die Matrix der Mylonite meistens kaum rekristallisiert ist und Mineralumwandlungen weitgehend fehlen, konnen wir schliessen, dass die Deformation unter praktisch H„0-freien Beding- ungen stattgefunden hat.

In wenigen Fallen wurden Blastomylonite beobachtet. Ihre

Matrix ist mosaikartig rekristallisiert, aber immer noch sehr feinkornig. Neugebildeter, feinschuppiger Biotit zeigt, dass in diesen Myloniten doch geringe Mengen von H„0 Zugang gefunden haben.

Die kristalloblastischen Metapelite und die Mylonite zeigen nur ausserst selten Reaktionsgefiige, die auf progressive

Reaktionen deuten. Dagegen werden oft retrograde Reaktionen aus dem hydrothermalen Bereich bis maximal aus der untern

Griinschieferfazies beobachtet, besonders entlang der Insub- und rischen Linie im Gebiet der V. Sesia uftd am Kontakt vom

Basischen Hauptzug zu den Metapeliten. Oft sind nur die

Feldspate leicht serizitisiert. Auch wenn die Hydratisierung weiter fortgeschritten ist, bleibt das urspriingliche Kornge- - 40 -

Strukturelle Entwicklung der Metapelite bei zunehmendem Me- tamorphosegrad in der V.Strona di Omegna.

Fig. 21.: Kinzigit aus dem Muskovit+Quarz-Feld mit lepidobla- stischer Struktur. Minerale: Quarz, Plagioklas, Granat, Biotit, Muskovit, Fibrolith. Schliff Iv 45.

Fig. 22: Metapelit mit granoblastischer Struktur aus dem Uebergangsbereich von der Amphibolit- zur Granulit¬ fazies. Minerale: Quarz, Plagioklas, Mikroklin, Granat, Biotit. Schliff Iv 485.

Fig. 23: Metapelit aus der Granulitfazies (=Stronalith) mit granoblastischer Struktur. Minerale: Quarz, Mikro¬ klin, Plagioklas, Granat,(Biotit), grobprismatischer Sillimanit, Rutil. Die Feldspate sind deutlich be- staubt. Schliff Iv 491. - 41 -

Fig. 21

0.5mm

Fig. 22

0.5mm

Jf'^f

/ Fig. 23

0. 5mm - 42 -

Fig. 24: Intensiv mylonitisierter Metapelit aus dem Bereich der Granulitfazies. Granat, Mikroklin, Plagioklas und Sillimanit treten als Klasten auf. Ausser fein- schuppigem Biotit werden keine Mineral-Neubildungen beobachtet. a) gekreuzte Nicols, b) einfach polarisiertes Licht. Schliff KAW 449.

Fig. 25: wie Fig. 24 b. Schliff KAW 449. - 43 -

°-5imn 0.5mm . i i 24b Fig. 24a Fig.

,0.5mm Fig. 25 - 44 -

fiige erhalten. Die feinschuppigen Glimmer bilden dann pseudo- morphe Aggregate nach dem alten Mineralkorn.

Die haufigsten Umwandlungen sind:

Plagioklas —> Hellglimmer, Epidotminerale und Kalzit

Kalifeldspat —* Hellglimmer

Biotit — Chlorit und Titanit

Sillimanit —- Hellglimmer

Cordierit —* Pinit

Staurolith —* Hellglimmer und Chlorit.

Diese Hydratationsreaktionen konnen zeitlich nicht genau ein- gestuft werden. Sie scheinen aber z.T. mit jungen Bewegungen entlang der Insubrischen Linie gekoppelt zu sein, denn im

Peridotitstock von Finero finden sich ahnliche retrograde

Mineralbildungen auf Scherflachen, die sehr wahrscheinlich einer alpinen Deformationsphase angehoren (Kruhl und Voll

1976, Steck und Ti&che 1976).

Diese Hydratationsphanomene betreffen auch die Metabasite und Metakarbonate. Sie werden im folgenden nicht weiter be- handelt und sind in den Mineraltabellen nicht aufgefiihrt.

6.2.2. Bemerkungen zu den einzelnen Mineralen

Der Modalbestand der Metapelite ist in Tabelle 3 zusammengestellt. Die Erze aus Tabelle 4 wurden mit der Elektronen- mikrosonde identifiziert. Als Erganzung zu Tabelle 3 folgt nun eine kurze Besprechung der einzelnen Minerale.

Kalifeldspat

Perthitische Entmischungen und Mikroklingitterung sind sehr haufig. - 45 -

Metapelite mit Texturen, die auf partielle Anatexis deuten,

fiihren ofters Kalifeldspate mit runden Quarzeinschliissen.

Diese Quarzeinschlusse werden auch im Plagioklas beobachtet,

jedoch weniger haufig. Myrmekitische Verwachsungen sind selten.

Plagioklas

Optisch konnte nie ein Zonarbau festgestellt werden. Der Plagio¬

klas aus Metapeliten des Kalifeldspat-Feldes ist haufig antiperthitisch entmischt (Fig. 26). In metatektischen Metapeliten

finden sich manchmal kleine hypidiomorphe Plagioklasleisten

innerhalb einzelner Quarzkorner, eine Struktur die charakte- ristisch ist fiir magmatische Gesteine.

Granat

Eine systematische Entwicklung der Granatmorphologie bei zunehmendem Metamorphosegrad, wie sie Reinsch (1969) fiir das

V. Strona di Omgena beschreibt, istwohl zu schematisch und kann nicht bestatigt werden. Idiomorphe, buchtig-lappige, selten auch skelettartige Granate treten ziemlich unabhangig vom Metamorphosegrad auf. Die Morphologie der Granate kann im Palaosom und Neosom des gleichen Gesteins unterschiedlich sein und zeigt eher eine Abhangigkeit vom Grad der partiellen

Aufschmelzung'als vom Metamorphosegrad. Haufig werden rund- liche Einschliisse von Quarz, Plagioklas, Biotit und Erz be¬ obachtet. Diese Einschliisse sind oft im Zentrum des Granats konzentriert, wahrend der Rand klar und einschlussfrei bleibt

(vergl. Fig. 48, Kap. 9). Sillimanitnadeln im Granat konnen sowohl unregelmassig angeordnet sein, wie auch eine alte Struk¬ tur abzeichnen. In zwei Proben aus der V. Strona di Postua trennt ein ca. 0.1 mm breiter Saum von Sillimanitnadeln den

Kern vom Rand des Granats ab (vergl. Fig. 49, Kap. 9). - 46 -

Biotit

Im Diinnschliff andert die Farbe des Biotits von blass gelb- braun (X-Richtung) nach dunkel rot-braun (Y- und Z-Richtung).

In den granitischen Partien der anatektischen Metapelite und

in den granitischen Varietaten der untern V. Sesia ist der

Biotit ofters graphisch-myrmekitisch verwachsen mit Quarz und Feldspat. Stark deformierte Stronalithe konnen feinkornig rekristallisierten Biotit Oder feinschuppige Neubildungen aufweisen. Ueber das ganze Gebiet werden immer wieder intensiv gekinkte Biotite beobachtet.

Muskovit

Der Muskovit bildet oft grossere Leisten als der Biotit, die

im allgemeinen quer zur Schieferung orientiert sind. Hie und da iiberwachst der Muskovit, wie iibrigens auch der Granat,

Falten, die durch Sillimanitnadeln gezeichnet sind.

Sillimanit

Je nach Metamorphosegrad ist der Sillimanit fibrolithisch, fein- oder grobprismatisch. Im hochstgradigen Teil der Amphi- bolitfazies konnen fibrolithischer und grobprismatischer

Sillimanit zusammen vorkommen (vergl. Fig. 41 in Schmid 1967).

Der grobprismatische Sillimanit hat einen Durchraesser um

0.5 mm und zeigt in mylonitisierten Stronalithen manchmal

Kinks. In der Amphibolitfazies tritt der Sillimanit oft in filzigen Aggregaten oder in Biotit-Lagen auf. Gelegentlich wird der Biotit fast vollstandig von Sillimanit verdrangt

(Fig. 27). Fibrolith und feinprismatischer Sillimanit kommen haufig in einzelnen Quarz-, Plagioklas- und Cordieritkornern vor (Fig. 28). - 47 -

Andalusit

Andalusit ist selten und wird in Schliff AZ 3.75 von Silli-

manit Der idio- iiberwachsen (Fig. 29) . Andalusit ist weniger

morph als der Sillimanit, und am Rand des Andalusits wandelt

sich Biotit zu Sillimanit um. Dies zeigt, dass Sillimanit tatsachlich die stabilere AlpSiCv Modifikation ist.

Diese Beobachtungen stehen im Widerspruch zu Capedri und

Rivalenti (1973). Aus der Beziehung zwischen Deformation und

Kristallisation kommen diese Autoren zum Schluss, dass der

Andalusit jiinger ist als der Sillimanit.

Disthen

Disthen wurde nur in Schliff Iv 519 beobachtet, wo er neben

Sillimanit vorkommt (vergl. Fig. 21 in Capedri 1971). Aus

der Dunnschliffuntersuchung kann nicht entschieden werden,

welche Modifikation die stabilere ist. Aus der regionalen

Verteilung der Alumosilikate muss jedoch angenommen werden,

dass der Sillimanit stabiler ist.

Cordierit

Der Cordierit ist manchmal polysynthetisch verzwillingt und mosaikartig rekristallisiert.

Staurolith

Staurolith im Kontakt mit Quarz wurde nur einmal in Schliff

Iv 587 gefunden. Diese Probe ist jedoch teilweise hydrati- andern siert,und dieser Quarz konnte sekundar sein. In alien Proben

ist der Staurolith immer von Cordierit oder Andalusit um-

geben.

Spinell

Im Durchlicht ist der Spinell griin, hie und da auch braun.

Er tritt als Einschluss in Cordierit, selten in Sillimanit und Granat auf. Der Spinell kann von einem Staurolithsaum umgeben sein (Fig. 30). - 48 -

Fig. 26: Antiperthitische Entmischung des Plagioklases eines Metapelits. Schliff AZ 2.2.

Fig. 27: Biotit zerfallt zu Sillimanit. Schliff Iv 284.

Fig. 28: Einzelne Cordierit-Korner umschliessen Aggregate Die dunklen iso- von feinprismatischem Sillimanit. metrischen Kristalle sind Spinell. Schliff AZ 3.71. - 49 - - 50 -

Fig. 29: Feine Sillimanit Nadeln iiberwachsen einen grossen Andalusit-Blasten. Schliff AZ 3.75.

Fig. 30: Staurolith (hell, hohes Relief) kann breite Rander urn Spinell (dunkel) bilden. Schliff AZ 3.68. - 51 -

W^6-

Fig. 29

0.25mm -5^<£s~*-j£r^ -J T

* «. «fii» 3b

Fig. 30

0.25mm - 52 -

6.2.3. Hinweise auf Ungleichgewicht

Ungleichkornigkeit, partielle Rekristallisation, buchtig-

lappige Korngrenzen und Einschlusse zeigen, dass die Struk-

turen keinen Gleichgewichtszustand erreicht haben. Eingefro-

rene (diskontinuierliche) Reaktionen sind aber recht selten,

wie die folgende Aufstellung zeigt:

1. Andalusit wird von Silliraanit iiberwachsen.

2. Disthen und Sillimanit treten gemeinsam auf; aus der re-

.gionalen Verteilung der Alumosilikate kann aber geschlos-

sen werden, dass Sillimanit die stabilere Modifikation

ist.

3. Biotit zerfallt zu Sillimanit.

4. Im gleichen Schliff werden Fibrolith und grobprismatischer

Sillimanit beobachtet.

5. Rand und Zentrum von einzelnen Granaten sind deutlich von-

einander abgesetzt.

6. Muskovit ist oft quer zur Schieferung orientiert und iiber-

wSchst altere Falten.

7. Staurolith ist immer von Cordierit oder Andalusit umgeben.

8. In deformierten Stronalithen tritt gelegentlich neben den

grossen Biotitleisten mit dem rotbraunen Pleochroismus

auch feinschuppiger, brauner Biotit auf.

9. Granat zerfallt zu Sillimanit und Quarz (vergl. Fig. 6 in Schmid und Wood 1976).

Etliche dieser Beobachtungen werden immer wieder als Argumen- te fur eine zweite Metamorphosephase in der Ivrea Zone angefiihrt. Deshalb sollen sie kurz diskutiert werden.

Zu Punkt 1 und 2: Diese Beobachtungen dokumentieren eine pro¬ gressive Reaktion oder konnen sogar Gleichgewichte darstellen, falls eine zusatzliche Komponente, z.B. Mn beteiligt ist.

Zu Punkt 3: Die entsprechenden Proben fuhren Quarz, Plagio- klas, Granat, Biotit, Sillimanit, Graphit und Erz. Im Diinn- schliff lassen sich ausser Biotit und Sillimanit keine weiteren Minerale erkennen, die an dieser Reaktion beteiligt sein - 53 -

konnten. Da aber ein hydratisiertes Mineral zerfallt, kann angenommen werden, dass auch hier eine progressive Reaktion eingefroren ist.

Zu Punkt 4 und 5: Auf Grund dieser Strukturen auf zwei Meta- morphosephasen zu schliessen, ist unzulassig, denn im Verlauf einer progressiven Metamorphose sind fast immer mehrere Reak- tionen gleichzeitig oder nacheinander an der Bildung eines einzelnen Minerals beteiligt. In einem gewissen PT-Bereich wird bei progressiver Metamorphose Granat sogar resorbiert und spater wieder neugebildet (Thompson 1976).

Zu Punkt 6: Die regionale Verbreitung dieser Muskovite erganzt recht genau das Kalifeldspat-Feld der Metapelite. Deshalb ist die Rekristallisation des Muskovits in einem neuen Stressfeld wahrscheinlicher als eine spatere Neubildung.

Zu Punkt 7: Diese Beobachtung bedeutet lediglich, dass zwar die Paragenese Staurolith+Quarz nicht mehr stabil ist, dass jedoch die Zerfallsbedingungen fur den Staurolith nicht erreicht wurden.

Zu Punkt 8 und 9: Dies sind eindeutig retrograde Reaktionen.

Der feinschuppige Biotit ist wahrscheinlich wahrend der Mylo- nitisierungsphase gebildet worden.

Die meisten Ungleichgewichtsstrukturen konnen durch progres¬ sive Reaktionen erklart werden. Nur die zwei letzten Beobach- tungen mussen retrograden Reaktionen zugeschrieben werden. Ob diese retrograden Reaktionen nun einer zweiten Metamorphose- phase oder der Abkiihlungsphase zugeordnet werden mussen, wird in Kap. 7.5. diskutiert.

6.3. Die Metabasite ( Tabelle 5, Anhang p. 200-207 )

Die mikroskopische Untersuchung der Metabasite bestatigte den

Unterschied zwischen dem mittleren Teil der Ivrea Zone (V. d'Ossola und V. Strona di Omegna) und der V. Sesia, der bereits im Feld festgestellt worden war. - 54 -

Wahrend im mittleren Teil der Ivrea Zone mit zunehmendem Me-

tamorphosegrad die nematoblastischen Strukturen mehr oder we-

niger fliessend in granoblastische Strukturen iibergehen, ist

dieser Uebergang in der V.Sesia scharf und fallt mit der Gren-

ze des Basischen Hauptzuges zusammen. Im Basischen Hauptzug

sind auch Ungleichgewichtsstrukturen wie Rander und Umwachsun-

gen recht hSufig.

Der Mineralbestand der Metabasite ist in Tabelle 5 zusammen-

gestellt, wobei fiir die Gebiete SW der V.Strona di Omegna die

Proben des Basischen Hauptzuges separat angefiihrt sind.

Im nachsten Abschnitt folgen nun erganzende Bemerkungen zu

den Mineraltabellen. Soweit nichts vermerkt ist, gelten die angefiihrten Beobachtungen fiir die Metabasite der ganzen Ivrea

Zone. Feststellungen, die sich nur auf den Basischen Hauptzug beziehen, werden besonders erwahnt.

Ausfiihrlichere Beschreibungen der Metabasite finden sich bei

Huttenlocher (1942), Walter (1950), Schilling (1957), Schmid

und (1967) Capedri (1971) . Der le'ztgenannte Autor hat den Ba¬ sischen Hauptzug im V.Mastallone untersucht und gibt neben

Gesamtgesteinsanalysen auch nasschemische Analysen von Ortho- und Klinopyroxen, Granat, Hornblende und Biotit.

6.3.1. Bemerkungen zu den einzelnen Mineralen

Plagioklas

Der Plagioklas ist oft verzwillingt und zwar bevorzugt nach dem Albit und Periklin Gesetz und (JSger Huttenlocher 1955) .

Durch spatere Deformation konnen die Zwillingslamellen stark verbogen sein. Feinkornig rekristallisierter Plagioklas ist selten und wurde nur im Bereich der Insubrischen Linie beobachtet. In den Amphiboliten ist der Plagioklas manchmal zonar. Dieser optisch sichtbare Zonarbau verschwindet im Kli- nopyroxen-Feld. Im granulitfaziellen Bereich sind mikroskopi- - 55 -

sche bis submikroskopische Entmischungslamellen, die oft nur

im Zentrum der einzelnen Plagioklas Korner auftreten, der

einzige Hinweis auf einen Zonarbau des Plagioklases (Jager

und Huttenlocher 1955, Nissen 1968).

In den dioritischen bis granodioritischen Serien des Basi-

schen Hauptzuges kann der Plagioklas kleine idiomorphe Lei-

sten innerhalb von Quarz bilden. Dies ist ein Hinweis auf den magmatischen Ursprung dieser Gesteinsserien. Hier ist der

Plagioklas in Einzelfalien auch antiperthitisch entmischt.

Orthopyroxen

Der Othopyroxen zeigt oft einen ausgepragten Pleochroismus von hell rotlich-braun nach blass gelblich-griin fur die X-, resp. Y-Richtung. Der optische Charakter des Orthopyroxens ist mit ganz wenigen Ausnahmen negativ. In Schnitten parallel zu (010) ist der Orthopyroxen schon an den feinen Entmischungs¬ lamellen zu erkennen, die in seltenen Fallen nachtraglich verbogen wurden. Rechteckige Ilmenit Plattchen werden gelegentlich im Pyroxen und auch im Amphibol beobachtet. In den Pyro- xenen des Basischen Hauptzuges konnen wurmformige Aggregate von Erz und grunem Spinell auftreten (Fig. 31).

Amphibole

Beim Amphibol handelt es sich urn Hornblende mit einem Pleo¬ chroismus, der bei zunehmendem Metamorphosegrad von blass

olivgrun nach einem kraftigen Braun andert (vergl. Tabelle 5) .

Ueber das ganze Gebiet, aber besonders im Bereich der Insubri- schen Linie, zeigt die Hornblende immer wieder Rander und

Flecken von einem grunlichen Amphibol. Diese Umwandlungen sind in Tabelle 5 angefuhrt, obwohl wenigstens ein Teil des griinli- chen Amphibols einer spaten Hydratationsphase zugeordnet wer¬ den kann (vergl. Kap. 6.2.1.). In zwei Proben der V. Sesia wurden neben der Hornblende auch Cummingtonit festgestellt.

Dieses Mineral wurde schon von Boriani (1965) in der V.d'Osso- - 56 -

Fig. 31: Aggregate von Erz und griinem Spinell in Orthopyroxen des Basischen Hauptzuges. Schliff 71.123.

Fig. 32: Granatsaum um Biotit und Hornblende in Metagabbro des Basischen Hauptzuges. Im Zentrum des Aggregats ist ein Orthopyroxen-Relikt sichtbar. Schliff AZ 4.20.

Fig. 33: Olivin wird von Orthopyroxen, Hornblende und Granat umsaumt. Schliff AZ 4.20. - 57 -

Fig. 31

0.5mm .

Fig. 32

0.5mm .

Fig. 33

0. 5mm - 58 -

Fig. 34: Olivin im Kontakt mit Plagioklas. Schliff AZ 4.2.

Fig. 35: Olivin mit Granatsaum. Schliff AZ 4.2.

Fig. 36: Orthopyroxen mit Hornblenderand. Schliff AZ 4.1.

Fig. 37: Hornblende verdrangt Orthopyroxen. Diese Hornblende hat einen grunlich braunlichen Pleochroismus im Ge- gensatz zum braunen Pleochroismus der Hornblende aus Fig. 36. Diese Umwandlung wurde nur in der V.Sesia und V.Mastallone beobachtet. Schliff AZ 4.16. - 59 -

Fig. 34

¥ *ty

0.25mm 0.5mm Fig. 36 37 Fig. I I - 60 -

la beobachtet.

Granat

Granat tritt im granulitfaziellen Bereich als hypidiomorphe

Einzelkorner oder in losen Aggregaten auf. Im Basischen

Hauptzug kann zudem der Granat einer spateren Generation die mafischen Minerale umwachsen und Rander bilden (Fig. 32).

Spinell

Spinell als selbstandige Korner wurde nur in wenigen Proben der Granulitfazies beobachtet. Sonst kommt Spinell neben Py- roxen und Plagioklas in den Kelyphitrandern um Granat oder in den Pyroxenen des Basischen Hauptzuges vor.

6.3.2. Ungleichgewichtsstrukturen in den Metabasiten

In der V.d'Ossola und in der V.Strona di Omegna liegt zwar eine schone, progressive Mineralabfolge vor, aber Reaktions- gefiige, welche das Amphibol- mit dem Klinopyroxen- und Ortho- pyroxen-Feld verbinden konnten, wurden nicht beobachtet. Un¬ gleichgewichtsstrukturen beschranken sich auf Entmischungen einzelner Minerale und auf retrograde Reaktionen, wie Kely- phit- und Symplektitrander um Granat und Hornblende (vergl.

Schmid 1967,p.l017ff.).

Bei der Kelyphitisierung des Granats entstehen Pyroxen, Pla¬ gioklas und Spinell,d.h. wir beobachten hier den Uebergang von der Ariegit- zur Seilandsubfazies nach O'Hara (1967).

Im Basischen Hauptzug konnen wir zwei Typen von Ungleichge¬ wichtsstrukturen unterscheiden: Hydratationsreaktionen unter den Bedingungen der Amphibolitfazies und Koronabildungen und Umwachsungen. - 61 -

Koronabildungen und Umwachsungen

Koronas treten bevorzugt in Proben mit Olivin auf. In diesen

Proben konnen wir folgende Zonierung feststellen (Fig. 33):

- Olivin mit Erzausscheidung

- Ortho- und Klinopyroxen

- Hornblende und Biotit

- Granat

Diese Zonierung kann auch sehr unvollstandig ausgebildet sein, und Olivin kann nur von Granat umwachsen sein Oder direkt an

Plagioklas grenzen (Fig. 34 und 35). Diese Koronas sind also nicht auf Druckzunahme und damit auf die Inkompatibilitat von Olivin und Plagioklas zuruckzufiihren.

Granat kann auch Ortho- und Klinopyroxen, Hornblende und Bio¬ tit umwachsen (Fig. 32). Hornblende bildet ofters Rander um

Orthopyroxen (Fig. 36), ohne dass aber eine Reaktion von Or¬ thopyroxen nach Hornblende beobachtet werden konnte. Diese

Hornblenderander werden im ganzen Basischen Hauptzug festgestellt im Gegensatz zu den Hydratationsreaktionen, die im nachsten Abschnitt beschrieben werden.

Hydratationsreaktionen

Am SE Rand des Basischen Hauptzuges werden die Metagabbros durch dioritische bis granodioritische Serien abgelost, die reichlich Biotit und Hornblende fiihren. In dieser Randzone wird Orthopyroxen neben Biotit und Hornblende immer noch in fast alien Proben gefunden.

In einzelnen Schliffen wird der Orthopyroxen durch Hornblende verdrangt (Fig. 37). In Richtung auf den Kontakt zu den Meta- peliten wird die Hornblende immer blasser und hat schliesslich den gleichen Pleochroismus wie die Hornblenden aus den

Amphibolitlinsen aus der Kinzigit Zone.

Hydratationsreaktionen sind aber auf den Rand des Basischen

Hauptzuges in der V.Sesia und V.Mastallone beschrankt, d.h. auf Gebiete mit relativ tiefem Metamorphosegrad in der Kinzi- - 62 -

git Zone. In der V.Strona di Postua fehlen diese Reaktionen, denn hier herrschen im Rahmengestein des Basischen Hauptzuges

Bedingungen der hoheren Amphibolit-, vielleicht sogar der

Granulitfazies vor.

Diese Umwachsungen, Koronas und Hydratationsreaktionen konnen nicht mit Umwandlungen in den Metapeliten und Metakarbonaten korreliert werden, sondern sind ganz spezifisch fur den Basi¬

schen Hauptzug. Sie sind Ausdruck der Anpassung des magmati-

schen.Mineralbestandes der Gabbros an die Metamorphosebedin-

gungen der tieferen Kruste.

Auf Grund dieser Reaktionsgefuge hatten Bertolani (1958) und

Capedri (1971) eine zweite Metamorphosephase fur die Ivrea

Zone postuliert.

6.4. Die Metakarbonate (. Tabellen 6 - 8, Anhang p. 208-216)

Die Karbonatgesteine wurden in drei Gruppen zusammengefasst, namlich in Olivin-Dolomit-Marmore, in Kalksilikatmarmore vom

Biindnerschiefertyp und in Kalksilikatfelsen.

Die Struktur der Kalksilikatfelsen ist iiber das ganze Gebiet

granoblastisch. Die zwei andern Gesteinstypen sind in der

Amphibolitfazies kristalloblastisch mit relativ idioblasti-

schen Silikaten und in der Granulitfazies porphyroklastisch mit meist rundlichen Silikaten in einer intensiv deformierten

Oder feinkornig rekristallisierten Kalzitmatrix (Fig. 38 und

39). Neben Kalzit konnen auch Diopsid-, Plagioklas-, Skapo-

lith- und Quarzklasten mosaikartig rekristallisiert sein

(Fig. 40). Unmittelbar an der Insubrischen Linie sind auch die Silikate zerbrochen, so dass gleichkornige, sehr feinkornige Mylonite vorliegen. - 63 -

6.4.1. Das Fluid

Die Mineralvergesellschaftung der Olivin-Dolomit-Marmore ist

ofters isobar univariant, wenigstens im vereinfachten System

CaO-MgO-Si02-H20-C02. Am Kontakt zu den Metapeliten zeigt die-

ser Gesteinstyp auch monomineralische Zonierungen. Deshalb

wird angenommen, dass die Zusammensetzung der fluiden Phase

der Olivin-Dolomit-Marmore durch die Mineralreaktionen kon-

trolliert wurde.

Die Kalksilikatmarmore vom Biindnerschiefertyp zeigen dagegen

keine Zonierung am Kontakt zu den Metapeliten, und die Varianz

der Mineralparagenesen ist meist hoch, so dass hier ein offe-

nes System vorliegt. Das x_02 im Fluid muss aber hoch geblieben sein, denn Quarz+Kalzit ist auch in der Granulitfazies

stabil. Wollastonit tritt nur in Kalksilikatfelsen auf, die

nur wenig Kalzit fuhren und entsprechend ein niedrigeres x „

aufwiesen als die Biindnerschiefertypen.

6.4.2. Retrograde Reaktionen und Umwandlungen

Neben feinschuppigen Hydratationsprodukten, die hier nicht

diskutiert werden, konnen folgende Umwandlungen beobachtet

werden:

(1) Olivin mit Klinopyroxenrand (Fig. 41)

(2) Diopsid mit Amphibolrand (Fig. 42)

(3) Diopsid mit Quarzrand (Fig. 43)

(4) Skapolith mit Granatrand (Fig. 44)

Diese Umwandlungen sind auf Gebiete der hochsten Amphibolit-

fazies und der Granulitfazies beschrankt und konnen durch

folgende "retrograde" Reaktionen beschrieben werden:

Olivin + Kalzit + C02 —*• Klinopyroxen + Dolomit (1)

Klinopyroxen + Dolomit + C0„ + H„0 -* Amphibol + Kalzit (2) - 64 -

Fig. 38: Kristalloblastische Struktur der Kalksilikatmarmore aus der Amphibolitfazies. Schliff Iv 17.

Fig. 39: Kalksilikatmarmor mit rundlichen Diopsid- und Skapo- lithklasten in stark deformierter Kalzitmatrix. Schliff Iv 92.

Fig. 40: Rekristallisierte Skapolith- und Plagioklasklasten in feinkorniger Kalzitmatrix. Schliff Iv 386. - 65 -

Fig. 38

0.5mm

Fig. 39

0. 5mm

Fig. 40

0. 5mm I I - 66 -

Fig. 41: Olivin mit Klinopyroxensaum. Schliff Iv 141.

Fig. 42: Amphibol umrandet Klinopyroxen. Schliff Iv 9.

Fig. 43: Klinopyroxen mit Quarzrand. Schliff Iv 156.

Fig. 44: Skapolith mit feinem Granatrand. Schliff Iv 408. - 67 -

0.25mm 0.25mm . 42 I I Fig. 41 I I Fig.

0.25mm Fig. 44 Fig. 43 - 68 -

Klinopyroxen + CO, —* Quarz + Dolomit (3)

Bisher wurde nicht uberpruft, ob sich die Zusammensetzung des Karbonats am Rand der Silikate entsprechend dieser Reak- tionen andert.

Diese Umwandlungen konnen sowohl einer Temperaturabnahme wie auch einer Aenderung der Fluidzusammensetzung entsprechen.

wie Granat urn Skapolith bildet ganz analoge Reaktionsgefiige der Diopsid urn Olivin oder wie der Amphibol und der Quarz urn Diopsid. Diese Umwandlung konnte der Reaktion

Skapolith + Kalzit + Quarz —* Granat + C02 (4) entsprechen. Diese Reaktion bildet Granat bei zunehmender

in x _ Letzteres miisste Temperatur oder bei abnehmendem . unserm Fall zutreffen.

Der Modalbestand der Metakarbonate ist in den Tabellen 6 bis

8 zusammengefasst.

7. REGIONALE MINERALVERTEILUNG

7.1. Ziel und Vorgehen

Bisher waren Mineralisograden fur Metapelite und Metabasite nur im Gebiet zwischen V.d'Ossola und V.Grande bekannt

(Peyronel Pagliani und Boriani 1967, Schmid 1967). Die Meta¬ karbonate wurden nur in der Zone von Candoglia-Ascona, das heisst parallel zu den Mineralisograden, systematisch unter-

sucht (Papageogarkis 1961) . Die Kenntnisse iiber die Kalksili- - 69 -

katmarmore im granulitfaziellen Bereich beschrankten sich auf einige Angaben von Schmid (1967,p. 1035) und Bertolani (1968).

Mit dem Studium der regionalen Mineralverteilung wurden drei

Ziele verfolgt:

Die Mineralparagenesen der Metapelite, Metabasite und Meta-

karbonate sollten miteinander korreliert werden im Bereich

der Amphibolit- und Granulitfazies.

Durch Mineralisograden sollten die zwei Gebiete miteinander

in Beziehung gebracht werden, die nach der Literatur von

einer, resp. von zwei Metamorphosephasen iiberpragt wurden.

Die Beziehung zwischen den Mineralisograden und den Stoff-

grenzen sollte untersucht werden, besonders im Gebiet des

Basischen Hauptzuges.

Auf Grund der mikroskopischen Daten wurden Mineralverteilungs- karten gezeichnet fur die Metapelite, Metabasite und Metakar- bonate. Makroskopische Bestimmungen konnten nicht einbezogen werden, da die Gesteinschemismen im Feld oft nicht geniigend genau bestimmbar waren. Die Karten wurden durch folgende

Literaturdaten erganzt:

V.Grande und V.d'Ossola: Huttenlocher (1942), Schilling (1957),

Papageogarkis (1961), Peyronel Pagliani und Boriani (1967) und

Schmid (1967).

V.Strona di Omegna: Bertolani (1961 und 1968) und Reinsch

(1973) .

V. Sesia und V.Mastallone: Bertolani (1954) und Capedri (1971).

Viele Daten aus der alteren Literatur konnten nicht integriert werden, weil die Fundorte zu ungenau beschrieben sind, oder weil die Minerale der Hauptkristallisation und spate, feinschuppige Hydratationsprodukte nicht unterschieden wurden. - 70 -

7.2. Die Metakarbonate (Tabellen 6-8 und Tafel I)

7.2.1. Kalksilikatmarmore vom Biindnerschiefertyp

Da diese Gesteinsgruppe einen vielfaltigen Mineralbestand

aufweist, zeigt Tafel I nur die Verbreitung von Klinopyroxen

und farblosem bis blassgrunlichem Amphibol in Kalksilikat-

marmoren mit Quarz und Kalzit im Ueberschuss. Das Verschwin-

den des Amphibols entspricht der Reaktion

Amphibol + Kalzit + Quarz = Klinopyroxen + C02 + H20 (5)

In der V.Strona di Omegna, und soweit man auf Grund der we-

nigen Karbonatauf schliisse beurteilen kann, auch in der V.

d'Ossola, ist die Verteilung von Amphibol und Klinopyroxen

regelmassig: Bis zu den grossen Steinbriichen von Sambughetto

kommt farbloser bis schwach grunlicher Amphibol neben Klino¬

pyroxen vor, dann verschindet dieser Amphibol. In der Granu-

litfazies kann noch sporadisch ein Amphibol mit braungrunem

Pleochroismus auftreten.

Im Gebiet zwischen der V.Strona di Omegna und der V.Sesia wird die Amphibol-Klinopyroxen Isograde vom Basischen Haupt-

zug abgeschnitten. Im Gegensatz zur Muskovit-Kalifeldspat

Isograde folgt sie nicht dem Kontakt der Intrusion, moglicherweise, weil durch die magmatische Aktivitat und durch die

Dehydratationsreaktionen H90 freigesetzt wurde, und das x0_0 ~ C02 des Fluids gegen das Temperaturmaximum der Reaktion verscho- ben wurde.

Das untere V.Sesia liegt vollstandig im Stabilitatsfeld von

Amphibol+Quarz+Kalzit, wahrend in der V.Strona di Postua, also im Streichen der Zone, Proben die nur Klinopyroxen fiihren, wieder haufiger sind.

In der V.Strona di Postua haben alle Gesteinstypen Mineral- paragenesen, die auf einen hSheren Metamorphosegrad - 71 -

hinweisen als in der V.Sesia, ohne dass dafiir eine plausible

Erklarung vorliegt.

Unmittelbar an der Insubrischen Linie weisen die Klinopyro- xene oft breite Rander von poikiloblastischem, farblosem Am- phibol auf, und in einzelnen Proben fehlt der Klinopyroxen vollstandig. Dies ist aber nicht bedingt durch die Abnahme des Metamorphosegrades im Bereich der Insubrischen Linie,

sondern durch retrograde Reaktionen, denn in den Olivin-Dolo- mit-Marmoren tritt Spinell bis an die Insubrische Linie auf.

In den Kalksilikatmarmoren vom Biindnerschiefertyp treten

folgende Minerale iiber das ganze Gebiet auf: Plagioklas, Ka- lifeldspat, Klinopyroxen, Skapolith, Titanit, Klinozoisit und

Quarz+Kalzit, wobei Skapolith in der Granulit- und Klinozoi¬ sit in der Amphibolitfazies haufiger auftreten. Granat ist auf die hochmetamorphen Gebiete beschrankt.

7.2.2. Olivin-Dolomit-Marmore

Auf der Verteilungskarte Tafel I wurden Olivin-Dolomit-Mar¬

more mit Chlorit, resp. mit Spinell eingetragen. Ihre Ver-

breitung zeigt die gleichen Ziige wie die Verbreitung von

Klinopyroxen und Amphibol in den Biindnerschiefertypen.

Olivin und Biotit kommen im ganzen Gebiet vor.

Die Paragenese Amphibol+Kalzit+Quarz tritt noch innerhalb

des Olivin-Feldes auf und das bedeutet, dass wie im Lepontin

(Trommsdorff 1972) die Reaktion (5) und die Reaktion

Amphibol + Dolomit = Olivin + Kalzit + EUO + C02 (6)

einen indifferenten Schnittpunkt haben. - 72 -

7.2.3. Kalksilikatfelsen

Wollastonit koirant nur in Gebieten der hochsten Amphibolit-

und der Granulitfazies vor und wurde in der V.Strona di

Omegna und in der V. Strona di Postua gefunden. Granat+Quarz

scheint auch im Bereich der Granulitfazies stabil zu sein.

7.3. Die Metabasite (Tabelle 5 und Tafel II)

7.3.1. V.d'Ossola und V.Strona di Omegna

In der V.d'Ossola und in der V.Strona di Omegna lasst sich

eine regelmassige Mineralabfolge feststellen. Das erste Auf-

treten von Klinopyroxen und von Orthopyroxen in den Metaba-

siten definiert ein Hornblende-, ein Klinopyroxen- und ein

Orthopyroxen-Feld (vergl. auch Peyronel Pagliani und Boriani

1967 und Schmid 1967).

Quarz verschwindet schon vor, und Titanit nach dem ersten

Auftreten von Klinopyroxen. Granat ist im Orthopyroxen-Feld

weit verbreitet, tritt aber am Rand von Amphibolitlinsen

sporadisch schon friiher auf. Dagegen fehlt Spinell weitgehend

(ausser als Produkt retrograder Reaktionen), wahrscheinlich

bedingt durch den Gesteinschemismus, so dass plagioklasfiih-

rende Basite direkt in granatfiihrende Basite iibergehen.

7.3.2. V. Sesia

In der V.Sesia sind die Mineralzonen durch den Basischen

Hauptzug gestort. Die Metabasitlinsen der Kinzigit Zone fiihren Amphibol und selten auch Klinopyroxen neben Quarz, Bio- tit und Titanit. Orthopyroxen ist ganz auf den Basischen

Hauptzug beschrankt und reicht weit in das Hornblende- und - 73 -

Klinopyroxen-Feld hinein, das durch die Metabasite der Kinzi- git Zone definiert wird.

In der Randzone des Basischen Hauptzuges treten neben Ortho- pyroxen reichlich Biotit und Hornblende auf, die z.T. den

Orthopyroxen verdrangen. Das Auftreten von Kalifeldspat ist auf diese Randzone beschrankt.

In den Metagabbros des Basischen Hauptzuges kommt Biotit nur in Spuren vor. Die Haufigkeit von Hornblende nimmt in Richtung auf die Insubrische Linie ab, und Granat nimmt gleichzeitig zu. Olivin wurde nur in einzelnen Proben, die fast alle aus dem mittleren Teil des Basischen Hauptzuges stammen, beobachtet.

7.3.3. V.Strona di Postua

In der V.Strona di Postua ist der Sprung zwischen der Kinzi- git Zone und dem Basischen Hauptzug nicht mehr ausgepragt, denn hier erreichte die Metamorphose im Rahmengestein einen hoheren Grad als in der V.Sesia, so dass Orthopyroxen auch ausserhalb des Basischen Hauptzuges auftreten kann.

7.4. Die Metapelite (Tabelle 4 und Tafel III)

Auf der Verteilungskarte sind nur Minerale aus den Al-reichen

Metapeliten eingetragen. Tafel III zeigt die Verbreitung von

Cordierit, Sillimanit, Andalusit, Disthen, Rutil, Kalifeld¬ spat und Muskovit+Quarz.

7.4.1. Die Alumosilikate

Sillimanit ist im ganzen Untersuchungsgebiet stabil. In der

Amphibolitfazies ist er fibrolithisch und feinprismatisch ausgebildet und wird in der Granulitfazies grobprismatisch.

In der untern V.Sesia und in der V.Strona di Postua wird ge- - 74 -

legentlich auch Andalusit gefunden, der jedoch deutlich alter

ist als der Sillimanit. Nach Sacchi (1962) ist Andalusit wei-

ter im SW, in der Gegend von Biella, weit verbreitet.

Bisher sind nur folgende drei Disthenvorkomraen aus der Ivrea

Zone beschrieben worden: Zumaglia, NE von Biella (Bertolani

1959), Varallo (Capedri 1971) und Foresto in der untern V.

Sesia (Boriani und Sacchi 1973) .

In der Strona-Ceneri Zone E der V.d'Ossola ist Disthen als

kleine Nadelchen und Kornchen haufig mit Sillimanit anzutref-

fen (Reinhardf 1964). Boriani et al. (1977) konnten den

Uebergang vom Disthen-Feld ins Sillimanit-Feld in der V.Gran¬

de und V.Cannobino ungefahr lokalisieren.

In der Ivrea Zone, resp. Strona-Ceneri Zone lassen sich also

die Grenzen Andalusit/Sillimanit im SW und Disthen/Sillitnanit

im NE beobachten. Die Andalusit/Disthen Grenze ist bisher

nirgends festgestellt worden. Sie ist vermutlich von den per-

mischen Vulkaniten und den Alluvionen der Po-Ebene verdeckt.

7.4.2. Die Muskovit-Kalifeldspat Isograde

Fur die Muskovit-Kalifeldspat Isograde sind nur Proben mit

Alumosilikaten kritisch (vergl. Fig. 45). Die Al-armen Meta-

pelite, z.B. jene aus der untern V. Sesia, fiihren schon

frtiher Kalifeldspat, aber nicht mit Sillimanit zusam-

men.

Die Muskovit-Kalifeldspat Isograde ist keine scharfe Linie

und zwar aus folgenden Griinden:

- Das Studium der Phasenbeziehungen im System Na-O-K-0- Si02-Al203-H_0 zeigt, dass zwei Reaktionen fur die Bildung des Kalifeldspates formuliert werden konnen, fur den Fall,

, Mu Kf 1) dass xx- < x... : Na Na

1) Ob diese Annahme auch fur die Ivrea Zone stimmt, kann mangels Analysen an Muskovit-Kalifeldspat Paaren nicht gesagt werden. - 75 -

Albit + Muskovit + Quarz = Alkalifeldspat + Sillimanit + H20

und (7)

Muskovit + Quarz = Kalifeldspat + Sillimanit + HO (8)

(vergl. Thompson und Thompson 1976 und Fig. 45).

Damit konnen Muskovit+Kalifeldspat auch in Gegenwart von Sil¬

limanit koexistieren, jedoch nur in einem recht begrenzten

Feld. Ca als zusatzliche Komponente im System wird dieses Feld noch verkleinern, da es die Edukte der Reaktion (7) stabili-

siert.

- P^, H_0-Par- Bei . , P. . konnen beide Reaktionen den < , Fluid total 2 tialdruck p„ aufbauen und damit das Stabilitatsfeld des

Muskovits gegen hohere Temperaturen erweitern.

- Im Bereich der Muskovit-Kalifeldspat Isograde finden sich ofters Proben, die weder Muskovit noch Kalifeldspat fiihren,

so z.B. im Gebiet um Varallo oder auch in der 2. KDZ N von

Rimella. Da diese Proben nicht besonders K-arm sind, miissen andere Reaktionen angenommen werden, die unter Bildung von

Biotit den Muskovit aufgebraucht haben, etwa wie

Muskovit + Granat = Biotit + Sillimanit + Quarz (9)

oder

Muskovit + Cordierit = Biotit + Sillimanit + Quarz (10)

- Einige metatektische Metapelite des Muskovit-Feldes weisen

Kalifeldspat auf. Diese Metapelite zeigen aber neben Lagen mit reichlich viel Sillimanit auch feine Lagen und Linsen von

granitischer Zusammensetzung.

Die Muskovit-Kalifeldspat Isograde verlauft in der V.d'Ossola

und in der V.Strona di Omegna + parallel zum Streichen der

Zone. Im Gebiet der V.Mastallone biegt die Isograde nach S um

und folgt dem Rand des Basischen Hauptzuges bis nach Varallo. - 76 -

SILLIMANIT SILLIMANIT SILLIMANIT

QUARZ QUARZ

MUSKOVIT MUSKOVIT

ALBIT KALIFELDSPAT ALBIT KALIFELDSPAT ALBIT KALIFELDSPAT

Fig. 45: Muskovit-Kalifeldspat Isograde dargestellt im Subsystem Na20-K„0-Al203-Si02-H20. A: Kritische Zusammensetzung fiir das Muskovit+Quarz-Feld, B: Zusammensetzung der Al-armen Metapelite aus der untern V.Sesia. - 77 -

W der V.Sesia tritt Kalifeldspat, unabhangig vom Basischen

Hauptzug, wieder im ganzen Gebiet auf.

Von der V.d'Ossola bis in die V.Sesia verlauft die Muskovit-

Kalifeldspat Isograde innerhalb des Sillimanit-Feldes. In der V.Strona di Postua ist diese Isograde nicht aufgeschlossen, sie muss aber an der Grenze Andalusit/Sillimanit verlaufen oder innerhalb des Andalusit-Feldes.

Daraus und aus der Verteilung des Cordierits (siehe unten) konnen wir schliessen, dass die Muskovit-Kalifeldspat Isogra¬ de keine Isotherme ist. Der Druck nimmt im Streichen der Zone gegen das V.d'Ossola zu.

7.4.3. Weitere Minerale

Cordierit

Cordierit ist in der V.Strona di Postua und in der V.Sesia weit verbreitet. Gegen NE nimmt jedoch seine Haufigkeit rasch ab. Bedingt durch den zunehmenden Druck in Richtung auf die

V.d'Ossola und durch die negative Steigung der Zerfallsreak- tion

Cordierit = Granat + Sillimanit + Quarz (11) wird Cordierit nur noch in muskovitfuhrenden Metapeliten der

V.Strona di Omegna gefunden . Aus der Granulitfazies ist ein einziges Vorkommen von Cordierit bekannt (Peyronel Pagliani und Boriani 1967, Probe AM 8.4). Diese Probe stammt von Anzola und besteht zu mehr als 90Vol% aus Granat. Fur Metapelite weist sie ein aussergewohnlich hohes Mg:Fe Verhaltnis auf.

1) Reinsch (1969) hat Cordierit sporadisch bis auf die Hohe von Forno gefunden, also auch innerhalb des Kalifeldspat-Fel- des. - 78 -

Spinell

Das Verbreitungsgebiet des Spinells deckt sich weitgehend mit jenem des Cordierits.

Granat und Biotit

Im Kalifeldspat-Feld andert sich der Modalbestand der Metape- lite nicht mehr, bis auf Rutil, der neu dazu kommt. Nur der

Modalanteil der einzelnen Minerale verschiebt sich. Am auffallendsten ist der Ersatz von Biotit durch Granat, was durch die kontinuierliche Reaktion

Biotit + Sillimanit + Quarz = Granat + Kalifeldspat + H-0

(12) beschrieben werden kann. Dabei wird der Biotit fast vollstan-

dig aufgebraucht, und in den Stronalithen finden sich Biotite oft nur noch als Einschliisse im Granat.

Der Biotit wird aber nicht kontinuierlich durch Granat ersetzt.

Zwischen Teglia und Anzola (V.d'Ossola) und Sambughetto und

Forno (V.Strona di Omegna) nimmt der Granatanteil sehr rasch

zu (vergl. Fig. 68, Kap. 12, sowie Schmid und Wood 1976). Da

im gleichen Gebiet auch Mylonit Zonen auftreten, haben Schmid

und Wood (1976) eine tektonische Grenze zwischen den Gebieten mit Amphibolit- und Granulitfazies postuliert (vergl. aber

Diskussion in Kap. 12.5.).

Rutil

Rutil tritt nur im Kalifeldspat-Feld auf und wird wahrschein-

lich mit dem Ti gebildet, das bei der Reaktion (12) aus dem

Biotit freigesetzt wird.

Staurolith

Staurolith wurde nur in der untern V.Sesia im Grenzbereich

zur Strona-Ceneri Zone beobachtet und zwar immer von Cordie-

rit Oder Andalusit umgeben. Staurolith+Quarz kommt erst wei-

ter im SE vor und wurde nur in den Gneiseinschliissen der

permischen Vulkanite gefunden. - 79 -

Orthopyroxen

Das Auftreten von Orthopyroxen beschrankt sich auf die Al- armen Metapelite der untern V.Sesia.

7.5. Vergleich mit den Altersproben

Die mikroskopischen Untersuchungen und die regionale Mineral- verteilung zeigen, dass die Gesteinsserien der Ivrea Zone wes.entlich durch eine Metamorphosephase gepragt wurden, dass aber einzelne Proben retrograde Reaktionen aufweisen, die sowohl einer zweiten Metamorphosephase oder aber der Abkiih- lungsphase zugeordnet werden konnten.

Das petrographische Studium der Altersproben und der Vergleich mit den eigenen Proben sollte zeigen, was die kaledonischen und herzynischen Alter eigentlich bedeuten, und ob die herzynischen Alter mit den retrograden Reaktionen korreliert wer¬ den konnen.

In Tabelle 9 sind die Proben und die entsprechenden Alter zusammengestellt.

Diese Zusammenstellung zeigt, dass die gleichen Proben je nach

Messbereich verschiedene Alter geben.

Bis auf die Altersproben von Anzola (entsprechende Nr.zu Iv 489) haben alle Proben kristalloblastische Strukturen und zeigen im Diinnschliff keine Anzeichen von retrograden Reaktionen. Der

Mineralbestand dieser Proben entspricht der regionalen Meta¬ morphose von der Amphibolit- zur Granulitfazies und passt genau zur regionalen Mineralverteilung (vergl. Tabelle 3).

Die herzynischen Alter entsprechen also nicht einer zweiten

Kristallisationsphase, und die verschiedenen Alter miissen mit

1) Grossproben von mehr als 30 kg und cm-dicke Scheiben fur

Rb-Sr Gesamtgesteinsalter, Zirkon, Monazite und Biotite fur

Mineralalter. - 80 -

dem unterschiedlichen Verhalten der Systeme wahrend der Ab¬

kiihlung (und Deformation?) korreliert werden.

Die Altersproben von Anzola sind stark ausgewalzte Mylonite

(vergl. Fig. 24 und 25). Wahrend die Grossprobe auf der kale-

donischen Rb-Sr Gesamtgesteins-Isochrone liegt, zeigen Klein-

proben eine herzynische Rb-Sr Homogenisierung im cm-Bereich,

innerhalb der stofflichen Banderung.

Der Mineralbestand dieser Mylonite ist identisch mit jenem

aus undeformierten Proben, ebenso die Mineralzusammensetzung

(vergl. Teil II) .

Mit der Kleinbereichs-Isochrone wird somit ein tektonisches

Ereignis datiert. Ob diese herzynische Rb-Sr Homogenisierung

im cm-Bereich durch Hebung und Abkiihlung oder durch die inten¬

sive Deformation bedingt ist, steht zur Diskussion.

Die Monazite weisen auch auf tektonische Bewegungen hin, denn

sie geben, ganz unabhangig vom Metamorphosegrad, herzynische

Alter. Bei einer kontinuierlichen Abkiihlung miissten die Mona¬

zite aus dem Bereich der Amphibolitfazies die Schliessungs-

temperatur friiher erreicht haben und entsprechend alter sein

als jene aus der Granulitfazies.

Ausgehend von den Rb-Sr Gesamtgesteinsaltern muss fur die re-

gionale Metamorphose der Ivrea Zone mit der Ausbildung kri-

stalloblastischer Strukturen ein kaledonisches Alter angenom-

men werden. Die herzynischen Alter entsprechen einem tektoni-

schen Ereignis mit lokaler Ausbildung von Myloniten und der

Hebung der Ivrea Zone.

Als weitere Zeitmarken in der Abkiihlungsgeschichte der Ivrea

Zone geben Muskovite und Biotite Alter von etwa 24 0 resp.

180 mio Jahre. Anhand dieser Alter hat Hunziker (1974) eine

Abkiihlungsrate von ungefahr 5°C/mio Jahre berechnet. Proben Nr. Rb-Sr Gesamtgesteinsalter Mineralalter 3) 4) 5) 1) 2) ; ; ' diese Arbeit Hunziker Koppel Grossbereich Kleinbereich Zirkon Monazit Biotit

KAW 447-454 Anz 1 kaledon. herzyn, diskord. herzyn. 187mio a Iv 489 KAW 477/478

Iv 502 85 - kaledon. - - 180

Iv 504 506 Candoglia kaledon. - herzyn. 185 - Iv 485 508 Stro 2 kaledon. diskord. herzyn. i _ diskord. 193 00 599 Stro 3 kaledon. herzyn. 1 I

Tabelle 9: Gesamtgesteins- und Mineralalter aus der Ivrea Zone. In der Literatur sind z.T. identische Proben unter verschiedenen Namen angefiihrt.

1) Hunziker und Zingg (1978), 2) Graeser und Hunziker (1968), 3) Koppel (1974), 4) Koppel (1974,1978), 5) Hunziker (1974). ESE METAPELITE WNW Muskovit Qz + Pig + Sil Kalifeldspat + Biotit Grp + Erz Granat Rutil

METABASITE Quarz Biotit Titanit Pig + Hornblende Klinopyroxen Orthopyroxen Granat

METAKARBONATE

Amphibol + Kalzit + Quarz KlinopyroxenOlivin Chlorit Spinell

10 12 km

Fig. 46: Aenderung des Mineralbestandes der Metapelite, Metabasite und Metakarbonate am Ueber- gang von der Amphibolit- zur Granulitfazies in der V.d'Ossola und der V. Strona di Omegna. - 83 -

7.6. Schlussfolgerungen aus Feldbeobachtungen und

mikroskopischen Untersuchungen

Ausserhalb des Basischen Hauptzuges ist die Ivrea Zone charakterisiert durch eine regional metamorphe Sequenz von

Metapeliten, Metabasiten, Metakarbonaten und Metaultrabasi- ten, die von der Amphibolit- zur Granulitfazies reicht.

Diese Serien zeigen nur eine Phase der Metamorphose. Einzelne

Minerale der Metakarbonate und Metabasite weisen retrograde

Reaktionsrander auf. Diese retrograden Umwandlungen zeigen einerseits eine klare Abhangigkeit vom Grad der regionalen

Metamorphose, andrerseits konnen sie nicht mit den herzynischen Alter korreliert werden. Deshalb werden diese retrogra¬ den Reaktionen der Abkiihlungsphase zugeordnet.

Fig. 46 zeigt den Stabilitatsbereich der wichtigsten Minerale der Metapelite, Metakarbonate und Metabasite am Uebergang von der Amphibolit- zur Granulitfazies fur die V.d'Ossola und die

V.Strona di Omegna.

Der Basische Hauptzug unterbricht die regelmassige Mineralab- folge, die in der V.d'Ossola und in der V.Strona di Omegna festgestellt wurde. Die Muskovit-Kalifeldspat Isograde ist in diesen zwei Taler mehr oder weniger parallel zum Streichen der Zone, biegt aber SW von der V.Strona di Omegna nach Siiden urn und folgt dem Rand des Basischen Hauptzuges bis nach Varal- lo.

In den Metapeliten am Kontakt zum Basischen Hauptzug wurde nie die Ueberlagerung zweier Kristallisationsphasen beobachtet.

Daraus und aus dem Verlauf der Mineralisograden wird geschlossen, dass der Basische Hauptzug synmetamorph intrudiert ist.

In der V.Sesia tritt Orthopyroxen ausschliesslich in den Meta- gabbros des Basischen Hauptzuges auf und ragt tief ins Horn- - 84 -

blende Feld hinein, das durch die Amphibolitlinsen der Kinzi-

git Zone definiert wird. Dementsprechend zeigen die Serien

vom Rand des Basischen Hauptzuges Hydratationsreaktionen

als an die neuen (z.B. Orthopyroxen—»-Hornblende) , Anpassung

Krustenbedingungen. Auf Grund dieser Hydratationsreaktionen

haben einige Autoren eine zweite Metamorphose fur die Ivrea

Zone postuliert.

Der Basische Hauptzug zeigt magmatische Strukturen und einen

Lagenbau, der nach der Intrusion steilgestellt wurde. Gleich-

zeitig ist auch die ganze Ivrea Zone verkippt worden.

Am Kontakt zu den Metapeliten, also in der Dachpartie der In¬

trusion, haben die Serien des Basischen Hauptzuges nicht mehr

einen gabbroiden, sondern einen dioritischen bis granodioriti-

schen Chemismus. Wahrscheinlich ist diese Aenderung des Che- mismus sowohl auf magmatische Differenziation als auch auf

Assimilation des pelitischen Rahmengesteins zuruckzufiihren.

Die regionale Verteilung der Alumosilikate und des Cordierits

in den Metapeliten weist auf einen Druckgradienten im Strei- chen der Ivrea Zone hin. Damit erklart sich die Beziehung zwischen den Mineralisograden und dem Basischen Hauptzug: In der V.d'Ossola werden keine Kontakterscheinungen beobachtet, weil hier der Basische Hauptzug in ein tieferes Krustenniveau intrudiert ist als in der V.Sesia. Zudem ist in der V.Sesia das Dach der Intrusion aufgeschlossen.

Metapelite und Metakarbonate sind lokal intensiv mylonitisiert worden, ohne dass sich aber dabei der urspriingliche Mineralbe- stand geandert hatte. Deshalb muss angenommen werden, dass diese Deformation unter sehr "trockenen" Bedingungen stattgefunden hat. - 85 -

Das Alter der Regionalmetamorphose ist kaledonisch und damit auch die Intrusion des Basischen Hauptzuges.

Den herzynischen Alter kann keine Kristallisationsphase zugeordnet werden. Die Monazite und die Rb-Sr Kleinbereichsiso- chrone datieren eine Deformationsphase und keine Metamorphose im Sinne eines thermischen Ereignises.

Ungeklart bleiben die Fragen, wieso alle Mineralparagenesen der V.Strona di Postua eine hoheren Metamorphosegrad angeben als in der V.Sesia, und was die Granatrander urn Biotit und

Hornblende aus der Randzone des Basischen Hauptzuges bedeuten. - 86 -

TEIL II: UNTERSUCHUNGEN DER M E -

TAPELITE MIT DER ELEK-

TRONENMIKROSONDE

8. PROBLEMSTELLUNG, PROBENMATERIAL UND METHODIK

8.1 Problemstellung

Aus den Diinnschlif fbeobachtungen, der regionalen Mineralver-

teilung und dem Vergleich mit den Altersproben wurde im Teil

I geschlossen, dass die heute sichtbare Mineralabfolge nur

durch eine Metamorphosephase bedingt ist, dass jedoch wahrend

der Abkiihlung einzelne retrograde Reaktionen abgelaufen sind.

Strukturen und Mineralassoziationen der Basite aus der Rand-

zone des Basischen Hauptzuges in der V.Sesia sind nicht im

Gleichgewicht. Dies wurde so erklart, dass die basischen

Magmen hier in ein seichteres Krustenniveau im Bereich der

Amphibolitfazies intrudiert sind und sich nicht vollstandig

den neuen Bedingungen angepasst haben.

Weiter wurde festgestellt, dass zwar, so weit man dies aus

Dunnschliffbeobachtungen und der Mineralverteilung ableiten

kann, mineralogisch das Gleichgewicht erreicht worden ist,

dass aber die Strukturen einzelner Proben auf mehrere Kri-

stallisationsphasen hindeuten.

Schliesslich konnte keine Korrelation zwischen den herzyni-

schen Altern und den retrograden Reaktionen festgestellt werden. Die Proben der kaledonischen Rb-Sr Grossbereichs-

Isochrone und jene der Kleinbereichs-Isochrone haben zwar unterschiedliche Strukturen, aber den identischen Mineralbe- - 87 -

stand. Mit der Elektronenmikrosonde sollten diese Befunde uberpriift und weiter belegt werden. Folgende Fragen sollten also beantwortet werden:

- Inwieweit sind die Minerale im Gleichgewicht?

- Sind die Minerale zonar; kann ihre Bildungsgeschichte

daraus abgeleitet werden?

- Unterscheiden sich die Proben mit den herzynischen Rb-Sr

Altern tatsachlich nur strukturell von den Proben mit

den kaledonischen Altern?

- Welches waren die PT-Bedingungen der Metamorphose?

8.2 Probenauswahl und Beschreibung der Proben

Fur diese Fragestellungen eigneten sich die Al-reichen Meta- pelite zweifellos am besten, denn sie sind weit verbreitet, ihre Mineralogie ist verhaltnismassig einfach, und das Pe- litsystem ist relativ gut bekannt. Zudem sind fast alle Al¬ ter aus der Ivrea Zone an Metapeliten bestiramt worden.

Die Proben wurden so gewahlt, dass die PT-Gradienten sowohl im Fallen wie auch im Streichen der Zone erfasst werden konnten. Nach Moglichkeit wurden die Altersproben direkt analysiert Oder besser geeignete Proben vom gleichen Aufschluss gesammelt. Schliesslich wurden noch drei Proben mit Stuktu- ren, die auf Mehrphasigkeit hinweisen konnten, in die Unter- suchung einbezogen.

Die Proben sind in Tabelle 10 zusammengestellt. Die Minerale, die quantitativ analysiert wurden, sind unterstrichen. Die

Fundorte der analysierten Proben sind aus Fig. 47 ersichtlich. ^ 2 £ Rfl - _ chr m o 43 oo o = = = in m o CO Vl en 0 IS U B & co cu H . 43 CD CD H 3 C31 S • fd c « M c •> • H N 3 B c 0 +» N H -P •H >l 0) VI cu c 0 co S A 43 •H = 0 Xi ft -P • a CO o o O 3 ft CD tH W IS 3 d CU CD U 0 V • H -P 43 fk CO i k cu is -9 1 43 id co H X IS +J C K rH ,g • VI CD P = •H 0 43 -H VI • * O X CO N • ft t 43 = = = ij H 0 Q) • VI cu «s -p to >o d >a h -a is m 0 CU H 43 H : a) Cn = +J CO +) -0 CU CD C 1 H A •H U p o = = = ft H cu ft CO - * 43 a -a o o •r4 n CU rS CD = C count" M CD 1 c cu h a; 43 43 0 r-i - -V IS H o 4J +J VI 43 1 • • • • • rH -W Vl * ^ »» ^ • 1 s •A -H 04 -P -P -H -r\ r-l Id H i-4 CT> i-l H CD r-i a >, +J -P H H H H • • *• 43 43 CU 43 43 -r4 -H -H 43 IS (S 43 Cn Cn 43 43 3 c a c = o -H -h 0 VI 0 ft O O 0 o c c c 0 0 ^ — N N C3 CD C id C (3 C < arkungen CO • n o s s 0 0 C "Point = c (S C id 4J id s co id id H H H H (S (S = H VI IS c Vl C H CD Vl >d Vl Vl u Vl >i • >i >i Vl VI c tn cn CD Cn tn -H & a D> analysierten Bemi cn a N a a en ch 43 ^ «— ^ CD Vl iS •r4 -H id id •H 3 ft ft P +J 3 Q nd C a) en co w w a CD u . CD -a cu , X X H •hI-o 'O "0 c 3| 3| >1 ft ft ft ft (3 c a m IS ande slsl « o o CO wltf < C 3 43 0 IS Vl CO 0 0 CD > H H t\ M »-4 M M CN M M M M M Vl N I>1 rlrl M

CU rH • iH CD ^> •<* in in co o «M >-4 "~4 m m. in +J H m n m O i-i m »o VO H m o H cn o M •H V .H H CN CN H H H M H ro M c W Vl -H sid CD CD 43 0 O Vl CO Ml inlinlol inlinlo in|in| SI +J CD CD o ~4|-h|m| M|CN|ro ISI •h -a Cn B 43 H id M|r-i|.-(|Ho|in|H| 'nl'nlinl^lOlOl'n o in|oo| Cn -H A m|h n |iH|cn|cn|h co|vo|cn| 21 M CN Ml m| a cd m V V h|h| V V V Ml'd'lrol M 1 M1 MI M | MI >-41 3 -P 43 C CD o id 43 in|io|0|o|0|0|M O Shi 3 C CD u ^Iml'tf Ivolinlrrlro in|cn|oo| tn|co|H|ro|co|to|rH| 2 M M m|m| CO CD •H o |h|cn|h|cO h|h| t^|H|cN| MMhhhhl o\|h|h Vl B u CD 3 43 P H U f3 0 CO ft »-4 CO cn in o t>» o D > CD CO H CN "ill «N tn Cm CD Vl •H CD > tj a •H Olro|cN|in|^|ro| ^ 1 m 1 in 1 o 1 fo 1010 in o !2l° CO Cn x| x xl x x xlin co cn|ro| X CN >-4 M m|m VI • Vl H co h| cn|cn|h|-h| h| M I M1 "0 | M1 | >-41 ^ '3 C 3 Ph IH CD X 43 CD 0 CO >n in O o Olml P -H H IH <*• r*. X x x| x|«n vo co|co| X|Olco|m|in O O in| C\ M •H Vl i-4 « M h| CN| CM r-4 1-4 <-4 <-4 m| H -P cd CD CO ft Vl >n "1 O o m o id cu Vl N M CO o> r». o o o CN O VO in in h cn ir> m> co O O O O O CN) i-l ro ro ro p -P CD Ol in co CN CN pr> pr, co ro ^< M ro ^ t^ ^J" ^J" CN CM CM in ro CD C a 3 0

f» • • co r> cn r> CO CO CT> H CO cn r- r- vo VO cn CN H ^f ^f n r» r> rr •<* O co in H O m O CD cn cn h o CO VD • • co ro *3* ^* ^ ^* CO CN CO H en a\ co m in m H co co CO H CN CN co m in in in ^3* ^* 'si' ^* ^J* ^* in in ro co co CD • !S S S & S B N N > > N H u a > > 4 < < < > > *i w > > > m > > > > N tSI N N H H rt! H 2 r$ H H « M « M H H « > H H H M H H h h «;<<;«: < < CU 43 CN CO "* in VO r- co id i-l cm ro >* in vo r- CO en o H CN CO ^r m kO t» CO CT1 O 1-4 CN CN CN H H i-H H H H H H H rH CN CN CN CN CN CN tH - 89 -

~~Fig. 47: Fundorte der Proben fur die Untersuchung mit der Elektro- nenmikrosonde. Der Modalbestand und die entsprechenden Dunnschliffnummern sind in Tabelle 10 angefiihrt. - 90 -~~

~~8.3 Arbeitsbedingungen, Standards und Fehlerrechnungen~~

~~Die Analysen wurden auf der ARL SEMQ Mikrosonde der Gruppe~~

~~Petrographie an der ETH Zurich ausgefuhrt. Diese Sonde be-~~

~~sitzt 6 Spektrometer und wird iiber Computer durch das Pro¬~~

~~gramm COMIC-S (Sommerauer 1975) gesteuert. Die Analysen~~

~~werden "on line" fur Drift, Untergrund und Totzeit korri-~~

~~giert. Als Praparate dienten Dunnschliffe mit einer Kohlen-~~

~~stoffleitschicht von ca. 200 ft.~~

~~Semiquantitative Analysen~~

~~Granate und Cordierite wurden zuerst semiquantitativ analy-~~

~~siert und auf Homogenitat gepriift. Als Eichprobe diente der~~

~~Granatstandard H013.~~

~~Quantitative Analysen~~

~~Granate, Biotite, Cordierite und Plagioklase wurden in alien~~

~~Proben systematisch gemessen. In einigen Proben wurden auch~~

~~Kalifeldspat, Muskovit, Spinell, Staurolith und Orthopyroxen~~

~~analysiert. Die Analysen wurden ausschliesslich als Punktmes-~~

~~sungen ausgefuhrt.~~

~~Fur alle Analysen wurden die ZAF Korrekturen mit dem Programm~~

~~EMMA Version November 77 , (Gubser 1975) ausgefuhrt. Als~~

~~Standards dienten, wenn immer moglich, naturliche Minerale.~~

~~Standards und Arbeitsbedingungen sind im folgenden fur die~~

~~verschiedenen Minerale zusammengestellt.~~

~~1) Modifizierte MAGIC IV Version. - 91 -~~

~~Granat und Cordierit~~

~~Arbeitsbedingungen: Beschleunigungsspannung: 15 kV, Proben-~~

~~strom auf Messing: 40 nA, Messzeit: 20 sek., Strahldurchmes-~~

~~ser~~

~~Standards:~~

~~El. Std.Nr Mineral Gew Is gemass Zahlstatistik~~

~~Si HOI 6 Orthopyroxen 54.2 0.2 rel. % Ti H074 Titanit 37.5 0.1 Al H023 Bytownit 32.1 0.2 Fe H003 Olivin 44.1 0.1 Mn H060 Tephroit 70.1 0.2 Mg HOI 4 Olivin 49.3 0.1 Ca H006 Grossular 35.2 0.1~~

~~Das Aluminium der ersten 4 Messerien wurde auf dem fixen~~

~~Spektrometer mit einem ADP Kristall analysiert. Bedingt durch die verschiedenen Bindungszustande des Al im Standard und in den analysierten Proben, ergaben sich leichte Aende-~~

rungen der Wellenlange der charakteristischen Strahlung. Da der ADP Kristall eine ausgezeichnete Auflosung hat, fuhrte dies zu Fehlern, die aber mit Hilfe des internen Standards teilweise korrigiert werden konnten.

~~Die Messungen des internen Standarts ergaben eine Standard- abweichung (x„ + resp. ± fur von 0.003 0.001 fur . 3 )* c x„ Mg Ca~~

~~Glimmer~~

~~Arbeitsbedingungen:~~

~~Beschleunigungsspannung: 15 kV, Probenstrom auf Messing:~~

~~20 Messzeit: 20 nA, sek., Strahldurchmesser:5-10y , Proben wahrend der Messung leicht bewegt, interner Standard: Biotit~~

~~H020.~~

~~1) Zahlstatistik nach Poisson. - 92 -~~

~~Standards:~~

~~El. Std.Nr. Mineral Gew % Is gemass Zahlstatistik~~

Si H016 Orthopyroxen 54.2 ±0.3 rel % Ti H074 Titanit 37.5 0.1 Al H023 Bytownit 32.1 0.2 Fe H003 Olivin 44.1 0.1 Mn H003 Olivin 5.6 0.6 Mg H014 Olivin 49.3 0.1 Ca H023 Bytownit 15.5 0.3 K H011 Orthoklas 14.9 0.2 Na H021 Albit 11.75 0.3

~~Verglichen mit dem empfohlenen Wert des Standards H020 sind~~

~~die gemessenen Werte fur SiO^ und A1_0_ um 1 resp. 5 rel.~~

~~Gew % zu hoch, dagegen sind die Werte fur FeO und MgO um~~

~~1.7 resp. 3.3 rel. Gew % zu tief. Die Analysen geben Sum-~~

~~men, die stark streuen und sind nur ungenau reproduzierbar.~~

~~Aus den Messungen des internen Standards lasst sich eine Bi Standardabweichung Is fur (x )* von ±0.002 oder 0.96 rel.~~

~~% berechnen.~~

~~Schmid (1972) hat Biotite der Proben KAW 85, 447 und 508~~

~~nasschemisch analysiert. Seine Resultate stimmen mit den~~

~~Sondenanalysen einigermassen iiberein, ausgenommen SiO , das~~

~~um ca. 2 abs. Gew % abweicht (vergl. Tabelle 11).~~

~~Da das Wasser je nach Methode zwischen 0.6 und 2.32 Gew %~~

~~schwankt (Schmid 1972) wurden die Analysen ohne Wasser korrigiert und auf 22 Sauerstoffe normiert.~~

~~Feldspate~~

~~Arbeitsbedingungen: wie fur die Glimmer, interner Standard:~~

~~H023 - 93 -~~

~~Standards:~~

~~El. Std.Nr Mineral Gew % Is gemas~~

~~Si H011 Orthoklas 64.4 + 0.2 rel, Al H023 Bytownit 32.1 0.3 Ca H023 Bytownit 15.5 0.1 Ba H026 Benitoit 37.1 0.5 K HOll Orthoklas 14.9 0.2 Na H021 Albit 11.75 0.3~~

~~Aus den Messungen des internen Standards konnte eine Standard- Plcr - abweichung Is fur x von 0.004, das heisst von 0.5 rel. % CCa bestimmt werden.~~

~~Staurolith, Spinell und Orthopyroxen~~

~~Arbeitsbedingungen:~~

~~Beschleunigungsspannung: 15 kV, Probenstrom auf Messing: 40 nA~~

~~Messzeit: 20 sek., Strahldurchmesser: < ly.~~

~~Standards:~~

~~El. Std.Nr Mineral Gew % Is gemass Zahlstatistik~~

Si H101 V-Grossular 38.97 ±0.4 rel. % Ti D017 Ilmenit.. 49.25 0.2 ' Al Spl Spinell 71.67 0.2 Cr D018 Chromit 50.50 0.2 V H101 V-Grossular 3.30 1.6 Fe D017 Ilmenit 44.40 0.1 Mn D025 f3°4nil) 98.00 0.2 Mg Spl Spinell 28.33 0.1 Zn D016 Gahnit . 29.22 0.2 ' Ni H080 Ni-Olivin 71.32 0.1

~~1) Synthetische Minerale~~

~~Diese Standardisierung wurde von Martin Engi ubernommen und nur fur Einzelmessungen gebraucht. - 94 -~~

~~8.4 Definitionen der verwendeten Molenbruche~~

~~nCa Granat: x_ = n = Atom % Ca Mg Fe Mn~~

~~Mg x Mg + n„ + n + n, r n,, Mg Fe Ca Mn~~

~~Mg (x„ J *= Mg + n„ ^ n„ Mg Fe~~

~~Mg Cordierit: x Mg + n_ r n,_ Mg Fe~~

~~n Biotit: (xM *= -2 Fe,. als FeO ) ^ Mg n, + n„ tot Mg Fe~~

~~nCa Plagioklas: x - Ca n_ + n„ + n„ Ca Na K Tabelle 11: Vergleich von Biotit-Analysen mit der Elektronenmikrosonde (diese Arbeit) und von nasschemischen Analysen (Schmid 1972, Tabelle 10)~~

~~nasschemisch Elektronenmikrosonde~~

~~Nr. KAW 508 KAW 85 KAW 447 KAW 508 KAW 85 KAW 44 7~~

Si02 38.0 38.2 40.5 36.26 36.34 38.81 Si02 Ti02 4.45 4.32 5.48 4.33 4.71 6.38 Ti02 A1203 18.2 18.1 16.2 18.81 19.03 15.64 A1203 Fe203 0.9 0.4 0.0 FeO 16.0 17.0 11.4 16.54 16.69 11.46 Fe to MnO 0.07 0.06 0.00 0.05 0.00 0.00 MnO MgO 12.0 11.4 15.9 9.98 10.84 15.63 MgO CaO 0.0 0.1 0.2 0.00 0.00 0.00 CaO Na20 0.1 0.2 0.2 0.02 0.05 0.08 Na20 K20 9.6 9.6 9.1 9.91 9.79 9.65 K20 H20 0.8 0.6 0.8D Summe 100.12 99.98 99.78 95.90 97.45 97.65 Summe Auf 22 0 normiert Fe203 als FeO umgerechnet: 5.50 Si 5.46 5.66 5.41 5.33 5.54 Si 8.00 8.00 8.00 8.00 8.00 8.00 Al 2.54 2.50 2.34 2.59 2.67 2.46 Al Al 0.54 0.57 0.33 0.72 0.62 0.20 Al Ti 0.48 0.47 0.58 0.49 0.52 0.69 Ti Fe 2.02 5. .62 2.09 5, .59 1.33 5.55 2.06 5.50 2.05 5.57 1.36 5.58 Fe Mn 0.01 0.01 0.00 0.01 0.00 0.00 Mn Mg 2.57 2.45 3.31 2.22 2.38 3.33 Mg Ca 0.00 0.02 0.03 0.00 0.00 0.00 Ca Na 0.03 1. .79 0.06 1, .84 0.05 1.70 0.01 1.90 0.02 1.85 0.02 1.78 Na K 1.76 1.76 1.62 1.89 1.83 1.76 K

~~1) DTA kombiniert mit Massenspektrometrie ergab 2.32 Gew% H20 (Schmid 1972, Tabelle 13) - 96 -~~

~~9. PROFILE DURCH GRANAT UND CORDIERITE~~

~~Als Voruntersuchung wurde die Homogenitat von Granat und~~

~~Cordierit mit der Elektronenmikrosonde semiquantitativ ge-~~

~~priift und dies speziell in den Proben mit Ungleichgewichts-~~

~~strukturen.~~

~~9.1 Isolierte Granate und Cordierite~~

~~In den Metapeliten sind die auffallendsten Ungleichgewichts-~~

~~strukturen einzelne zonierte Granate (vergl. Fig. 48 und 49) .~~

~~Diese grossen, runden Granatporphyroblasten aus Kinzigit-~~

~~gneisen wurden mit kleinen, klaren und hypidioblastischen~~

~~Granaten aus diatektischen Metapeliten verglichen (Fig. 50).~~

~~Ein Beispiel ist in Fig. 51 dargestellt.~~

~~Ganz unabhangig von Morphologie, Einschliissen, Grosse und~~

~~Klarheit sind alle Granate, auch jene mit Randern, homogen.~~

~~Dies gilt jedoch nur so lange, wie der Granat isoliert ist,~~

~~d.h. an keine andere Mg-Fe Phase grenzt.~~

~~Genau die gleichen Feststellungen gelten auch fur den Cor¬~~

~~dierit.~~

~~Quantitative Analysen bestatigen, dass isolierte Granate~~

~~und Cordierite innerhalb des analytischen Fehlers homogen sind:~~

~~u.1) „ -,. 2) Granat Cordierit~~

~~Rand Mitte Rand Mitte~~

~~(x ) 0.209 0.210 0.657 0.649 " AZ 2 1 f * l x^ 0.035 0.034 Ca~~

~~(x__ ) 0.264 0.263 0.715 0.716 £Mg' IV 262 { xCa 0.040 0.039~~

~~1) Mittelwert aus je 13 Analysen 2) Mittelwert aus je 8 Analysen - 97 -~~

~~Fig. 48: Das Zentrum dieser grossen Granatporphyroblasten ist voller Quarz-, Feldspat- und Biotiteinschliisse, wahrend der Rand klar und einschlussfrei ist. Schliff AZ 2.1.~~

~~Fig. 49: Zentrum und Rand dieses Granats sind durch einen Saum von feinprismatischem Sillimanit getrennt. Schliff AZ 2.2.~~

~~Fig. 50: Kleine, hypidiomorphe Granate aus einem diatektischen Metapelit. Schliff IV 262. - 98 - Isolierte Granate~~

~~Gtw.V. A.Z. 2.1 Iv 262 35 -35 F«0~~

~~F«0' 30 - - 30~~

~~25 - 25~~

~~20 - -20~~

~~(X> >x>~~

~~- 15 - 15~~

~~10 - -10~~

~~MgO' 5 - MgO - 5~~

~~CaO CaO——-—— MnO MnO ~ 1mm I °.5rnw I~~

Fig. 51: Semiquantitative Konzentrationsprofile durch isolierte Granate, d.h. Granate, die vollstandig von Quarz und Feldspat umgeben sind. Auch der optisch zonar erscheinende Granat AZ 2.1 ist chemisch vollkommen homogen. Isolierter Cordierit-Granat Isolierter g.w% Cordierit Paar Granat

~~35 - 35~~

~~30- ^ »l !».' F»0 30~~

~~25- 25~~

~~20 -20~~

~~15 - -15~~

~~r i_ i i >_o i MgO 10 H .10 MgO~~

~~- ii — ~i ii. iiji r _ 5 H F«0 — - 5~~

~~CaO . - - . -n^ >,, -»- 0~~

~~! 0.5 mm~~

Fig. 52: Wahrend der isolierte Granat und Cordierit homogen sind-, zeigen Granat- Cordierit Paare einen schwachen Zonarbau im Bereich der gemeinsamen Korn- grenze. Gegen den Rand wird der Granat Mg-armer und Fe-reicher, wahrend im Cordierit das Mg zunimmt und das Fe abnimmt. - 101 -

~~Fig. 53: Die Aenderung der Mg- und Fe-Gehalte im Bereich der gemeinsamen Korngrenze von Granat-Cordierit Paaren kann durch die Austauschreaktion~~

pyrop + Fe-cordierit = almandin + Mg-cordierit (14) beschrieben werden. KQ (14) wird in der Randzone grosser und demnach muss dieser Kationenaustausch bei abnehmender Temperatur stattgefunden haben. In der AFM-Projektion (Thompson 1957) entspricht dies einer Rotation der Verbindungslinie zwischen Granat und Cordierit im Uhrzeigersinn. - 102 -

~~8 weiteren Proben erzielt, Die gleichen Resultate wurden an alle Proben stammen aus dem Kalifeldspat-Feld.~~

~~Paare 9.2 Granat-Cordierit und Granat-Biotit~~

~~durch ein Granat- In Fig. 52 ist ein Konzentrationsprofil~~

~~Cordierit Paar gezeichnet.~~

~~der Bis auf eine Zone von ca. 30 y von gemeinsamen Korngren-~~

~~In dieser Kontaktzone wird ze sind beide Minerale homogen.~~

~~ohne dass sich der Granat jedoch Fe-reicher und Mg-armer, das aber Si, Al und Ca andern. Im Cordierit passiert genau~~

~~Gegenteil, das Mg nimmt zu und das Fe nimmt ab. Pha- Zwischen Granat und Cordierit finden sich keine andern~~

~~hinweisen konnten. Das sen, die auf eine Reaktion gleiche~~

~~Phanomen wird auch bei Cordierit-Einschliissen in Granat~~

~~festgestellt. Diese Zonierung muss also auf einen Kationen- austausch nach folgender Reaktion zuriickgefiihrt werden (vergl.~~

~~Hess 1971 und Richardson 1975):~~

~~pyrop + Fe-cordierit = almandin + Mg-cordierit (14)~~

~~(Gr—Cd) Der Verteilungskoeffizient wird in der Kontaktzone KD pe_M grosser, d.h., dass dieser Austauschprozess bei abnehmender~~

~~Temperatur stattgefunden hat. In der AFM-Projektion Fig. 53 entspricht dies einer Rotation der Verbindungslinie zwischen~~

~~Granat und Cordierit im Uhrzeigersinn.~~

~~Granat-Biotit Paare zeigen den gleichen Kationenaustausch.~~

~~Der Biotit ist allerdings randlich nicht zoniert, weil im~~

~~Biotit die Diffusionsgeschwindigkeit fur Fe und Mg grosser~~

~~ist als im Granat und Cordierit. - 103 -~~

~~9.3 Isolierte Granate und Granat-Biotit Paare aus der~~

~~V.Strona die Omegna~~

~~Der Zonarbau der isolierten Granate und die retrograden Aus¬~~

~~tauschrander in Granat-Biotit Paaren sind in der V.Strona~~

~~di Omegna in Abhangigkeit des Metamorphosegrades untersucht worden.~~

~~Fig. 54 zeigt Profile durch Granate aus je einer Probe der~~

~~Granulitfazies, der hoheren und der mittleren Amphibolitfa-~~

~~zies.~~

~~Im Kalifeldspat-Feld sind alle isolierten Granate homogen.~~

~~Granat-Biotit Paare aus Proben der Granulitfazies zeigen meist nur unscheinbare Austauschrander, da die Biotitleisten~~

~~in der Regel sehr klein sind. Somit konnen Fe und Mg nur tiber ein sehr geringes Volumen ausgetauscht werden. Dagegen~~

~~sind die Austauschrander in der hoheren Amphibolitfazies~~

~~sehr ausgepragt. Hier waren die Temperaturen recht hoch, und gleichzeitig war noch genugend Biotit vorhanden, urn aus-~~

~~zutauschen.~~

~~Im Muskovit+Quarz - Feld sind auch die isolierten Granate~~

~~leicht zonar . Gegen den Rand nimmt Fe zu, wahrend Mn und~~

~~Mg abnehmen. Dieser Zonarbau muss der progressiven Metamor¬ phose zugeordnet werden, da er auch in isolierten Granaten~~

1) Etwa die Halfte der Granate aus dem Muskovit-Feld zeigt keinen Zonarbau, dies wahrscheinlich als Folge von ungiinsti- gen Schnittlagen. Verglichen mit Fig. 54 kommt der Zonarbau * im Quotient (x ) kaum zum Ausdruck, weil gegen den Rand Mn durch Fe ersetzt wird, und weil in Fig. 54 Fe als Gew % aufgetragen ist, was grossere Aenderungen vortauscht. - 104 -

Semiqualitative Profile durch Granate aus der Gra- nulitfazies (Iv 491), der hoheren Amphibolitfazies (Iv 485) und der mittleren Amphibolitfazies (Iv 458). Homogene isolierte Granate und Granate mit Austausch- randern am Kontakt mit Biotit sind auf das Gebiet der hoheren Amphibolit- und der Granulitfazies beschrankt. In der mittleren Amphibolitfazies (Muskovit+Quarz- Feld) sind sowohl die isolierten Granate, als auch jene im Kontakt mit Biotit, zonar, und ein retrograder Kationenaustausch kann hier nicht beobachtet werden. In diesem Fall muss der Zonarbau der progressiven Metamorphose zugeordnet werden. - 105 -

~~isolierttr Granat Granat mit~~

~~G.w.V. Biotittinschluss~~

~~'"' S r*> •F»0 F«0~~

~~t-20 Iv 491 15~~

~~MgO MgO 10~~

~~CaO 0 1 mm~~

~~Granat im Kontakt Gew.% isolierttr Granat mit Biotlt >F«0 35 35 -FtO~~

~~"25~~

~~20 Iv 485 •15~~

~~"10~~

~~MgO MgO - 5 -MnO •MnO ~CqO -CaO~~

~~1mm~~

~~isolitrttr Granat im Kontakt G*w. V. Granat mit Biotit '35 35 FeO FeO~~

~~" 25~~

~~20 W458 15~~

~~MnO MnO 5~~

~~.MgO .MgO -CaQ CnQ 0~~

~~1 mm - 106 -~~

~~vorkommt. Ein retrograder Mg-Fe Austausch ist hier nicht~~

~~festgestellt worden.~~

~~Homogene Granate und retrograde Austauschrander in Granat-~~

~~Biotit Paaren sind in der V.Strona di Omegna nur im Kali-~~

~~feldspat-Feld beobachtet worden.~~

~~9.4 Vergleich mit den Proben der herzynischen Isochrone~~

~~Die Proben, welche bisher besprochen wurden, haben kristalloblastische Strukturen und entsprechen den Proben der kaledo-~~

~~nischen Rb-Sr Isochrone.~~

~~Genau die gleichen Phanomene wie in Kap. 9.2 und 9.3 be-~~

~~schrieben wurden, lassen sich auch in den Granatporphyro- klasten aus den Proben der herzynischen Isochrone beobach-~~

~~ten: Am Kontakt zu Biotit sind die Granate randlich zoniert, und die isolierten Granate sind weitgehend homogen (vergl.~~

~~Fig. 55).~~

~~In zwei Proben treten allerdings Unterschiede im Quotient Gr * (xM ) auf, die knapp ausserhalb des analytischen Fehlers liegen. Da die urspriinglich granoblastische Struktur dieser~~

~~Proben durch die Mylonitisierung zerstort wurde, wissen wir nicht, ob alle Granate auch schon bei ihrer Bildung vollstandig isoliert waren. - 107 -~~

~~isolierter Granat Granat im Kontakt~~

~~GiwV. mlt Biotit~~

~~35- 35~~

~~30- 30~~

~~251 25~~

~~- 20- I" 20 KAW 478~~

~~15 - 15~~

~~10- - 10~~

~~" " ~ "" "MgO y—-— — - MgO~~

~~5 - 5~~

~~- run CaO 0 -~~

~~1 JTlfTI 1mrn 1 | l i~~

Fig. 55: Die gleichen Phanomene wie in den Strona- lithen der V.Strona di Omegna (Fig. 54) lassen sich auch in den Myloniten von Anzo- la beobachten, die im Kleinbereich herzynische Rb-Sr Alter ergeben haben. Somit muss man annehmen, dass diese Mylonite die gleiche Abkiihlungsgeschichte haben wie die granoblastischen Stronalithe. - 108 -

~~10. DISKUSSION DER MINERALANALYSEN~~

~~10.1. Vergleich mit den Proben der herzynischen Rb-Sr-Iso-~~

~~chrone~~

~~Im vorhergehenden Kapitel haben wir festgestellt, dass die~~

~~Granate aus Proben der herzynischen und der kaledonischen~~

~~Gesamtgesteins-Isochrone identisch sind.~~

~~Diese Feststellung gilt nicht nur fur die Granate, sondern~~

~~fur alle analysierten Minerale und soil bei der Besprechung~~

~~der einzelnen Minerale nicht jedesmal wiederholt werden.~~

~~In den Diagrammen sind die 4 analysierten Proben der herzy¬~~

~~nischen Isochrone mit einer besonderen Signatur bezeichnet.~~

~~10.2. Granat~~

~~Die Zusammensetzung der Granate kann angenahert durch die~~

~~Komponenten almandin und pyrop beschrieben werden (vergl.~~

~~Fig. 56). Die grossular- und spessartin-Gehalte schwanken~~

~~zwischen 2 und 7, resp. 0.6 und 6 Mol %. Eine Ausnahme bil-~~

det Probe Iv 458 mit rund 18 Mol % spessartin. In 8 Proben wurde zudem Ti bestimmt, die Konzentrationen liegen zwischen 0.01 und 0.04 Gew % Ti02. Bis auf die zwei Proben des Muskovit+Quarz Feldes sind die

~~Granate recht homogen.~~

Bei der Berechnung der Strukturformel ergibt sich keine Not- wendigkeit, 3-wertiges Fe anzunehmen. Die Positionen mit oktaedrischer Koordination sind vollstandig durch Al ausge- fiillt. Zum selben Schluss kommen auch Schmid und Wood (1976) auf Grund von nasschemischen Analysen. Nachdem fast alle

~~Proben reichlich Graphit fiihren, ist dies auch sehr plausibel. - 109 -~~

~~GRANATE~~

~~Ca V. d'Ossola~~

~~" u k * V X tt u u Fe 10 20 30 40 50 — Mg~~

~~V. Strona di Omegna~~

~~Fe 10 20 30 40 50-~Mg~~

~~Ca V. Sesia~~

~~1* W U U it M U X « Fe 10 20 30 40 50 —Mg~~

~~Ca V. Strona di Postua~~

~~Fe 10 20 30 40 50 -Mg~~

~~Fig. 56: Zusammensetzung der isolierten Granate in Mol% (Mittel aus 3-24 Analysen). Der Spessartin- gehalt betragt 0.6 bis 6 Mol% ausser bei Iv 458. Quadrate: Proben der herzynischen Rb-Sr Isochro-~~

~~ne. Verschiebung der 3-Phasenfelder mit steigender Temperatur, dargestel.lt in~~

~~der A F M Projektion~~

~~SILLIMANIT SILLIMANIT + + MUSKOVIT KALIFELDSPAT KALIFELDSPAT + + QUARZ QUARZ + SILLIMANIT + H20 + H20 GRANAT~~

~~FeO O~~

~~GRANAT + = + + = (9 ) MUSKOVIT (12) BIOTIT SILLIMANIT QUARZ~~

~~BIOTIT + SILLIMANIT + QUARZ GRANAT + KALI FELDSPAT + ^0~~

Fig. 57: Im Muskovit+Quarz-Feld verschiebt sich durch Reaktion (9) das 3-Phasenfeld Granat-Biotit-Sillimanit nach links, d.h. Granat und Biotit werden bei zunehmendem Metamorphosegrad Fe-reicher. Im Kalifeldspat-Feld bewirkt Reaktion (12) genau das Gegenteil, d.h. Granat und Biotit werden Mg-reicher (Thompson 1976) - Ill -

~~BIOTITE~~

~~V. Vl d'Ossola V. Strona di 0. ? IV A i VI IV Al AT Al Al~~

~~1 .~~

~~0.6 • D "fc"3 25 0.6 ;3C 2.6 / „ ...„%- ' O /~~

~~0.4 t 2.A -0A 2A~~

~~-0.2 *F 22- 0.2 22~~

~~i ii 1 1— i —i 1 r— • 2.0 2A 2.8 32 36 2.0 2A 2.8 22 3.6 Al -Al tot tol~~

~~V. Sesia V. Strona di P VI IV A,VI IV Al Al,v Af Al 1 1~~

~~0.6 # 2.6 0.6 2.6 f~~

~~0A 2A 0.A 2.A~~

~~0.2 22 0.2 • 22~~

~~T 1 -1 r 2.0 2A 2.8 3.2 3.6 2.0 2A 28 32 3.6~~

~~Al, - ltOt Al tot Al VI IV Al~~

Fig. 58: Variation von Al und Al in isQlierten Biotiten, auf 22 O bezogen. (Mittel aus 5-10 Analysen). Mit zunehmendem Metamorphosegrad nimijat im Kalifeldspat-Feld das Al starker ab als das Al Quadrate: Proben der herzynischen Rb-Sr Isochrone. - 112 -

Fig. 59: Variation von K und Mg+Fe in isolierten Biotiten bezogen auf 22 0. (Mittel aus 5-10 Analysen). K bleibt etwa konstant und Mg+Fe wird im Kalifeld- spat-Feld mit zunehmendem Metamorphosegrad grosser. Quadrate: Proben der herzynischen Rb-Sr Isochrone. - 113

~~V.d'Ossola V. Strona di 0. K K~~

~~-1,90 1.90~~

~~•1.80 M.80~~

~~1.70 1.70~~

~~Mg* Fe Mg Fe " "- 4.90 4.90~~

~~4.70 4.70~~

~~4.50 - 4.50~~

~~4.30 4.30 • •~~

~~-I—* AL -i r i —i 1 1 r I -*Al tot tot 2.0 2.4 2.8 3.2 3.6 2.0 2.4 2.8 3.2 3.6~~

~~V. Sesia V. Strona di R K K~~

~~1.90 1.90~~

~~1.80 I- 180~~

~~I 1.70 1.70~~

~~Mg Fe Mg + Fe 4.90 4.90~~

~~4.70 4.70~~

~~4.50 • • 4.50~~

~~• 4.30 4.30~~

~~: 1 1 r —.—,—,—,—til* >Al tot 1 J 1 1 rAltot 2.0 2.4 2fl 32 16' 2.0 2.4 2.8 32 3.6 - 114 -~~

Fig. 60: Variation von Ti und x in Biotiten bezogen auf 22 0. (Mittel aus 5 - l8 Analysen). Im Kalifeld- spat-Feld werden Ti und x grosser mit zunehmen- g dem Metamorphosegrad. Quadrate: Proben der herzynischen Rb-Sr Isochrone. - 115 -

~~Ti V.d'Ossola i V. Strona di 0.~~

~~06 06~~

~~04 04~~

~~JMg JMg 08 08~~

~~06 06~~

~~04 04~~

~~02 02~~

~~t 1 1 1 r -. 1 T 1 I I I I I —Al <-*Al tot to 20 24 28 32 36 20 24 28 32 36~~

~~i V. Sesia '"» V. Strona di P~~

~~• • 06 06~~

~~04 04~~

~~?Mg 08 08~~

~~06 06~~

~~04 04~~

~~02 02~~

~~r- , -i . . t 1 r -i r-^AI tot r-*Al tot 20 24 28 32 36 20 24 28 32 36 - 116 -~~

~~CORDIERITE~~

~~V.d'Ossota~~

~~-1 1 1 1 1 i 1 1 1 1 1 + *Mg .60 .70 .80~~

~~V. Sesia~~

~~<• -, , r-2-2! 1 T- *= r 1 1 1 XMg~~

~~.60 .70 .80 •~~

~~V. Strona di Postua~~

~~-i , f , 1—*-. 4-i , , , * XMg .60 .70 .80~~

~~Fig. 61: Variation von x._ von isolierten Cordieriten Mcj (Mittel aus 4-24 Analysen). x wird mit zunehmendem Metamorphosegrad grosser.~~

~~o Cordierit im Kontakt mit Granat. 117 -~~

~~FELD5PAETE~~

~~V. d'Ossola~~

~~V N* _W x • *- Ab 20 40 60~~

~~V. Strona di Omegna~~

~~Ab 20 40 60 80 An~~

~~Or V. Sesia~~

~~_i* *_~~

~~Ab 20 40 60 80 An~~

~~Or V. Strona di Postua~~

* u * « 9-a tt * a ^ 20 ' Ab 40 60 80 An

Fig. 62: Anorthitgehalt in Mol% von isolierten Plagiokla- sen, gemessen im Abstand von 20 p vom Rand. Im Zentrum sind die Plagioklase im Mittel um 1 Mol% An-reicher als am Rand. Quadrate: Proben der herzynischen Rb-Sr Isochrone, - 118 -

~~Mit zunehmendem Metamorphosegrad werden die Granate im~~

~~Muskovit+Quarz-Feld almandinreicher, was allerdings nur~~

~~durch zwei Proben belegt ist, und im Kalifeldspat-Feld~~

~~pyropreicher (vergl. auch Fig. 68). Diese Entwicklung kann~~

~~durch die kontinuierlichen Reaktionen (9) und (12) beschrie-~~

~~ben werden. In der AFM Projektion (Fig. 57) entspricht dies~~

~~einer Verschiebung des 3-Phasen Feldes Granat-Biotit-Silli-~~

~~manit auf die Fe Seite (Gl. 9), resp. auf die Mg Seite~~

~~(Gl. 12).~~

~~Idioblastische Granate aus diversen Proben des Muskovit+~~

~~Quarz-Feldes zeigen aber, dass andere Reaktionen wichtiger~~

~~sind als Reaktion (9), die Granat konsumiert.~~

~~Auf Grund der kontinuierlichen Aenderung der Zusammensetzung von Granat, Biotit und Cordierit mit zunehmendem Metamorpho¬~~

~~segrad und aus den Beobachtungen der Granate im Muskovit+~~

~~Quarz-Feld, miissen wir annehmen, dass die Granate, wenig-~~

~~stens zu Beginn ihres Wachstums, zonar waren. Da im Kali¬~~

~~feldspat-Feld dieser Zonarbau zwar in wenigen Fallen durch~~

Einschliisse sichtbar gemacht wird (Kap. 9.1.), jedoch chemisch nicht mehr nachweisbar ist, miissen wir weiterhin an¬ nehmen, dass Temperatur und Zeit ausreichend waren, urn diesen Granat vollstandig zu homogenisieren.

~~10.3. Biotit~~

~~Die Biotite konnen in erster Naherung als Mischreihe zwischen phlogopit und annit aufgefasst werden, mit hohen Ti- tangehalten und einer betrachtlichen Tschermaks-Komponente.~~

~~Die mittlere Zusammensetzung der Biotite ist in den Figuren~~

~~58-60 in verschiedenen Variationsdiagrammen dargestellt, wobei die Biotitanalysen auf 22 0 normiert wurden. - 119 -~~

~~Die Aenderungen des Biotit Chemismus lassen sich am besten~~

~~im Profil der V.Strona di Omegna verfolgen. Im Kalifeldspat-~~

~~Feld kann bei zunehmendem Metamorphosegrad folgender Katio-~~

~~nenersatz abgeleitet werden:~~

~~FetQt -* Mg Al„ + (Mg, Fe) + Si VI Al2 -> (Mg, Fe) + Ti~~

~~Im Kalifeldspat-Feld wird also der Biotit mit zunehmendem~~

~~Metamorphosegrad phlogopitreicher. Falls nun Reaktion (12)~~

~~massgebend fur die Beziehung zwischen Biotit und Granat~~

~~ist, muss eine siderophyllitreiche Komponente des Biotits~~

~~zu Kalifeldspat und Granat reagieren.~~

~~Auf ahnliche Ueberlegungen fur den Biotit des Muskovit+~~

~~Quarz-Feldes wird verzichtet, da nur zwei Proben vorliegen.~~

~~Es sei lediglich erwahnt, dass im Biotit, wie auch im Gra- * nat, (x ) abnimmt, wie aus der Reaktion (9) zu erwarten~~

~~ist.~~

~~Nasschemische Analysen von Schmid (1972) zeigen, dass Fe„0^ 0 bis 6 Gew % des gesamten Eisens ausmachen kann.~~

~~10.4. Cordierit~~

~~Wie Fig. 61 zeigt, variiert die Zusammensetzung des Cordie-~~

~~rits nur im MgtFe Verhaltnis. Bei zunehmendem Druck und bei~~

~~zunehmender Temperatur wird der Cordierit Mg-reicher, gemass~~

~~der kontinuierlichen Reaktion (11).~~

~~Mangan wurde nur in den Proben AZ 3.67, 3.68, 3.71 und 3.79 mit Konzentrationen von maximal 0.4 Gew % MnO festgestellt.~~

~~Die Proben AZ 2.1, 3.9 und Iv 189 wurden auch auf K und Na~~

~~geprtift. K fehlt in den Cordieriten dieser Proben, dagegen wurden bis 0.2 Gew % Na„0 gemessen. - 120 -~~

~~10.5. Plagioklas~~

~~Der Anorthitgehalt der meisten Plagioklase schwankt um 30~~

~~Mol %. Einzelne Plagioklase fallen jedoch in den Bereich~~

~~wurden aber von Mischungslucken (Fig. 62). Diese Proben~~

~~nicht weiter untersucht, da fur die Geobarometrie die ur-~~

~~sprungliche Plagioklaszusammensetzung massgebend ist. Auf~~

~~submikroskopische Entmischungen von Plagioklas wurde in~~

~~Kap. 6.3.1. bereits hingewiesen.~~

~~Mikroskopisch gut sichtbar sind dagegen antiperthitische~~

~~Entmischungen der Plagioklase (Fig. 26). Gast und Wirt ha-~~

~~ben die gleiche Zusammensetzung wie der iibrige Kalifeldspat,~~

~~resp. Plagioklas. Die folgenden Analysen stammen aus Probe~~

~~Iv 262.~~

~~Kalifeldspat Antiperthit Plagioklas Gast Wirt~~

~~Or 83 85 1 1~~

~~Ab 15 13 55 52~~

~~An 1 1 44 47~~

~~Cs 1 1 — _~~

~~Plagioklase, die an Granat grenzen und solche die vollstan-~~

~~dig von andern Ca-fiihrenden Phasen isoliert sind, zeigen~~

~~eine sehr ahnliche Variation des Anorthitgehaltes und sind~~

~~in beiden Fallen ganz schwach zonar. Bis auf 4 Proben ist~~

~~der Rand immer albitreicher als das Zentrum. Der Unterschied~~

~~betragt durchschnittlich 1 Mol % An und wird mit zunehmendem~~

~~Metamorphosegrad eher geringer. Im Muskovit+Quarz-Feld wer-~~

~~den Unterschiede bis zu 7 Mol % An beobachtet.~~

~~Dieser Zonarbau ist sehr wahrscheinlich wahrend der progres-~~

~~siven Metamorphose entstanden, weil er mit zunehmendem Meta- - 121 -~~

~~morphosegrad schwacher wird, und weil albitreichere Rander~~

~~auch bei Plagioklasen beobachtet werden, die vollstandig~~

~~von Quarz umgeben sind.~~

~~Granat, die einzige Phase, die neben Plagioklas messbare~~

~~Konzentrationen CaO aufweist, zeigt nur in Probe Iv 45 des~~

~~Muskovit+Quarz-Feldes einen entsprechenden Zonarbau. Dieser~~

~~Granat ist im Zentrum leicht grossularreicher als am Rand.~~

~~Wenigstens in diesem Fall entspricht der albitreichere Rand~~

~~des Plagioklases keiner Druckzunahme (vergl. Reaktion 15).~~

~~Die ubrigen Granate sind innerhalb der Zahlstatistik homo-~~

~~gen, so dass keine Reaktion fur die Bildung der albitreiche-~~

~~ren Rander des Plagioklases abgeleitet werden kann.~~

~~10.6. Kalifeldspat~~

~~Kalifeldspate, die keine mikroskopisch sichtbare Entmischun-~~

~~gen aufweisen, variieren in der Zusammensetzung zwischen~~

~~0roo und 0r__. Der mittlere Gehalt an Celsian betragt 1 Mol % by /b~~

~~Cs.~~

~~10.7. Muskovit~~

~~Die Muskovite sind relativ rein, bis auf einen Anteil von~~

~~rund 12 Mol % paragonit. - 122 -~~

~~10.8. Einzelanalysen~~

~~Von den nachfolgenden Mineralen liegen nur einzelne Analysen vor. Deshalb wird nur die Strukturformel angegeben.~~

~~Qrthopyroxen~~

~~AZ 3.71 Mg>9Q Fe^g Mn>Q2 Al#18 Si1>92 06~~

~~AZ 3.79 Fe Mg1>Q2 ^Q Ca^ Al>16 Si^^ 06~~

~~Staurolith~~

~~AZ 3.67 Mg>27 Fe1#45 Mn>Q3 Zn>Q4 Ti50 Si3>45~~

~~AZ 3.68 Mg>31 Fe^ Mn>Q1 Zn>Q1 Alg>29 S±^6Q 0^~~

~~Spinell~~

~~AZ 3.68 Mg>15 Fe>?9 Zn^ Al^, 0^~~

~~AZ 3.71 Mg>19 Fe^ Zn>01 Al2>Q1 04~~

~~11. GLEICHGEWICHTE UND UNGLEICHGEWICHTE~~

~~Bisher haben wir gesehen, dass Granat und Cordierit homogen sind, bis auf retrograde Austauschrander am Kontakt mit einer andern Mg-Fe Phase.~~

~~Da die Mineralanalysen flir PT-Bestimmungen gebraucht werden sollen, drangt sich die Frage auf, welche Minerale, resp. welche Bereiche von Mineralen miteinander im Gleichgewicht waren. - 123 -~~

~~11.1. Daten zu dieser Fragestellung~~

~~Die Untersuchungen mit der Elektronenmikrosonde zeigten, dass in der gleichen Probe und fiir das gleiche Mineral, sy-~~

~~stematische Unterschiede im Mg:Fe Verhaltnis auftreten. Fiir~~

~~jede Phase mussten folgende drei Bereiche unterschieden werden:~~

~~1) Vollstandig isolierte Granate, Cordierite oder~~

~~Biotite, d.h. Mg-Fe Phasen, die sich gegenseitig~~

~~nicht beriihren.~~

~~Bei Granat-Biotit oder Granat-Cordierit Paaren (vergl.~~

~~Kap. 9.2. und Fig. 52):~~

~~2) Der homogene Bereich der einzelnen Phasen im Abstand~~

~~>30 u von der gemeinsamen Korngrenze.~~

~~3) Die eigentliche Kontaktzone von ca. 30 u im Bereich~~

~~der gemeinsamen Korngrenze.~~

~~Si, Al, Ca und Mn bleiben aber in alien 3 Bereichen konstant.~~

Fiir Granat-Biotit und Granat-Cordierit Paare nimmt im Granat x.. vom Bereich 1 ab, nach Bereich 3 ' im Biotit und Cordierit Mg nimmt dieser Quotient dagegen zu. Im Biotit konnen allerdings die Bereiche 2 und 3 nicht unterschieden werden.

Biotit Einschlusse im Granat zeigen in der Regel auch hohere x als die isolierten Biotite, dies ebenfalls bedingt durch den retrograden Mg-Fe Austausch. Ausnahmen treten auf, falls der Biotit zu einem friihen Zeitpunkt, bei relativ niedrigem xM eingeschlossen wurde. - 124 -

~~Vi V~~

~~sir: jy~~

~~v Iv 189 \ -.' I.~~

~~0. 5mm~~

' t <&** - -*(*z&:^t--. ,>;j *

~~Iv 262~~

~~0. 5mm~~

~~Fig. 63: Diinnschlif fbilder der Proben Iv 189 und Iv 262. Die isolierten Granate und Cordierite unterscheiden~~

~~sich von den Granat-Cordierit Paaren weder in der Morphologie noch in ihrer strukturellen Beziehung zu den andern Mineralen, sondern nur im Mg:Fe Ver- haltnis. - 125 -~~

~~absolute Hautigkeit~~

~~GRANAT~~

* X Q210 Q220 Q230 0240 Q250 0260 0270 0280 0290 Mg

~~12 » Iv 262 CORDIERIT 10 8 6i 4 2-1 J^J^M,^ r->X Mg 0.700 0710 a720 a730 0.740 0750 0.760 0770 0.780~~

~~GRANAT~~

~~Q280 0290 Q300 0310 0320 0.330 0340 0350 0.360~~

~~CORDIERIT 8 6 4 2 nfl n, Pi, n, -»x Mg 0750 Q760 0770 0780 0.790 0.800 0810 0820 0.830~~

und Fiq. 64: x,„ von isolierten (I) Granaten Cordieriten, Mo im Ab- von Granat-Cordierit Paaren (P) gemessen stand von > 40 ju von der gemeinsamen Korngrenze mit und von Granat, resp. Cordierit im Kontakt Sillimanit (S). Die Standardabweichung 1 s gemass fur x„ Zahlstatistik betragt fur xM 0,0015 und Die bimodale Verteilung von x ist also 0,003. Mg reell. - 126 -

~~Iv 189 Sillimanit~~

Fig. 65: Schematische Darstellung der isolierten Granate und Cordierite ( ), der Granat-Cordierit Paare ( • ) und der Granate und Cordierite im Kontakt mit Sillimanit (x) der Probe Iv 189 (vergl. Fig. 64) in der AFM-Projektion. Die Unterschiede im xMq. zwischen ( ) und (x ) spiegeln chemische Inhomogenitaten im mm-Bereich der Probe wider. Die xM von Granat-Cordierit Paaren sind dagegen durch die Einstellung eines retrograden Gleich- wahrend gewichts der Abkiihlung bedingt, gemass der Austauschreaktion (14):

~~pyrop + Fe-cordierit = almandin + Mg-cordierit - 127 -~~

~~Wie in Kap. 9.2. erklart wurde, entspricht der Bereich 3 einer Zone mit retrogradem Kationenaustausch, der durch die~~

~~Reaktionen (13), resp. (14) kontrolliert wird.~~

~~Die Bereiche 1 und 2 von Granat und Cordierit der~~

~~Proben Iv 189, Iv 262 und AZ 2.1 wurden systematisch untersucht.~~

~~In Figur 63 sind zwei dieser Proben abgebildet. Isolierte~~

~~Minerale und solche die im Kontakt mit einer andern Mg-Fe~~

~~Phase stehen, unterscheiden sich durch nichts anderes als durch das Mg:Fe Verhaltnis.~~

Die x„ - und x_. -Werte fur die Bereiche 1 und 2 sind in Mg Mg Fig. 64 dargestellt. Isolierte Granate haben deutlich hohere x_, -Werte als Granate im Kontakt mit Cordierit. Fur Cor- Mg dierit gilt genau das Gegenteil.

~~Diese Unterschiede lassen sich, genau wie fur den Bereich~~

~~3, durch einen retrograden Mg-Fe Austausch zwischen Granat und Cordierit gemass Reaktion (14) erklaren, allerdings iiber~~

~~Distanzen > 30 y (vergl. Fig. 65).~~

~~Die Gleichgewichte in den Bereichen 1, 2 und 3 haben sich also bei zunehmend tieferen Temperaturen eingestellt.~~

~~Diese drei Bereiche konnten in alien Proben des Kalifeld- spat-Feldes beobachtet werden.~~

~~11.2. Interpretation und Modell~~

~~Zur Erklarung der soeben beschriebenen Verhaltnisse wird folgendes Modell vorgeschlagen:~~

Im Verlauf der aufsteigenden Metamorphose hatten alle Grana¬ te, Biotite und Cordierite die gleiche Zusammensetzung, unabhangig davon, ob sie isoliert Oder als Mineralpaare auf- traten. Alle Minerale standen iiber eine fluide Phase, die - 128 -

~~durch Dehydratationsreaktionen laufend produziert wurde, miteinander im Gleichgewicht. Dies dauerte an, bis dieses~~

Fluid entwichen war. Von diesem Zeitpunkt an blieben die isolierten Minerale unverandert, da sie nicht mehr austauschen konnten. Sie haben also jene Bedingungen festgehalten, die am ehesten dem Hohepunkt der Metamorphose entsprechen.

~~Die Granat-Biotit und Granat-Cordierit Paare konnten sich dagegen den neuen PT-Bedingungen der Abkuhlung anpassen.~~

~~Die Abkiihlungsrate kann aber nicht konstant geblieben sein.~~

In einer ersten Phase muss die Abkuhlung extrem langsam gewesen sein, so dass der Mg-Fe Austausch das ganze Mineral- korn erfassen konnte. Ueber das ganze Korn konnte sich ein konstantes x einstellen, d.h. zu diesem Zeitpunkt war noch das ganze Mineralkorn im Gleichgewicht.

In einem spateren Zeitabschnitt war die Abkuhlung schneller und die Temperaturen bereits tiefer, und der Austausch zwischen den Mg-Fe Phasen erfolgte nur noch iiber einen begrenzten Bereich von rund 30 y. Das Gleichgewicht konnte sich nicht mehr iiber das ganze Mineralkorn einstellen.

~~Tabelle 12 die zeigt Abkiihlungsgeschichte, die aus der Analy¬ se der Mg-Fe Phasen fur die Proben Iv 262 und Az 2.1 abgeleitet werden konnte. Ereignis Messbereich Temperaturbereich~~

~~Iv 262 Az 2.1~~

~~Fluid entweicht = Hohepunkt Isolierte Gr u. Cd 680°C 680°C der Metamorphose Isolierte Gr u. Bi 720 670~~

~~1. Phase der Abkuhlung: Mg-Fe Gr-Cd Paare, gemessen Austausch iiber das ganze ausserhalb der Kontakt- 680-570 680-590 Mineralkorn zone (Abstand>40-50 u)~~

~~2. Phase der Abkuhlung: Mg-Fe Gr-Cd Paare, gemessen Austausch nur innerhalb einer innerhalb der Kontakt¬ 570- ? 590- ?~~

~~3 0 Kontaktzone von ca. p. zone~~

~~Ende des Mg-Fe Austausches Gr-Cd Paare, gemessen in messbaren Konzentrationen im Abstand von 2-4 p. 500 520 von der gemeinsamen Korngrenze~~

~~Tabelle 12: Korrelation vom Messbereich in Granaten Cordieriten und Biotiten mit geologischen Ereignissen, vergleiche Kap. 11. Die Temperaturen sind den Tabellen 13, 16 und 17 entnommen. - 130 -~~

~~12. GEOTHERMOMETRIE UND GEOBAROMETRIE~~

~~12.1. Bisherige Arbeiten~~

~~In der Ivrea Zone wurden bisher nur wenige PT-Bestimmungen aus-~~

~~gefiihrt. Fur die Metapelite liegt lediglich die Arbeit von~~

~~Schmid und Wood (1976) vor. Die iibrigen Arbeiten (Capedri~~

~~et al. 1976, Engi 1978 und Shervais 1978) befassen sich mit~~

~~den Peridotiten, die knapp an der Insubrischen Linie liegen.~~

~~In den Peridotiten werden einerseits Temperaturen um 1200 C,~~

~~also magmatische Temperaturen, bestimmt und andererseits~~

~~Temperaturen von 700 bis 900 C, die einer partiellen Reequi-~~

~~librierung der Peridotite unter den Bedingungen der Granulit-~~

~~fazies entsprechen.~~

~~Anhand der Reaktionen (12) und (15) haben Schmid und Wood~~

~~(1976) T-, resp. P-Bedingungen fur das V. d'Ossola bestimmt.~~

~~Nachdem (12) eine Dehydratationsreaktion ist und gute Griinde~~

~~angefuhrt werden konnen, dass der Wasserdruck in grossen Teilen der Ivrea Zone geringer war als der Gesamtdruck, berechnen die~~

~~Autoren P unter der Annahme, dass die Bildungsbedingungen der Metapelite genau den Bedingungen fur das erste Auftreten~~

~~einer eutektischen Schmelze entsprechen. Mit dieser Annahme erhalten sie einen Temperaturanstieg von lediglich 50°C von der mittleren Amphibolit- zur Granulitfazies.~~

~~Im PT-Diagramm liegen die gemessenen Proben mit Temperaturen von 700 bis 820 C und Drucken von 9 bis 11 kb knapp innerhalb des Disthenfeldes, obwohl die Metapelite der V.d'Ossola nur~~

~~Sillimanit aufweisen. - 131 -~~

~~12.2. Probleme der Geothermometrie und Geobarometrie an~~

~~Proben des Kalifeldspat-Feldes~~

~~In Kap. 11 haben wir festgestellt, dass die Mineralpaare im~~

~~Verlauf der Abkiihlung ausgetauscht haben, dass also die PT-~~

~~Bedingungen beim Hohepunkt der Metamorphose nur an isolierten~~

~~Mg-Fe Phasen bestimmt werden konnen.~~

~~Ferner kamen wir in Kap. 9 und 11 zum Schluss, dass die iso¬~~

~~lierten Mg-Fe Phasen heute zwar homogen sind, aber urspriing-~~

~~lich zonar waren, bedingt durch kontinuierliche Reaktionen~~

~~wie etwa (12) . Fiir die Interpretation der Temperaturen ist nun~~

~~wichtig, wann diese Minerale homogenisiert wurden. Ist dies~~

~~passiert, solange die Minerale iiber ein Fluid miteinander im~~

~~Gleichgewicht standen, so konnen wir aus den isolierten Mine-~~

~~ralen wirklich den Hohepunkt der Metamorphose bestimmen. Waren~~

~~dagegen an der Klimax der Metamorphose nur die Rander der Mi¬~~

~~nerale miteinander im Gleichgewicht, so hat sich bei der nach-~~

~~traglichen Homogenisierung ein mittleres x eingestellt. Da~~

~~von den vorliegenden Mg-Fe Phasen der Granat die kleinste~~

~~Diffusionsgeschwindigkeit hat und entsprechend den ausgepragt-~~

~~esten Zonarbau aufgewiesen haben muss, sind die bestimmten~~

~~Temperaturen, falls der zweite Fall zutrifft, tiefer als die~~

~~Temperaturen beim Hohepunkt der Metamorphose. Welcher Fall~~

~~fiir die Ivrea Zone zutrifft, kann aus den vorliegenden Daten~~

~~nicht entschieden werden.~~

~~Granat-Biotit und Granat-Cordierit Paare des Kalifeldspat-~~

~~Feldes, gemessen im Abstand > 40y von der gemeinsamen Korn-~~

~~grenze, geben Temperaturen an, die dem Ende einer sehr langen~~

~~Abkiihlungsperiode entsprechen (vergl. Kap. 11) . Fiir Granat-~~

~~Biotit Paare ist die so bestimmte Temperatur etwas zu tief, da der Biotit noch spater, im Verlauf der zweiten, schnelleren~~

~~Abkiihlungsperiode, uber das ganze Korn ausgetauscht hat, wahrend der Granat wahrend dieser Periode nur iiber eine Zone von rund 30y austauschen konnte. Fiir die Druckbestinmung ergeben~~

~~sich ahnliche Probleme: Wahrend der Granat beziiglich Ca homo- - 132 -~~

~~gen ist, weist der Plagioklas Rander auf, die meist albitreicher~~

~~sind. Dieser Zonarbau muss der progressiven Metamorphose zuge-~~

~~schrieben werden (vergl. Kap. 10.5), so dass die Ca-Verteilung~~

~~zwischen Plagioklas-Rand und Granat-Rand am ehesten den Druck~~

~~angibt, der dem Hohepunkt der Metamorphose entspricht.~~

~~Im Muskovit+Quarz-Feld sind Granat und Plagioklas, bedingt~~

~~durch die progressive Metamorphose, zonar, und retrograder Aus-~~

~~tausch hat, wenn iiberhaupt, nur in geringem Ausmass stattge-~~

~~funden, so dass aus den Randern der Minerale die PT-Bedingung-~~

~~en der Klimax der Metamorphose abgeleitet werden konnen.~~

~~12.3. Temperaturbestimmungen~~

~~Um unabhangig vom H-0 Partialdruck Temperaturen bestimmen zu~~

~~konnen, wurden Mg-Fe Austauschreaktionen zwischen Granat-Bio-~~

~~tit und Granat-Cordierit gewahlt.~~

~~12.3.1. Granat-Biotit Austauschreaktionen~~

~~Diese Reaktion lautet:~~

~~1/3 pyrop + 1/3 annit = 1/3 almandin + 1/3 phlogopit~~

~~(13) und der entsprechende Verteilungskoeffizient fur 1 Mol austauschbare Mg-, resp. Fe-Kationen:~~

~~(x^r) (x*1) Fe - Mc? K " '"-1'm n 0(131 (,?) (x^, Mg Fe~~

Dieser Verteilungskoeffizient 1st praktisch unabhangig vom pal Druck (AV(13) =- 0.0191 /bar), dagegen ist eine Abhangig- keit von Ca und Mn im Granat und von Ti und Al im Biotit festzustellen (vergl. z.B. Saxena 1969). - 133 -

~~Die Temperaturabhangigkeitvon K wurde einerseits experimentell bestimmt (Ferry und Spear 1977) und andererseits an~~

~~natiirlichen Granat-Biotit Paaren studiert (Saxena 1969,~~

~~Thompson 1976 und Goldman und Albee 1977).~~

~~In Fig. 66 sind diese verschiedenen Kalibrierungen aufgetragen.~~

~~Bis etwa 600 C stimmen Ferry und Spear und Thompson gut viber-~~

~~ein. Im Bereich von 800 C sind die Temperaturen von Thompson urn 70-80 C tiefer als jene von Ferry und Spear, wobei sich die Fehlerfelder (in beiden Arbeiten + 50 C) noch iiberlappen.~~

~~Die Temperaturen von Goldman und Albee, bestimmt aus Sauer-~~

~~stoffisotopen, sind deutlich tiefer.~~

~~Werden die Korrekturfaktoren von Saxena (1969) fur die zusatz-~~

lichen Komponenten natiirlicher Granat-Biotit Paare beriicksichtigt und qualitativ mit der Kalibrierung von Ferry und Spear kombiniert, so werden die Temperaturunterschiede zwischen der experimentellen und der "Feldkalibrierung" noch grosser, wenigstens fur die Proben aus der Ivrea Zone.

~~Die Temperaturen (Tabellen 13-15) wurden nach der (polybaren)~~

Kalibrierung von Thompson (1976) und nach Ferry und Spear(1977) bestimmt. Eine Aenderung des Druckes urn 4 kb bedingt eine Tempe- raturverschiebung von lediglich 15-20 C (vergl. Fig. 66), so dass die Temperaturen nach Ferry und Spear fur einen konstan- ten Druck von 6 kb berechnet wurden.

~~Die entsprechenden Gleichungen lauten:~~

~~0,0096 „ 2246 (P-l) 7 oc. ^ M_ 0. = -^ + (13.2) lnK(13) ~T o,960 (Ferry + Spear 1977)~~

~~lnK(13) = ^F^ " 1,56° (13.3) (Thompson 1976) Gr Bi Xpe 4lnKD = In *Molybar, Thompson 1976~~

~~1.5- man Albee 1977~~

~~1.0~~

~~J£ 11 —H 13-104 ^T°K «950 800 750 700 650 600 550 500 T °C~~

~~Fig. 66: Kalibrierungen der Austauschreaktion (13) aus der Literatur. O Experimentell bestimmte Punkte von Ferry und Spear (1977) bei 2.07 kb. - 135 -~~

~~12.3.2. Granat-Cordierit Austauschreaktion~~

~~Fur ein Mol austauschbare Mg-, resp. Fe-Kationen lautet die~~

~~Reaktion:~~

~~1/3 pyrop + 1/2 Fe-cordierit = 1/3 almandin + 1/2 Mg-cordierit~~

~~(14) und der entsprechende Verteilungskoeffizient:~~

~~Gr. , , Cd, (*Fe> O Mg Fe~~

~~cal Mit einem AV,.,. =-0.0308 /bar ist auch diese Reaktion weitgehend unabhangig vom Druck. Wie Ca und Mn und H»0 in~~

~~Cordierit, sowie der Ordnungsgrad von Cordierit, dieses Gleich- gewicht beeinflussen, ist bisher nicht untersucht worden.~~

~~Fur diese Austauschreaktion liegen experimentelle Resultate~~

~~vor von Hensen und Green (1971 und 1972) , Currie (1971) und von und Lee hat aus natiirlich- Holdaway (1977) . Thompson (1976) en Granat-Cordierit Paaren und aus Temperaturen, die er auf~~

~~Grund von Phasengleichgewichten abgeschatzt hat, eine K - T~~

~~Kalibrierung berechnet und erhalt folgende Gleichung:~~

~~lnK(14) = £^ - o,896 (14.2) (Thompson 1976)~~

~~Diese Kalibrierung wurde fur die Temperaturbestimmungen~~

~~(Tabellen 16 und 17) bevorzugt. - 136 -~~

~~12.4. Druckbestimmungen~~

~~12.4.1. Ca-Verteilung auf Granat und Plagioklas~~

~~Das einzige Barometer, das iiber die ganze Ivrea Zone angewendet~~

~~werden kann, beruht auf der Reaktion~~

~~3 anorthit = 1 grossular + 2 sillimanit + 1 quarz (15)~~

~~mit der Gleichgewichtskonstante, falls angenommen wird, Silli¬~~

~~manit und Quarz seien reine Phasen:~~

~~, Granat .~~

~~(a i ) grossular~~

~~= K(15) ""pig" "3 (15'1) anorthit~~

~~Die Aktivitaten lauten:~~

~~Gr Gr,3 .._ ^Gr / _, = * Vossular (xCa W (15'2)~~

~~aanorthit " (XCa YCa) (15*3)~~

~~Fur den Plagioklas wurden die Aktivitatskoeffizienten von~~

~~Orville (1972) eingesetzt, wobei die y im vorliegenden Zusam- mensetzungsbereich des Plagioklases konstant bleiben und~~

~~1.276 betragen, ausgenommen fur den Plagioklas der Probe~~

~~AM8.4 mit y = 1.~~

~~Die Aktivitaten fur die beobachteten Granatzusammensetzungen~~

~~sind bisher noch nicht bestimmt worden. Extrapolationen der~~

~~Daten von Cressey et al. (1978) zeigen bei 900° C eine positive Abweichung von der Idealitat fur Granate mit einem almandin: pyrop Verhaltnis von 1:1 und einer negativen~~

~~Abweichung fur die Mischreihe grossular-almandin.~~

~~Die Granate der Ivrea Zone liegen mehr oder weniger in der~~

~~Mitte zwischen den beiden erwahnten Zusammensetzungen, so dass mangels genauerer Daten mit dem idealen Losungsmodell gerech- net wird. - 137 -~~

~~P KB~~

~~15 -~~

~~1.0 0,8 0.6 0.4 0.2 0.0~~

~~Ca (GR (Fe*Mg*Mn) CA~~

Ca auf Granat Fig. 67: P-x Diagramm fiir die Verteilung von und Plagioklas, berechnet aus Gleichung (15.4). sind Die Granate der Metapelite aus der Ivrea Zone Be- sehr Ca-arm und fallen in den assymptotischen reich der Kurve. - 138 -

~~Schmid und Wood (1976) haben einen InK Ausdruck fur Reaktion~~

~~(15) berechnet, der hier iibernonimen wird:~~

~~5123 0.6565 (P-l) - 1C ^ , ,,,-,, inv — 16.02 + (15.4) (15) ~T~~

~~Gr Auf Grund dieser Gleichung wurde ein P-x -Diagraitim berechnet ca (Fig. 67) fur Anorthit und fur eine mittlere Plagioklaszusam-~~

~~von An Da Ivrea sehr Ca-arm mensetzung _. die Granate der Zone~~

~~sind und im assymptotischen Bereich der Kurve liegen, sind die bestimmten Drucke entsprechend ungenau. Die Drucke nach Gleich¬ ung (15.4) sind in den Tabellen 18 und 19 zusammengestellt.~~

~~12.4.2. Mg-Fe Verteilung zwischen Granat und Cordierit~~

~~In der V. Sesia und in der V. Strona di Postua kann der Druck auch aus folgender Reaktion bestimmt werden:~~

~~3 Fe-cordierit = 2 almandin + 4 sillimanit + 5 quarz (11)~~

~~Fur Sillimanit und Quarz als reine Phasen lautet die Gleich- gewichtskonstante~~

~~, Gr .2 almandin~~

~~= Kdi) ~cd rj {11-1) Fe-cordierit~~

~~Falls fur Fe und Mg in Granat und Cordierit ideales Losungs- verhalten angenommen wird, kann diese Gleichung wie folgt geschrieben werden:~~

~~(xGr)6 lXFe} Kdi) =-cd-ir c11-2) (XFe) - 139 -~~

~~Thompson (1976) hat aus den experimentellen Daten von~~

~~Richardson (1968) und Weissbrod (1973) folgenden Ausdruck fiir~~

~~InK,,... im reinen Fe-Mg System berechnet:~~

~~... _. 13395 _ _. , 1.956 n A (P-l) n = A ' (H.3) (11) T— T~~

~~Diese Gleichung gilt nur fiir wasserfreien Cordierit. Fiir die~~

~~Bedingung P^ = PrT von _ erweitert sich das 3 . Stabilitatsfeld tot H-O von Mg-Cordierit urn 3 kb gegen hohere Drucke (Newton 1972).~~

~~Weitere Unsicherheiten sind bedingt durch den Al-Si Ordnungs- grad in Cordierit und Sillimanit und durch die Anwesenheit von Ca und Mn im Granat.~~

~~Fiir Ca und Mn kann die Druckkorrektur direkt in Gleichung Gr (11.3) erfolgen, indem x nicht fiir das binare Fe-Mg System formuliert wird, sondern fiir den wirklich vorliegenden Granat,~~

~~, Gr Fe a SO * XFe Fe+Mg+Ca+Mn~~

~~Fiir die analysierten Granate der Ivrea Zone mit maximal 7 Mol%~~

~~(grossular+spessartin) ergibt dies eine Korrektur von nur~~

~~-0.2 kb, unter der Annahme einer idealen Losung.~~

~~Die Drucke in Tabelle 16 sind nach der Gleichung (11.3) be¬ rechnet, ohne Korrekturen fiir H^O, Mn und Ca, und stellen somit Minimaldrucke dar. - 140 -~~

M (0 0) >1 a, u CO a u 0 a) 13 > C £i 3 T) a CN >i fO • U •p ro U o CO H d 0 rC ^i- H vo oo m co vo oo O r-» vr> ^o r~ vd >£> t-» r~» oo CO M^ ^ C vo r-~ vo r- r-~ r~ r~ r~ in r-» oo c •H 0) a> to r-\ to o

C ^^ g 0) VD o 0 -p r~ m X! H Cn B -P rH -H 0 Xi •H c O O O O O O O O o o o U U OOOOOOOO O O O O PQ 0 r- i? co H oo rH ^j< cn vo cn co in cn r-» 3 (0 v co m vo r~ <& vo m r^ ^o vo *£> t*» r- r» r- ^d Eh C -d a C g 3 0 Xi G Eh 0) '—* -P H -H 0) rH H 0 a CO •H x: o g rd • (N^VDrHOtOai^ cn in 'd* cn -tr oo cn oo r- in r~ cn in in O 0 C •P cnmr^cnr-ir^-cnco v£> ro rH rH vo in O rH «a< cm rr cn r~\ *& O > •rl tn ujvDvnvor^inrrLn r> MninrMn vo vo m ^r m in vd m in M XI XI Eh g ^-. 0 • r~ -P Tl r~ < S cn rHOmoOCNVDVOCN in cn rH m cn r^ in oo rH oo in m in rr cn (d rH CNCNrHCncnCOrHin in cn m cn r» cn O i^h in ^ in Q) « M cn rocorororocNCNCN cn *? cn cn O O rO CN CN rH CN CN ro cn cn -P M O S H fO X OOOOOOOO OOOOOO OOOOOO OOO g Qj •p W •H A. g Tl 0) o G o CN 3

2 co r» cr\ r-~ 00 CO Cn rH a) C nr^i^^^ocoin o m o m 00 0> CN cn rH r- r- cn CN rH 0) ro^j<'^^<'3X) • XI m m in •^r "3" «* "5J< in in n cn cn cn rH CN (N 0) 0 is s 2 rs s £ xi u ><;<<<;>>< to > > < > > > > N N N N > > N 04 rH^X««HM« > M H « H H H H < <

~~AM 8.4 0.790 0.430 1.61 590 ± 50 620 ± 50 Iv 533 0.688 0.292 1.68 570 600 Iv 528 0.498 0.196 1.41 650 700 KAW 85 0.544 0.206 1.52 620 650~~

~~VS 41 0.717 0.338 1.61 590 620 Iv 490 0.727 0.406 1.36 660 720670 Iv 485 0.529 0.203 1.48 630 660 KAW 508 0.530 0.198 1.52 620 Iv 4 5 0.268 0.059 1.77 550 570 Iv 458 0.372 0.088 1.81 540 560~~

Tabelle 14: Gemittelte Atombriiche von Granat-Biotit Paaren, gemessen im Abstand von 40 y von der gemeinsamen Korngrenze. T wurde nach Gleichung 13.3 (Thompson 1976) und Gleichung 13.2 (Ferry und Spear 1977) bestimmt. - 142 -

u (0 O m m a, u • to CD ro to -d H •H XI g tn 3 C o H d in vr> n> in in vo in m m vo in in <& X! •P < £ o g CD to g *» CO c •H +J to -P A! CD cu CO cd C 'O CD -P O g (1) u XI C to tn d 0 <—. w e 3 *. r^ o o -P Eh > X! in g rd cn H Eh a • H to CO P JC H to Sh H U U O O O O O O O O O O O o O O O O CO o rH r> rH Cfi oo •n in O m "sr O o CN O !>• p td H m H CD CD Eh C vo in vo in in in in vo in m in ya in in in c X! CU •rl •H O CO o CO Sh a c "0 0 CD H C U to H 3 CO -P :3 g >i H H 0 H g «3- r~ a\ vo cn <-\ oo oo O 00 CO X! > r4 inM/iuvo oo r- in r~ oo O in oo O yD co U CD -P CO a. Eh td ^-' CN CN Ci c H o td W ^ CN m I • o -P fl n

H 0 H . P > CN 0 CJ1 -H T3 C m a 3 • a X! T) CN CN CN (N CN c •p U G to H O m en m r- oo r* oo rn & oo OO VO CN ^ O 0 td cn rH cri r^ O ^t co O O m co a\ in co XI CD Cm in tn ro ro m n cn co ro ^ cn o O CN CN CN CN CN < rH O 2 CD U *h X OOOOO OOOOOO OOO OO X! g +J O -H •d cd :3 d C! M • 3 cd XI & M g CO .-» O 0 CD CO -p rl r- rJ < cn CD O vo ^ ro en O CO O) ID co oo ^ CN O t-i r-l CD rH P m riming r~ co r^ en > h r- cn cn cn r» 0) CO u H tn vo r> Is- t^ in r~- r~ r~ in cn ^r >X> KD VO KD

2 <7l rH co > c^ [^ in t-\ rH O m in co (N M^ CTi CN CD C r~ r- ^ ^ co "S* c\ CTi 00 •^ m CN • • 00 ^D rH CD ^* ^r ^j* ^r «* ^r ^j* -^, in ro co r^ CN rH XI CD 0 is is is s s X! U > > > > > esq tS3 > > td H H H H CU HH HM H^ HH l^H > H H H H < < Cd Gr* Proben Nr. X X ln K T°C 'Mg Mg D ln K P (kb) 0 O Iv 519 O 756 305 1. 95 680 ± 50 6.28 6.5 Iv 522 O 745 O 278 2 03 660 6.24 6.5 AZ 3.9 727 O 265211 2. 30 580 6.37 6.6 AZ 3.79 O 747 0 2 10 640 6.40 6.6 AZ 3.71 0.662 O 255 1 74 760 4.74 5.6

~~Iv 189 0.758 0.345 1.78 740 5.97 6.3 Iv 262 0.716 0.264 1.95 680 5.71 6.2 AZ 2.1 0.652 0.209 1.96 680 4.93 5.8~~

Tabelle 16: Gemittelte Atombriiche von isolierten Cordieriten und Granaten, gemessen im Abstand von 20 p. vom Rand. T wurde nach Gleichung 14.2 und P nach Gleichung 11.3 (Thompson 197 6) bestimmt. /-I J Gr * Abstand 40 - 50 " u XT. ln K T°C Mg Mg

~~AM 8.4 0.862 0.432 2.11 6 30 ± 50~~

~~Iv 519 0.777 0.240 2.40 550 Iv 522 0.824 0.2980.213 2.41 550 AZ 3.9 0.751 0.256 550 AZ 3.79 0.754 2.19 610 AZ 3.71 0.710 0.232 2.09 640~~

~~Iv 189 0.789 0.294 2.20 610 Iv 262 0.767 0.240 2.35 570 AZ 2.1 0.698 0.194 2.26 590~~

~~Abstand ca, 8 u £> *» AM 8.4 0.882 0.415 2.36 560~~

~~AZ 3.71 0.780 0.206 2.56 520~~

~~Iv 189 0.813 0.288 2.38 560 Iv 262 0.782 0.225 2.52 520 Az 2.1 0.720 0.179 2.46 540~~

~~Abstand 2 - 4 u Iv 262 0.786 0.212 2.61 500 AZ 2.1 0.727 0.176 2.53 520~~

Tabelle 17: Gemittelte Atombriiche von Granat-Cordierit Paaren, gemessen im Abstand von 40 bis 50 u, 8 p und 2 bis 4 u von der gemeinsamen Korngrenze. T wurde nach Gleichung 14.2 (Thompson 1976) bestimmt. P (kb) p (kb) Proben Nr. Zone xGr xPig ln K (T nach (T nach + Spear) XCa XCa Thompson) Ferry

~~Iv 533 R 0.036 0.278 -6.86 7.4 8.9 Z 0.036 0.288 -6.97 7.1 8.7 KAW 449 R 0.035 0.316 -7.33 6.5 7.9 Z 0.033 0.331 -7.65 6.0 7.3~~

~~KAW 44 7 R 0.034 0.315 -7.41 6.4 7.8 Z 0.036 0.315 -7.24 6.6 8.1~~

~~KAW 85 R 0.02 7 0.205 -6.81 5.9 6.9 Z 0.026 0.237 -7.36 5.1 6.0~~

~~Iv 490 R 0.047 — Z 0.042 0.412 -7.58 5.6 6.8~~

~~Iv 485 R 0.033 0.282 -7.17 5.8 6.9 l-1 Z 0.032 0.298 -7.42 5.4 6.5 Iv 45 R 0.040 0.292 -6.70 4.8 5.3 Z 0.044 0.295 -6.44 5.1 5.7 Iv 458 R 0.020 0.116 -6.01 5.2 5.7 Z 0.020 0.162 -7.01 3.9 4.3~~

~~AZ 3.9 R 0.032 0.313 -7.53 3.7 4.2 Z 0.031 0.316 -7.70 3.5 4.0 AZ 3.13 R 0.032 0.278 -7.22 4.7 5.4 Z 0.030 0.279 -7.42 4.5 5.1~~

~~Iv 189 R 0.038 — — — - Z 0.040 0.400 -7.64 5.3 6.4 Iv 262 R 0.039 0.466 -8.17 4.0 4.9 Z 0.040 0.471 -8.13 4.1 5.0~~

~~Tabelle 18: Gemittelte Atombriiche von isolierten Granaten und Plagioklasen, gemessen im Zentrum (Z) und im Abstand von 20 p vom Rand (R). P wurde nach Gleichung 15.4 bestimmt. - 146 -~~

•O m >1 a h u u CD cu a fn CS3 xi X! o — o g H X) rd cu CN H OO in CN CO *tf VO Cn r-H H VO H oo cn cn r-» o oo cn -P u En m C r» oooo r-» r-~ r~ r~ r^r^ kd vo in vo CU X! N u (d g C5 •H «* oo H CM O cn cn m oo vo H CN r-~ vo oo tn C • I • • rd 0) r- r» vo r~> r- vo m vo H g l I I l I l I l I l I I l I I I ft rd cn C •H -p cu cd g c cu rd *3< vo 00 00 M VO cn oo cn "* H ro vo O r- ro ro r- 00 tn tn oo oo oh CN CN CN CN 00 co cn ro cn m cn cn Cn O co H M id cn cn oo oo oo co oo ro «=r q' CN CN ro oo ^ >* CN CN CN I H H o U a, u CU x OOOO OOOO OOOO OOOO OOO o o c 'd o > c o cu > X! o co IX) VO m oo ** vo r- vo t-\ vo VO M m >* O *< O O :3 vo ro oo oo oo oo oo m m CN CN ^J< 00 oo oo CN CN U o ^i cd I O O O O O O O O O O O O O O O O O o o o o CN O U X! ooo oooo oooo oo oooo oooo O c -P o <; >

~~cu -p H rd CD 0) -p C •P CO O -P H N Pits] PSni PS n PS n PS n PS N p5n cd tsq PS n PS n PS n •H < p g CO (U g cu o •H X!~~

~~cn u z cn r^ CU c oo *r ^r CO m M O m CO cu 00 >* ^p CN 00 0\ C^ 00 m m XJ CO m m ^ ^r ^< >* «* cu o & 3: & X} > < > > > > > > (d a. H S w H S H H H H H Eh - 147 -~~

~~u rd "=3" cu CO in H~~

~~CP >1 T3 CI u c 3 u d X! CD o Ph ^-^ H ISJ CD X — H~~

~~— U O -Q~~

X *—*. *-* U •». Pi C ~— CD in vo hc^ vo in r- m ^n m ^ en cm ho M CD Eh (0 N ^•«5t< ^r m mm ^ «* ** «* «* ^< ^f in ** "31 rd G ft CD U CO & rd G H U ^ 0 0 K O G 0 cd > X 0 3L m m m m O O O O vo vo VO VO r-> O O O :3 m m m m m m m m CM CM CM (N m ^ u O M id O O O O O O O O o o o o O O O O CN O U qui X OOOO OOOO OOOO oooo 0 G -P 0 «C >

~~CD TS +J G H rd -P CD -t-1 g G -P CO g O -P IS] PhN Ph N Oh N & IS) & tSI tf N & N P^IS) •rl a ^ g CO~~

~~• •~~

~~!T> s C cn m cn H 3 H C cn CM in H r^ r- o\ CM N Q) H CM • • • • 00 VO -P CD in in m m m m H CM CD H CO H rob > > N N ISI ISI > > •p CD PM H H < < < < H H n XI 0 rd Ph EH - 148 -~~

~~68: Druck. modales Verhaltnis von Granat zu Fig. Temperatur, Gesamtgestein . Gr Bi , _. ~ ;_,„• L-*. r x und x im Pro- Granat+Biotit, , xM fil der V.d'Ossola und"der V.Srrona di Omegna.~~

~~I Proben der herzynischen Rb-Sr Kleinbereichs Isochrone~~

~~# isolierte Granate und Biotite, gemessen im Ab-~~

~~stand von 20 u vom Rand~~

~~O Granat-Biotit Paare, gemessen im Abstand von 40 p. von der gemeinsamen Korngrenze~~

~~C Rand von isolierten Plagioklasen und Granaten~~

~~3 Zentrum von isolierten Plagioklasen und Grana¬ ten - 149 -~~

~~xMg 0.6~~

~~-0.4~~

~~rl.O ••v •• m • * • - 0.6 - • G~~

~~• • Gr/ - 0.4 - • • • • kla kb o - 7 CJ $ a) - 6 tf ft a. S o i 0 © - 5 rfl c - 4~~

~~InKr) i * "•"* -1.8 T. F*S. +—t .OO Bio -1.6 600 .—o<>0" 600-I -1.4 ^—< .—o—" 700 al c - 1.2 700 h800~~

~~- 1.0 800--900~~

~~Kalifeldspat Muskovit Quarz~~

~~0 8 10 km - 150 -~~

~~-^^ kb -7~~

~~-a -6 o o b~~

~~"nfl - A C *0 - 3 o~~

~~okb~~

~~'5* 5 a: $ i a -A 8 2 • -3~~

~~.tr °c~~

~~ilnKD ,~~

~~rd - 2.6 500- o CP o • i 600- - 2.2 ? O c / flfl 700- i- - 1.8 • O 800-~~

~~lnKD °C~~

~~•»— , i I F*S oti -1.8 CD 600 600- 1 • • 700 (0 -1.4 • c 700- • • • 800 i_ CD -1.0 800- 900~~

~~Bas. Hauptzug->|-— Kinzigit Zone~~

~~T- T n 0 2 4 8 km~~

~~69: Temperaturen und Drucke fiir das untere V.Sesia. Signaturen wie Fig. 68. - 151 -~~

~~•*- 1-7 . • 0> • -6 • _ w - o 5 - u~~

~~1 - A - «J~~

~~c - 3 -~~

~~t- o~~

~~°« kb 5-5 2 j. -a *o~~

~~i_ CD~~

~~lnKD wc *—» '~~

~~l_ -26 500- (1; o U ~ 0 600- - 22 O t-Co • • • 700- 03 - 1 8~~

~~O 800.~~

~~lnKD X~~

~~-18 T. F*S. O~~

~~DO -600 600- I~~

~~- H -700 • c • 700- - • 800~~

~~. 10 - 800- 900~~

~~Bas Hauptzug —!- Kinzigit Zone~~

~~I 1 i i i 0 2 U 6 8 km~~

~~70: Temperaturen und Drucke fur das V.Strona di Postua. Signaturen wie Fig. 68. - 152 -~~

Fig. 71: Drucke und Temperaturen, welche aus isolierten Granaten und Biotiten (Gleichung 13.3), resp. isolierten Granaten und Plagioklasen (Gleichung 15.4) fur die Metapelite der Ivrea Zone berechnet wurden, im PT-Diagramm dargestellt. Proben Nr. nach Tabelle 10. ( ) Temperaturen aus Fig. 68 extrapoliert, vergl. dazu Kap. 12.5.1. Stabilitatsfelder der Al2Si05-Polymorphe nach Holdaway (1971) (H) und Richardson, Gilbert und Bell (1969) (RGB). (A) : Erstes Auftreten anatek-

~~= tischer Schmelzen fur P. . PTT0^ . P Kb A A V. d'Ossola O V. Strona di Omegna V. Sesia O V. Strona di Postua~~

~~M Ln to~~

~~T 500 600 700 800 900 - 154 -~~

~~12.5. Diskussion der Resultate und Schlussfolgerungen~~

~~Die Ergebnisse der Geothermoraetrie und Geobarometrie, sowie mineralogische Daten, sind in den Figuren 68-71 zusammengestellt.~~

~~12.5.1. V. d'Ossola und V. Strona di Omegna (Fig. 68)~~

~~In der V. d'Ossola und in der V. Strona di Omegna nehmen Druck und Temperatur kontinuierlich zu, im Gegenteil zum modalen~~

~~Granatgehalt (Quotient Gr/Gr+Bi), der plotzlich stark ansteigt~~

~~(Fig. 68, vergl. auch Schmid und Wood 1976, Fig. 3) und zur~~

~~Zusammensetzung der Fliissigkeitseinschliisse (De Negri und~~

~~Touret 1978).~~

~~Diese Autoren haben folgende Entwicklung festgestellt: Im~~

~~Muskovit+Quarz-Feld der V. Strona di Omegna treten wasserige~~

~~Einschliisse auf. Am Uebergang von der Amphibolit- zur Granu¬~~

litfazies, also dort, wo der Granatgehalt stark zuniitimt, haben die zwei Autoren sowohl wasserige, wie auch CO~-Einschlusse beobachtet, wahrend im granulitfaziellen Bereich nur dunkle Hohlraume gefunden wurden (explodierte C02-Einschlusse?) und wasserige Einschliisse, die aber junger sind.

~~Somit kann die plotzliche Zunahme von Granat auf Kosten des~~

~~Biotits mit einer Aenderung der Fluidzusammensetzung korre-~~

~~liert werden und muss nicht durch einen Metamorphosesprung bedingt sein, wie es Schmid und Wood (1976) postulierten.~~

Eine starke Abnahme von H~0 im Fluid und damit die Stabili- sierung von Granat auf Kosten von Biotit (Reaktion 12), ist sehr plausibel, denn im Feld sind am Uebergang von der Amphi¬ bolit- zur Granulitfazies Migmatite recht haufig. Durch partielle Aufschmelzung der Metapelite konnte H~0 weitgehend aufgebraucht und durch granitische Schmelzen (vergl. Schmid

~~1972) abgefiihrt worden sein.~~

~~Im Bereich der Granulitfazies sind die gemessenen Temperaturen wieder viel tiefer als in der Amphibolitfazies, obwohl Mineral- bestand und Mineralzusammensetzung eindeutig auf eine Zunahme - 155 -~~

~~des Metamorphosegrades hinweisen. Granat und Biotit sind hier~~

~~offensichtlich nicht mehr im Gleichgewicht und dies ganz un-~~

~~abhangig davon, ob Stronalithe mit kristalloblastischer Struk-~~

~~tur oder Mylonite vorliegen. Da die Stronalithe aber nur noch~~

~~Spuren von Biotit fiihren, Granat aber bis 30% des Gesteins aus- macht, geniigt schon der geringste Austausch zwischen diesen~~

~~zwei Phasen, urn das Gleichgewicht ganz empfindlich zu storen.~~

Dieser Austausch geschah wahrscheinlich iiber eine fluide Phase, denn die Biotiteinschliisse geben iiber das ganze Profil ahnliche Temperaturen an und zeigen keine Korrelation zur eben erwahnten*Temperaturverschiebung".

Dassnachtraglich eine fluide Phase anwesend war, zeigen nicht nur die jiingere Generation der Fliissigkeitseinschliisse sondern auch die feinschuppigen Hydratationsprodukte, die besonders haufig im Bereich der Insubrischen Linie auftreten (vergl.

~~Kap. 5.2.1). Fiir Stronalithe mit Ungleichgewicht zwischen~~

~~Granat und Biotit wurden die Temperaturen aus Fig. 68 extrapoliert.~~

Der geothermische Gradient betragt rund 130 C/kb oder 34 C/ 3 km fiir eine mittlere Gesteinsdichte von 2.7 Die g/cm . Tempera- tur nimmt pro km horizontaler Distanz urn etwa 28 C zu. Mit einem Einfallen der Schichten zwischen 60 und 90 ergibt dies einen geothermischen Gradienten von 28 bis 32 C/km. Diese

~~Gradienten sind bedeutend hoher als ein normaler Schildgradi- ent. Wenigstens ein Teil dieser zusatzlichen Warme wurde durch die Intrusion des Basischen Hauptzuges zugefiihrt.~~

~~Senkrecht zum Streichen der Ivrea Zone nimmt der Druck auf~~

~~1 km horizontaler Distanz urn ca. 0.22 kb zu. Wird das Ein¬ fallen der Serien beriicksichtigt, so entspricht dies ungefahr dem lithostatischen Druck. Daraus schliessen wir, dass die~~

~~Serien der Ivrea Zone wahrend der Metamorphose flach lagerten - 156 -~~

~~und erst spater steilgestellt wurden. Zur gleichen Schluss-~~

~~folgerung kamen wir bereits auf Grund von steilgestellten magmatischen Strukturen im Basischen Hauptzug.~~

~~Schmid und Wood (1976) erhalten fiir das V. d'Ossola Drucke von~~

~~9-11 kb, also 2-3 kb hoher als die hier berechneten Drucke.~~

~~Die beiden Autoren haben aber eine starke positive Abweichung~~

~~Auf von der IdealitSt fiir grossular im Granat angenommen. Gr Grund ihres Losungsmodells betragt Y fiir die Proben KAW 85 und Iv 533 je 2.2 und damit der Druck 9.5 und 10.9 kb. Diese~~

Werte sind aber im Vergleich zum Stabilitatsfeld von Sillimanit und Cordierit zu hoch. Zudem erhalten Cressey et al. (1978), die das Losungsverhalten der Mischreihe grossular-almandin experimentell untersucht haben, einen negativen Interaktions-

~~W im zur Annahme von Schmid und parameter , Gegensatz Oct /r6 Wood (1976).~~

~~Gr Eine qualitative Abschatzung zeigt aber, dass y fiir die ca vorliegende Granatzusammensetzung sehr wahrscheinlich positiv~~

~~ist, so dass Drucke, die unter der Annahme von idealer Losung berechnet wurden, Minimalwerte darstellen.~~

~~12.5.2. V. Sesia und V. Strona di Postua (Fig. 69 und 70)~~

~~Je zwei Proben der V. Sesia stammen aus einer Metapelit~~

~~Scholle innerhalb des Basischen Hauptzuges, aus dem unmittel- baren Kontaktbereich des Basischen Hauptzuges und aus dem mittleren Teil des Muskovit+Quarz-Peldes.~~

Die letzten zwei Proben geben viel zu hohe Temperaturen und damit auch zu hohe Drucke an. Sie sind aber chemisch mit den andern Metapeliten nicht zu vergleichen und fiihren nur Spuren von Sillimanit, dafiir aber Orthopyroxen. Zudem kann bei diesen zwei Proben ein gewisser Einfluss der permischen Intrusionen nicht ausgeschlossen werden. - 157 -

~~Die restlichen 4 Proben zeigen einen starken Temperaturanstieg~~

~~am Kontakt zum Basischen Hauptzug, dies in Uebereinstimmung mit~~

~~den Mineralisograden. Dagegen ist der geothermische Gradient in~~

~~der V.Strona di Postua wieder vergleichbar mit jenem aus der~~

~~V.d'Ossola und der V.Strona di Omegna.~~

~~Die Mg-Fe Verteilung auf Granat und Cordierit ergibt rund 2 kb~~

~~hohere Drucke als die Ca Verteilung auf Granat und Plagioklas.~~

~~Im PT-Diagramm liegen die Granat-Cordierit Punkte z.T. im~~

~~Disthen- und im Muskovit+Quarz-Feld, obwohl die Proben Silli-~~

~~manit und Kalifeldspat fiihren.~~

~~Fur diese zu hohen Drucke liegen keine plausiblen Erklarungen~~

~~vor, umso weniger, als Gleichung (11.3) eher zu tiefe Drucke~~

~~geben sollte (vergl. Kap. 12.4.2.).~~

~~Obwohl die Drucke, die mit dem Granat-Plagioklas Geobarometer~~

~~berechnet wurden, mit grossen Fehlern behaftet sind und wahr-~~

~~scheinlich Minimalwerte darstellen, stimmen sie besser mit dem~~

~~beobachteten Mineralbestand iiberein.~~

~~Die gemessenen Temperaturen und Drucke sind im PT-Diagramm~~

~~Fig. 71 dargestellt.~~

~~Der Druckgradient im Streichen der Zone, der auf Grund der Mi-~~

~~neralverteilung postuliert wurde, ist relativ gering. In der~~

~~V.d'Ossola sind die Drucke 1-2 kb hoher als in der V.Sesia.~~

~~12.5.3. Die Altersproben~~

~~Fur die Altersproben konnen folgende Schliisse gezogen werden:~~

~~Die 4 Proben der Rb-Sr Kleinbereichsisochrone, die ein herzy-~~

~~nisches Alter ergeben, unterscheiden sich nicht von den andern~~

~~Proben, weder in den PT-Bedingungen, noch in der Mineralzusam- mensetzung und im Modalbestand. Der einzige Unterschied zu den~~

~~kristalloblastischen Proben der kaledonischen Isochrone be-~~

~~steht darin, dass diese 4 Proben Mylonite sind.~~

~~Es bleibt aber offen, ob dieses herzynische Alter durch die - 158 -~~

~~Heraushebung und Abkiihlung der Ivrea Zone bedingt ist, oder ob~~

~~erst die extreme Mylonitisierung die Rb-Sr Homogenisierung im~~

~~cm-Bereich ermoglichte. Jedenfalls haben Graeser und Hunziker~~

~~(1968) mit dieser Isochrone ein tektonisches Ereignis datiert.~~

~~Wegen des grossen analytischen Fehlers konnen wir nicht sagen,~~

~~ob die Rb-Sr Kleinbereichsisochrone (310 50 mio Jahre) und _~~

~~die Monazite (270 t 10 mio Jahre) das gleiche Ereignis datieren,~~

~~oder ob zwischen einem unterkarbonischen und einem oberkarbonischen Ereignis unterschieden werden muss, wie in den Extern- massiven oder in der Mte. Rosa Decke (Hunziker 1970).~~

Koppel (1974/78) interpretiert die herzynischen Monazitalter als Abkiihlungsalter und nimmt, gestiitzt auf Untersuchungen in den Zentralalpen, Schliessungstemperaturen von 600 bis 650°C an. Verglichen mit den Ergebnissen der Geothermometrie erschei- nen diese Temperaturen aber zu hoch, denn die Altersproben

~~Candoglia' und 'Stro 1' stammen aus dem Muskovit + Quarz-Feld und haben etwa den gleichen Metamorphosegrad wie die Proben~~

~~Iv 45 und Iv 458, die fur den (kaledonischen) Hohepunkt der~~

Metamorphose Temperaturen von 610, resp. 580°C ergaben. Auch wenn die Unsicherheit der Temperaturbestimmungen beriicksichtigt wird, kann man annehmen, dass die Schliessungstemperatur fur die Monazite der Ivrea Zone weniger als 600°C betragt, dies wahrscheinlich wegen der extrem langsamen Abkiihlung der Serien.

~~Mit Schliessungstemperaturen von 600°C und mehr miissten die~~

~~Monazite der Ivrea Zone herzynische und kaledonische Alter geben. Im Muskovit+Quarz-Feld wiirden die Monazite Bildungs- d.h.~~

Metamorphosealter geben. Abkiihlungsalter waren auf Gebiete der hoheren Amphibolit- und Granulitfazies beschrankt, denn nur hier waren die Temperaturen der regionalen Metamorphose hoher gewesen als die Schliessungstemperaturen der Monazite. Diese

~~Situation treffen wir allenfalls in der Strona-Ceneri Zone an, die einen tieferen Metamorphosegrad aufweist als die Ivrea~~

~~Zone. Hier wurden sowohl herzynische, wie auch kaledonische - 159 -~~

~~Monazitalter gemessen.~~

~~13. HISTORISCHE ENTWICKLUNG UND MODELLE~~

~~Die Ivrea Zone wurde nur durch eine Metamorphosephase gepragt, die im SE die Bedingungen der Amphibolit- und im NW der Granu- litfazies erreichte. Nach Rb-Sr Gesamtgesteinsbestimmungen an~~

~~Metapeliten ist das Alter dieser Metamorphose kaledonisch (Hun- ziker+Zingg 1978). Aus der Beziehung zwischen den Mineral- isograden und dem Basischen Hauptzug und aus dem Studium der~~

~~Proben aus dem Kontaktbereich muss angenommen werden, dass der~~

~~Basische Hauptzug synmetamorph, d.h. kaledonisch intrudiert ist.~~

~~Die Verteilung der Alumosilikate und des Cordierits in den~~

~~Metapeliten zeigt einen Druckgradienten im Streichen der Ivrea~~

~~Zone an, so dass der Basische Hauptzug in der V.d'Ossola in ein tieferes Krustenniveau intrudierte als in der V. Sesia, mit~~

PT-Bedingungen, die vermutlich bereits der Granulitfazies ent- sprachen. Zudem ist in der V. Sesia das Dach der Intrusion aufgeschlossen. Die Randserien des Basischen Hauptzuges mussten sich hier den Bedingungen der Amphibolitfazies anpassen, was durch die Hydratation von Orthopyroxen zu Hornblende dokumentiert wird.

Der Basische Hauptzug besteht aus peridotitischen und lherzoli- tischen Korpern, die bevorzugt im Bereich der Insubrischen Li- nie auftreten, aus machtigen gabbroiden Serien, die teils gebandert, teils monoton sind und am Kontakt zu den Metapeliten, also im Dach der Intrusion, aus dioritischen bis granodioritischen Serien. Diese saureren Randserien sind wahrscheinlich sowohl durch magmatische Differenziation als auch durch partielle

~~Aufschmelzung und Assimilation der angrenzenden Metapelite entstanden. V. Strona di P V. Sesia V. Strona di 0. V. d'Ossola~~

~~I I I I KINZIGITZONE~~

~~BA5ISCHER HAUPTZUG~~

~~M <* B I L~~

~~5 km~~

Rekonstruktion der Kruste im Streichen der Ivrea Zone vor der Steilstellung der Serien, auf Grund der Druckbestimmungen in den Metapeliten und der Machtigkeit des Basischen Hauptzuges, Fur den Bereich der Insubrischen Linie (I.L.) ergibt sich ein Minimaldruck von 7 kb. Sher- vais (1978) hat dagegen Drucke von 10 bis 12 kb fur Balmuccia (B) bestimmt. o Drucke entlang der 650°C Isotherme. Rb-Sr Grossbereich Rb-Sr Kleinbereich Monazit Muskovit Biotit T°C Rb-Sr Rb-Sr

~~800.~~

~~600.~~

~~400 5°C/Mio J~~

~~200.~~

~~400 300 200 Mio J~~

Fig. 73: Rekonstruktion der Abkiihlungsgeschichte der Ivrea Zone aus den Altersbestimmungen der Literatur und der systematischen Analyse der MgKFe-Phasen einzelner Proben. Es wird angenoramen, dass die Aenderung der Abkiihlungsgeschwindigkeit, die sich im Kationenaustausch zwischen Granat und Cordierit widerspiegelt, durch das tektonische Ereignis verursacht wurde, welches durch die Rb-Sr Kleinbereichsisochrone und durch die Monazitalter belegt ist (vergl. Kap. 13}. 1: Granulitfazies, 2: Proben Iv 262 und AZ 2.1, 3: Mittlere Amphibolitfazies. - 162 -

~~Untersuchungen der Pb-, Sr- und S-Isotopen (Graeser und Hun-~~

~~ziker 1968, Heilmann und Lensch 1978) zeigen, dass das Mate¬~~

~~rial des Basischen Hauptzuges aus dem oberen Mantel stammt.~~

~~In Fig. 72 wurde der Aufbau der Kruste im Bereich der Ivrea~~

~~Zone zu kaledonischer Zeit rekonstruiert.~~

~~Nach der Intrusion des Basischen Hauptzuges in einer peliti-~~

~~schen Serie mit basischen und karbonatischen Linsen und Lagen~~

~~erfolgte eine Anpassung des magmatischen Mineralbestandes, der~~

~~z.T. PT-Bedingungen des oberen Mantels entspricht (Capedri et~~

~~al. 1976 und Shervais 1978), an die neuen Krustenbedingungen~~

~~der Granulit- und Amphibolitfazies. Steilgestellte magmatische~~

~~Strukturen wie "current bedding" (Garutti in Vorbereitung)~~

~~und der Druckgradient, der etwa dem lithostatischen Druck ent¬~~

~~spricht, zeigen, dass die ganze Ivrea Zone nachtraglich ver-~~

~~kippt wurde.~~

~~Diese Steilstellung lasst sich zeitlich zwischen dem Ordovicium~~

~~und dem oberen Karbon eingabeln. Die Grenzen sind einerseits~~

~~durch die Intrusion des Basischen Hauptzuges gegeben und ande-~~

~~rerseits durch die oberkarbonischen und permischen Sedimente,~~

~~die subhorizontal und diskordant auf der Strona-Ceneri Zone~~

~~lagern. Da es zwischen dieser Zone und der Ivrea Zone kein Ge-~~

~~biet gibt, das als Scharnier dienen konnte, miissen auch die~~

~~Serien der Ivrea Zone vor dem Perm steilgestellt worden sein.~~

~~Dies zeigen auch die Monazite und Biotite, die, ganz unabhangig~~

~~vom Metamorphosegrad, iiber die ganze Ivrea Zone Abkuhlungsalter von 270 resp. 180 mio Jahre ergeben.~~

~~Wahrend der Abkiihlung konnten in den Metabasiten und Meta- karbonaten retrograde Reaktionen ablaufen; und in den Meta- peliten wurde ein retrograder Mg-Fe Austausch zwischen Granat,~~

Cordierit und Biotit festgestellt. Der Zonarbau vom Granat, der durch diesen retrograden Kationenaustausch bedingt ist, und der Vergleich mit isolierten Granaten, die nicht austauschen konnten, zeigt, dass die Abkiihlung nicht kontinuierlich war. - 163 -

~~In einer ersten Phase war die Abkiihlung so langsam, dass Mg und Fe uber das ganze Mineralkorn ausgetauscht werden konnten.~~

Spater setzte eine zweite Phase mit schnellerer Abkiihlung ein, und der Kationenaustausch im Granat war auf eine Randzone von ca. 30y beschrankt, d.h. das Gleichgewicht konnte sich nicht mehr uber das ganze Korn einstellen, dies natiirlich auch bedingt durch die nun bereits tieferen Temperaturen.

~~Fur den Hohepunkt der Metamorphose erhalten wir Temperaturen, die von 600 bis 800°C reichen und Drucke von 5 bis 7 kb. Am~~

~~Ende der ersten Abkiihlungsphase war die Temperatur auf zirka~~

~~580°C gesunken, und der messbare Mg-Fe Austausch zwischen~~

~~Granat und Cordierit hat bei einer Temperatur von etwa 500°C aufgehort.~~

~~Aus den Altersdaten ergibt sich ebenfalls eine zweiphasige~~

~~Abkuhlungsgeschichte (Fig.73):~~

~~Wahrend einer ersten Phase waren die Abkiihlungsraten sehr klein und betrugen etwa l°C/mio Jahre. Diese extrem langsame~~

~~Abkiihlung dauerte bis ins Karbon, wo Temperaturen von knapp~~

~~600°C erreicht wurden, wie aus der Schliessungstemperatur der Monazite abgeschatzt werden kann. Nach der herzynischen~~

~~Deformationsphase war die Abkiihlung rascher. Fur die Trias wurden Abkiihlungsraten von ungefahr 5°C/mio Jahre bestimmt.~~

~~Verglichen mit den Abkiihlungsraten des Lepontins von zirka~~

~~25°C/mio Jahre (Clark und Jager 1969) ist dies immer noch sehr langsam.~~

Auf Grund der Altersbestimmungen ergibt sich also ein sehr ahnliches Modell, wie aus der systematischen Untersuchung der Mg-Fe Phasen einzelner Proben, und beide Modelle konnen miteinander korreliert werden:

~~Die isolierten Granate und Cordierite geben die Bedingungen beim Hohepunkt der kaledonischen Metamorphose. Die Granat-~~

~~Cordierit Paare haben bis zur herzynischen Deformationsphase uber das ganze Korn ausgetauscht. Dieses retrograde Gleichge- - 164 -~~

~~wicht hat sich bis zu Temperaturen von etwa 580°C eingestellt,~~

~~was der Schliessungstemperatur fiir die Monazite der Ivrea~~

~~Zone entspricht. Nach der herzynischen Deformationsphase bleibt~~

~~der retrograde Mg-Fe Austausch zwischen Granat und Cordierit~~

~~auf die Kontaktzone beschrankt und kann bis zu einer Tempera¬~~

~~tur von 500°C nachgewiesen werden. Diese Temperatur entspricht~~

~~der Schliessungstemperatur der Muskovite, die in der Ivrea~~

~~Zone Alter urn 240 mio Jahre geben.~~

~~Die weitere Abkiihlungsgeschichte ist durch Biotitalter von~~

~~180 mio Jahre und durch Apatit Spaltspurenalter von ungefahr~~

~~10 mio Jahre (Wagner und Reimer 1972) belegt.~~

~~Von der benachbarten Strona-Ceneri Zone wissen wir aus dem~~

~~Vergleich der Intrusionstiefen der permischen Plutonite, dass~~

~~das Gebiet der V. Sesia starker gehoben wurde als jenes der~~

~~V. d'Ossola.~~

~~Lithologisch gehoren die Sesia, Ivrea und Strona-Ceneri Zone~~

~~zusammen, wobei die Ivrea Zone einem tieferen Krustenniveau~~

~~entspricht, als die zwei andern Zonen. Bis zur friihalpinen~~

Phase hatten diese drei Zonen eine gemeinsame Entwicklung, wobei einzelne Blocke schon friiher gehoben wurden, wie etwa die Strona-Ceneri Zone. Die Canavese Sedimente stammen nicht aus einem Meeresbecken, das Siidalpin und Sesia Zone trennte,

~~sondern stellen die normale Sedimentbedeckung des siidalpinen~~

~~Kristallins dar, die wahrend der alpinen Orogenese zwar intensiv deformiert, aber nur leicht metamorphosiert wurde.~~

Wahrend der friihalpinen Phase wurde die heutige Sesia Zone vom Siidalpin abgetrennt und wenigstens teilweise unter hoch-P, tief-T Bedingungen metamorphosiert. Auch Teile der Ivrea Zone wurden in den alpinen Gebirgsbau einbezogen, so die 2. Kinzigit-

~~Diorit Zone der Sesia Zone und die Valpelline Serie der Dt.~~

~~Blanche Decke (Carraro et al. 1970).~~

~~Bis auf Ruschelzone und Storungen, wie etwa die Cremosina~~

~~Linie blieb das siidalpine Kristallin ausserhalb des Bereiches der Insubrischen Linie von der alpinen Orogenese verschont. - 165 -~~

~~Der zeitliche Ablauf des hier skizzierten Modells steht im~~

~~Widerspruch zur Vorstellung, dass der Ivrea Komplex wahrend~~

~~der alpinen Orogenese vom Bereich der Moho abgeschert worden~~

~~ist (Giese 1968, Lensch 1971, Nicolas et al. 1972, Nicolas~~

~~1974). Eine alpine Abscherung und Aufschuppung ist nicht mog-~~

~~lich, da die Metamorphose der Ivrea Zone kaledonisch ist, und~~

~~weil die Serien schon vor dem Perm steilgestellt worden sind.~~

~~Ueber den Zeitpunkt der Abscherung des Ivreakomplexes konnen~~

~~wir mangels Information nur spekulieren.~~

~~Fur eine kaledonische Abscherung spricht das synkinematische~~

~~Mineralwachstum. Postmetamorphe Deformation ist zwar weit ver-~~

~~breitet, scheint aber nicht einem Ereignis von solcher Trag- weite entsprechen zu konnen.~~

Andererseits ist ein herzynisches Ereignis durch Altersbestim- mungen, Diskordanzen, "postorogenem Magmatismus" und Konglo- merate dokumentiert. Nachdem die herzynischen Alter nicht mit einer Kristallisationsphase korreliert werden konnen, sondern nur Hebungs- und Deformationsphasen nachgewiesen sind, konnte die Abscherung und Aufschuppung des Ivreakomplexes diesem herzynischen Ereignis entsprechen.

~~Die heutige Form des Ivrea Storkorpers ist sicher auch durch die alpine Orogenese mitgepragt worden, besonders durch die friihalpine intrakontinentale Subduktionszone im Bereich der~~

~~Insubrischen Linie (Hunziker 1970, Ernst 1971, Dal Piaz et al.~~

~~1972). In einer spateren Phase ist der Ivrea Korper der Sesia~~

~~Zone und z.T. dem Penninikum unterschoben worden (German~~

~~Research Group for Seismology 1968, Fig. 3, Laubscher 1971). - 166 -~~

~~Schlussbemerkung;~~

~~Die historische Entwicklung der Ivrea Zone ist in Tabelle 20~~

~~zusammengefasst. Das hier entworfene Bild beruht auf regio- nalgeologischen Beobachtungen, auf dem Vergleich von Meta¬ morphose und Geochronologie und auf den geophysikalischen~~

Modellen. Tektonik und Deformation sind bisher nur in den ultrabasischen Komplexen eingehend studiert worden und konnten nur beschrankt in dieses Modell eingebaut werden. Alter radiometr. Bestimmung PT-Bedingungen Geologisches Ereignis kaledon. Rb-Sr Gesamtgesteins- Regionale Metamorphose von der Amphibolit- zur Isochrone, Grossbereich Granulitfazies: Geothermischer Gradient: 28-34 C/km Synmetamorphe Intrusion des Basischen Hauptzuges aus dem obern Mantel in einer horizontal lagernden pelitischen Sequenz der tiefen Kruste.

~~Abscherung des Ivreakomplexes aus dem Bereich der Moho und Steilstellung der Ivrea Zone~~

Extrem langsame Abkuhlung (l^C/mio Jahre) Retrograde Reaktionen in den Metabasiten und Meta- karbonaten, retrograder Kationenaustausch iiber ganze Mineralkorner in den Metapeliten. Anpassung des magmatischen Mineralbestandes des Basischen Hauptzu¬ ges an Krustenbedingungen. herzyn. Rb-Sr Gesamtgesteins- T: 550-600°C Deformations- und Hebungsphase, schnellere Abkuhlung Isochrone, Kleinbereich Retrograder Kationenaustausch nur noch iiber einen in Myloniten Teilbereich der Mineralkorner Monazitalter ob. Karbon "Herzynische Diskordanz", Konglomerate und Magmatis- u. Perm mus in der Strona-Ceneri Zone

210-240 Muskovit Rb-Sr T: 500°C mio a Weitere Hebungen, an der Trias-Jura Grenze von ca. Jahre 170-200 Biotit Rb-Sr T: 300°C Abkiihlungsraten 5°C/mio ob. Kreide Ausbildung der heutigen Morphologie des geophysikali- Tertiar schen Ivrea Korpers, z.T. Unterschiebung unter der Sesia Zone und Penninikum

~~Tabelle 20: Zusammenfassung der historischen Entwicklung der Zone (ohne Deformationsgeschichte) - 168 -~~

~~LITERATURVERZEICHNIS~~

~~SMPM = Schweiz. mineral, petrogr. Mitt.~~

~~AHRENDT, H. (1972): Zur Stratigraphie und zum tektonischen Aufbau der Canavese-Zone und ihrer Lage zur Insubrischen~~

~~Linie zwischen Biella und Cuorgne' (Norditalien) . Gottin- ger Arb. Geol. Palaont., ljL, 89p.~~

ALLEGRE, C.J., ALBAREDE, F., GRUENENFELDER, M. und KOEPPEL, V. (1974): 238U/2O6Pb-235U/207Pb und 232Th/208Pb Zircon geochronology in Alpine and Non-Alpine environment. Contr. Mineral.Petrol., 43_, 163-194.

~~ANSORGE, J. (1968): Die Struktur der Erdkruste an der West- flanke der Zone von Ivrea. SMPM, £8, 247-254.~~

~~ARTINI, E. und MELZI, G. (1900): Ricerche petrographiche e geologiche sulla Valsesia. Mem.R.Ist.lombardo Sci.Lett. Arti, 18^, 219-390.~~

~~BERTOLANI, M. (1954b): Contributo alio studio petrografico della cosidetta 'Formazione diorito-kinzigitica': Ricerche in Val Sabbiola (Valsesia). Rend.Soc.Mineral.Ital., 10, 91-207.~~

~~(1958): Contributo alio studio petrografico della cosidetta 'Formazione dioritico-kinzigitica1. Le azioni metamorfiche nelle rocce della Val Bagnola (Valsesia). Rend.Soc.Mineral. Ital., 1±, 55-116.~~

~~(1959b): La formazione basica 'Ivrea-Verbano' e la sua posizione nel quadro geologico-petrografico della Bassa Valsesia e del Biellese. Period. Mineral, 28.f 151-209.~~

(1960): Contributo alio studio petrografico della cosidetta 'Formazione diorito-kinzigitica'. Variability petrografica e azioni metamorfiche nella zona di Civiasco (Valsesia). Period. Mineral, _29, 193-267.

~~(1961): Fenomeni di granitizziazione e di contatto nella zona di Quarna (Novara). Rend.Soc.Mineral.Ital., 17, 65-108.~~

~~(1968): La petrografia della Valle Strona (Alpi Occidentali Italiane). SMPM, £8, 695-732.~~

~~BORIANI, A. (1965): L'anfibolite a orneblenda e cummingtonite di Ornavasso (Val d'Ossola). Rend.Soc.Mineral.Ital., 21, 25-34. - 169 -~~

(1970): The Pogallo Line and its connection with the metamorphic and anatectic phases of 'Massiccio dei Laghi' between the Ossola Valley and Lake Maggiore (Nothern Italy). Boll.Soc.Geol.Ital. ,8_9, 415-433.

~~BORIANI, A. und SACCHI, R. (1973): Geology of the junction between the Ivrea-Verbano and Strona-Ceneri Zones. Mem. 1st.Geol.Mineral.Univ.Padova., 2j3, 1-36.~~

~~(1974): The 'Insubric' and other tectonic lines in the Southern Alpes (NW Italy). Mem.Soc.geol.Ital., 1^, 1-11.~~

BORIANI, A., BIGIOGGERO, B. und ORIGONI GIOBBI, E. (1977): Metamorphism, tectonic evolution and tentative strati¬ graphy of the 'Serie dei Laghi1 geological map of the Verbania Area (Nothern Italy). Mem.1st.Geol.Mineral. Univ.Padova. 1-25. , 22_,

~~BORTOLAMI, G. (1963) : Osservationi preliminari geologico- petrografiche sul versante orientale della bassa Valsesia. Boll.Soc.Geol.Ital., 8*2, 57-73.~~

CAPEDRI, S. (1971): Sulle rocce della formazione basica Ivrea- Verbano. 2. Petrografia delle granuliti e rocce derivate affioranti nella Val Mastallone (Vercelli) e loro evoluzione petrogenetica. Mem.Soc.geol.Ital., 10, 277-312.

~~CAPEDRI,S. und RIVALENTI, G. (1973): Metamorphic crystalli¬ sations in relation to plastic deformations in a peltic series (Valle Strona, Vercelli, Italy). Boll.Soc.Geol. Ital.,~~

CAPEDRI, S., GOMES C.B., RIVALENTI G. und RUBERTI E. (1976): Pyroxenes and olivines as indicators of the petrological evolution of the Ivrea-Verbano Basic Formation (Italian Western Tschermaks Min.Petr .Mitt. 175-190. Alps). , 23_,

CARRARO, F., DAL PIAZ, G.V. und SACCHI R. (1970): Serie di Valpelline e II Zona Diorito-Kinzigitica sono i relitti di un ricomprimento proveniente dalla Zona Ivrea-Verbano. Mem. Soc. Ital. 197-224. geol. , 9_,

~~CARRARO, F. und FI0RA,L. (1974): Studio petrografico delle tufiti mediotriassiche dei lembi di Crevacuore e di Sostegno (Biellese orientale). Riv.ital.Paleont., 80, 167-192.~~

~~CARRARO, F. und Schmid, R. (1968): Bibliographie der 'Zone Ivrea-Verbano1. SMPM 48, 339-355. - 170 -~~

~~CLARK, S.P. und Jager, E. (1969): Denudation rates of the Alps from geochronology and heat flow data. Amer.J.Sci., 267, 1143-1160.~~

~~CRESSEY,G., SCHMID,R. and WOOD, B. (1978): Thermodynamic properties of almandine-grossular garnet solid solutions. Contr.Mineral.Petrol., im Druck. >~~

~~CURRIE, K.L. (1971): The reaction 3 cordierite = 2 garnet + 4 sillimanite + 5 quartz as a geological thermometer in the Opinicon Lake region, Ontario. Contr.Mineral.Petrol., _3_3, 215-226.~~

~~DAL PIAZ, G.V., HUNZIKER, J.C. und MARTINOTTI, G. (1972): La~~

~~zona Sesia-Lanzo e l'evoluzione tettonico-metamorfica delle Alpi Nordoccidentali interne. Mem.Soc.geol.Ital., JUL, 433- 466.~~

~~DE NEGRI, G. and TOURET, J. (1978): Fluid inclusions in para- gneisses from Valle Strona (Provincia di Novara). Abstract 2nd Symposium Ivrea-Verbano, Varallo.~~

~~DIETRICH, R.V. and MEHNERT, K.R. (1960) Proposal for the nomen¬ clature of migmatites. Int.geol.Congr.,Rep.21st Sess., Norden (Copenhagen).~~

~~ENGI, M. (1978): Mg-Fe exchange equilibria among Al-Cr spinel, olivine, orthopyroxene and cordierite. Dissertation ETH Zurich.~~

~~ERNST, W.G. (1971): Metamorphic zonations on presumably subducted lithosperic plates from Japan, California and the Contr .Mineral .Petrol. 43-59. Alps. , 3_4,~~

~~FERRY, J.M. and SPEAR, F.S. (1977): Experimental calibration of the partitioning of Fe and Mg between biotite and garnet. Yb.Carnegie Instn.Washington, 16_, 579-581.~~

~~FRANCHI, S. (1903): Relazione al R. Comitato Geologico sui la- vori eseguiti per la Carta Geologica nel anno 1902 e proposte di quelli da eseguirsi nel 1903. Boll.R.Comit. geol.Ital., 34_, 33-34.~~

~~- (1905b): Appunti geologici sulla zona diorito-kinzigitica Ivrea-Verbano e sulle formazioni adiacenti. Boll.R.Comit. geol. Ital., _3£* 270-298.~~

~~FREY, M., HUNZIKER, J.C. und JAEGER E. (in Vorbereitung): White K-micas of the Central Alps: Regional distribution of d(060)-values and 3T polymorphs.~~

~~C. II FRIZ, (1966): significato della serie geologica a nord- ovest di Gattinara per il problema cronologico granito- porfidi. Mem.Acc.Patavina,cl.Sci.Mat.Nat., 78, 172-193. - 171 -~~

~~GANDOLFI, G. und PAGANELLI, L. (1974): Ricerche geologico petrografiche sulle plutoniti erciniche della zona del Lago Maggiore. Mem.Soc.geol.ttal., 1_3, 29-54.~~

~~GANSSER, A. (1968): The Insubric Line, a major geotectonic problem. SMPM, 4J3, 123-144.~~

~~GERMAN RESEARCH GROUP FOR EXPLOSION SEISMOLOGY (1968b): To- pographie des "Ivrea-Korpers" abgeleitet aus seismischen und gravimetrischen Daten. SMPM, _4_8, 2 35-246.~~

GIESE, P. (1968b): Die Struktur der Erdkruste im Bereich der Ivrea-Zone. Ein Vergleich verschiedener, seismischer Inter- pretationen und der Versuch einer petrographisch-geologischen . Deutung. SMPM, 48_, 261-284.

~~GOLDMAN, D.S. und ALBEE, A.L. (1977): Correlation of Mg/Fe partitioning between garnet and biotite with 0ls/016 partitioning between quartz and magnetite.Amer.J.Sci., 277, 750-761.~~

~~GOLDSMITH, J.R. und LAVES, F. (1954): The microline-sanidine stability relations. Geochim.cosmochim.Acta 5_, 1-10.~~

~~GRAESER, S. und HUNZIKER, J.C. (1968): Rb-Sr- und Pb-Ieotopen- bestimmungen an Gesteinen und Mineralien der Ivrea-Zone. SMPM, _48, 189-204.~~

~~GUBSER, R. (1975) : Programm EMMA: Mikroprobe-Datenkorrektur und Auswertung. Programmbibliothek, Rechenzentrum ETH Zurich.~~

~~HAMET, J. und ALBAREDE, F. (1973) : Rb-Sr geochronology of the Ceneri Zone (Southern Alps). Fortschr .Mineral., 5J0, Beiheft 3, 80-82.~~

~~HEILMANN, H. und LENSCH, G. (1978): Sulfur isotope investiga¬ tions of sulfides and rocks from the Main Basic Series of the Ivrea-Zone. Abstract, 2nd Symposium Ivrea-Verbano, Va- rallo.~~

HENSEN, B.J. und GREEN, D.H. (1971): Experimental study of the stability of cordierite and garnet in pelitic compositions at high pressures and temperatures. I. Compositions with excess alumino-silicate. Contr.Mineral.Petrol., 3_3, 309-330.

~~(1972): II. Compositions without excess-aluminosilicate. Contr.Mineral.Petrol. 331-354. , _3_5,~~

~~HESS, P.C. (1971): Prograde and retrograde equilibria in garnet- cordierite gneisses in South-Central Massachusetts. Contr. Mineral.Petrol., 30, 177-195. - 172 -~~

~~HOLDAWAY, M.J. und LEE, S.M. (1977): Fe-Mg cordierite stability in high-grade pelitic rocks based on experimental, theore¬ tical and"natural observations. Contr.Mineral.Petrol., 63, 175-198.~~

~~HUNZIKER, J.C. (1970): Beitrag zur Tektonik der Dent-Blanche- Decke, radiometrische Altersbestimmungen und Feldevidenzen. Vortrag, 45. Jahresversammlung der SNG, Basel, unpubl.~~

~~(1974): Rb-Sr and K-Ar age determination and the alpine tectonic history of the Western Alps. Mem.1st.Geol.Mineral. Univ.Padova. f_31_# 1-54.~~

~~und ZINGG, A. (1978) : Age, pressure and temperature deter¬ minations on metapelites of the Ivrea Zone. Abstract, 2nd Symposium Ivrea-Verbano, Varallo.~~

~~HUTTENLOCHER, H.F. (1942) : Beitrage zur Petrographie des Ge- steinszuges Ivrea-Verbano I. Allgemeines. Die gabbroiden Gesteine von Anzola. SMPM, ,22, 326-366.~~

~~ISLER, A. und ZINGG, A. (1974) : Geologie der Sesia-Zone zwischen Rimella und der Valle Anzasca (Norditalien). SMPM, 5_4, 81-96.~~

~~JAEGER, E. und HUTTENLOCHER, H.F. (1955): Beobachtungen an basischen Plagioklasen der Ivrea-Zone. SMPM, 3_5, 199-207.~~

~~KAECH, M. (1903) : Porphyritgebiet zwischen Lago Maggiore und Val Sesia. Eclogae geol.Helv., J3_, 47-164.~~

~~KAMINSKI, W. und MENZEL, H. (1968): Zur Deutung der Schwere- anomalie des Ivrea-Korpers. SMPM, 4_8, 255-260.~~

KOEPPEL, V. (1974): Isotopic U-Pb ages of monazites and zircons from the crust-mantle transition and adjacent units of the Ivrea and Ceneri Zones (Southern Alps, Italy). Contr.Mineral. Petrol., 4_3, 55-70.

~~- und GRUENENFELDER, M. (1978) : Monazite and Zircon U-Pb ages from the Ivrea and Ceneri Zones. Abstract, 2nd Symposium Ivrea-Verbano, Varallo.~~

~~KRUHL, J.H. und VOLL, G. (1976) : Fabrics and metamorphism from the Monte Rosa Root Zone into the Ivrea Zone near Finero, Southern Margin of the Alps. SMPM, 5_£, 627-633.~~

~~LATTARD, D. (1974): Les roches du facies schiste vert dans la zone de Sesia-Lanzo (Alpes Italiennes). ThSse 3e cycle, laboratoire de petrographie, Universite Paris VI.~~

~~LAUBSCHER, H.P. (1971a): Das Alpen-Dinariden Problem und die Palinspastik der sudlichen Thetys. Geol.Rdsch., 60, 813-833. - 173 -~~

~~LENSCH, G. (1968a): Die Ultramafitite der Zone von Ivrea und ihre geologische Interpretation. SMPM, 4_8_, 91-102.~~

~~(1971): Die Ultramafitite der Zone von Ivrea. Ann.Univ. sarav., Heft 9, 146 p.~~

~~MEHNERT, K.R. (1975): The Ivrea Zone, a model of the deep crust. N.Jb.Mineral.Abh., 125, 156-199.~~

~~NEWTON, R.C. (1972): An experimental determination of the high-pressure stability limits of magnesian cordierite under wet and dry conditions. J.Geol., 8_0, 398-420.~~

~~NICOLAS, A. (1974) : Mise en place des peridotites de Lanzo, relation avec tectonique et metamorphisme alpins, conse¬ quences geodynamiques. SMPM,54, 449-460.~~

- und F. , BOUCHEZ, J.L. BOUDIER, (1972): Interpretation cinimatique des deformations plastiques dans le massif de lherzolites de Lanzo (Alpes piemontaises). Comparaison avec d'autres massifs. Tectonophysics, _1_4, 143-171.

~~NISSEN, H.-U. (1968): A study of bytownites in amphibolites of the Ivrea-Zone (Italian Alps) and in anorthosites: a new unmixing gap in the low plagioclases. SMPM,4_8_, 53-56.~~

~~O'HARA, M.J. (1967): Mineral paragenesis in ultrabasic rocks. In:P.J. Wyllie, ed., Ultramafic and Related Rocks, Wiley New York, p. 393-401.~~

~~ORVILLE, P.M. (1972): Plagioclase cation exchange equilibria with aqueous chloride solution: Results at 700° C and 2000 bars in the presence of quartz. Amer.J.Sci., 272, p. 2 34- 272.~~

~~PAPAGEOGARKIS, J. (1961): Marmore und Kalksilikatfelse der Zone Ivrea-Verbano zwischen Ascona und Candoalia. Diss. Basel. SMPM, <4_1, 157-254.~~

~~PEYRONEL PAGLIANI, G. und BORIANI, A. (1967): Metamorfismo crescente nelle metamorfiti del "Massiccio dei Laghi" nella~~

~~zona bassa Val d'Ossola-Verbania (Novara). Rend.Soc.mineral. ital., 23, 351-397.~~

~~REINHARD, M. (1964) : Ueber das Grundgebirge des Sottoceneri im Siid-Tessin und die darin auftretenden Ganggesteine. Beitr.Geol.Karte Schweiz, N.F., 117, 89 p.~~

~~REINSCH, D. (1969): Zur Petrographie des Valle Strona (Ivrea- Zone). N.Jb.Mineral.Mh., H. 9, 385-396.~~

~~(1973): Die Metabasite des Valle Strona (Ivrea-Zone), 2. Teil. N.Jb.Mineral.Abh., 118, 266-284. - 174 -~~

~~RICHARDSON, S.W. (1968): Staurolite stability in a part of the system Fe-Al-Si-O-H. J.Petrol., % 467-488.~~

~~RICHARDSON, S.M. (1975): Fe-Mg exchange among garnet, cordierite and biotite during retrograde metamorphism. Un- publizierte Dissertation, Havard, Massachusetts.~~

~~RIVALENTI, G., GARUTI, G. und ROSSI, A. (1975): The origin of the Ivrea-Verbano basic formation (Western Italian~~

~~Alps) - Whole rock geochemistry. Boll.Soc.geol.ital., 94, 1149-1186.~~

~~RYBACH, L. (1971) : Radiometric techniques. In:Modern methods of geochemical analysis. Wainerdi und Uken (editors), Plenum Press, New York/London.~~

~~SACCHI, R. (1962): Nuovi dati geologici sulla tavoletta Valle Mosso. Boll.Serv.geol.Ital., J33_, 51-59.~~

~~SALOMON, W. (1898): Ueber Alter, Laaerungsform und Entstehungs- art der periadriatischen granitischkornigen Massen. Mineral. petrogr.Mitt.(Wien), 17.~~

~~SAXENA, S.K. (1969): Silicate solid solutions and geothermo- metry 3. Distribution of Fe and Mg between coexisting and biotite. Contr.Mineral.Petrol. 259-267. garnet , ^2_,~~

~~SCHILLING, J. (1957): Petrographisch-geologische Untersuchun- gen in der unteren Val d'Ossola. Ein Beitrag zur Kenntnis der Ivrea-Zone. SMPM, 3_7' 4 35-544.~~

~~SCHMID, R. (1967): Zur Petrographie und Struktur der Zone Ivrea-Verbano zwischen Valle d'Ossola und Val Grande (Prov. Novara, Italien). SMPM, £7, 935-1117.~~

~~-, (1972): Substitution von Biotit durch Granat und "Degrani- tisation" in granulitischen Paragneissen der Ivreazone (N-Italien). Habilitationsschrift ETH Zurich, unpubl.~~

~~-, und WOOD, B.J. (1976): Phase relationships in granulitic metapelites from the Ivrea-Verbano Zone (Northern Italy). Contr.Mineral.Petrol. 255-279. , 5_4_,~~

~~SHERVAIS, J. (1978): Mafic layers in the alpine-type lherzo- lite massif at Balmuccia, N. W. Italy. Abstract, 2nd Sym¬ posium Ivrea-Verbano, Varallo.~~

~~SOMMERAUER, J. (1975): Programm COMIC - S. Programmbibliothek Institut fur Kristallographie und Petrographie, ETH Zurich.~~

STECK, A. und TIECHE, J.-C. (1976): Carte geologique de l'anti- forme peridotitique de Finero avec des observations sur les phases de deformation et de recristallisation. Bull.Suisse Mineral.Petrogr., 56, 501-512. - 175 -

~~STRECKEISEN, A. (1976) : To each plutonic rock its proper name. Earth-Sci.Rev. 1-33. , JL2_,~~

~~THOMPSON, A.B. (1976a): Mineral reactions in pelitic rocks: I. Prediction of P-T-X(Fe-Mg) phase relations. Amer.J.Sci., 276, 401-424.~~

~~rocks: II. Calcula¬ -, (1976b): Mineral reactions in pelitic tion of some P-T-X(Fe-Mg) phase relations. Amer.J.Sci., 276, 425-454.~~

~~THOMPSON, J.B. und THOMPSON, A.B. (1976): A model system for mineral facies in pelitic schists. Contr.Mineral.Petrol., _58, 243-277.~~

~~TROMMSDORFF, V. (1972): Change in T-X during metamorphism of siliceous dolomitic rocks of the Central Alps. SMPM, 52/3.~~

~~VECCHIA, 0. (1968): La zone Cuneo-Ivrea-Locarno, element fon- damental des Alpes - Geophysique et geologie. SMPM, 48, 215-226.~~

~~WALTER, P. (1950): Das Ostende des basischen Gesteinszuges Ivrea-Verbano und die angrenzenden Teile der Tessiner VTur- zelzone. SMPM, 30./ 1-144.~~

~~WEISBROD, A. (1973a): Refinements of the equilibrium condi¬ tions of the reaction Fe-cordierite= almandine + quartz + sillimanite (+H2O). Carnegie Inst. Washington Year Book, 72, 518-521.~~

WRIGHT, T.L. (1968) : X-ray and optical study of alkali feld¬ the spar: II. An X-ray method for determining composition and structural state from measurement of 20 values for three reflections. Amer.Mineralogist, 5_3, 88-10 3.

~~ZINGG, A., HUNZIKER, J.C., FREY, M. und AHRENDT, H. (1976): Age and degree of metamorphism of the Canavese Zone and of the sedimentary cover of the Sesia Zone. SMPM, 56, 361-375.~~

~~ZWART, H.J. und NIGGLI, E. (1973): Metamorphic map of the Alps. Subcommission for the Cartography of Metamorphic Belts of the world. Leiden/Unesco, Paris.~~

~~GEOLOGISCHE KARTEN:~~

~~- Carta delle Alpi Nord-occidentali, 1 : 200'000, Hermann, 1937.~~

~~Carta geologica d1Italia, Blatt Varallo 1927. - 176 -~~

~~Nachtrag zum Literaturverzeichnis~~

~~Cawthorn, R.G. (1975): The amphibole peridotite-metagabbro complex, Finero, nothern Italy. j.Geol., 8_3/ 437-454.~~

~~Gallitelli, P. (1937): Ricerche petrografiche sul granito di Baveno. Mem.Soc. Tosc. di Sci.nat., 46_, 150-225.~~

~~(1941): Ricerche geo-petrochimiche sul massiccio erut- tivo compreso fra la Valsesia ed il lago d'Orta. Mem.R. Ace.Sci.Lett.Arti di Modena, ser.5, 5_, 220-316.~~

~~Holdaway, M.J. (1971): Stability of andalusite and the aluminum silicate phase diagram. Amer.J.Sci., 271, 97-131.~~

~~Hunziker, J.C. (1970): Polymetamorphism in the Monte Rosa, Western Alps. Eklogae geol.Helv., ^3, 151-161.~~

~~Medaris, L.G., Jr. (1975): Coexisting spinel and silicates in alpine peridotites of the granulite facies. Geochim. cosmochim. Acta, 3_9_, 947-958.~~

Richardson, S.W., Gilbert, M.C. und Bell, P.M. (1969): Expe¬ rimental determination of kyanite-andalusite and andalusite-sillimanite equilibria; the aluminum silicate triple point. Amer. J.Sci., 267, 259-272.

~~Thompson, J.B., Jr. (1957): The graphical analysis of mineral assemblages in pelitic schists. Amer. Mineralogist, 42, 842-858.~~

~~Wagner, G.A. und Reimer, G.M. (1972): Fission track tectonics: The tectonic interpretation of fission track apatite ages. Earth and planet. Sci.Lett., 14, 263-268. - 177 -~~

~~ANHANG~~

~~FUNDORTVERZEICHNIS DER SAMMLUNG "IVREA ZONE"~~

~~Dissertationssammlung von Andre Zingg und Martin Engi,~~

~~gesammelt 1974-1977.~~

~~Gesteinstypen~~

~~Pel Metapelite (Kinzigite und Stronalithe)~~

~~Bas Metabasite~~

~~Ubas Meta-Ultrabasite (Olivinfelse, Pyroxenfelse)~~

~~Ksm Kalksilikatmarmore~~

~~Ksf Kalksilikatfelse~~

~~Cha Charnockite (Hypersthen-Granite) div. Diverse (Metagranitoide, Semipelite, Ganggesteine)~~

~~Topographische Karten~~

~~LKS : Landeskarte der Schweiz, 1:50 000, Blatt Domodossola~~

~~Carta d'Italia, 1:25 000, Blatter:~~

~~AM Andorno Mica OG Orta S. Giulio~~

~~Bi Biella Pi Piedicavallo~~

~~BO Borgosesia Ru Rumianca~~

~~Co Coggiola Sa Sabbia~~

~~Fo Fobello Sc Scopa~~

~~Go Gozzano Va Varallo~~

~~Om Omegna VM Valle Mosso~~

~~Or Ornavasso~~

~~Tabell en~~

~~Kolonne 1 : Probennummer~~

~~2 : Gesteinstyp~~

~~3 : Talschaft und nachste Ortschaft, Alp oder Berg~~

~~4 : Hohe~~

~~5 : Koordinaten~~

~~6 : Kartenblatt~~

* Proben aus dem Eluvialschutt - 178 -

~~Hfihe Koordinaten Karte Iv.Nr. Typ Fundort~~

~~93.35 LKS 1 Ubas V. d'Ossola, Megolo 225 667.59/~~

~~tt n 2 ft~~

~~If 93.24 3 300 667.47/~~

~~It 93.35 4 667.37/~~

~~bei 225 444.42/5094.29 Ru 5 Ksm , Loro, Kapelle~~

~~e M~~

~~7 H~~

~~B Ubas~~

~~zum Santuario 380 Or 9 Ksm , Ornavasso, Str. 453.80/5091.02~~

~~10 N~~

~~11 N~~

~~12 M~~

~~13 M~~

~~14 M 405 453.81/5090.83~~

~~15 II~~

~~16 N~~

~~17 n 480 453.78/5090.41~~

~~18 M~~

~~19 M~~

~~20 tt~~

~~21 Ubas V. Strona di Omegna, Talstr. unter Chesio 470 450.64/5083.71 Om~~

~~tt 22 am , A.Morello M.Cerano 1230 451.92/5086.05~~

~~23 It~~

~~24 II~~

~~25 Ksm N , R. Bagnone Chesio 720 450.73/5084.85~~

~~26 div. , Talstr. unter Chesio 480 450.61/5083.72~~

~~27 Pel • " " 480 450.61/5083.72~~

~~28 n~~

~~29 Ubas~~

~~30 Bas~~

~~31 Ksm , Str. knapp unterh.Strona 490 449.62/5084.11~~

~~32 n~~

~~33 H~~

~~34 tt~~

~~35 tt~~

~~ft 36 449.58/5084.16~~

~~tt M 38 Pel 449.56/5084.20~~

~~39 Ksm M~~

~~40 div. 449.52/5084.25~~

~~41 Ksm~~

~~42 div.~~

~~" 43 " Str. , knapp oberh.Strona 550 448.74/5084.14 44 I~~

~~45 Pel~~

~~46 div. 448.67/5084.16 47 Ksm " " , Talstr. N Fornero 560 448.35/5084.23~~

~~» 48 " " " , di Sambughetto,Cava Marm.620 447.08/5084.20 Sa 49 div. i 600 447.14/5084.25 50 Pel V. Sesia, Strasse nach Civiasco 650 444.60/5072.69 Va - 179 -~~

~~Iv.Nr. Typ Fundort Hone Koordinaten Karte~~

~~51 Pel V. Sesla, Strasse nach Civiasco 650 444.60/5072.69 Va~~

~~52 Ksm 630 444.50/5072.72~~

~~56 620 444.64/5072.57~~

~~57 600 444.46/5072.67~~

~~59 444.38/5072.68~~

~~61 575 444.17/5072.64~~

~~62 565 444.04/5072.59~~

~~63 550 443.86/5072.71 64~~

~~65 Bas NW , Balmuccia, Strassenaufschl. 605 432.57/5075.69 Sc~~

~~66 432.58/5075.69~~

~~67 It~~

~~68 432.60/5075.68 69 600 432.61/5075.67 70~~

~~71 432.62/5075.66~~

~~" 74 Pel , Strasse nach Folecchio 715 433.05/5075.47~~

~~Bas " 75 , E Balmuccia, Strasse bei Castellacclo 565 434.01/5074.60~~

~~76 434.00/5074.60~~

~~77 434.02/5074.60~~

~~78 Ubas 434.14/5074.61~~

~~79 560 434.15/5074.61~~

~~80 Bas 565 434.02/5074.60~~

~~81 Ubas , Block oberhalb Strasse 565 434.18/5074.12~~

~~82 it II H~~

~~Bas " 83 , Strasse 434.02/5074.60~~

~~84 Ubas , Flussaufschl. am F.Sesia 555 434.40/5074.63~~

~~87 550 434.60/5074.87~~

~~88 " " Tunnel Ksm , bei Locarno 410 442.54/5070.07 Va~~

~~89 Ubas V. Strona di Omegna, A. Ravinella di sotto 1340 443.35/5088.42 Ru~~

~~90 Pel 1290 443.47/5088.43~~

~~91 Bas 1255 443.56/5088.46~~

~~92 Ksm~~

~~93 Ksf~~

~~94 Ksm 443.62/5088.59~~

~~95 1260 443.58/5088.62~~

~~96 Ksf *l M~~

~~98 Ksm M. , Capio 1900 441.75/5084.82 Sa~~

~~99 441.75/5084.82 Sa~~

~~100 1905 441.74/5084.80 - 180 -~~

~~v.Nr. Typ Fundort H6he Koordinaten~~

~~101 Ksm V. Strona di Omegna, M. Capio 1915 441.73/5084 79~~

~~102 Bas 1925 441.72/5084 77~~

~~H 103 Pel n 1820 441.55/5084 91~~

~~1990 65 104 Ksm , C. Ravinella 442.35/5088~~

~~it n ti H 105 Bas 442.34/5088 70~~

~~106 Ksm~~

~~107 Ksf~~

~~108 Ksm n M~~

~~1160 109 , A. Nagarone 442.92/5086.32~~

~~110~~

~~111~~

~~112 1170 442.93/5086.30~~

~~W 113 , S. Lucia, Forno 935 444.80/5087.72~~

~~114 II II~~

~~115 940 444.10/5087.63~~

~~120 Ubas , A. Piumero, S Forno, Block 1365 444.30/5086.55~~

~~121~~

~~122 1290 444.30/5086.49~~

~~123~~

~~124 444.45/5086.43~~

~~125 , La Balma, M. Capio 1625 441 32/5085 95~~

~~126 1650 441 30/5085 93~~

~~127 1680 441 26/5085 91~~

~~128 1700 441 25/5085 85~~

~~129 1715 441 28/5085 33~~

~~130 1750 441 20/5085 28~~

~~131 1815 441 30/5084 92~~

~~132 Bas " , Campello Monti 1415 441 01/5087 62~~

~~H H n 133 1410 441 05/5087 53~~

~~134 (Bachbett) 1320 441 10/5087 43~~

~~it n n 135 Ubas 1415 441 09/5087 52~~

~~136 " , Block 1350 440 90/5087 19~~

~~137 Bas 1350 441 .17/5086 .76~~

~~138 Ksm 1360 440 39/5087 22~~

~~139 1360 II~~

~~140 Bas 1310 440 .62/5087 30~~

~~141 Ksm 1235 441 .20/5087 .20~~

~~150 Ubas V. d'Ossola, S. Megolo 400 446 .28/5093 .06 - 181 -~~

~~Iv.Nr. Typ Fundort Hohe Koordinaten Knrte~~

~~151 UbaUbas V. d'Ossola, S Megolo 400 446.28/5093.06 Ru~~

~~152 »~~

~~153 Bas~~

~~650 Or 154 Ksm , N Anzola 449.22/5092.36~~

~~155 "~~

~~156 "~~

~~157 "~~

~~158 II~~

~~159 »~~

~~160 "~~

~~161 It 580 449.13/5092.33~~

~~162 II~~

~~163 II 575 449.12/5092.33~~

~~164 ." 500 449.07/5092.35~~

~~166 Uba V. Sesia, E Balrauccia, Bachaufschl. F. Sesia 555 434.50/5074.58~~

~~167 " 434.33/5074.59~~

~~168 II 434.35/5074.59~~

~~169 H 54 5 434,51/5074.70~~

~~170 M 550 434.44/5074.64~~

~~172 » " " " Block , oberhalb Strasse 570 434.55/5074.89~~

~~173 " ii ii n it ii ii 560 434.60/5074.90~~

~~174 Cha V. Strona di Postua, A. Archivoit 570 437.80/5066.06 Co~~

~~175 II M II~~

~~176 Ksm 540 437.90/5065.87~~

~~177 n~~

~~178 N~~

~~179 n~~

~~180 n~~

~~181 »~~

~~182 ii 700 438.05/5065.75~~

~~183 it~~

~~184 "~~

~~185 ••~~

~~186 » 438.02/5065.57~~

~~187 »~~

~~188 ••~~

~~189 Pel , A. Cascinale 500 438.03/5064.88~~

~~n 190 470 438.53/5064.43 Bo~~

~~191 Ksm R. Forcioula , 540 438.52/5064.14~~

~~192 Ksf~~

~~193 Ksm~~

~~194 "~~

~~195 Ksf~~

~~H n 196 Ksm 530 438.52/5064.12~~

~~197 "~~

~~198 Bas~~

~~199 Pel~~

~~200 Ksm 550 438.41/5064.16 - 182 -~~

~~Iv.Nr. Typ Fundort Hone Koordinaten Karte~~

~~201 Ksm V. Strona di Postua, R. Forcioula 550 438.41/5064.16 Bo~~

~~202 M~~

~~203 N~~

~~204 "~~

~~205 n~~

~~206 Pel , N Postua 440.26/5063.39~~

~~207 Ksm 520 440.12/5063.30~~

~~220 Ubas V. Sesia , zw. Isola und Balmuccla, Block 630 435.05/5075.46 Sc~~

~~221 Bas 650 435.11/5075.52~~

~~222 " H H~~

~~223 " 435.10/5075.52~~

~~224 « 660 435.09/5075.53~~

~~225 II 655 435.01/5075.45~~

~~226 Uba< N H 660 435.00/5075.45~~

~~n 227 715 434.93/5075.46~~

~~" 226 725 434.91/5075.47~~

~~229 n n H H~~

~~230 Bas n n 735 434.88/5075.42~~

~~231 H 770 434.76/5075.31~~

~~240 Ksm V. d'Ossola, hOTO 330 444.42/5094.01 Ru~~

~~241 -~~

~~242 Bas 340 444.42/5094.00~~

~~243 Ksm 320 444.52/5093.94~~

~~ii 244 230 444.58/5093.96~~

~~245 N~~

~~n 246 225 444.45/5094.24~~

~~247 Pel , Ornavasso, Stelnbr. NW Santuarlo 540 453.61/5090.28 Or~~

~~248 Ksm~~

~~249 H~~

~~250 " - 183 -~~

~~Iv.Nr. Typ Fundort H6he Koordinaten Karte Ksm Ksra 251 V. d'Ossola, Ornavasso, Steinbr. NW Santuario 540 453.61/5090.28 Or~~

~~252 "~~

~~n 253 , Strasse zum Santuario 380 453.81/5091.02~~

~~254 "~~

~~255 "~~

~~" 256 330 453.90/5091.11~~

~~257 Pel Arsa , R. bei Rumianca 760 444.29/5092.46 Ru~~

~~258 Bas~~

~~259 Ksm 970 444.08/5092.73~~

~~260 n~~

~~261 H Pel 262 W Postua, Strasse nach A. Novels 830 438.06/5061.78 Co~~

~~" 263 1100 437.63/5062.84~~

~~264 »~~

~~" 265 1110 437.60/5062.78~~

~~" 266 750 438.34/5061.67~~

~~267 i«~~

~~268 Ksm N , Ailoche 680 438.87/5062.08 Bo~~

~~•• 269 730 438.62/5062.16 1) 270 Bas 438.31/5061.96~~

~~Ksm S 271 , A. Novels 785 437.67/5061.42 Co~~

~~272 "~~

~~273 Ksf 780 437.67/5061.38~~

~~274 Bas 860 437.60/5061.54~~

~~275 Ksm V. Strona di Postua, W Postua 515 439.56/5062.35 Bo~~

~~276 "~~

~~277 »~~

~~H 278 V. Sesia,SLocarno 500 442.39/5069.70 Va~~

~~" 279 510 442.35/5069.56~~

~~280 Pel 410 442.55/5070.11~~

~~281 Ksm 442.54/5070.07~~

~~M 282 442.56/5070.10~~

~~" " 283 N Locarno , 420 443.15/5071.55~~

~~284 Pel 443.14/5071.66~~

~~285 Ksm 442.83/5072.14 286 "~~

~~287 Pel~~

~~288 Ksm Sacro , Monte bei Varallo 650 442.48/5074.66~~

~~289 Pel~~

~~290 Bas~~

~~291 Ksm 630 442.65/5074.54~~

~~292 n~~

~~293 Pel •i n~~

~~294 I~~

~~295 Bas~~

~~H 296 Ksm II 620 442.74/5074.38~~

~~" 297 590 442.74/5074.26~~

~~298 Pel~~

~~Bas 299 , Strasse nach Morondo 690 444.13/5075.84~~

~~" " " 300 Camasco 660 444.15/5076.80 Sa - 184 -~~

~~Iv.Nr. Typ Fundort Hone Koordinaten~~

~~301 Pel V. Sesla, Strasse nach Camasco 660 444.15/5076.80~~

~~" " Morondo 560 302 Ksm , Strasse SW 443.83/5075.11~~

~~" " 860 303* , W Doccio 441.02/5068.73~~

304*

305*

~~306* Bas~~

~~307* Ubas 870 440.92/5068.72~~

~~und Isola 610 308 , zw. Balmuccla 434.76/5075.10~~

~~309 690 434.64/5075.14~~

~~310 680 434.64/5075.11~~

~~311 670 434.55/5075.02~~

~~M M 312~~

~~313 610 434.50/5074.92~~

~~314 600 434.49/5074.91~~

~~315 665 434.40/5074.95~~

~~316 640 434.37/5074.91~~

~~317 ii n~~

~~318 660 434.36/5074.93~~

~~319~~

~~320 , Bachaufschl. 550 434.53/5074.79~~

~~321 V. Mastallone, N Clma Lavagglo, Block? 1255 (435.08/5078.25)~~

~~322 1290 (435.10/5078.20)~~

~~323 1300~~

~~324~~

~~" " 325 1305 (435.11/5078.19)~~

~~M H M tl II II 326 M tt~~

~~327 Bas N Strada Panoramlca Zegna, Rocca d'Arglmonlo (N) 1390 430.35/5057.93~~

~~If n 328 H HHHHH~~

~~" 329 Ubas " 1395 430.33/5057.95~~

~~330 1390 430.28/5057.94~~

~~331 1400 430.32/5057.91~~

~~332 1385 430.21/5057.90~~

~~333 H II~~

~~334 1390 430.17/5057.90~~

~~335 n it~~

~~336 Bas 1445 429.96/5058.02~~

~~337 Ubas 1400 430.14/5057.86~~

~~338 Bas 1390 430.18/5057.89~~

~~339 Ubas 1335 431.18/5058.01~~

~~340~~

~~341 Bas 1330 431.19/5058.01~~

~~342 " M. Marca , (W R. d'Arg.) 1510 428.03/5057.10~~

~~343 V. Strona di Omegna, NE Campello Monti 1335 441.12/5087.43~~

~~344 1355 441.14/5087.43~~

~~345 1340 441.06/5087.45~~

~~346 " " " 1290 440.78/5087.36 347 V. d'Ossola, S Megolo di fondo 610 446.98/5092.40~~

~~348 Ubas 670 Block, Rio del 349~~

~~350 - 185 -~~

~~Iv.Nr. Typ Fundort Hone Koordinaten Karte~~

~~351 Ubas V. d'Ossola, S Meglo dl fondo 670 Block,Rio dell'Inf. Ru~~

~~352 n 650~~

~~" " " Block 980 353 ? , S Rumianca, 445.15/5091.1~~

~~354 Bas V. Mastallone, NE Cima del Cavallo, E Passo d Secchie 1800 438.26/5082.94 Fo~~

~~355 Ubas 1795 438.25/5082.94~~

~~Emra 1505 Sa 356 Bas , E Alpe 438.40/5083.52~~

~~Emra 1555 357 Ubas , S Alpe 438.39/5083.38~~

~~358 » 1560 438.43/5083.34~~

~~370 Bas V. Sesia, Strasse E Scopelle 455 441.15/5074.56 Va~~

~~371 N tl~~

~~372 VV. Mastallone, NE Sabbia 635 441.35/5079.07 Sa~~

~~" 1100 373 Ksm , E Salaro 442.16/5080.64~~

~~374 Bas ' 1120 442.18/5080.67~~

~~375* Ksm ' 1100 442.16/5080.64~~

~~376* "~~

~~377* n i~~

~~378 (1 M 1040 441.99/5080.79~~

~~379 Bas , SW Massa del Turlo 1860 443.66/5082.59~~

~~380 Pel 1800 443.30/5082.47~~

~~" 381* Ksm 1780 443.27/5082.42~~

~~382* -~~

~~' " 383 Bas , Strasse nach Le Plane 1200 442.54/5079.24~~

~~384 Ksm \V. d'Ossola, A. Cabanone S Ruminaca 1010 445.47/5091.25 Ru~~

~~385 H 1~~

~~386 II 1~~

~~387 n i~~

~~388 Pel 1000 445.45/5091.25~~

~~389 Bas H II~~

~~390 Pel 1010 445.14/5091.00~~

~~' 391 Ksm 990 445.14/5091.08~~

~~392 "~~

~~393 H 11~~

~~" 394 Bas 970 444.76/5091.46~~

~~n 395 444.72/5091.50~~

~~II M 396 444.68/5091.54~~

~~397 Ubas VV. Mastallone, A. Cevia W M. Capio 1685 443.85/5083.96 Sa~~

~~398 "~~

~~399 Bas~~

~~400 Ksm 1850 444.20/5083.97 - 186 -~~

~~Iv.Nr. Typ Fundort Hone Koordinaten Karte~~

~~401 Ksm V. Hastallone, A. Cevia W M. Capio 1850 440.20/5083.97 Sa~~

~~M 402 440.21/5083.91~~

~~n 403 1930 440.38/5084.07~~

~~404 " If II~~

~~" 405 1750 440.22/5084.91~~

~~406 II~~

~~407 II~~

~~" 408* V. Strona di Omegna, A. Francesca N Massa del Turlo 1570 444.05/5084.78~~

~~409 Bas 1820 443.76/5083.72~~

~~410 Ksm 443.75/5083.64~~

~~411 N~~

~~N 412 Massa , del Turlo 1860 443 .75/5083..24~~

~~H 413 1870 443,.83/5083..15~~

~~414 Bas " M. , Croce 1510 446,.59/5081..17~~

~~M 415 1440 446 .75/5081,.37~~

~~416 Pel 1430 446 .82/5081..38~~

~~417 Ksm 1290 447 .55/5081..40~~

~~H 418 H~~

~~419 div. 1620 446 .35/5081,.71~~

~~4 20 Bas 1570 445 .86/5082..10~~

~~421 Pel V. Mastallone, S M. Croce 1360 446.23/5080.06 Sa~~

~~422 Bas N II~~

~~423 Pel 1250 447.64/5076.95~~

~~424 Bas n H~~

~~425 tt 1240 447.47/5076.80 426 Ksm V. Strona di Omegna, V. Nagarone 1775 442.64/5084.41 427 n~~

~~428 Bas~~

~~429 Ksm 1725 442 .68/5084,.49 430 H 1725 11~~

~~431 n 1650 442 .58/5084,.70~~

~~" 432 " Cava di Marmo , 500 447,.50/5084,.40~~

~~!• " M W 433 « f* N H~~

~~434A Bas V. Strona di Postua, N A. Archivoit 437.50/5066.96 Sc 4 3 5A N 437.60/5066.90 436A " 437.70/5066.78 Co 437A M 437.85/5066.56 438A « 437.85/5066.42 439A fl~~

~~440A "~~

~~441A - 437.76/5066.33 442A Cha 437.76/5066.30 443A l» 437.77/5066.12 444A div. 437.77/5066.12 4 4 5A Cha II~~

~~446A div. 437.80/5066.07 - 187 -~~

~~Iv.Nr. Typ Fundort Hohe Koordinaten Karto~~

~~434 Ksm V. Strona di Omegna, Cava di Marmo bei Sambughetto 500 447.50/5084.40 Sa~~

~~435 »~~

~~Bas Strasse nach Forno 436 , 660 446.68/5084.69~~

~~437 Ksm , Cava di Marmo bei Sambughetto 675 446.98/5084.09~~

~~438 " " 700 447.03/5084.07~~

~~439 Bas " 715 447.02/5084.00~~

~~440 Ksm~~

~~- 441 725 447.04/5084.07~~

~~II 442 II II~~

~~443 Bas W , Sambughetto 1170 445.89/5084.05~~

~~444 Pel 1020 446.13/5083.92~~

~~445 Ksm 990 446.18/5083.93~~

~~446 n~~

~~447 n~~

~~- 448 Fornero u. , zw. Strona 575 448.14/5084.10 Om~~

~~449 Ksf 560 448.60/5084.19~~

~~4 50 Ksm 520 448.76/5084.07~~

~~451 Ksf~~

~~452 Ksm~~

~~453 H unterhalb Strona , 490 449.56/5084.08 Om 454 Ksf 485 449.57/5083.92 455 Ksm 480 449.67/5083.87 456 Ksf 450.11/5083.87~~

~~457 Ksm H II~~

~~458 Pel 450.12/5083.82 459 M 430 450.77/5083.61 460 Ksm 450.87/5083.57~~

~~461 H~~

~~462 " 450.90/5083.57 m 463 it to ti g~~

~~464 Bas 425 451.20/5083.57 E 465 Ksm~~

~~466 "~~

~~o ft 467 :0~~

~~468 « HI 469 n 0>~~

~~470 " 451.24/5083.50 u~~

~~471 Bas 410 451.55/5083.18 472 Pel 400 451.66/5083.00~~

~~473 " div. Strasse nach , Germagno 480 452.96/5081.60 474 "~~

~~475 » 520 452.57/5081.86 476 " Ksm zwischen Sambughetto u. Forno 710 446.25/5085.15 Sa » H It 477 It || II ll~~

~~478 Jl 630 446.16/5085.04 - 479 II It 446.16/5085.04 4 80 »~~

~~481 - 188 -~~

~~Iv.Nr. Typ Fundort Hone Koordinaten Karte~~

~~482 Ksm V. Strona di Omegna, zw. Sambughetto und Forno 770 445.55/5085.47 Ru~~

~~483 Bas h n n rt~~

~~484 Pel n n n H H 780 445.45/5085.65~~

~~485 H w it n it "~~

~~486 Ubas n *• H « 730 (445.40/5085.61)Geroli:"~~

~~487 Pel ft II~~

~~488 Bas " . « 740 445.34/5085.71~~

~~489 Ksm , zw. Forno u. Campello Monti 925 444.16/5087.66~~

~~490 Pel~~

~~491 1050 443.46/5087.32~~

~~492 Bas V. d'Ossola, SW Gabbio 890 450.84/5091.36 Or~~

~~493 , Megolo 280 444.16/5087.66 Ru~~

~~494 n ii~~

~~495 443.46/5087.32~~

~~496 Anzola , 225 449.86/5092.88 Or~~

~~497~~

~~498 Pel 280 449.70/5092.90~~

~~499 Ksm n n~~

~~500 Bas , Teglia 220 453.62/5092.72~~

~~501~~

~~502 Pel~~

~~503 div.~~

~~504 Pel , Candoglia 455.74/5091.49~~

~~505 Albo , 455.10/5092.02~~

~~506 Bas V. SW Varallo Sesia, 440 442.53/5073..55 Va 507 700 441.10/5073..08 508 940 440.54/5072,.97 509 200 440.30/5073,,18 510 980 440.40/5071.,52~~

~~511 830 441.05/5071..61 512 Ksm bei Vocca 600 435.30/5075..60 Sc 513~~

~~514 Bas 560 436.14/5075.55 515~~

~~516 zw. Valmaggia und Scopelle 470 440.27/5074.79 517 440.28/5074.50 518 zw. Scopelle und Varallo 450 441.35/5074.26 519 Pel~~

~~520~~

~~521~~

~~522~~

~~523 T. W , Duggla Locarno 440 441.98/5070.39~~

~~524 Bas 470 441.52/5070.37 525 441.52/5070.39 526 Pel 480 441.10/5070.15 527 Bas 500 441.02/5070.05 - 189 -~~

~~528 Pel V. d'Ossola, zw. Anzola und Gabbio 280 450.95/5092.32~~

~~529 Bas 220 450.82/5092.47~~

~~530 Pel 250 450.39/5092.54~~

~~- 531 275 4 50 37/5092 50~~

~~532 " " " E. , Anzola 300 4 50 36/5092 46~~

~~" 533 " " Rio di Anzola , 250 449 08/5092 85~~

~~i« 534 " " W " , Anzola 448 65/5093 05~~

~~" 535 Ksm " Rio di Anzola , 670 448 77/5091 50~~

~~536 Ubas V. Sesia, zw. Balmuccia u. Isola 760 434 .98/5075 60~~

~~" it it tt ti 537 i~~

~~538 M " , Block -^520 -^435.03/5075.25~~

~~539 Pel " " Strasse , zw. Locarno u. Crevola 430 442.66/5072.50~~

~~M 540 442.86/5072.10~~

~~541 Pel V. Sesia, Strasse zw. Locarno u. Crevola 430 442.86/5072.10~~

~~542 Bas V. Strona di Omegna, Mazza del Inferno 1890 444.39/5089.46~~

~~ii 543 1920 444.59/5089.44~~

~~H 544 1800 444.98/5089.12~~

~~545 Pel 1770 445.09/5089.08~~

~~H 546 NW Cima di Scaravini 1850 446.41/5089.49~~

~~547 Bas " " , 1830 446.59/5089.35~~

~~548 Ubas Pass W M. NE , Crotta, A.Campo 1855 446.03/5089.56 549 It~~

~~550 H~~

~~551 Bas Pian di Forno , 1140 442.61/5087.17~~

~~it 552 ii n~~

~~555 Ubas V. d'Ossola, NE Balmarossa, V. di Anzola 1400 447.40/5089.57~~

~~H 556 II II~~

~~557 n 1390 447.39/5089.57 558 Bas 1285 447.63/5090.77 559 Pel V. Sesia, NW Civiasco 850 444.63/5073.42 560 Ksm 900 444.33/5073.6B~~

~~561 Pel V. Sesia, W Civiasco 760 444 48/5073 08~~

~~n " " 562 Strassezw. , Varallo u. Civiasco 665 444 60/5072. 68~~

~~" H It II 563 tt It 640 444 62/5072 62~~

~~" " 564 Bas SE Varallo , 450 443 02/5072 78~~

~~n 565 V. Mastallone, T. Sabbiola 7 20 441 60/5080 12 566 • 750 441 59/5080 33 567 II 770 441 30/5080 65 568 H 860 441 10/5080 93 569 Pel 915 441 22/5081 38 570 Bas 700 441 52/5079 71~~

~~571 Ksm T. Bagnola 540 443 19/5076 44 572 Bas 505 442 82/5076 43~~

~~573 Pel " 442 .80/5076 41 574 n 500 442 .72/5076 40 575 Bas Fluss bel Barattina 495 442 .41/5076 17 576 H 4 90 442 33/5075 93 577 » 485 442 .28/5075 75~~

~~» 578 V. Strada Sesia, Panoramica v. Morondo 1000 445 71/5075 83 579 Pel 1145 446 .68/5076 08 580 Ksm 1160 446 .78/5076 15 - 190 -~~

~~581 Bas V. Sesla Strasse nach Camasco 675 443.85/5076.18~~

~~582* Pel 850 444.15/5076.18~~

~~583* Bas 825 444.12/5076.37~~

~~H 584 Torrente Nono 610 444.12/5076.90~~

~~585 M~~

~~586 Pel 590 444.84/5076.89~~

~~587 It ii i» n it~~

~~" 588 V. Hastallone Sabbiola, NE Erbaretti 950 441.62/5081.69~~

~~589 Bas M II~~

~~" 590 NE , A. Sosletto 975 441.96/5082.03~~

~~591 Pel 441.96/5082.03~~

~~592 Ksm~~

~~593 •'~~

~~594 Bas A. II , Tapone 1040 442 03/5082 46~~

~~" 595 N A. , Campo 1620 440 62/5082 52~~

~~596 Pel 1680 440 73/5082 76~~

~~597 Ubas 1725 440 84/5083 07~~

~~5981' Bas 1775 440 76/5083 17~~

~~H 599 " A. Grotta , 1515 440 17/5082 08~~

~~It 600 N Valbella 880 438 76/5080 74~~

~~601 Bas V. Mastallone N Valbella 915 438 .68/5081 .13~~

~~" 602 910 438 .70/5081 .12~~

~~11 603 It~~

~~" 604 V. Bagnola 800 443 .22/5077 95~~

~~H 605 850 443 .34/5079 .50~~

~~606 Pel II~~

~~607 Bas 880 443 .32/5079 .82 608 Pel 1275 442 40/5078 82 609 Bas 1080 442 79/5078 38 - 191 -~~

~~PROBEN AUS WEITEREN SAMMLUNGEN~~

~~Sammlunq Val Sesia, qesanunelt 1972 - 1974~~

~~AZ Nr. Typ Fundort Koordinaten Hon~~

~~2.1 Pel V. Strona di Postua, NW Postua, S. Sebastian 439.59/5063 28 4 70~~

~~9 it it it n it n II II " 2 • *• i i~~

~~2.33 " V Sesia, bei Vanzone 442.58/5065 32 360~~

~~3.1 Bas V Sesia, Crevola bei Varallo 441.97/5073 58 440~~

~~ii II t tt N tl 3.2 442.02/5073 57 "~~

~~3.3 n » - It H tt " , 442.07/5073 57~~

~~3.4 » M H II tl tt~~

~~» H tt n n 3.9 Pel 442.21/5073.56 430~~

~~It H 3.11 It n it it H II~~

~~3.13 .,• " " n tt n , 442.28/5073.56~~

~~3.15 Bas •1 II huh~~

~~3.16 " M " tt tt tt ,~~

~~tl •1 3.20 Ksm S Crevola 442.82/5072.14 420~~

~~It " 3.44 Pel NE bei Pecciola , Postua, 441.08/5064.48 710~~

~~3.59 Pel V. Sesia, W Foresto, bei A. Solivo 440.73/5066.28 810~~

~~3.60 M " I tt N ft t~~

3.61 " tt H H H tl *

~~3.62 II tt » " bei , , S. Bernardo 439.40/5066.34 1120~~

~~tl 3.63 tt • N bei , , A. Busgnago 439.24/5066.67 1160 3.64 II n bei Agnona 442.69/5063.80 350~~

~~3.65 Pel V. Sesia, bei Agnona 442.69/5063.80 350~~

~~It tl H 3.66 , bei Isolella 442.46/5065.19 370~~

~~3.67 n tt tt m n 442.52/5065.28 360~~

~~3.68 n tl tl ti tt~~

~~3.69 Pel V. Sesia, bei Isolella 442.52/5065.28 360~~

~~3.70 H H || tt tt II II~~

~~3.71 II II H n n 442.53/5065.33~~

~~3.72 II it tl tt H~~

~~3.73 it H H tl tl~~

~~3.74 » II H H It~~

~~3.75 it tt M H II~~

~~3.76 " M tt tl tl~~

~~3.77 H n n N It 442.50/5065.23~~

~~" " " 3.78 , S Doccio 442.42/5067.18 380~~

~~3.79 Pel V. Sesia, S Doccio 442.43/5067.14 380~~

~~3.80 " it n n 442.44/5067.10~~

~~3.81 Bas ti it tt 442.47/5066.97~~

~~4.1 Bas V. Mast allone, E Cravagliana 438.80/5077.75 610~~

~~" tt 4.2 * 439.24/5077.90 590~~

~~" tt H M 4.3 t 439.57/5078.06 625~~

~~4.4 tt M " S , Sabbia 440.75/5078.34 580~~

~~" " 4.6 , E Sabbia 441.20/5078.68 670 - 192 -~~

~~4.7 Bas V. SE Sabbla Mastallone, 440.91/5078.34 625 Sa 4.8 n "~~

~~n tt " 4.9 Ponte Gula , della 441 .72/5077 .26 540~~

~~" 4.12 V. N Varallo Sesla, 442 .32/5074 .73 660 Va~~

~~It 4.15 Pel " NE Varallo , 442 .65/5074 .54 630~~

~~4.16 Bas V. N Varallo Mastallone, 441 .94/5074 40 4 50 Va~~

~~" 4.17 ft •» « 441 .84/5074 63 460~~

~~- 4.18 ft « it~~

~~" ft 4.19 SE Sabbia , 441 .25/5077 89 570 Sa~~

~~" 4.20 tt " n 441 33/5077 55 560~~

~~" 4.21 M » H 441 28/5077 92 570~~

~~Sammlung oberes Val Mastallone (Sesla und Ivrea Zone)~~

~~Nr. Fundort Typ Koordinaten HOhe Blatt~~

~~71.120 Bas V. W Mastallone, Cravagliana 437.67/5077.72 640 Fo 121~~

~~122~~

~~123~~

~~124~~

~~125~~

~~126 437.65/5077.76 127 437.63/5077.79~~

~~" 130 - N Ferrera , 436.95/5080.04 720 131 436.88/5080.07~~

~~" 132 s Gula , 436.17/5081.23 780 133~~

~~134~~

~~Sammlung J. C. Hunzlker (Bern)~~

~~Koordinaten Hohe Blatt KAW Nr. Typ Fundort~~

~~220 Or 85 Pel v. d'Ossola, Teglla 453.62/5092.72~~

~~11 " " 449.70/5092.90 280 447 , Anzola~~

~~tl 449 " tt H~~

~~454 H n M M~~

~~fl 477 It H It~~

~~478 a it H M~~

~~508 it V. Strona di Omegna 445.45/5085.65 780 Ru~~

~~Sammlung G. Peyronel Paqllanl und A. Borlanl (Malland)~~

~~AM 8.4 Pel V. d'Ossola, bel Anzola Or~~

~~Sammlung G. De Negri (Modena)~~

~~VS 41 Pel V. Strona di Omegna, bei Campello Monti 441.40/5087.28 1325 Ru Tabelle 3 : Modalbestand der Metapelite (Vol % geschatzt)~~

~~Metapelite aus der V. d'Ossola~~

~~Nr. Qz Kf Pig Fsp Gr Bi Mu Sil Grp Ru Erz Min, Struktur~~

Iv 257 40 •? X 25 15 3 15 <1 2 granobl., z.T. Mylonit ii Iv 388 10 ? X 2 45 40 3 i Iv 390 55 ? X 12 15 1 15 ? <1 2 ii ii Iv 534 58 ? X 13 15 <1 12 <1 <1 <1 Mylonit Iv 533 39 X X 29 14 3 15 <1 <1 <1 granobl., z.T. Mylonit A.M.8.4 1 ? X 1 94 <1 <1 <1 3 Co r: 1 granobl.

~~Iv 498 40 X X 27 20 1 10 ? <1 fe in: 3Ch. Bi Mylonit i KAW 447 30 15 5 33 1 15~~

Iv 530 32 6 38 15 8 <1 1 granobl. Iv 531 20 10 15 25 15 15 <1 <1 ii Iv 532 32 10 25 15 10 8 <1 <1 <1 ii Iv 528 30 8 9 19 16 16 1 1 grano- bis 5 lepidobl. H Iv 502 30 25 15 10 15 5 <-l <1 II KAW 85 46 18 13 3 19 1 <1 <1 Iv 505 35 25 25 4 10 <1 II Iv 247 20 20 10 18 10 20 ? 2 II Iv 504 35 15 30 5 14 1 II Fortsetzung Tabelle 3;

~~Metapelite aus der V. Strona di Omegna~~

~~Nr. Qz Kf Pig Fsp Gr Bi Mu Grp Ru Erz a. Min. Struktur~~

Iv 103 25 X X 15 40 1 <1 1 granobl. VS 41 25 X X 20 35 <1 1 <1 1 I Iv 491 35 20 20 18 <1 1 <1 1 ii Iv 490 41 3 23 - 21 <1 1 <1 1 granobl. Iv 545 20 X X 20 30 2 1 2 <1 ii Iv 546 20 X X 25 26 <1 <1 2 <1 ii Iv 487 20 10 20 14 20 1 1 n Iv 484 30 30 10 5 15 1 1 ii Iv 485 72 5 12 3 7 <1 <1 <1 ii KAW 508 45 25 15 3 10 <1 <1 <1 ii i

~~r-'~~

Iv 444 35 12 2 35 1 ? lepidobl. Iv 45 4 4 6 45 10 ? 1 Iv 38 30 10 5 24 10 1 grano-lepidobl. Iv 458 48 13 1 31 3 ? <1 ii ii Iv 28 35 30 25 2 1 Cor: 4 ii H Iv 27 25 30 25 10 <1 H ii Iv 459 25 25 30 5 ii H Iv 472 10 10 43 5 30 2 granobl. Fortsetzung Tabelle 3:

~~Metapelite vom E-Rand des Basischen Hauptzuges (V. Sabbiola und V. Bagnola)~~

~~Nr. Qz Kf Pig Fsp Gr Bi Mu Sil Grp Ru Erz a. Min. Struktur~~

Iv 596 1 7 X 2 60 1 34 2 <1 Cor? 1 granobl, Iv 591 35 X X 35 15 10 3 2 <1 <1 Iv 588 30 X X 44 15 10 1 <1 <1 <1 Iv 569 25 25 23 15 10 1 1 <1 Iv 380 1 1 42 25 30 <1 1 Iv 606 40 34 10 15 <1 Iv 608 25 24 20 15 15 10 1 grano-lepidobl Iv 573 25 X X 35 15 20 2 <1 <1 Cor: 3 granobl. Iv 574 20 X X 45 15 15 <1 <1 Cor: 5 ii Iv 586 15 10 5 50 <1 20 <1 <1 lepidobl.

Iv 587 15 25 14 14 14 2 Cor: 14 granobl. Sta+Qz:<1 Ul Iv 582 42 20 5 20 2 10 <1 1 grano-lepidobl, 15 Iv 579 25 1 30 7 20 <12 lepidobl. ii Iv 423 25 25 5 30 5 10 421 25 28 5 25 2 15 <1 grano-lepidobl Iv 416 15 5 35 30 15 lepidobl. Fortsetzung Tabelle 3:

~~Metapelite aus der V. Sesia~~

~~Nr. Qz Kf Pig Fsp Gr Bi Mu il Cor Grp Erz " a. Min Struktur Iv 519 20 10 15 15 15 5 15 2 Ky : 3 granobl. Iv 520 25 10 15 15 10 2 20 <1 2 Spi:~~

Iv 294 50 2 35 2 10 1 AZ 4.15 35 30 5 20 10 <1 Iv 298 35 25 2 25 5 7 1 Iv 611 30 40 20 <1 10 <1 <1 Iv 539 30 40 5 20 2 2 1 Iv 540 40 2 25 20 2 10 <1 <1 <1 Iv 541 30 30 10 20 10 <1 <1 Iv 287 40 25 2 20 1 10 1 1 <1 Iv 284 20 3 10 35 30 1 1 Iv 559 45 5 15 3 20 7 5 <1 Fortsetzung Tabelle 3:

~~Metapelite aus der V. Sesia~~

~~Nr. Qz Kf Pig Fsp Gr Bi Mu Erz a. Min. Struktur~~

Iv 561 25 15 15 10 15 5 1 grano-lepidobl. Iv 562 10 10 5 50 1 <1 lepidobl. Iv 563 50 20 4 15 1 1 grano-lepidobl. ii ii Iv 50 30 4 2 41 2 1 Iv 51 20 30 12 25 <1 H ii Iv 280 24 24 20 15 1 ii ii AZ 3.78 40 20 20 4 10 1 1 granobl. AZ 3.79 30 23 10 10 1 0px:10,Spi:l grano-lepidobl. AZ 3.80 30 35 10 15 1 Opx: 9 granobl. AZ 3.71 20 15 10 10 10 2 Opx: 3,Spi:3 ii i

~~AZ 3.72 25 20 10 10 16 1 Spi:2,Sta: 1 grano-lepidobl. ii *J AZ 3.73 30 1 25 20 10 1 And:3,Sta:~~

~~AZ 3.77 3 30 10 15 20 1 Spi:l,Sta:<1 granobl. AZ 3.66 30 25 10 8 10 1 Spi:l,Opx:~~

~~Metapelite W der V. Sesia~~

~~Nr. Qz Kf Pig Fsp Gr Bi or Grp Erz a. Min. Struktur~~

Iv 526 20 10 25 15 15 <1 <1 granobl. H Iv 523 25 10 35 7 15 1 AZ 3.63 15 7 x 15 20 14 30 1 And:<1 ii AZ 3.62 40 5 15 10 8 10 1 1 ii AZ 3.59 30 20 5 10 10 12 1 And: 2 I AZ 3.60 15 7 x 20 20 20 6 2 And: 2 grano-lepidobl. H it AZ 3.61 15 10 10 20 20 7 1 And: 2 AZ 3.44 40 10 15 15 10 5 1 1 granobl. Iv 189 30 10 20 14 10 10 1 Ru: <1 ii Iv 190 20 10 20 10 10 17 1 And: 2 grano-lepidobl. «

~~Iv 199 40 5 20 5 15 15 1 <1 And:<1 granobl. 00 AZ 2.1 5 14 18 5 1 1 And: 1 30 10 | AZ 2.2 30 10 10 14 14 5 1 1 Iv 206 35 20 5 15 20 1 And: 2 Iv 265 40 20 15 8 8 6 1 Ru:~~

~~KAW 447 x X X X~~

~~KAW 449 x X X X X o en KAW 4 77 X X X Oen KAW 4 78 X X X X > KAW 85 X X X~~

~~Iv 491 X X X •rH -a~~

~~Iv 490 X X X (d oc Iv 485 X X X u -P KAW 508 X X X X~~

~~r-1 VD Iv 262 X X X~~

~~T) ft Iv 190 X X X C 3 -H AZ 2.1 X X X •H (d AZ 2.2 X X X O U +J AZ 3.9 X X X Ul~~

~~4 Tabelle : Opake Minerale (Semiquantitative Bestimmungen mit der Elektronenmikrosonde) Tabelle 5: Modalbestand der Metabasite (Vol % geschatzt)~~

~~Metabasite aus der V. d'Ossola~~

~~Nr. Pig Opx Cpx Px Hbl Gr Bi it Erz a. Min. Hbl Bemerkungen~~

~~Iv 242 30 65 grunl.Am:5 br granobl., Hbl->grunl.Ai Iv 258 30 10 60 Ap~~

~~Iv 544 55 7 X 30 15 <1 grunl.AnKl br granobl., Px->grunl.Am Iv 496 35 X X 30 35 <1 br Iv 497 30 7 X 35 35 <1 br Iv 558 40 X 2 56 2 Ap-grunl.Am > n M H " >' Iv 500 45 13 40 1 1 grunl.Am~~

~~Metabasite aus der V. Strona di Omegna~~

~~Nr. Pig Opx Cpx Px Hbl Gr Bi a. Min. Hbl Bemerkungen~~

Iv 105 15 20 60 griinl. Am:5 br granobl., Hbl->grunl.Am Iv 551 55 ? X 15 30 br Iv 552 50 X X 20 24 5 br Iv 102 30 14 55 <1 br Iv 91 60 30 10 <1 Iv 428 50 10 40 grunl.AnKl br ,Hbl u. Cpx->-grunl.Am Iv 409 25 14 60 griinl. Amgrunl.Am Iv 488 45 10 43 <1 gr br granobl.

~~Iv 483 40 10 35 8 Sep:4,Cc~~

~~Metabasite aus der Kinzigit Zone: V. Bagnola und V. Sabbiola~~

Nr. Pig Opx Cpx Px Hbl Gr Bi Tit Erz a. Min, Hbl Bemerkungen br Iv 598 43 X X 20 35 <1 2 granobl. Iv 595 60 X X 25 15 <1 <1 br Iv 599 63 X X 25 5 2 Qz: 5 br Iv 589 64 X X 20 15 <1 1 Apgruril.Am Iv 383 40 60 gr br granobl. " Iv 609 45 15 38 <1 griinl.Am: 2 br , Hbl-rgriinl.Am

~~2 Iv 604 50 5 38 <1 Qz:5 br nematobl. Iv 584 60 38 <1 2 Ap~~

~~Metabasite der Kinzigit Zone : V. Sesia und V. Strona di Postua~~

~~Nr. Pig Opx Cpx Px Hbl Gr Bi Tit Erz a. Min. Hbl Bemerkungen~~

~~Iv 290 60 15 9 1 Cu:15 br gr nematobl, Iv 610 63 30 1 2 Cu?:4 br gr Qz:lO,Ap~~

~~Iv 524 25 55 2 3 Qz:15,Ap~~

~~Metabasite des Basischen Hauptzuges: V. Mastallone und V. Sabbiola~~

~~Nr. Pig Opx Cpx Px Hbl Gr Bi Tit Erz a. Min. Hbl Bemerkungen~~

~~71.134 65 X X 20 14 1 - granobl.,Kelyphit 71.133 65 X X 25 4 5 1 br 71.132 60 30 10 <1 br 71.131 68 X X 15 10 5 2 br 71.130 70 X X 20 10 <1 br 71.129 60 X X 10 2 25 3 Ap~~

~~71.127 65 X X 25 4 2 0l:4,Spi~~

~~AZ 4.1 65 X X 25 6 <1 2 0l:2,Spi~~

~~Nr. Pig Opx Cpx Px Hbl Gr Bi Tit Erz a. Min. Hbl Bemerkungen~~

~~AZ 4.4 64 X X 25 10 1 br granobl. AZ 4.7 75 X X 18 5 2 <1 Ap~~

~~Metabasite des Basischen Hauptzuges: V. Sesia~~

~~Nr. Pig Opx Cpx Px Hbl Gr Bi Tit Erz a. Min. Hbl Bemerkungen br Iv 514 55 13 5 25 <1 2 Ap~~

~~AZ 3.2 60 10 20 <1 <1 Qz:5,Kf:5,Ap~~

~~Metabasite des Basischen Hauptzuges: V. Strona di Postua~~

Hbl Nr. Pig Opx Cpx Px Hbl Gr Bi Tit Erz a. Min, Bemerkungen Hbl-Rand um Px Iv 434 55 X X 25 15 <1 4 Spi: 1 br granobl., Iv 435 60 X X 25 12 3 br Iv 436 60 X X 27 10 3 br 2 br Hbl-Rand um Px Iv 437 50 X X 20 15 12 Ap:l gr Intrusi\ 4 1 Schollen } , 60 X X 35 brekzie 438 mobilere Phase Iv 1 65 X X 27 2 1 Qz:5 Iv 439 65 X X 20 6 1 Qz:8 Iv 440 56 X X 20 20 1 2 Qz:l Iv 441 68 X X 25 2 2 Qz:3

to Iv 442 45 15 5 10 <1 Qz:15,Kf:10 granobl, o Iv 443 60 10 10 <1 Qz:20 Iv 444 70 X X 10 10 <1 Qz:10 Iv 445 20 X 7 10 5 10 <1 Qz:20,Kf:35 Iv 174 35 5 15 <1 Qz:20,Kf:25 Iv 175 40 X 7 13 12 <1 Qz :35 Iv 446 60 X X 13 10 2 Qz:15 -a — 208 c •". * .. rd « • • • 1 tf a) CU p Eh 4-> P c 4-1 4-> 01 01 01 01 3 +J CT> T) ai (fl (fl X •H N •H -H 4-> 01 rH C o> r* 44 ft rH rH •k U (fl -a •rH ft (0 c • •rH H cj ^ ft X • X 44 c rH « 3 4-> •a rH rH a) U 01 4-> 01 -H 3 44 4-> | -a 01 c •H •rH ». rH CO u 01 u -o rH ai -h rH # •rH (A CO •a CO -a 4-> A c rH -a SH s I •rH o M a c c 01 • •» • U • (fl CO a XI CN X i X! (A .fl •5 rH r^ • J«! X X tf (0 • ft u 3 A 01 g U a u « rH C 4-> c 01 fl 1 rC « 44 U 01 0) U <2 3 i 3 1 44 •H 01 •rH U •rH u o i C CO -a Z X (fl tsl (fl g td • rH 01 • c • H • p K C N c -p o 01 rl •rH •H Eh rfl U Eh H Eh s Eh rH i ' 5 OJ •rH N CM H cu • N 8 N a a) ai • S Oi Eh « m :cfl o J4 • IS] ^ X n Eh u X ft n e •rH Xi rH 0) o N U H CJ ft U c ci • V u O CO O ft (^ S 0) U u V u « CJ cj U (« u N P U u U O u 4-> 0 rH Ul X! X « N h. •rH O rH X CU Q) o *. ft i ** T3 O 4-> *. -a .. -0 W -0 *. • s CO ft -H «• 0* o u • 4-> • 4-> N • c U dP •p 4-> m H-> 01 4-> OJ 4-> (fl 01 4-> jS 4-1 (fl P (fl p 01 ft P 0 i-l ^ * < o oi tn •rH Ul •rH 0] 01 tf U 01 « 01 « 01 « 01 •H u 01 * •rH rH C • (fl • (fl rH (fl U (fl T3 (fl i • 01 (0 i (fl 1 (fl 1 (fl rH CO (fl 1 • 01 | m 4-> rH +J rH r^ H X rH C H g 4-1 rH N rH IS] rH N rH 44 rH IS] 4-1 p ro D> in r*5 01 X 0) r« 0) X 3 rVi 53 01 is] X OJ X OJ 44 OJ X u 4-> rH 4-1 rH 4-> SH 4-) rH C r^ rQ >1 rQ >1 • >1 • >1 s >1 •rH A >l •H >1 rH >1 H >1 • U >l -H rQ (U «. rH 0 rC 0 .c r« .C X rC u X (fl rH u X rH X rH X rH •H X U X (fl rH V 0) rH rH 0 ft U Oi >

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~~01 • Cpx x • • 0 X X X X X O X X rH (0~~

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~~>>>>>>>>>>> > rH > > > > > > H 2 H H H H HHMHHHHHHHH Fortsetzung Tabelle 6~~

~~V. Strona di Omegna~~

~~Nr. Cc Qz Kf Pig Cpx Am Klz Bi Sep Gr Tit Bemerkungen~~

Iv 138 X . . prophyroklast., Cc und Silikate z.T. feink. rekrist. Iv 405 X X o o " o o , Cc und z.T. Silikate feink. rekrist. " Iv 104 X • o o o , Cc und Qz feink. rekrist, Plag mit Ab?-Rand Iv 403 X o o " o , Cc feink., Cpx mit Am-Rand " Iv 404 X • o o o , Cc und z.T. Silikate feink. rekrist. Cpx mit Am-Rand Iv 92 X X X rundl. Silikate in mittelk. Cc-Matrix

~~Iv 95 . X . o X i granoblast.~~

~~Iv 109 X . . X # granoblast. ->- X , z.T. feink. rekrist., Cpx olivgr.Am Iv 112 X o X X , Cpx mit Qz-Rand Iv 113 + X • o X X granoblast., Cpx mit Qz-Rand, Pig mit Ab?-Rand~~

Iv 114 X o o X . X rundl. Silikate in Cc-Matrix, z.T. rekrist. | Iv 115 X o o X X - granoblast. M Iv 431 I-1 X o X X rundl. Silikate in Cc. Matrix, z.T. rekrist., o Cpx mit Qz-Rand, Sep mit Gr-Rand Iv 430 X X rundl. Silikate in Cc. Matrix, z.T. rekrist., Cpx -*- olivgr. Am

Iv 378 X . . o granobl. rekrist.?, Am griinl., Cpx mit Am-Rand Iv 408 X . X X porphyroklast., Cc feink. rekrist., Sep mit Gr-Rand Iv 410 X o o X X ± granoblast., Cpx mit Qz-Rand Iv 413 X X ? X o porphyroklast., Cc und Qz feink. rekrist. " Iv 381 X . o o o X , Am olivgriin, Cpx mit Am-Rand Iv 482 X o o X o o granoblast., Am griin Iv 476 X X X o " o , z.T. feink. rekrist., Am griin Iv 477 X o o X X " , Am griin, Cpx mit Am-Rand Iv 479 X o o o X o X ii ii ii ii ii ii ii Iv 48 X X o X X X " , z.T. rekrist., Am griin - 211 -

~~-a c (0~~

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~~r-r^OOO^rHva-sTrHHCN~~

~~•g >>>>>>>>>> HHHHHHHHHH Fortsetzung Tabelle 6~~

~~V. Sesia~~

~~Nr Cc Qz Kf Pig Cpx Am Klz Bi Sep Tit E Bemerkungen~~

~~Iv 512 X o o X porphyroklast. Cc feink- rekrist. Iv 593 X o X X ii~~

~~11 Iv 592 X o X . o , Cc feink. rekrist.~~

~~ti ti Iv 571 X . X o o o X Iv 288 X o o o o~~

~~Iv 291 X • o X X ± granoblast., Cpx mit Am-Rand Iv 296 X o X o X X it~~

~~Iv 302 X o o . , Chl~~

~~II Iv 64 X X 7 X X o . o~~

~~II Iv 62 X o o X X o . Iv 59 X o o X o X X II~~

~~Iv 54 X X X o • . porphyroklast., Cc feink. rekrist. ii H H ii Iv 53 X o o X X •~~

~~Iv 52 X o X o o o • o granoklast.~~

~~Iv 560 X o o o X o o . c granoblast. Iv 580 X o o X X~~

~~Iv 286 X o X X , Chl Iv 282 X o X o X o o o Iv 281 X o o o o X o o~~

~~Iv 303 X o o o # o # , Chl Fortsetzung Tabelle 6~~

~~V. Strona di Postua~~

~~Nr. Cc Qz Kf Pig Cpx Am Klz Bi Sep Tit Erz Grp Bemerkungen~~

~~rekrist. 176 X . . porphyroklast. Cc feink.~~

178 X . . o Am 182 X o . Cc z.T. feink. rekrist., bl.griin H ii " " mit 184 X • . o /Cpx Qz-Rand n ii 187 X . X mit u. 188 X - o Cc feink. rekrist., Cpx Qz- Am-Rand " mit 193 X o o o , Cc z.T. feink. rekrist., Cpx Qz-Rand

~~194 X o o 1 granoblast., Cpx mit Qz-Rand~~

~~I Hto CO~~

~~1 Tabelle 7: Modalbestand der Olivin-Dolomit-Marmore Volumenanteil geschatzt:~~

~~• <3%, o 3-10%, x 10-20%, X >20%. V. d'Ossola~~

~~Nr. Cc Do 01 Cpx Am Bi Chl Spi z a. Min Bemerkungen~~

~~Iv 253 X X X o • o granobl., Cc z.T. rekrist. Iv 255 X X X o X o Humitmin.:• ii " Iv 11 X X X X o o , Cpx+Am~~

~~V. Strona di Omegna~~

N) Iv 141 X X X • o • porphyroklast.,01 mit Cpx-Rand m Iv 400 X o X o o Iv 401 X o o o o " und Cu-Rand Iv 98 X o o o o Cu? , 01 mit Cpx- Iv 100 X o X o o " ,01 mit Cpx-Rand Iv 373 X X X X • granobl., 01 mit Cpx-Rand Iv 375 X X X X ii ii ii ii Iv 445 X X X o o Iv 447 X X X o • An-Rand Iv 441 X X X o o o ? , 01 und Cpx mit IV 442 X X X o o Iv 435 X X X • • , stark umgewandelt Iv 463 X o X o X X Humitmin.

~~V. Sesia~~

~~AZ3.20 X X X X X X • Humitmin.:* granobl. V. Strona di Postua~~

~~X o x o • • porphyroklast. Iv 180 " Iv 183 X o x o , Cpx-*Am Iv 196 X X X ? ... granobl. Iv 197 X X X Iv 269 X X X Iv 271 X X X Iv 27 2 X X X~~

~~tsj r-1 Tabelle 8: Modalbestand der Kalksilikatfelse Volumenanteil geschatzt:~~

~~• <3%, o 3-10%, x 10-20%, X >20% V. Strona di Omegna~~

~~Nr. Cc Qz Pig Cpx Am Ep. Gr Bi Sep Tit Erz a. Min. Bemerkungen~~

Iv 407 X o X • x • • Kf :0 granobl. Iv 98 • • X X • Cu?:X Cu:? um Gr und Cpx Iv 93 • • X X o o granobl. Iv 94 o X o X • X • • Wo:x granobl. Reaktionsgefiige II Iv 96 o X X X X X • Wo:x • • " Iv 408 X X X X Wo:x , Gr-Rand um Sep Iv 47 o X o X X X • Kf :x Wo zT mit Qz-Rand Iv 44 X X X X Iv 43 X X X X •000 Iv 39 • • X X

~~V. Strona di Postua~~

~~Iv 192 o X o X • Wo:X granobl., Gr-Rand um Sep u " Iv 195 o x X o X Wo:x , Gr-Rand um Sep Pig myrmekit. - 217 -~~

~~tafel i: METAKARBONATE~~

~~VaNlo 9\~~

~~Btindnerschiefertypen mit~~

~~D Chlorit~~

~~B Spinell und Chlorit Spinell~~

~~Kalksilikatfelse~~

~~W Wollastonit - 218 - - 219 -~~

~~tafel 111 METAPELITE~~

~~METAPELITE mit Sillimanit und~~

~~O Muskovit + Quarz~~

~~Muskovit + Quarz und ft Kalifeldspat oder weder noch • Kalifeldspat~~

~~A Andalusit C Cordierit~~

~~R Rutil - 220 -~~

~~LEBENSLAUF~~

~~Als Sohn von Ren§ und Violette Zingg-Francey wurde ich,~~

~~Andre1 Zingg, am 19. Juni 1946 in Neuenburg geboren.~~

Die Primarschule besuchte ich in Brig, die Realschule und das Gymnasium (Typ C) in Liestal. 1966 begann ich mit dem Studium der Geologie an der ETH Zurich und schloss 1971 mit einer Diplomarbeit iiber die Sesia-

~~Zone ab. Anschliessend war ich fiir ein Jahr Unterrichts- assistent am Lehrstuhl fiir Baugeologie. Von 1972 bis~~

~~1978 arbeitete ich als Assistent und Doktorand unter der Leitung von Herrn Prof. V. Trommsdorff und begann~~

~~1973 mit der vorliegenden Arbeit.~~