Sommario
Questo EarthCache vi porta a Russo, una località situata al centro della Valle Onsernone, dove verso nord si dirama la Valle di Vergeletto. Le rocce dominanti nella Valle Onsernone sono gli gneiss, rocce metamorfiche del basamento cristallino. Durante la formazione delle Alpi, sono state trasformate da condizioni di alta pressione e temperatura tali da perdere in gran parte la loro struttura originaria.
Alcuni gneiss sono stati sottoposti a un processo metamorfico così intenso da assumere nuovamente un aspetto compatto simile al granito. Per questo motivo i ticinesi li chiamano spesso semplicemente «graniti».
Con questo EarthCache potrete esplorare più da vicino queste rocce particolari, scoprire di più sulla loro origine e imparare a osservarne le diverse strutture e i minerali.
Alla fine del listing dell’EarthCache vi mostriamo e vi spieghiamo con alcune figure le strutture e le caratteristiche particolari degli gneiss.
Zusammenfassung
Dieser EarthCache führt euch nach Russo, eine Ortschaft in der Mitte des Valle Onsernone, wo nordwärts das Valle di Vergeletto abzweigt. Beherrschende Gesteine im Valle Onsernone sind Gneise – metamorph überprägte Gesteine des Grundgebirges. Während der alpinen Gebirgsbildung wurden sie unter hohen Druck- und Temperaturbedingungen so stark umgewandelt, dass ihre ursprünglichen Strukturen weitgehend verloren gingen.
Manche Gneise sind sogar so stark metamorph überprägt, dass sie wieder ein kompakt-granitartiges Aussehen haben. Deshalb nennen die Tessiner sie oft einfach «graniti».
Mit diesem EarthCache könnt ihr diese besonderen Gesteine genauer erkunden, mehr über ihren Ursprung erfahren und lernen, ihre verschiedenen Strukturen und Minerale zu beobachten.
Am Ende des EarthCache-Listings zeigen und erklären wir euch mit ein paar Abbildungen die Strukturen und besonderen Merkmale der Gneise.
Figura 1: Le rocce levigate dall'acqua dell'Isorno presso Russo nella Valle Onsernone sono costituite da vedere e sono costituite da diversi tipi di gneiss.
Abbildung 1: Die vom Wasser des Isorno geschliffenen Felsen bei Russo im Valle Onsernone, bestehen aus verschiedenen Gneisen.
Indicazioni stradali
Partite dal centro del paese di Russo, presso la chiesa parrocchiale e la Casa Bezzola con la stazione degli autobus postali e il ristorante. Da lì un sentiero escursionistico conduce al fiume Isorno. Il sentiero è piuttosto ripido, quindi è consigliabile avere un passo sicuro, indossare scarpe robuste e utilizzare bastoncini da trekking.
Attraversando un piccolo ponte si arriva su uno stretto sentiero lungo il versante sud della valle. A seconda della stagione, il sentiero può essere nascosto dalle foglie. Prestate attenzione ai punti di riferimento.
Non cercate questo EarthCache in caso di maltempo (forti piogge, temporali, inondazioni o nevicate). Prestate attenzione alla valutazione T/D e agli attributi.
I vostri compiti
Le rocce levigate dall'acqua dell'Isorno sono costituite da diversi tipi di gneiss. Osservate il cambiamento di colore delle strutture nella roccia.
(1) Minerali e struttura …
Osservate i minerali scuri (mica scura, biotite) nella roccia. Sono allineati su un piano o distribuiti in modo uniforme nella roccia?
Confrontateli con i minerali chiari (feldspato e quarzo) nella roccia. Cosa potete dire della loro forma e dimensione?
La struttura è piuttosto lineare-fibrosa o piatte-scistosa? Riuscite a riconoscere una chiara stratificazione? Come sono distribuiti nella roccia?
Come definireste questa roccia: è un ortogneiss o piuttosto un paragneiss, o è un ...?
(2) Gneiss granitici …
Alcuni gneiss sono talmente metamorfizzati da assumere nuovamente un aspetto compatto simile al granito. Per questo motivo i ticinesi li chiamano spesso semplicemente «graniti».
Riuscite a trovare anche voi rocce di questo tipo? Come fate a riconoscere che, nonostante l'aspetto, si tratta di gneiss e non di granito?
(3) Strutture simili alla pasta …
Alcuni gneiss presentano strutture «simili alla pasta». Descrivete il loro aspetto. Quale potrebbe essere, secondo voi, la causa di queste strutture?
Confrontate le vostre osservazioni con le informazioni contenute nella EarthCache-listing. Quali conclusioni potete trarre sulla formazione della roccia?
Inviateci le vostre risposte via e-mail e registrate questo EarthCache. In caso di problemi, vi contatteremo per risolverli.
Se lo desiderate, potete scattare una foto di voi stessi e/o del vostro GPS con l'Isorno nella Valle Onsernone sullo sfondo e caricarla insieme al vostro log. (facoltativo)
Paesaggi alpini gneissici – le Alpi ticinesi
Le Alpi ticinesi sono una parte delle Alpi che si estende da ovest a est tra il Monte Leone e il Rheinwaldhorn. A nord sono delimitate dalla Valle Bedretto e dall'altopiano di Piora, a sud il loro territorio si estende fino alla pianura di Magadino sopra Bellinzona e Locarno.
Dal punto di vista geologico, le Alpi ticinesi sono costituite prevalentemente da rocce del basamento, attribuite al Penninico medio. Durante la formazione delle Alpi, sotto l'effetto di elevate pressioni e temperature, hanno subito una trasformazione metamorfica tale da far loro perdere in gran parte la loro struttura originaria.
Le rocce del Penninico medio provengono da una zona elevata dell'antico oceano alpino, denominata Briançonnais. Essa costituiva una zona continentale, mentre la zona piemontese a sud e la zona vallesana a nord erano zone di sedimentazione più profonde.
Nel corso della formazione delle montagne, le rocce sono state suddivise in diversa falda tettonica (nappe)*, tagliate, sovrapposte e ulteriormente piegate. È così che si è formata la struttura complessa e stratificata che ancora oggi caratterizza le Alpi ticinesi.
*Falda tettonica (nappe) – chiamate anche coperture di sovrascorrimento o di spinta – sono estesi pacchetti rocciosi presenti nelle Alpi. Si sono formate quando la crosta terrestre si è fortemente ristretta durante la formazione delle montagne. In questo processo, parti della crosta sono state sovrapposte come «alloctone» (materiale trasportato, estraneo al luogo) all'«autoctono» (roccia rimasta nel luogo originario). Questi processi geologici hanno portato alla formazione delle montagne alpine come le conosciamo oggi.
Lo sapevate che,
… la causa della formazione delle catene montuose delle Alpi è stata la collisione delle placche tettoniche della crosta terrestre (litosfera)?
A causa della forte pressione laterale, gli strati rocciosi – in gran parte sedimenti marini della Tetide* e della crosta continentale europea – sono stati piegati, sovrapposti e trasportati su lunghe distanze.
È così che si sono formate le complesse strutture delle coperture tettoniche.
*La Tetide era un grande oceano che durante il Mesozoico e il primo Cenozoico si estendeva tra i continenti Gondwana a sud ed Eurasia a nord.
Condizioni paleogeografiche dell'epoca
Il Tetide esisteva nell'era geologica del Mesozoico e del primo Cenozoico, ovvero circa 252-50 milioni di anni fa.
Dal punto di vista paleogeografico, il Penninico medio si trovava allora in un bacino parziale del Tetide, incastonato tra il margine continentale europeo a nord e il microcontinente* Iberia-Briançon a sud.
I sedimenti e le parti di crosta depositati in quella zona furono successivamente frammentati in grandi placche tettoniche, fortemente deformati e metamorfizzati dall'urto delle placche tettoniche durante la formazione delle Alpi.
*Un microcontinente è un pezzo relativamente piccolo di crosta continentale che si differenzia geologicamente dalle placche circostanti e che è stato aggiunto a una placca crostale più grande a causa dei movimenti tettonici.
Cos'è il microcontinente Iberia-Briançon?
Secondo le ricostruzioni paleogeografiche, il microcontinente Iberia-Briançon apparteneva originariamente alla placca continentale europea, ma si separò da essa dal punto di vista geologico e in seguito fu fortemente piegato dall'avanzata del fronte alpino, sovrapposto in strati e metamorfosato. È costituito da rocce che, a seconda del grado di metamorfismo, si dividono in due tipi principali: rocce sedimentarie come calcari e dolomiti e rocce metamorfiche come scisti e gneiss che costituiscono il basamento.
La zona del Briançonnais indica quella parte della crosta continentale le cui rocce sono presenti, tra l'altro, nei foglietti penninici delle Alpi ticinesi.
Il basamento del microcontinente Iberia-Briançon
Il basamento del microcontinente Iberia-Briançon fa parte delle Alpi svizzere. È costituito da rocce con un grado di metamorfismo medio-alto, soprattutto scisti e gneiss. Si trova in diverse regioni d’alta montagna a ovest e a est del Ticino. Al basamento appartengono anche antichi graniti*, che durante il metamorfismo alpino si sono trasformati in gneiss.
*I graniti più antichi si formarono durante l’orogenesi varisica, una fase di formazione delle catene montuose nel tardo Paleozoico, avvenuta circa 360–290 milioni di anni fa.
Gli gneiss nella Valle Onsernone
Nella Valle Onsernone affiora uno gneiss molto omogeneo, di colore grigio scuro fino a grigio medio, a grana fine e fortemente scistoso. Gli gneiss più scuri, ricchi di biotite nera (mica nera), sono chiamati paragneiss – derivano da rocce originariamente sedimentarie. Gli ortogneiss più chiari, invece, si sono formati da graniti varisici. Alcuni gneiss sono stati così fortemente metamorfosati da assumere nuovamente un aspetto compatto, simile al granito (Figura 2); per questo motivo i ticinesi li chiamano spesso semplicemente «graniti».
La roccia viene estratta in due cave situate alla fine di una valle laterale della Valle Onsernone, la Valle di Vergeletto, circa 6 km a ovest del paese di Vergeletto, presso Bosco del Piano dei Vitelli. Lo gneiss che si trova lì è composto principalmente da quarzo, feldspato bianco (plagioclasio, subordinatamente feldspato potassico) e biotite (mica nera), nonché da epidoto. Inoltre, compaiono piccole quantità di titanite e zircone.
Lo sapevate che,
… gli gneiss si distinguono tra loro per la loro composizione mineralogica, per la loro tessitura e per la loro storia di formazione?
Dal punto di vista mineralogico, gli gneiss si classificano in base ai minerali presenti. Si distinguono, ad esempio, gneiss a biotite, gneiss a muscovite oppure gneiss a due miche, che contengono entrambe le varietà di mica. Se invece presentano alte percentuali di silicati come cordierite o anfibolo scuro (orneblenda), si parla rispettivamente di gneiss a cordierite o gneiss a orneblenda.
Indipendentemente dalla composizione mineralogica, gli gneiss possono essere distinti anche in base alla loro tessitura, ossia alla disposizione e all’orientamento dei minerali.
Si parla di gneiss occhiadini quando una matrice rocciosa a grana più fine ingloba cristalli minerali ellittici o lenticolari (porfiroclastici), i cosiddetti “occhi”, ben riconoscibili nella struttura della roccia. Essi sono costituiti per lo più da feldspati deformati, ma possono includere anche altri minerali come il quarzo. Questa tessitura si origina spesso a seguito della deformazione tettonica di graniti o di altre rocce, durante la quale i cristalli di feldspato più grandi si conservano, mentre la matrice circostante viene deformata (Figura 3).
Le zone in cui gli strati si assottigliano o si ispessiscono attorno a un cristallo minerale più grande vengono chiamate zone milonitiche. Esse indicano una deformazione per taglio della roccia. In questi casi, il materiale minerale è migrato lateralmente, verso destra e sinistra, in zone sottoposte a una pressione meno intensa. Tali aree vengono chiamate ombre di pressione (Figura 4).
Come in altri tipi di gneiss, anche nello gneiss occhiadino è evidente una marcata bandeggiatura, che si forma in condizioni di elevata pressione e temperatura attraverso la separazione dei minerali, quando una roccia preesistente (spesso un granito) viene deformata tettonicamente.
Il carattere tipico dello gneiss, la foliazione (scistosità), è riconoscibile grazie al contemporaneo orientamento dei minerali fini come biotite e quarzo.
Gli gneiss che mostrano una bandeggiatura ben sviluppata vengono definiti gneiss a bande.
Se invece la tessitura appare più lineare e filamentosa che piana-scistosa, si parla di gneiss a fiammate (gneiss a flaser).
È inoltre comune distinguere gli gneiss in base alle rocce di origine (edotti).
Gli ortogneiss sono i prodotti metamorfici derivati da rocce magmatiche ricche di quarzo e feldspato, come graniti o granodioriti. Alcuni ortogneiss hanno già subito più fasi di trasformazione e si sono formati da gneiss preesistenti.
I paragneiss, invece, derivano dalla metamorfosi di rocce sedimentarie come arenarie, graywacke, arkose o argilliti. Per questo motivo presentano spesso una maggiore varietà di minerali accessori rispetto agli ortogneiss.
La tessitura scistosa (foliazione) degli gneiss si forma per la separazione degli strati di feldspati chiari, quarzo e minerali scuri. Ciò avviene a causa della diversa plasticità dei minerali a differenti temperature. I fillosilicati (in particolare la biotite) tendono, sotto sforzo tettonico, a cristallizzare lateralmente e ad allinearsi in superfici piane, mentre quarzo e feldspati rimangono più granulari. L’orientamento spaziale delle superfici di scistosità corrisponde alla direzione dello sforzo tettonico massimo.
Le rocce metamorfiche nella Valle Onsernone possono anche mostrare tracce di fusione parziale. Questo indica che sono state esposte a temperature così elevate da separare i minerali chiari dai minerali scuri tramite fusione parziale – diversamente dalla normale metamorfosi, in cui i minerali rimangono allo stato solido. Alcuni gneiss presentano strutture «simili alla pasta».
Successivamente, queste zone si sono solidificate nuovamente, ma con una tessitura priva di orientamento, tipica delle rocce magmatiche intrusive, come il granito. Le zone parzialmente fuse sono circondate da strisce scure, che rappresentano le parti del metamorfico originale non ancora fuse.
Le rocce che presentano una tale tessitura di fusione parziale vengono chiamate migmatiti.
Fonti e bibliografia
[1] O. Adrian Pfiffner: Die Geologie der Alpen (La geologia delle Alpi), 2a edizione, 2009, Haupt Verlag
[2] Grundgebirge des Mikrokontinents Iberia-Briançon (Basamento delle microcontinente Iberia-Briançon), in: Club Alpino Svizzero CAS, all'indirizzo: https://www.sac-cas.ch/de/huetten-und-touren/sac-tourenportal/gesteinszonen/grundgebirge-des-mikrokontinents-iberia-briancon-2-9/, (consultato il 12.09.2025)
[3] Coperture tettoniche, in: Wikipedia, all'indirizzo: https://de.wikipedia.org/wiki/Tektonische_Decke, (consultato il 12.09.2025)
[4] Gli gneiss di Onsernone, in: Archivio materiale, all'indirizzo: https://materialarchiv.ch/de/ma:material_381?type=all, (consultato il 12.09.2025)
[5] Haakon Fossen: Structural Geology, 5a edizione, 2014, Cambridge University Press
e osservazioni personali, immagini
Wegbeschreibung
Startet im Dorfzentrum von Russo bei der Pfarrkirche und der Casa Bezzola mit Postbus-Station und Restaurant. Von dort führt ein Wanderweg hinab zum Fluss Isorno. Der Weg ist recht steil, daher ist Trittsicherheit, festes Schuhwerk und Wanderstöcke empfehlenswert.
Über eine kleine Brücke kommt ihr auf einen schmalen Pfad entlang der südlichen Talseite. Je nach Jahreszeit kann der Pfad unter Laub versteckt sein. Achtet auf die Wegpunkte.
Geht diesen EarthCache nicht bei schlechten Witterungsverhältnissen (Starkregen, Gewitter, Hochwasser oder Schneefall) an. Beachtet die T/D-Wertung und Attribute.
Eure Aufgaben
Die vom Wasser des Isorno geschliffenen Felsen bestehen aus verschiedenen Gneisen. Betrachtet die farbliche Veränderung der Strukturen im Gestein.
(1) Minerale und Gefüge …
Betrachtet die dunklen Minerale (Dunkelglimmer, Biotit) im Gestein. Sind sie in einer Ebene ausgerichtet oder eher gleichmäßig im Gestein verteilt?
Vergleicht sie mit den hellen Mineralen (Feldspat und Quarz) im Gestein. Was könnt ihr über deren Form und Größe sagen?
Ist das Gefüge eher linienhaft-flaserig oder flächenhaft-schiefrig entwickelt? Könnt ihr eine deutliche Bänderung erkennen? Wie sind sie im Gestein verteilt?
Wie würdet ihr das Gestein bezeichnen – ist es ein Orthogneis oder eher ein Paragneis – oder ist es ein …?
(2) Granitartige Gneise …
Manche Gneise sind so stark metamorph überprägt, dass sie wieder ein kompakt-granitartiges Aussehen haben. Deshalb nennen die Tessiner sie oft einfach «graniti».
Könnt ihr auch solche Gesteine finden. Woran erkennt ihr, dass es sich trotz des Aussehens um Gneis und nicht um Granit handelt?
(3) Teigartige Strukturen …
Manche der Gesteine zeigen «teigartige» Strukturen. Beschreibt, wie diese aussehen. Was glaubt ihr, welche Ursache diese Strukturen haben könnten?
Vergleicht eure Beobachtungen mit den Informationen aus dem EarthCache-Listing. Welche Rückschlüsse könnt ihr auf die Entstehung des Gesteins ziehen?
Bitte sendet eure Antworten per E-Mail an uns und logged diesen Earthcache. Falls es ein Problem geben sollte, so melden wir uns, um es zu lösen.
Falls ihr möchtet, könnt ihr noch ein Bild von euch selbst und/oder eurem GPS mit dem Isorno im Valle Onsernone im Hintergrund machen und es zusammen mit eurem Log hochladen. (optional)
Alpine Gneislandschaften – die Tessiner Alpen
Die Tessiner Alpen sind ein Teil der Alpen, der sich von Westen nach Osten zwischen dem Monte Leone und dem Rheinwaldhorn erstreckt. Im Norden werden sie durch das Valle Bedretto und die Hochebene von Piora begrenzt, im Süden reicht ihr Gebiet bis zur Magadinoebene oberhalb von Bellinzona und Locarno.
Geologisch bestehen die Tessiner Alpen vorwiegend aus Gesteinen des Grundgebirges, die dem Mittleren Penninikum zugeordnet werden. Während der alpinen Gebirgsbildung unter den hohen Druck- und Temperaturbedingungen so stark metamorph verändert, dass ihre ursprünglichen Strukturen weitgehend verloren gingen.
Die Gesteine des Mittleren Penninikums stammen aus einer Hochzone im damaligen alpinen Ozean, die als Briançonnais bezeichnet wird. Sie bildete eine kontinentale, festländische Zone, während die südlich gelegene Piemont-Zone und die nördliche Valais-Zone tiefere Sedimentationsräume waren.
Im Verlauf der Gebirgsbildung wurden die Gesteine in verschiedene tektonische Decken* zerteilt, abgeschert, übereinander geschoben und zusätzlich verfaltet. So entstand die vielschichtige und komplexe Struktur, die die Tessiner Alpen bis heute prägt.
*Tektonische Decken – auch Überschiebungs- oder Schubdecken genannt – sind ausgedehnte Gesteinspakete in den Alpen. Sie entstanden, als sich die Erdkruste während der Gebirgsbildung stark einengte. Dabei wurden Teile der Kruste als «Allochthon» (transportiertes, ortsfremdes Material) auf das «Autochthon» (am ursprünglichen Ort verbliebenes Gestein) überschoben. Diese geologischen Prozesse führten zur Entstehung des alpinen Gebirges, wie wir es heute kennen.
Habt ihr gewusst,
… dass die Ursache der Deckenbildung in den Alpen der Zusammenstoss tektonischer Platten der Erdkruste (Lithosphäre) ist? Durch den starken seitlichen Druck, wurden Gesteinsschichten – weitgehend marinen Sedimente der Tethys* und der europäischen, festländischen Kruste aufgefaltet, übereinander geschoben und über weite Strecken transportiert.
So bildeten sich die komplexen Strukturen der tektonischen Decken.
*Die Tethys war übrigens ein großer Ozean, der sich während des Mesozoikums und des frühen Känozoikums zwischen den Kontinenten Gondwana im Süden und Eurasien im Norden erstreckte.
Paläogeographische Verhältnisse zu jener Zeit
Die Tethys existierte im erdgeschichtlichen Zeitalter des Mesozoikums und des frühen Känozoikums, also etwa 252 bis 50 Millionen Jahre vor heute.
Paläogeografisch lag das Mittlere Penninikum damals in einem Teilbecken der Tethys, eingebettet zwischen dem europäischen Kontinentalrand im Norden und dem Mikrokontinent* Iberia-Briançon im Süden.
Die dort abgelagerten Sedimente und Krustenteile wurden später durch den Zusammenstoss der tektonischen Platten während der alpinen Gebirgsbildung in grosse tektonische Decken zerlegt, stark verformt und metamorph überprägt.
*Ein Mikrokontinent ist ein relativ kleines Stück kontinentaler Kruste, die sich geologisch von den umgebenden Platten unterscheidet und sich durch tektonische Bewegungen an eine grössere Krustenplatte angelagert wurde.
Was ist der Mikrokontinent Iberia-Briançon?
Nach paläogeographischen Rekonstruktionen gehörte der Mikrokontinent Iberia-Briançon ursprünglich zur europäischen Kontinentalplatte, trennte sich jedoch geologisch von dieser und wurde später durch die anrückende Alpenfront stark gefaltet, in Decken übereinander geschoben und metamorph überprägt. Er besteht aus Gesteinen, die sich je nach Metamorphosegrad in zwei Haupttypen gliedern: sedimentäre Gesteine wie Kalksteine und Dolomite sowie Grundgebirge aus metamorphen Gesteinen wie Schiefern und Gneisen.
Die Briançonnais-Zone bezeichnet jenen Teil dieser kontinentalen Kruste, dessen Gesteine unter anderem in den penninischen Decken der Tessiner Alpen vorkommen.
Das Grundgebirge des Mikrokontinents Iberia-Briançon
Das Grundgebirge des Mikrokontinents Iberia-Briançon ist Teil der Schweizer Alpen. Es besteht aus mittel- bis hochgradig metamorph überprägten Gesteinen, vor allem Schiefern und Gneisen. Man findet es in verschiedenen Hochgebirgsregionen westlich und östlich des Tessins. Zum Grundgebirge gehören auch ältere Granite*, die während der alpinen Metamorphose in Gneise umgewandelt wurden.
*Die älteren Granite entstanden während der variskischen Gebirgsbildung, einer Phase der Gebirgsbildung im späten Paläozoikum, die etwa 360 bis 290 Millionen Jahre vor heute stattfand.
Die Gneise im Valle Onsernone
Im Valle Onsernone tritt ein sehr homogener, dunkel- bis mittelgrauer Gneis auf, der feinkörnig und stark geschiefert ist. Die dunkleren Gneise, die reich an schwarzem Biotit (Dunkelglimmer) sind, werden als Paragneise genannt – sie gingen aus ursprünglich sedimentären Gesteinen hervor. Die helleren Orthogneise hingegen entstanden aus variszischen Graniten. Manche Gneise sind so stark metamorph überprägt, dass sie wieder ein kompakt-granitartiges Aussehen haben (Abbildung 2); deshalb nennen die Tessiner sie oft einfach «graniti».
Das Gestein wird am hinteren Ende eines Seitentals des Valle Onsernone, dem Valle di Vergeletto, rund 6 km westlich der Ortschaft Vergeletto in zwei Steinbrüchen bei Bosco del Piano dei Vitelli abgebaut. Der dortige Gneis besteht vor allem aus Quarz, weissem Feldspat (Plagioklas, untergeordnet Kalifeldspat) und Biotit (Dunkelglimmer) sowie Epidot. Daneben treten geringe Mengen Titanit und Zirkon auf.
Habt ihr gewusst,
… dass sich Gneise in ihrer mineralischen Zusammensetzung, in ihrem Gefüge und in ihrer Entstehungsgeschichte voneinander unterscheiden?
Mineralogisch lassen sich Gneise nach den vorhandenen Mineralen unterscheiden. So kennt man zum Beispiel Biotitgneise, Muskovitgneise oder den aus beiden Glimmerarten bestehenden Zweiglimmergneis. Enthalten sie hohe Anteile an Silikaten wie Cordierit oder dunkler Amphibol (Hornblende), spricht man von Cordieritgneis bzw. Hornblendegneis.
Unabhängig von der Mineralzusammensetzung kann man Gneise auch nach ihrem Gefüge, also der Anordnung und Orientierung der Minerale, unterscheiden.
So spricht man von Augengneisen, wenn eine feinkörnigere Gesteinsmatrix elliptischen oder linsenförmigen Mineralkörner (Porphyroklasten), die sogenannten «Augen», umgib. Diese sind in der Struktur des Gneises deutlich erkennbar und bestehen meist aus deformierten Feldspäten, können aber auch andere Minerale wie Quarz enthalten. Dieses Gefüge entsteht häufig durch die tektonische Deformation von Graniten oder anderen Gesteinen, bei der die größeren Feldspatkristalle erhalten bleiben, während die umgebende Matrix verformt wird (Abbildung 3).
Bereiche, in denen sich die Lagen um ein größeres Mineralkorn verdünnen oder verdicken, nennt man mylonitische Zonen. Sie deuten auf eine Scherung des Gesteins hin. Dabei wanderte das mineralische Material nach rechts und links in Bereiche, die weniger starkem Druck ausgesetzt waren. Solche Bereiche werden Druckschatten genannt (Abbildung 4).
Wie bei anderen Gneisen zeigt auch der Augengneis eine deutliche Bänderung, die unter hohen Druck- und Temperaturbedingungen durch die Trennung von Mineralen entsteht, wenn ein bereits vorhandenes Gestein (oft ein Granit) tektonisch deformiert wird.
Durch die gleichzeitige Ausrichtung der feinkörnigen Minerale wie Biotit und Quarz erkennt man die für Gneise typische Foliation (Schieferung).
Gneise, die eine deutliche Bänderung zeigen, werden als Bändergneise bezeichnet.
Ist das Gefüge eher linienhaft-flaserig statt flächenhaft-schiefrig entwickelt, spricht man von Flasergneisen.
Üblich ist ausserdem eine Unterscheidung der Gneise nach ihren Ausgangsgesteinen (Edukten).
Orthogneise sind die metamorph überprägten Produkte von feldspat- und quarzreichen magmatischen Gesteinen wie Granit oder Granodiorit. Manche Orthogneise haben bereits mehrere Umwandlungsphasen durchlaufen und entstanden aus bereits vorhandenen Gneisen.
Paragneise hingegen entstehen durch die Metamorphose von Sedimentgesteinen wie Sandsteinen, Grauwacken, Arkosen oder Tonschiefern. Sie weisen daher oft eine größere Vielfalt an akzessorischen Mineralen (Nebengemengeteilen) auf als die Orthogneise.
Das schiefrige Gefüge (Foliation) der Gneise entsteht durch die Entmischung von Lagen aus hellen Feldspäten, Quarz und dunklen Mineralen. Dies geschieht aufgrund der unterschiedlichen Plastizität bei unterschiedlichen Temperaturen. Schichtsilikate (insbesondere Biotit), neigen unter tektonischer Belastung zur seitlichen Neukristallisation und richten sich flächig aus, während Quarz und Feldspat eher körnig bleiben. Die räumliche Ausrichtung der Schieferungsflächen entspricht dabei der Richtung der maximalen tektonischen Scherkräfte.
Die metamorphen Gesteine im Valle Onsernone können auch Spuren beginnender Aufschmelzung zeigen. Dies deutet darauf hin, dass sie so hohen Temperaturen ausgesetzt waren, dass sich die hellen Minerale durch partielle Aufschmelzung von den dunklen Mineralen getrennt haben – im Gegensatz zur normalen Metamorphose, bei der die Minerale im festen Zustand verbleiben. Manche der Gesteine zeigen «teigartige» Strukturen (Abbildung 5).
Anschließend erstarrten diese Bereiche wieder, nun jedoch mit einem richtungslosen Gefüge, wie es für magmatische Tiefengesteine typisch ist, beispielsweise im Granit. Die partiell aufgeschmolzenen Bereiche sind dabei von dunklen Streifen umgeben, die die noch nicht aufgeschmolzenen Teile des ursprünglichen metamorphen Gesteins darstellen.
Gesteine, die ein solches Gefüge partieller Aufschmelzung zeigen, werden als Migmatite bezeichnet.
Quellen und weiterführende Literatur
[1] O. Adrian Pfiffner: Die Geologie der Alpen, 2. Auflage, 2009, Haupt Verlag
[2] Grundgebirge des Mikrokontinents Iberia-Briançon, in: Schweizer Alpen-Club SAC, unter: https://www.sac-cas.ch/de/huetten-und-touren/sac-tourenportal/gesteinszonen/grundgebirge-des-mikrokontinents-iberia-briancon-2-9/, (abgerufen am 12.09.2025)
[3] Tektonische Decken, in: Wikipedia, unter: https://de.wikipedia.org/wiki/Tektonische_Decke, (abgerufen am 12.09.2025)
[4] Die Gneise von Onsernone, in: Material Archiv, unter: https://materialarchiv.ch/de/ma:material_381?type=all, (abgerufen am 12.09.2025)
[5] Haakon Fossen: Structural Geology, 5. Auflage, 2014, Cambridge University Press
sowie eigene Beobachtungen, Abbildungen
Figure / Abbildungen
Avete già imparato molto sulle rocce della Valle Onsernone. Con alcune immagini vogliamo ora mostrarvi ed explicarvi meglio le strutture e le caratteristiche particolari degli gneiss …
Ihr habt nun schon viel über die Gesteine im Valle Onsernone erfahren. Mit einigen Abbildungen möchten wir euch nun die Strukturen und besonderen Merkmale der Gneise noch besser zeigen und erklären …
Figura 2: Tipico ortogneiss nella Valle Onsernone, composto da quarzo, feldspato e mica, come nel granito. Solo l'orientamento delle miche scure (biotite) su un piano (triangolo verde) rivela la foliazione tipica degli gneiss.
Abbildung 2: Typischer Orthogneis im Valle Onsernone, bestehend aus Quarz, Feldspat und Glimmer – wie im Granit. Nur die Ausrichtung der dunklen Glimmer (Biotit) in einer Ebene (grünes Dreieck) verrät die für Gneise typische Foliation (Schieferung).
Figura 3: I cristalli di feldspato bianco (triangolo verde) che durante la metamorfosi si sono trasformati in «occhi» (i cosiddetti porfiroclasti) forniscono un'indicazione sulla roccia originaria (granito): la roccia è quindi un ortogneiss (larghezza dell'immagine circa 10 cm).
Abbildung 3: Die während der metamorphen Überprägung zu «Augen» (sogenannte Porphyroklasten) ausgezogenen weissen Feldspat-Kristalle (grünes Dreieck) geben einen Hinweis auf das Ausgangsgestein (Granit) – das Gestein ist also ein Orthogneis (Ausschnittbreite etwa 10 cm).
Figura 4: questo gneiss presenta una tipica foliazione, ovvero i minerali scuri e chiari sono disposti parallelamente, il che indica la pressione diretta esercitata durante la metamorfosi. Ciò ha portato a una ricristallizzazione, in cui i minerali si sono riorganizzati e i feldspati sono cresciuti fino a formare cristalli più grandi, ovali o lenticolari (triangolo verde), i cosiddetti porfiroclasti, che hanno assunto contorni oculari o lenticolari a causa della pressione diretta continua. (Larghezza dell'immagine circa 10 cm).
Abbildung 4: Dieser Gneis zeigt eine typische Foliation, das heisst, die dunklen und hellen Minerale sind parallel ausgerichtet, was auf den einwirkenden gerichteten Druck während der Metamorphose hinweist. Dabei kam es zur Umkristallisation, bei der sich die Minerale neu ordneten und die Feldspäte zu grösseren, ovalen oder linsenförmigen Kristallen (grünes Dreieck), sogenannte Porphyroklasten heranwuchsen – die durch anhaltende Einwirkung von gerichtetem Druck augen- bis linsenförmige Konturen annahmen. (Ausschnittbreite etwa 10 cm).
Lo sapevate che,
… una struttura milonitica è dovuta alla deformazione duttile della roccia in una zona di taglio?
I componenti minerali della roccia originariamente granitica sono stati deformati da una pressione e temperature elevate prolungate, tanto da comportarsi in modo plastico invece che rompersi. Ciò è riconoscibile dai granuli minerali finemente granulati e dalla foliazione dei minerali mica scuri nella matrice.
Allo stesso tempo, durante la milonitizzazione, la ricristallizzazione allo stato solido ha portato alla formazione di feldspati più grandi (porfiroclasti), che durante la deformazione hanno assunto contorni oculari o lenticolari.
Habt ihr gewusst,
… dass ein mylonitisches Gefüge auf eine duktile Deformation des Gesteins in einer Scherzone zurückzuführen ist?
Dabei wurden die Mineralbestandteile des ursprünglich granitischen Gesteins durch anhaltend hohen Druck und hohe Temperaturen so verformt, dass sie sich plastisch verhielten, statt zu brechen. Dies erkennt man an den fein granulierten Mineralkörnern und der Foliation der dunklen Glimmerminerale in der Matrix.
Gleichzeitig wuchsen während der Mylonitisierung durch Umkristallisation im festen Zustand größere Feldspäte (Porphyroklasten) heran, die während der Deformation augen- bis linsenförmige Konturen annahm.
Figura 5: Alcuni gneiss sono stati così fortemente modificati dalle elevate condizioni di pressione e temperatura durante la metamorfosi da presentare fenomeni di fusione sotto forma di strutture «pastose». In queste rocce, denominate «migmatiti» e quasi nuovamente granitiche, l'acqua dell'Isorno ha scolpito forme affascinanti (larghezza dell'immagine circa 1 m).
Abbildung 5: Manche Gneise wurden durch die hohen Druck- und Temperaturbedingungen während der Metamorphose so stark überprägt, dass sie Aufschmelzungserscheinungen in Form «teigartiger» Strukturen aufweisen. In diese als «Migmatite» bezeichnete, schon fast wieder granitischen Gesteine, hat das Wasser des Isorno faszinierende Formen herausgearbeitet (Ausschnittbreite etwa 1 m).
Figura 6: Porfiroclasto che indica una rotazione in senso orario durante la deformazione da taglio. Area con assottigliamento/ispessimento degli strati attorno a un cristallo più grande in una zona milonitica, che indica uno scorrimento. La parte minerale si è spostata verso destra e sinistra in aree soggette a una pressione minore. Tali aree sono chiamate ombre di pressione. Grazie all'allineamento simultaneo dei minerali a grana fine come la biotite e il quarzo, è possibile riconoscere la foliazione tipica degli gneiss (larghezza dell'immagine circa 5 cm).
Abbildung 6: Porphyroklast, der auf eine rechtssinnige Drehung während der Scherung hinweist. Bereiche, in denen sich die Lagen um ein größeres Mineralkorn verdünnen oder verdicken, nennt man mylonitische Zonen. Sie deuten auf eine Scherung des Gesteins hin. Dabei wanderte das mineralische Material nach rechts und links in Bereiche, die weniger starkem Druck ausgesetzt waren. Solche Bereiche werden Druckschatten genannt. Durch die gleichzeitige Ausrichtung der feinkörnigen Minerale wie Biotit und Quarz erkennt man die für Gneise typische Foliation (Schieferung) (Ausschnittbreite etwa 5 cm).
Figura 7: Porfiroclasto (direzione del movimento come in figura 6, schematico).
Abbildung 7: Porphyroklast (Bewegungssinn Abbildung 6, schematisch).