Talklüfte im Zentralen Aaregranit der Schöllenen-Schlucht (Kanton Uri, Schweiz)

Zusammenfassung

Talklüfte können im Zusammenhang mit Strasseneinschnitten, Wasserkraftanlagen und geologischen Massenbewegungen in steilen Talflanken eine wichtige Rolle spielen. Die Schöllenenschlucht im Reusstal (zentrale Schweizer Alpen) bildet ein ideales Untersuchungsgebiet für das Studium der Eigenschaften und Entstehungsmechanismen solcher Talklüfte. Die Schöllenen- Schlucht liegt am Südrand des Zentralen Aaregranits, welcher vor rund 300 Mio. Jahren intrudierte, während der Alpenbildung nur lokal duktil deformiert und anschliessend an die Oberfläche gehoben wurde. Die bis zu 600 m tiefe Schlucht bietet einen idealen Einblick in das komplexe Trennflächengefüge des Plutons. Einen Einblick in das Berginnere erlauben zudem die Stollen des Kraftwerks Göschenen.

Die Kartierungsarbeit führte zur Unterscheidung von zwei vermutlich alpin-syntektonischen Kluftfamilien (S- und Q-Klüfte) sowie drei Generationen von Entlastungsklüften (subhorizontale Dehnungsklüfte (L-Klüfte) und zwei Generationen von mittelsteilen bis steilen Talklüften (T₁- und T₂- Klüfte)). Die zahlreichen S-Klüfte verlaufen meistens parallel zur alpinen Schieferung, d. h. ungefähr E–W streichend und steil gegen Süden einfallend. Die weniger häufigen Q-Klüfte fallen steil gegen SW ein, der Winkel zwischen den beiden Kluftfamilien beträgt 60 bis 80 Grad. Die räumliche Lage der verschiedenen Entlastungsklüfte wurde primär in Querprofilen durch die Schöllenen erfasst. Die ersten Entlastungsklüfte verlaufen horizontal, sie bildeten sich unabhängig von der Topographie möglicherweise während einer spätalpinen miocänen Hebung des Aarmassivs. Eine erste Generation von Talklüften (T₁) fällt mit 30–45 Grad beidseitig talwärts ein und wurde vermutlich während einer frühen pleistozänen Eintalung gebildet. Die jüngsten Talklüfte (T₂) sind parallel zur heutigen Taloberfläche der Schöllenenschlucht orientiert, d. h. sie liegen parallel zu den mit spätpleistozänen Gletscherschliffen markierten Felsoberflächen. Die Frequenz sowie die Grösse dieser Klüfte nehmen zumindest in einem Stollen gegen das Berginnere ab und konnten bis rund 150 Meter ins Berginnere nachgewiesen werden.

Fraktographische Untersuchungen, d. h. die Untersuchung von Bruchstrukturen auf Kluftoberflächen (hauptsächlich Federmarken mit einer Grösse von 5 bis 10 m) bestätigten diese relative Alterabfolge. Ebenso konnten dadurch jeweils der Ursprungspunkt einer Kluft und die Bruchfortpflanzungsrichtung bestimmt werden. Es zeigte sich dabei stets, dass grosse Talklüfte (bis über hundert Meter Länge) aus mehreren 5–10 Meter grossen Extensionsklüften bestehen, welche durch primär subhorizontale stabile Rissausbreitung entstanden sind. Grosse Talklüfte bilden sich bevorzugt in Graniten mit nur geringer alpin-tektonischer überprägung.

Die Talklüfte der Schöllenen bilden sich nicht als Scherbrüche, wie dies von früheren Autoren angenommen wurde, sondern als Extensionsrisse in einem kompressiven Spannungsfeld. Das räumliche Auftreten und die beobachteten Grössen der Talklüfte können teilweise mit quantitativen Bruchkriterien, wie sie für hohlraumnahe Extensionsrisse in Tunnelwerken entwickelt wurden, erklärt werden. Wesentlich für den Ort und die Grösse der Talklüfte sind neben den Deviatorspannungen und Zugspannungen auch die σ₃/σ₁ Hauptspannungsverhältnisse. Erste numerische Modellrechnungen zu einer mehrphasigen glazialen Eintalung vermögen die beobachteten Bildungsbereiche und Eigenschaften der Talklüfte grob abzubilden.

Abstract

The Schöllenen Gorge in the Reuss Valley of the Central Swiss Alps (Figs. 1 and 2) is a famous tourist attraction and ideal location for the study of the properties and formation mechanisms of uplift and post-uplift unloading joints. The gorge is situated in the southern part of the Central Aar Granite, a granitic batholith which intruded about 300 million years ago. The magmatic fabric of this batholith (Fig. 4) has only been locally modified during Alpine tectonic and metamorphic overprinting, mainly in the vicinity of ductile-brittle shear zones. The up to 600 m deep gorge provides an ideal opportunity to study the complex fracture systems of the batholith, and tunnels of the Göschenen hydropower system allow the study of the fracture patterns below ground surface.

Outcrop, tunnel and remote mapping of fractures in the study area lead to the recognition of two probably syntectonic (Oligocene-Miocene) joint sets (S and Q joints) and three generations of uplift and post-uplift joints (unloading joints). The frequent S joints run nearly parallel to the Alpine schistosity, i.e. striking approximately E–W and dipping steeply to the south (Figs. 5 and 7). The less frequent Q joints dip steeply to SW; the angle between the two joint sets ranges between 60 and 80 degrees. The first generation of uplift joints (called L- joints) is subhorizontal and probably related to Alpine extensional veins filled with fissure quartz (Zerrklüfte). These veins formed during the late Alpine (Miocene) uplift of the Aar Granite (Mullis 1996). A first generation of post-uplift joints (T₁ joints) strikes parallel to the valley axes and dip with 30–45 degrees towards the valley bottom. This set probably formed during an earlier stage of glacial valley erosion in the Pleistocene (Figs. 9–11). The youngest generation of post-uplift joints (T₂ joints) is orientated parallel to the present ground surface of the Schöllenen Gorge and to erosional surfaces with glacial striations (Figs. 9–11 and 21). The frequency and size of these joints seems to decrease with depth below the ground surface. In one tunnel, post-uplift joints could be observed within a horizontal and vertical distance from the ground surface of 150 and 80 meters. Post-uplift joints only form in granites with a primary fabric that has not been intensively overprinted by brittle or ductile Alpine tectonic deformations.

Fractographic investigations, i.e. investigations of crack propagation markers on joint surfaces, confirm this relative age of the fracture sets and give valuable insights into the formation mechanisms of post-uplift joints. Post-uplift joints show intense and 5–10 meter long plumose markings and only rarely arrest lines (Figs. 18a and 20). It can be shown that sets of post-uplift joints join at pre-existing (uplift and syntectonic) fractures to form large (50–100 m sized) curved exfoliation structures (Fig. 19). The growth direction of the post-uplift joints is mainly in subhorizontal directions (Figs. 19 and 20).

Fractographic markings, spatial and depth distributions as well as the relative size of post-uplift fractures are explained within the mechanical framework of uniaxial and biaxial compression tests on intact granite samples and samples with artificial flaws. Most of these experiments have been carried out in the framework of studies related to brittle failure (spalling and rockbursting) around deep mining drifts and tunnels in hard rock’s (e.g. Hoek & Bieniawski 1965, Read et al. 1998, Eberhardt et al. 1999). As suggested already by Holzhausen & Johnson (1979), post-uplift fractures form as extension fractures in a compressive stress field with small confining stress. Laboratory tests carried out on artificial Griffith cracks suggest that the macroscopic fracture size is mainly controlled by the ratio of the smallest to the largest principal stress (σ₃/σ₁), the so-called spalling limit. In steep slopes this ratio should increase with depth below ground surface (Fig. 24c), leading to smaller exfoliation fractures with increasing depth. The spatial occurrence of post-uplift fractures along the surface topography is a function of the deviatoric stress level (Fig. 24a) and/or the development of local tensile stresses (Fig. 24d). Preliminary numerical simulations of these failure criteria in a multistage glacial erosion model (Fig. 23) allow some of the observed patterns of post-uplift fracture distributions to be reproduced.

post-uplift joints in steep glacial valleys play an important role in valley erosion and in connection with the risk of rock falls, the safety of traffic corridors, and the inflow of water to near-surface tunnels and hydropower caverns. The depth dependant sizes, frequencies and hydraulic conductivities of these fractures can be directly related to the occurrence and magnitudes of the corresponding hazards.