Das Peridotitmassiv von Ronda
Julia Beckert
Technische Universität Bergakademie Freiberg, 09599 Freiberg, Deutschland
Abstract. Das Peridotitmassiv von Ronda ist den Interniden der Betischen
Cordillere in Südspanien zugehörig und befindet sich auf einem 300 km²
umfassenden Gebiet zwischen Marbella und Estepona. Es gehört zur Gruppe der
alpinotypen Gabbro- Peridotitassoziationen. Phyllite, Quarzite, Marmore und
Gneise triassischen Alters begrenzen das Massiv und sind ebenso charakteristisch
wie steil einfallende und zumeist tektonische Nebengesteinskontakte. Das ältere
Betikum von Málaga hat den gesamten Komplex großräumig überfahren (Loomis
1972). Lateral sehr weit verfolgbar werden die chemisch recht vielfältig
ausgeprägten Peridotite zum einen durch eine Rekristallisationsfront segregiert
und zum anderen von zahlreichen Störungen versetzt.
Das ultramafische Massiv der Serrania de Ronda
Das westlichste Segment des perimediteranen alpinen Orogensystems Südeuropas
wird durch die Betische Cordillere repräsentiert, welche als eine rückenförmige
Gebirgszone an der Grenze zur Alboran Sea im Süden Spaniens zahlreiche
Peridotitkörper aufweist. Das Massiv von Ronda hebt sich dabei durch seine im
Vergleich maximale laterale Erstreckung ab. Das ultramafische Gebiet umfasst
neben dem östlich des Dorfes Estepona im Norden gelegenen Ronda Massiv mit
300 km² Ausdehnung ebenfalls das Ojén Massiv in der Sierra Alpujáta und das
Carratraca Massiv westlich eines Dorfes selbigen Namens, welche jedoch in ihrem
Umfang nicht mächtiger als 70 km² werden.
Das ultramafisch geprägte Gebiet stellt durch seine konzentrisch verlaufenden
metamorphen Zonen eine Besonderheit dar und gliedert sich nach der
mineralischen Zusammensetzung in drei wichtige petrologische Einheiten: die
Granat- Lherzolithfazies im NE, die Spinell- Lherzolithfazies im W und die
Plagioklas- Lherzolithfazies im S und SE. Infolge der Publikationen Van der Wals
erfährt der sich von SW nach NE erstreckende Raum eine weitere Differenzierung
in drei tektonische Domänen. Die im Nordwesten des Massives anstehende
Lithoeinheit führt intensiv foliierte porphyroklastische Spineltektonite und
mylonitische Granat- Spinelltektonite bzw. untergeordnet einen granatführenden
Pyroxenit, woraus sich die allgemeine Bezeichnung „Spinelltektonite“ ableitet.
Undeformierte Spinellperidotite und untergeordnet Spinellpyroxenite verleihen
dem im Zentrum des Massives gelegenen Gebiet den Terminus „körnige
Peridotite“, dessen differierende Texturen eine Unterscheidung in grobkörnige,
feinkörnige und layered- körnige Peridotite erforderlich macht. Zuletzt sind
schwach foliierte, porphyroklastische Plagioklas- Peridotite im Süden und Osten
des Massives zu nennen, deren allgemeine Fachbezeichnung „plagioklasreiche
Tektonite“ lautet.
Der Guadalmanzafluss zeichnet im NE eine sinistrale strike-slip Störung nach,
welche das Massiv um 10 m versetzt und stets von Serpentinitisierungen begleitet
wird. Das gesamte Areal ist durch alpidische Dykes gestört.
Fig. 3 Geologische Karte der Peridotite von Ronda und ihrer Klassifikation
Tektonische Entwicklung
Der Orogenkomplex lässt eine Separierung in 4 übergeordnetetektonische
Einheiten zu (Alboran Domain, Subiberian Domain, Maghrebian Domain,
Allochthoner Flysch), wobei der Bereich Alboran im Weiteren eine Internzone mit
3 Hauptgebieten (Nevado- Filábride Komplex , Alpujárride Komplex , Maláguide
Komplex ) und zwei sedimentären Einheiten (Dorsal Komplex, Alozaina
Komplex) darstellt. Die beiden zuerst genannten Bereiche zeigen ein alpidisches
Alter und unterscheiden sich damit vom hercynischen Maláguide Gebiet mit
niedriggradiger Metamorphose. Die bereits erwähnten Subiberischen und
Maghrebian Domänen sind unmetamorph und repräsentieren die Paläoränder der
Iberischen bzw. Afrikanischen Platte. Der Einfluss jüngerer geologischer
Ereignisse zeigt sich im Miozän durch eine intensive Faltung der
Gesteinsschichten. Die exaktere Einordnung des Rondamassives macht eine
detailliertere Gliederung des Alpujárridenkomplexes erforderlich. Die
Alpujarríden Decken streichen innerhalb der Betischen Cordillere fast
ausschließlich EW, sind jedoch auf Grund differierender Lithologien und
Metamorphosegrade gut voneinander abgrenzbar. Im Liegenden stehen
paläozoisch oder permotriassisch metamorphisierte Metapelite an, auf die im
Hangenden Karbonate aus der Mittel- und Obertrias folgen (Lithologie). Die
Intensität der Metamorphose ist a) in den unteren Alpujárriden niedriggradig, was
durch Chloride und Biotite verdeutlicht wird und sich auch in gut entwickelten
triassischen Karbonatformationen zeigt. Ein hoher Metamorphosegrad ist b) in den
intermediären Alpujárriden an Hand von Metapeliten mit zum Teil auch
kalihaltigen Feldspäten und Granat- Staurolithführenden Sillimaniten verfolgbar.
Die schon bei a) angesprochenen Karbonate sind hier total metamorphisiert. Die
hohen Alpujárriden c) weisen Metapelite mit dem höchsten Metamorphosegrad
auf. Im Westen von Malaga ist die Basis durch das Peridotitmassiv von Ronda
generiert, welches von einem lateral geringmächtigen Band aus Kinzingit- bzwCordieritführenden Migmatiten tertiären Metamorphosealters überlagert wird.
Fig. 1 Zusammensetzung der Decken des Alpujárridenkomplexes
Platznahme des ultramafischen Massives
Wie bereits erwähnt ist die Struktur des Massives als kontinentaler Typ alpiner
Peridotite klassifiziert. Auf Grund der Temperaturen erfolgt die Einteilung der
Platznahme in eine primäre heiße und sekundär kalte Stufe
Heiße Platznahme:
Primäre dynamo- thermale Kontakthöfe (Aureolen) werden als Bildung während
der Platznahme von heißem Mantelgestein innerhalb der Unterkruste in einem
relativ frühen Stadium der Genese von sich lateral verbreitenden Mantelgesteinen
gedeutet. Auf Grund der enormen Hitze und einem relativ einheitlich verlaufenden
Temperaturgradienten wird die Bildung von Aureolen mit pellitischen Gesteinen
unterstützt, welche in Kinzingite, Gneise, Granat- Staurolith- Schiefer und Phyllite
rekristallisieren. Die Platznahme der ultramafischen Gesteine in höheren
Bereichen der Kruste bringt eine weitere Individualisierung der sich kontinuierlich
ausbreitenden Gesteine mit sich. Daraus resultiert im Folgenden eine Imbrikation,
eine tektonische Reduktion, Rekristallisation und das ineinander Übergehen von
kontakmetamorphen Bereichen in die primären Aureolen. Die Hauptstressrichtungen verändern dabei die Orientierung, sodass postume Falten ein anderes
Einfallen als die primären haben. In einigen Bereichen sind die primären Kontakte
zwischen Krusten- und Mantelgesteinen trotz der zweiten Platznahme ungestört
erhalten geblieben, woraus sich die Tatsache erklärt, dass Aureolen mit
kinzingitischer Zusammensetzung generiert werden konnten. Obwohl unter LPHT Einflüssen eine Rekristallisation (Blastese von Cordieriten und Andalusiten)
stattgefunden hat, haben sie ihre primären HP-HT Eigenschaften beibehalten. In
anderen Gebieten führt die sekundäre Dislokation zum Kontakt von Mantelgesteinen und primären Aureolen wie zum Beispiel Gneisen oder GranatStaurolith- Glimmerschiefern. Entlang der Kontaktzone entstehen im Folgenden
Cordieritreiche Hornfelse sowie Migmatite mit Cordierit und Feldspat aber auch
Hornfelse, welche die ehemaligen Paragenesen und Foliationen fast durchgehend
auslöschen (Westerhof 1975). In Folge des steilen geothermischen Gradienten und
der verringerten Größe der Mantel off-shoots im Vergleich mit den ultramafischen
Gesteinen der Unterkruste sind die später gebildeten Aureolen sehr viel kleiner.
Kalte Platznahme:
Dieser sekundäre Prozess fand im Miozän- Oligozän statt und wird von einer
nordgerichteten tektonischen Bewegung beeinflusst. Entlang des Kontaktes zu den
ultramafischen Gesteinen bilden sich Mylonite, wobei die Mylonisation der
leukokraten Cordierit- Feldspat Hornfelse und Migmatite durch die Formation von
sogenannten Cordieritgneisen (Westerhof 1975) verursacht wird. Entlang der
südlichen Grenze der Sierra Alpujata erscheint es im Weiteren so, als wären die
Kinzingite von einer intensiven Kataklase überprägt. Überschiebungen des
Malaguide Komplexes sind ebenfalls auf Miozäne und Oligozäne Bewegungen
zurück zu führen und weisen eine NS Richtung im Faltenbau auf. Somit fallen sie
mit der dritten Hauptdeformationsphase zusammen. Ein weiterer wichtiger Fakt ist
die Platznahme der „Dorsal bétique“, einer Überschiebung der Internen auf die
Externe Zone mit damit einhergehenden starken Imbrikationen der tektonischen
Einheiten, sodass entlang der Bewegungsflächen zahlreiche Serpentinitlinsen
generiert wurden. Die Temperaturen lagen während des gesamten Prozesses bei
400- 500°C, was eine mögliche Erklärung für die relativ jungen radiometrischen
Abkühlungsalter, die retrograden Alterationen in einigen mylonitischen Zonen
und die Rekristallisation der Karbonate wäre. Postkinematische Andalusite an der
Basis des Malaguide Komplexes können äquivalent erklärt werden.
Schlussendlich unterlag das gesamte Gebiet während des Quartärs einer
Blockfaltung.
Hauptdeformationsphasen
D1
Die erste Phase ist in einer kaum merklichen, selten auftretenden und lokal
begrenzten Schieferung erhalten. Der strukturelle Rest ist einzig durch eine S1Schieferung, festgelegt durch die bevorzugte Anordnung von Biotit und Chlorit,
überliefert, zeigt jedoch durch die regionale S2- Schieferung eine starke
Runzelung.
D2:
Die darauf folgende Phase ist durch die S2-Schieferung sowie Isoklinalfalten
charakterisiert, welche sogar noch in den unteren Alpujárriden im Sandstein zu
beobachten sind. Die Transversalschieferung der Falten verändert sich in ihrer
Morphologie und Intensität im Bereich der lithologischen und strukturellen
Einheiten in denen sie entstanden ist. Diese Veränderung ist besonders in den
höheren Alpujárriden ausgeprägt, wo die beginnende S2 Schieferung der oberen
Schichten sich zu einer vollständigen S2 Schieferung des intermediären Niveaus
kristalliner Schiefer mit Biotit, Staurolith und Sillimanit umwandelt. Die lokale
Schieferung ist somit durch die Ausrichtung der metamorphen Minerale und der
prograden Metamorphose definiert.
D3:
Die oberen Decken sind durch von der Schieferung überprägte Falten
gekennzeichnet, woraus sich eine neue Schieferung in Bereichen hohen
Metamorphosegrades sowie bei Myloniten nahe dem Kontakt zu duktil
deformierten Gebieten ergibt.
D4:
Während der vierten Deformationsphase erfolgt eine Abscherung in nördlicher
Richtung. Die synmetamorphen Strukturen werden dabei von langwinkligen
Störungen mit N170°E Bewegungssinn abgeschnitten. In unmittelbarer Nähe zu
diesen Dislokationen treten markante Biegungen älterer Schieferungen und
mylonitischer Zonen auf, sodass sich Verwerfungsletten und Störungsbrekkzien
bei Sandsteinen und Quarziten entwickeln. Die Störungsdeformation ging also
möglicherweise mit einem spröd- duktilen Übergang einher. Diese Störungen
versetzen den Hangendblock Richtung Norden und werden als Riedel Fractures
interpretiert, die mit den nordgerichteten Überschiebungen im Zusammenhang
stehen. In vielen Fällen hängt der nordgerichtete Schersinn mit einer durch die
Trennung von früher geformten synmetamorphen Decken hervorgerufenen
Extension zusammen. Im Verbindung mit der Scherphase in den zentralen
Alpujárriden stehen nordvergente Synklinalen, die durch die Nähe zu größeren
karbonatischen Einheiten im Zusammenhang mit den lower Alpuijárriden
entstanden sind.
Mineralogie und Besonderheiten des Massives
Pyroxene
Pyroxene zeigen auch in sehr dünnen Lagen eine vielfältige Ausbildung und
Zonierung, wobei in Pyroxenporphyroklasten und Pyroxenneoblasten
unterschieden wird. Erstere treten oft in komplexen Mustern auf und sind bedingt
durch schwankende Al2O3- und Cr2O3- Gehalte sowie differierendem Fe- Mg
Verhältnis stark zoniert. Die Interpretation dieses Phänomens orientiert sich an
den ehemals grobkörnigen und homogenen Pyroxenen innerhalb der Peridotite.
Auf Grund der Deformations- und Rekristallisationszyklen sind die Bedingungen
für die Stabilität des aluminiumreichen Enstatits nicht mehr erfüllt. Die
ehemaligen
umfangreichen
Orthopyroxene
erfahren
ebenfalls
eine
Korngrößenverkleinerung, sodass sich Neoblasten entweder durch die Genese von
Kondensationskeimen verbunden mit einem Kristallwachstum oder durch die
Polygonisierung bilden. Die Zusammensetzung der Porphyroklasten wird
weiterhin durch Diffusionsprozesse wie die Entmischung von Diopsit und
Plagioklasen beeinflusst. Je höher der Al2O3- Gehalt desto wahrscheinlicher ist die
Erhaltung der primären Orthopyroxenlithologie.
Pyroxenneoblasten sind ebenfalls inhomogen, aber sie definieren eher kleinere
Bereiche gleicher chemischer Zusammensetzung. Sie weisen nur eine
unregelmäßige Zonierung auf und am Beispiel des Spinells werden deutliche
Korngrößenschwankungen sichtbar, jedoch existiert im Durchschnitt ein
Zusammenhang zwischen Chemismus und Metamorphosegrad.
Die Druck- Temperaturbedingungen variieren von 1100- 1200 °C der Orthopyroxenkerne zu 850°C während der syntektonischen Pyroxenneoblastparagenesen. Auf Grund der Breite der Neoblasten von (~330 µm) und dem
im Vergleich wesentlich kleineren Saum der Porphyroklasten (40 µm) ist die
Zonierung nicht mit kinetischen Effekten während der Abkühlung erklärbar. Die
niedrigen Temperaturen im Parageneseverlauf der Neoblasten entsprechen
demnach annähernd Gleichgewichtstemperaturen.
Spinelle
Die Spinelle weisen eine breite Palette an chemischen Variationen auf und sind
ähnlich den Pyroxenen gut geeignet für die Korrelation zwischen Chemismus,
Textur und Metamorphosegrad. Ihre Größe, Form und Farbe variiert innerhalb der
verschiedenen Gesteinstypen.
Innerhalb von Spinelllherzolithen tritt er blass grünlich bis Braun mit
unregelmäßiger Kornform auf und hebt sich somit von grob ausgebildeten
Spinelllherzolithen mit wurmartigen Verwachsungen und Klinopyroxenen in
Orthopyroxenporphyroklasten ab. Peridotite mit Plagioklasführung enthalten
große und merklich zonierte Spinelle deren Färbung sich von einem Grün- Grau
des aluminiumreichen Zentrums zu einem rötlichen Braun des chromführenden
Saumes entwickelt. Sie sind fast ausschließlich von Plagioklasen umgeben und die
merkliche Zonierung wird durch den Farbwechsel noch verdeutlicht. Kleinere
Spinellkörner erscheinen bereits im Zentrum rötlich und schimmern im
Randbereich opak.
Aluminiumreiche Spinelle treten mit Pyroxenen in Wechselwirkung, sodass sich
Plagioklase und Olivine ausbilden, das überschüssige Chrom jedoch im residualen
Spinell verbleibt. Plagioklasreiche Peridotite führen nur vereinzelt Dunkelbraun
bis opak erscheinende Spinelle und unterscheiden sich dadurch von
granatführenden Peridotiten, deren Spinelle zwar auch bräunlich gefärbt sind, aber
unregelmäßige und größere Körner aufweisen.
Petrologisch- Tektonische Einheiten
Spinell- Tektonite
Die ältesten Strukturen des Peridotitmassives von Ronda sind im nordwestlichen
Teil erhalten. Das Territorium ist dominiert von pyroklastischen SpinellPeridotiten. Ihre größte Ausdehnung beträgt senkrecht zur Foliation gemessen
über 7 km. Sie sind begrenzt von körnigen Peridotiten im Süden und Südosten und
im Nordwesten von 500- 750 m mächtigen Spinell- Myloniten. Die pyroklastische
Struktur der Spinell Tektonite ist akzentuiert von langgestreckten Pyroxenen in
einer olivindominierten Matrix. Die Foliation ist über den gesamten Bereich
relativ homogen, aber lokal gibt es bis zu 100 m mächtige linsenförmige Bereiche
mit weniger tektonisch beanspruchten Gesteinen und einer grobkörnigen Struktur.
Die Spinell- Tektonit Mikrostruktur ist von langgestreckten Olivinen (1-2 mm)
geprägt, die von kleinen Olivinneoblasten (200- 400 µm) umgeben sind.
Langgezogene Orthopyroxenklasten sind gelegentlich von polygonalen
Orthopyroxenen und Klinopyroxenneoblasten begrenzt, was andeutet, dass die
Deformation durch die Rekristallisation der Pyroxene hervorgerufen wird. Die
Spinell Tektonit Mikrostruktur ist der der Pyroklasten relativ ähnlich.
Körnige Peridotite
Sie stellen eine weitere Strukturgruppe im Zentralteil des Massives dar und
werden im N bzw. NW durch Spinelltektonite sowie pyroklastische
plagioklasführende Peridotite im S- SE begrenzt. Abgeleitet aus den Publikationen
Van der Wals und Bodiniers ergeben sich drei wesentliche Strukturgruppen,
welche durch eine Übergangszone von 200 m Länge separiert sind. Im SE der
sogenannten Rekristallisationsfront stehen grobkörnige Peridotite (Harzburgite)
an, welche im Süden von feinkörnigen Peridotiten abgelöst werden. Ihre
Strukturbesonderheiten deuten darauf hin, dass sie auf Kosten der grobkörnigen
Peridotite entstanden sind. Primäre Gründe wären zum Beispiel die von Olivin
umgebenen Orthopyroxene mit angeätzten Korngrenzen bzw. die grobkörnigen
Peridotitlinsen im 100 m Maßstab, welche von feinkörnigen Lherzolithen
umgeben sind. Letztere zeigen häufig einen bemerkenswert hohen Anteil an
grünen Klinopyroxenen und Spinellen. Die dritte Gruppe wird durch layered
granulare Peridotite im SE vertreten, deren maximale Erstreckung an Harzburgitund Dunitschichten in einer Matrix aus einem an Spinellen und Plagioklasen
reichen Lherzolith maximal 100 m erreicht. Die Quantifizierung der Temperaturbedingungen beläuft sich auf ca. 1100°C während einem einwirkenden Druck von
10 MPa, gefolgt von einer kühleren Phase unter höheren Drücken.
Plagioklasreiche Tektonite
Porphyroklastische plagioklasführende Peridotite stellen die dritte große
Strukturgruppe im Süden und Osten des Peridotitmassives von Ronda dar. Es
stehen sowohl Lherzolithe als auch Dunitlinsen einschließende Harzburgite an.
Entlang der südlichen Grenze des Gebietes gehen Peridotite mit körniger
Mikrostruktur kontinuierlich in plagioklasführende porphyroklastische Peridotite
über, was erstens an Hand zunehmender Foliation in südlicher Richtung, zweitens
durch Korngrößenverkleinerung sämtlicher Mineral-phasen, drittens durch stärker
werdende Elongation der Pyroxene in Richtung porphyroklastischer Strukturen,
viertens durch das plötzliche Auftreten von Spinellen mit einem länglichen
Plagioklassaum und fünftens auf Grund zunehmender Foliationsintensität bzw.
einem kleiner werdenden Winkel zwischen Schieferung und Schichtung
verdeutlicht wird. Letztere ist definiert durch pyroxenitische Layer und eine durch
die Mineralogie hervorgerufene Bänderung. Mit zunehmender Nähe zu den
körnigen Peridotiten treten über 10 bis 100 m Linsen auf, welche die eben
genannten Peridotite in vollständiger Umrandung von geschieferten
plagioklasführenden Peridotiten zeigen. Die Achsen eng gefalteter dunitischer
Layer fallen dabei parallel zu den Achsenebenen der Schieferung der PlagioklasTektonite ein. Diese Beziehung verdeutlicht mit hoher Wahrscheinlichkeit, dass
die Genese der Plagioklastektonite mit der Bildung der granularen
Mikrostrukturen zusammenfällt.
Die Entwicklung der Schieferung ist relativ einheitlich, jedoch treten
unterschiedlich große Bereiche voneinander abweichender Geometrie und
Vergenz der Strukturen auf.
Spinell- Granat- Mylonite
Die Spinelltektonite gehen innerhalb einer 500- 750 m langen Zone entlang der
nordwestlichen Peripherie des Massives abrupt in ein mylonitisches Gefüge über,
welches Granat führt. Diese Überprägung ist besonders im stromaufwärts
gelegenen Teil des Guadalmanzaflusses sichtbar. Die Foliation des
Spinelltektonits rotiert hier innerhalb von 10 m, sodass sie parallel zur Schieferung
der Mylonite ausgerichtet ist, was gleichzeitig den Beweis für die Überprägung
erbringt. Die Mylonitstruktur ist durch langgestreckte Olivine parallel zur
Foliation geprägt, deren Korngröße heterogen zwischen 0,5- 1 mm und lediglich
200 µm innerhalb der rekristallisierten Matrix schwankt. Das Mikrogefüge deutet
an, dass die Umwandlung des ehemaligen Spinells in einen pyropreichen Granat
während der Mylonisation stattfindet.
Mafisch/ Basische Layer
Zu nur 5 % wird das Massiv aus mafischen Layern generiert, deren Bedeutung
aber besonders im NW herausragend ist. Aus genetischer Sicht werden sie als in
situ Schmelzen der Spinell- und Granatperidotite angesehen. Die
Peridotitplatznahme führt unter temporärer adiabatischer Zustandsänderung zur
Überschreitung der Solidusbedingungen, sodass sie Gleichgewichtseinstellungen
im Zuge eines diapirartigen Aufstieges peridotitischen Materials aus dem oberen
Erdmantal repräsentieren.
In Abhängigkeit von der chemischen Zusammensetzung erfolgt ihre Unterteilung
(Garrido 1995) nach den Hauptelementen bzw. den petrographischen
Charakteristika. Die Al- Serie verkörpert dabei die älteste Sequenz und umfasst
mafische Gesteine deren Mineralogie und Textur hauptsächlich metamorph
geprägt sind. Differierende Titangehalte ziehen eine weitere Einteilung dieser
Serie in Gruppe A und B nach sich. Erstere weist niedrige Ti- Werte auf und
besteht aus gräulichen granatführenden Granuliten (Untergruppe: cpx + grt + pg ±
qtz) bzw. aus dunklen granatführenden Pyroxeniten (Untergruppe: cpx + grt ±
opx). Die Granulithe sind im Gegensatz zu den Pyroxeniten silicaübersättigt,
wobei das allgemeine Auftreten der Serie auf Spinelltektonite begrenzt ist. Gruppe
B ist durch hohe Titanwerte gekennzeichnet und die spinellführenden Websterite
(Untergruppe: cpx + grt + pg ± qtz) haben eine bräunliche Färbung ähnlich den
olivinführenden Spinell- Websteriten (Untergruppe: opx + ol + cpx ± pg). Die
enthaltenen Plagioklase sind hier immer metamorphen Ursprunges. Die gesamte
Gruppe tritt nur in layered körnigen Peridotiten bzw. plagioklasreichen Tektoniten
auf.
Die Cr- Serie repräsentiert eine jüngere Serie des Massives von Ronda und
umfasst Gesteine mit mafischer und ultramafischer Zusammensetzung, welche
eine homogen grobkörnige Textur zeigen und magmatischen Ursprunges sind. Sie
kommen in körnigen Peridotiten vor und werden mit ultramafischen Gesteinen
wie Duniten und Harzburgiten assoziiert. In fortschreitender Benennung erfolgt
auch hier eine Unterteilung in Subgruppen. Gruppe D ist auf layered körnige
Peridotite begrenzt, zeigt eine dunkle Färbung und setzt sich aus olivinführenden
Orthopyroxenen (Untergruppe: ol + opx + cpx ± sp) zusammen. Eine
Besonderheit sind dünne eigenständige Lagen lherzolitischer Zusammensetzung,
welche in regelmäßigen Abständen auftreten. Weiterhin sind grüne Websterite
(cpy + opx ± ol) und Spinellwebsteriete (cpx + opx + sp) der Gruppe E zu nennen,
welche als mafische Layer in Spinelltektoniten und körnigen Peridotiten
vorkommen. Im Vergleich dazu sind die grobkörnigen Orthopyroxenite (opx ± ol)
der Gruppe F verhältnismäßig selten und treten als Lagen verteilt im ganzen
Massiv nur oberhalb von 2 m auf.
Zuletzt wäre die intermediäre Serie zu nennen, deren lithologischer Bestand
dunkle spinellführende Websterite (opx + cpx + sp + plg ± ol) und selten
granatführende Websterite (opx + cpx + sp + plg ± ol) einschließt. Sie steht von
der Zusammensetzung zwischen den beiden erst Genannten und tritt nur entlang
der später noch genauer beschriebenen Rekristallisationsfront als einzelner oder
zusammengesetzter Layer auf.
Zusammengesetzte Layer
Die zwei Hauptserien der mafischen Schichten streichen in einem
zusammengesetzten Layer aus, der durch asymmetrische Mineralzonen, bestehend
aus einer Al- Serie (mafischer Granat- Granulith) auf der einen und einer Cr- Serie
(Chromwebsterit) auf der anderen Seite, gekennzeichnet ist. Der Übergang
zwischen den beiden Lithologien erscheint oft diffus. Am Beispiel des mafischen
granatführenden Granuliths zeigt sich eine porphyroblastische Textur mit in einer
fein- bis mittelkörnigen granoblastischen Matrix aus Plagioklasen,
Klinopyroxenen und Granatneoblasten. Das Gefüge ähnelt somit einem mafischen
Granat- Granulith des tektonischen Bereiches.
Im Gegensatz dazu hat der chromhaltige Websterit eine grobkörnige Textur, die
durch lange undeformierte Klinopyroxene (bis 4 cm) und eingelagerte
Orthopyroxene generiert wird und somit eine Ähnlichkeit mit mafischen
Kumulaten zeigt. Die detaillierte geochemische Analyse eines Layers mit
Spinellzusammensetzung offenbart, dass die Variationen des Modalbestandes im
Verlauf des Layers durch chemische Veränderungen der beiden Hauptminerale
sowie den Nebenmineralen hervorgerufen werden. Der Mangel an Hinweisen für
eine plastische Deformation der Cr- Serie und das Vorhandensein von
linsenförmigen Granat- oder Spinelllithologien deuten an, dass in den
zusammengesetzten Layern die Cr- Serien jünger als die Al- Serien sind.
Druck- und Temperaturverlauf im Peridotitmassiv
Ein adiabatischer Manteldiapirismus in Verbindung mit einer Krustenverdünnung
haben führen dazu, dass lherzolitisches Material des oberen Mantels im Bereich
der Alboranplatte kurzfristig den Peridotitsolidus erreicht. Die Ausbildung von
olivintholeitischen Partialschmelzen findet bei 1100°C und einem Druck von 20
kb unter der Konsolidierung von Granatpyroxeniten statt. Unter nur leicht
geringeren Temperaturen und Drücken generiert sich im Weiteren der
Spinelllherzolith, wobei die primären pyroxenitischen Einschaltungen lediglich
900°C unterlagen. Die Bildung der Spinellpyroxenite erfolgt im SpinellPeridotitstabilitätsfeld. Die Umbildung der Pyroxenite zum Olivingabbro finden
unter rekristallisierenden Reaktionsbedingungen bei 850°C und 10- 15 kb als
Subsolidusreaktion statt. Der Anstieg des Wasser- Partialdruckes führt im
Folgenden sogar zum Erreichen des Hornblendestabilitätsfeldes, welche auf
Kosten der Klinopyroxene jedoch nur vereinzelt gebildet wurden.
Auswirkungen Kontakt- Anatektischer Schmelzen
In den cordieritischen bzw. andalusitischen Hornfelsen und Migmatiten der
Kontaktaureolen des ultramafischen Massives treten irregulär ausgebildete Linsen
und Dykes von leukokratischen Gesteinen auf. Diese Quarz- Feldspatgesteine
stehen im Zusammenhang mit Kontaktanatektischen Schmelzen und erfahren ihre
Genese unter MP-HT Bedingungen hauptsächlich dann, wenn die Platznahme der
ultramafischen Gesteine ein intermediäres Krustenlevel erreicht hat. Nach
Westerhof (1975) entstehen sogenannte „venitic pegmatites“ auf Grund der
Seggregation von Cordierit- Biotitführenden mylonitischen Schiefern. Innerhalb
der Peridotite treten Gänge unterschiedlicher Dimension und zum Teil mit
Erzmineralisierungen von Cordierit- und Sillimanitführenden QuarzFeldspatgesteinen auf. Saure Inklusionen im Randbereich der Peridotite werden
weiterhin aus Kontaktanatektischen Schmelzen abgeleitet. Ihre Bildung erfolgt im
Muttergestein durch die Hitze der platznehmenden ultramafischen Gesteine, mit
anschließender Intrusion in die Peridotite (back veining).
Fig. 2 Systematische Einteilung der Peridotite von Ronda und der kinematische Verlauf der
ultrabasischen Gesteine.
Rekristallisationsfront
Sie stellt ein Hauptstrukturelement dar und bezeichnet die Grenze zwischen zwei
Peridotiteinheiten unterschiedlicher Geochemie und den mafischen Layern. Die
Übergangszone ist durch pyroklastische Mikrostrukturen der Spinell- und
grobkörnige Mikrostrukturen der körnigen Peridotite gekennzeichnet. Einige sind
dabei durch das gleichzeitige Auftreten von gedehnten und runden
Orthopyroxenen in einer aus undeformiertem Olivin bestehenden Matrix
charakterisiert. Die sekundären kleinmaßstäblichen Strukturen lassen den Schluss
auf eine Umkristallisation, begleitet von einem Kristallwachstum zu, sodass
solche Bereiche ehemalige stark deformierte Granat- Spinell- Mylonite darstellen.
Die Umkristallisation wirkt sich dabei hauptsächlich auf Olivine und Orthopyroxene aus, die im Gegensatz zu Spinellen und vielen Pyroxenen ihre
ursprüngliche Korngestalt variieren. Der Übergangsbereich der körnigen
Peridotite ist durch groben sowie gleichkörnigen Olivin typisiert, der zentral grobe
Peridotite sowie Spinelle enthält. Die Orientierung letzterer erfolgt entlang von
Spuren, welche parallel zum Übergangsbereich bzw. dem Muster des Olivins
verlaufen. Daraus resultiert die Genese der körnigen Peridotite auf Kosten des
bereits deformierten Protoliths. Die übergeordnete Struktur der Rekristallisationsfront deutet zusammenfassend an, dass die deformative Überprägung alter
Strukturen des aus Spinelltektoniten und Granatspinell-myloniten bestehenden
Protoliths verbunden mit einem Kristallwachstum zu einer speziellen Textur führt,
die mit der Entwicklung körniger Peridotite durch Umkristallisation im
Zusammenhang steht.
Fig. 4 Profil durch die westlichen Alpujárriden mit der zentralen Rekristallisationsfront
Im gesamten Bereich der Übergangszone werden keine Wechsel im Modalbestand
deutlich. Die Harzburgite aus dem grobkörnigen Bereich entsprechen den
Spinelltektoniten, jedoch weisen die grobkörnigen Lherzolithe einen geringeren
Klinopyroxenanteil auf, als die Lherzolithe der Spinelltektonite. Im Kontrast dazu
sind feinkörnige Peridotite zumeist lherzolitischer Zusammensetzung und führen
verglichen mit den layered granularen Peridotiten den gleichen Modalbestand,
dessen modale Differenzen jedoch umfangreicher sind als in Tektoniten und
grobkörnigen Peridotiten. Der Übergang zwischen den beiden zuletzt genannten
ist nicht isochemisch und im Kilometermaßstab treten Veränderungen des
Magnesiumgehaltes bzw. der inkompatiblen Elemente (REE, Th, HFSE) auf,
welche in keiner Beziehung zu Kalzium- und Aluminiumoxid stehen. Am Beispiel
der großen Strukturbereiche zeigen kompatible sowie inkompatible Elemente eine
interelementare Beziehung und Dispersion, welche als ein Resultat von
verschiedenen Schmelztemperaturen interpretiert werden. Die inkompatiblen
Elemente verändern sich dabei quer zur Rekristallisationsfront, was an Hand von
REE Chondritmustern visualisiert wird.
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