Das Peridotitmassiv von Ronda
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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. References Schubert W (1977) Reaktionen im alpinotypen Peridotitmassiv von Ronda (Spanien) und seinen partiellen Schmelzprodukten. Contrib. Mineral. Petrol. 62: 205- 220 Priem , Boelrijk, Hebeda, Oen, Verdurmen, Verschure (1979) Isotopic Dating of the Ultramafic Masses in the Serrania de Ronda, Southern Spain. Contrib. Mineral. Petrol. 70, 103- 109 Obata M (1979) The Ronda Peridotit: Garnet-, Spinel-, and Plagioklas- Lherzolith Facies and the P- T Trajectories of a High- Temperature Mantle Intrusion. Journal of Petrology, Vol. 21, Part 3, pp 533- 572 Van der Wal D, Vissers R (1996) Structural Petrology of the Ronda Peridotit, SW Spain: Deformation History. Journal of Petrology, Vol. 37, Number 1, Pages 23- 43 Westerhof A B (1976) On the Contact Relations of High- Temperature Peridotites in the Serrania de Ronda, Southern Spain. 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