am Alpenostrand - Geologische Bundesanstalt

Jb. Geol. B.-A.
ISSN 0016-7800
S.83-150
Band 128
Wien, Mai 1985
Petrologie und Geochemie der Ophiolite des Penninikums
;am Alpenostrand
Von
FRIEDRICH KOLLER')
Mit 27 Abbildungen und 11 Tabellen
Osterreichische Karte1:
Blätter 137, 138, 168
Burgenland
Penninikum
Ophiolite
Metamorphose
Geochemie
50.000
Inhalt
1.
2.
3.
. 4.
5.
6.
7.
8.
9.
10.
Zusammenfassung
Summary
Einleitung
,
,.........
Geologie
, , . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . ..
Gesteinsbeschreibung und Mineralbestand
, . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . ..
3.1. Ultramafitite
,
,.,
, . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . ..
3.2. Blackwallbildungen
"................................................................
3.2.1. Talkschiefer
,
"
,
,..........................
3.2.2. Tremolitschiefer
,
,.........................................
3.2.3, Chloritschiefer
'. . . . . . . . . . ..
3.3. Metagabbro
,
,
, . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . ..
3.3.1. Normale Gabbros und Metarodingite .. ,
"........................................
3.3.2. Ferrograbbros
,
,
3.4. Blauschi'efer
,
3.5. Grünschiefer
3.6. Ophikarbonatgesteine
,
"
3.7. Metamorphe Sedimente
"
,
Magmatische Entwicklung ,
Metamorphoseentwicklung
,
5.1. Ozeanische Metamorphose
,,
5.2. Altalpidische Metamorphose
5.3. Jungalpidische Metamorphose
"
"
,
Zusammenfassung. der petrologischen Untersuchungen und geotektonischen Entwicklung
Geochemische. Unt~rsuchungen
7.1. Ultramafitite '
,,,
7.2. Chloritschiefer
,
7.3. Gabbrosequenz und deren Differentiate
7.4. Grünschiefer
,
'.........
.
7.5. Ophikarbonatgesteine
'
::::::::
7.6. Kalkglimmerschiefer und Phyllite
7.7, Nichtophiolitische Grünschiefer
Diskussion der geochemischen Untersuchungen
,
8.1. Plutonite ,
,
,
8.2. Metavulkanite
,
"
Zusammenfassung und Interpretation der Geochemie
Methodik
,
Dank
Literatur .. ,
"
,
Zusammenfassung
Am Alpenostrand tauchen unter den ostalpinen Decken noch
penninische Gesteinsserien, die als Rechnitzer Serie bezeichnet werden, in mehreren tektonischen Fenstern auf. Der Inhalt
dieser Fenster besteht aus Kalkphylliten, Quarzphylliten, Kalkserizitschiefern und Quarziten sowie mächtigen Ophiolitkomplexen. Die Ophiolite setzen sich aus serpentinisierten Ultramafititen, Metagabbros und mächtigen Grünschiefern zusammen, seltener sind Rodingite, Ophikarbonatgesteine und Radiolarite.
0) Anschrift des Verfassers: Dr. FRIEDRICH
KOLLER,Institut für
Petrologie der Universität Wien, Dr. Karl Lueger-Ring 1,
A-1010 Wien.
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In den gabbroiden Gesteinen sind noch magmatische Relikte erhalten geblieben. Eine komplexe Metamorphoseentwicklung, bestehend aus einer ozeanischen, einer altalpidischen
Hochdruck- und der jungalpidischen Regionalmetamorphose,
konnte aus den Metabasiten abgeleitet werden. Die ozeanische Metamorphose ist durch die Bildung von Hornblendephasen (Barroisit, Pargasit und Magnesiohornblende), durch metasomatische Veränderungen und einer intensiven Oxidation
bei hohen Temperaturen und geringem Druck gekennzeichnet.
Die Bedingungen der altalpidischen Metamorphose konnten
auf 330-370°C bei 6-8 Kb durch Mineralparagenesen mit
Mg-reichem
Pumpellyit,
Ferroglaukophan,
Alkalipyroxen
("" AC63Jd21), Lawsonit (Formrelikte) und Stilpnomelan eingegrenzt werden. Für die jungalpidische Metamorphose ist die
Bildung von Aktinolith, Alkalipyroxen (Ac85Jd<5), riebeckiti-
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schen oder magnesioriebeckitischen Alkaliamphibolen um die
Alkalipyroxene oder um Ferroglaukophan, sowie Biotit aus
Stilpnomelan charakteristisch. Die Metamorphosebedingungen
liegen bei 390-430°C und einem Druck von ::;3 Kb. Mit einer
prograden Metamorphoseentwicklung nach Süden zu ist zu
rechnen.
Die Ophiolitkomplexe der Rechnitzer Serie lassen sich nach
BECCALUVA
et al. (1983) als "high- Ti"-Ophiolite einstufen. Die
Plutonite gliedern sich in die Serpentinite mit Hinweisen auch
auf ultramafitische Kumulate, in die normalen Gabbros und
Rodingite als "lower level"-Gabbros, in die Fe- und Ti-reichen
"upper level"-Gabbros und in Ferrodiorite und Plagiogranite.
Die Grünschiefer der Ophiolite werden in die mengenmäßig
vorherrschenden tholeiitischen Basalte mit "N-Typ"-Morbzusammensetzung, in hypabysische Ferrobasalte und in die weitgehend unfraktionierten Cr- und Mg-reichen Metabasalte, die
als Pikrite eingestuft werden, eingegliedert. Für die tholeiitischen Basalte lassen sich Aufschmelzraten um 15 % sowie
eine Plagioklas und Klinopyroxen dominierte Fraktionierung
'ableiten. Die Ophiolitkörper der Rechnitzer Serie zeigen eine
gute Korrelation mit jenen der Glocknerdecke im Tauernfenster sowie mit vielen anderen im Alpen-Appenninbogen. Die
nichtophiolitischen Grünschiefern in den Sedimentserien steilen Nb-reiche Alkalibasalte dar, die als Ozeaninselbasaltentwicklung gedeutet werden.
Summary
Penninic units, called "Rechnitzer Serie", occur in tectonic
windows below the Austroalpine nappes. The "Rechnitzer Serie" consists of phyllites, calcareous phyllites and -schists,
quartzites and mighty ophiolite complexes. The ophiolites
comprise serpentinized ultramafic rocks, metagabbros and
large greenschists. Rodingites, ophicarbonate materials and
radiolarites are rare. Magmatic relics survived in the gabbroic
rocks only. A complex metamorphic history consisting of an
oceanic, an eoalpine high pressure and a tertiary regional metamorphic event can be deducted from basic rocks investigation. The oceanic metamorphic event forms amphiboles such
as barroisite, pargasite and magnesio-hornblende at high temperature and low pressure. Metasomatic changes of bulk chemistry and high oxydation rates are implied in the same event.
The conditions of eoalpine metamorphism are in the range
between 330 and 370° at 6-8 kb, suggested by mineral parageneses consisting of Mg-rich pumpellyite, ferroglaucophane,
alkalipyroxene (= AC63Jd2,),lawsonite (formrelics) and stilpnomelane. During young alpine metamorphism minerals such as
aktinolite, alkalipyroxene (AcBsJd<s),riebeckitic or magnesioriebeckitic amphiboles around older alkalipyroxene or ferroglaucophane, and biotite are formed at temperatures in the
range of 390-430° and a pressure of ::;3 kb. There is an increase of metamorphism in northsouth direction.
The ophiolites of the "Rechnitzer Serie" are high Ti ophiolites (BECCALUVA
et aI., 1983). The plutonic sequence consists
of serpentinites partly with ultramafic cumulates, plagioclaseclinopyroxene gabbros partly rodingitized as lower level gabbros, Fe and Ti rich ferrogabbros as upper level gabbros and
ferrodiorites as well as plagiogranites. The greenschist unit
can be divided in the predominating group of tholeiitic basalts
with N-type morb composition, into minor hypabyssic ferrobasalts and in mostly unfractionated Cr and Mg rich picritic basalts. For tholeiitic basalts melt ratios of 15 % and a plagioclase-clinopyroxene dominated crystal fractionation can be deducted. The ophiolites show a clear correlation to similar rock
series of the Alpen-Appenninen-system as well as to equivalents of the Glockner Nappe of the Tauern Window. The non
ophiolitic greenschists within the sedimentary sequences are
Nb rich alkalibasalts, which can be interpreted to be ocean island basalts.
1. Einleitung
Penninische
Baueinheiten
sind in den Ostalpen
außerhalb des großen Tauernfensters
noch im Engadiner Fenster und am Alpenostrand in einigen kleineren
Fenstern aufgeschlossen.
Dort tauchen unter den ostal-
84
pinen Decken metamorphe Serien, die' unter dem Begriff Rechnitzer Schiefer oder Rechnitzer Serie (WIESENEDER, 1932) zusammengefaßt
werden, in den Fenstern von Rechnitz, Bernstein, Möltern und Eisenberg
auf. Die lange Zeit umstrittene Position dieser tektonischen
Baueinheiten
wurde
erstmals
von SCHMIDT
(1950) durch Iithologische Serienvergleiche
mit der mesozoischen Schieferhülle des Tauernfensters
dem Penninikum zugeordnet. Petrographische
Bearbeitungen erfolgten durch WIESENEDER (1932) und ERICH (1960,
1966), letzterer stellte die Rechnitzer Serie allerdings
zur Grauwackenzone.
Den endgültigen Nachweis für die Überlagerung det
Rechnitzer Serie durch die unterostalpine Wechsel- und
Grobgneisserie,
und damit für ihre penninische
Position, erbrachte PAHR (1975, 1977). Eine altersmäßige
Zuordnung
der penninischen
Sedimentserie
konnte
SCHÖNLAUB(1973) durch den Nachweis stratigraphisch
verwertbarer
Schwamm-Spiculae,
mit einem Alter an
der Grenze Obere Kreide - Untere Kreide, erbringen.
Neben der serien mäßigen Gliederung der Rechnitzer
Serie durch SCHMIDT (1950), PAHR (1960) und TOLLMANN (1 !:I77) wird zum ersten Mal von KOLLER & PAHR
(1980) eine Ophiolitabfolge
im Sinne der GSA Penrose
Conference (COLEMAN, 1977) beschrieben, die auch in
ähnlicher Weise in den mesozoischen Serien der anderen penninischen
Fenster in den Ostalpen auftreten.
Erste, sehr allgemein
gehaltene
Einstufungen
der
Metamorphosebedingungen
wurden von EVREN (1972),
KOLLER (1978) und KOLLER & PAHR (1980) gegeben.
Ziel der vorliegenden Untersuchungen
ist es, die Metamorphoseentwicklung
der Ophiolite im speziellen und
der gesamten Rechnitzer Serie im allgemeinen näher
einzugrenzen
sowie die relative zeitliche Abfolge der
Mineralneubildungen
festzulegen. Die Kenntnis der metamorphen Überprägung des Alpenostrandes
im Verlauf
der alpidischen Orogenese ist für die Entwicklungsgeschichte
der penninischen
ozeanischen
Kruste einschließlich
der dazugehörenden
Sedimentbedeckung
von grundlegender
Bedeutung.
Gleichzeitig
stellt die
Rechnitzer Serie eine wichtige Vergleichsbasis
für die
höher metamorphe,
mesozoische
Schieferhülle
des
Tauernfensters dar und ist für alle weiterführenden
geotektonischen Schlußfolgerungen
zum Bauplan des penni nischen Troges im Bereich der Ostalpen von allgemeiner Bedeutung.
2. Geologie
Neuere, zusammenfassende
Darstellung der geologischen Situation am Alpenostrand
im allgemeinen und
der Rechnitzer Serie im speziellen findet man bei TOLLMANN (1977) und PAHR (1980). Letzterer gibt auch eine
profilmäßige
Darstellung
der Gesteinsabfolge
in den
penninischen
Fenstern. In Abb. 1 ist die Geologie des
Penninikums, einschließlich des tektonischen Rahmens
nach KOLLER & PAHR (1980) schematisch
dargestellt.
Die Rechnitzer Serie beginnt mit dem kleinen Möltener
Fenster im Norden, nach Süden zu schließen die Fenster von Bernstein und Rechnitz an. Das südlichste
Vorkommen
im Raum Eisenberg ist weitgehend
vom
Tertiär umgeben und grenzt im NW nach PAHR (1980)
entlang einer Störung an das Grazer Paläozoikum. Aus
geophysikalischen
Untersuchungen
ist eine weitere
Verbreitung des Penninikums unter den ostalpinen Dek-
Das penni nische Fenster am Ostrand
der Alpen
F KOLLER 1983
o
I
2
I
3
4
5 km
B Tertiär allgemein
_
Oberostalpin
D Unterostalpin
o Serpentinite
h::::::::::::1 Grünschiefer. Metagabbros
1::::::1
Metasedimente
---
Störung
I
Pennin
s.~""e=-
.......... Überschiebungslinie
Abb. 1: Geologische Übersicht über die penninischen Fenster am Alpenostrand nach KOLLER& PAHR(1980). a - g stellen Profilpunkte der Abb. 2 dar.
.
.,
Schwarze Sterne = Ultramafitite etc; £;, = normale Gabbros; T= Rodingite; 0 = Ferrogabbros; 0 = Blauschiefer (PIagiogranite,
Diorite); 0 = Grünschiefer; • = Albit- und epidotreiche grobkörnige Grünschiefervarietäten; weiße Sterne = nichtophiolitische
Grünschiefer; + = Ophikarbonatgesteine.
kenbau als sehr wahrscheinlich
anzusehen (TOLLMANN,
1977).
PAHR (1980) unterscheidet
im österreichischen
Anteil
des großen Rechnitzer Fensters tektonisch zwei Einheiten. Er unterteilt das Penninikum in die westliche, höhere und in die tiefere Einheit, die sich nach Ungarn bis
Köszeg fortsetzt. Die tiefere Einheit enthält Kalkphyllite,
Quarzphyllite
und Quarzite und besitzt NS-gerichtete
BAchsen. Die obere Einheit, vorwiegend aus kalkreichen
Phylliten mit vereinzelten
Lagen von Caker-Konglomerat bestehend und nach oben mit bis zu 150 m mächti-
gen Grünschiefern
abschließend,
zeigt E-W gerichtete
B-Achsen mit Abweichungen
von der mittleren Streichrichtung bis maximal 20° (PAHR, 1980). Diese Einheit
enthält auch einige größere Serpentinitund Gabbrokörper. In den penninischen
Fenstern von Bernstein,
Möltern und Eisenberg ist diese Gliederung nicht durchgeführt, auf Grund der vorhandenen
Ophiolite ist aber
eine Zuordnung
zur höheren Einheit sehr wahrscheinlich.
Auf den metamorphen,
mesozoischen
Sedimentserien liegen mehr oder weniger mächtige Ophiolitkörper,
85
V / / / / / /1
1
Serpentinit
0~ 00
~ 00
~
Chlorit- ,Talk-, Aktinolithschiefer
1++++++++++1
l.!-~ ~ ~ ~I
Ultramafische
Kumulate
Rodingite
1666661
Ti-arme,helle
1000001
Ti-reiche,
1000001
Blauschiefer,
Metagabbros
dunkle Metaferrogabbros
4
Grünschiefer
(met.Basalte,Diabase
Grobkörnige,
albitreiche
R~~ffi2-,~
Metasedimentabfolge
[':;:':;:.:;:.:;:.:;:.:;:.:;:.:;:.:;:1
nicht ophiolitische
~
Ophi karbonatgesteine
ect.)
Lage darin
(Phyllite, Kalkschiefer
ect.)
Grünschiefer
~
ehem. Plagiogranite
Abb. 2: Schematische Darstellung der Ophiolitprofile in den penninischen Fenstern am Alpenostrand. Profilpunkte in Abb. 1 dargestellt.
Profil a = Bohrung Maltern 1, Westrand Bernsteiner Fenster (PAHR, 1977); b = Profil Schirnitzriegel, Ostrand Bernsteiner Fenster; c = Profil Kogl, Nordostrand Bernsteiner Fenster; d = Profil nördlich Glashütten, Rechnitzer Fenster; e = Profil südlich
Glashütten, Rechnitzer Fenster; f = Profil Rumpersdorf, Rechnitzer Fenster; g = Profil Vaskeresztes, Eisenberger Fenster
(Ungarn).
wobei die Lagerungsverhältnisse meist eine verkehrt
liegende Schichtfolge dokumentieren. Mit den ultramafitischen Gesteinen liegen heute die einst tiefsten Baueinheiten der ozeanischen Kruste an höchster tektonischer Position über den basischen Anteilen der OphioIitsequenz. Die Lagerungsverhältnisse (PAHR, 1984),
die zum Teil durch Bohrprofile ergänzt werden, können
in einzelnen Profilen (Abb. 2) bestätigt werden. Teilweise sind jedoch die Kontakte der einzelnen Gesteinspakete nur tektonisch, daher ist ein Idealprofil durch die
Ophiolite der Rechnitzer Serie nur beschränkt darstellbar.
In Abb. 2 sind einige Profile durch die Ophiolitkörper
der Rechnitzer Serie, soweit dies bei den relativ ungünstigen Aufschlußverhältnissen rekonstruierbar war, in
schematischer Weise in Anlehnung an COLEMAN(1977)
dargestellt. Die Oberkante der Ultramafitite, obwohl sie
heute die höchsten Einheiten darstellen, wurde als Bezugsfläche gewählt, wobei auch rein tektonische Abfolgen wiedergegeben sein können.
86
Das erste Profil (Abb. 2a) stellt die Bohrung Maltern 1
(PAHR, 1977) dar, in der nach einem 265 m mächtigen
Serpentinit ein nur 10m mächtiges Grünschieferpaket
folgt. Als Fortsetzung sind Kalkglimmerschiefer erbohrt.
Das Profil Schirnitzriegel (Abb. 2b), am Ostrand .des
Bernsteiner Fensters (Abb. 1) gelegen, zeigt nach
einem mächtigen Serpentinit eine gut entwickelte Gabbroabfolge, die mit Metarodingiten beginnt und mit hellen
Metagabbros sowie mit Ti-reichen Ferrogabbroabkömmlingen fortsetzt. An der Grenze von den gabbroiden Sequenzen zum Serpentinit sind Chlorit-, Talk- und
Aktinolithschiefer sowie fragliche ultramafische Kumulatgesteine in Form von Lesesteinen oder von einzelnen Blöcken aufgeschlossen. Eine ähnlich wichtige
Gabbroentwicklung ist im Profil östlich Kogel (Abb. 2c),
dieses reicht bis in die metamorphen Sedimentserien,
zu beobachten. Zusätzlich sind noch rodingitisierte
Gabbrogänge einschließlich ihrer Blackwallbildung innerhalb des Serpentinits festzustellen. Der Geländebefund spricht für einen primären Zusammenhang zwi-
schen den gabbroiden
Sequenzen,
die unter den Serpentinitkörper
streichen,
und dem Ultramafitit
in den
Profilen Schirnitzriegel
und Kogel (Abb. 2). Die Metagabbrovorkommen
im nördlichen
Bernsteiner
Fenster
(Abb .1) innerhalb der Kalkglimmerschiefer
sind sicherlich tektonisch
begrenzt.
Das Profil nördlich Glashütten (Abb. 2d) ist nur in relativ kleinen Melangekörpern,
welche in die Sedimentabfolge eingebettet sind, entwickelt. Die relativ schematisch dargestellte
Abfolge reicht vom Serpentinit
über
Aktinolith-,
Talk- und magnetitführenden
Chloritschiefer
zu den, als Blauschiefern
bezeichneten,
Crossit-Albitgesteinen
und in weiter Folge zu Grünschiefern.
Die
Mächtigkeit
der einzelnen
Gesteinspakete
ist variabel
und aufgrund unzureichender
Aufschlüsse
nur begrenzt
mit Lesesteinen
kartierbar, jedoch ist die Abfolge aufgrund mehrerer Profile im Bereich Glashütten
gut belegt. Die auf das Grünschieferpaket
folgenden Kalkglimmerschiefer
können aber auch eine rein tektonisch bedingte Abfolge darstellen.
Das Profil südlich Glashütten
(Abb. 2e) stellt die mineralogisch
interessante
Ophikarbonatentwicklung
am
Rand eines mächtigen Serpentinitkörpers
im Rechnitzer
Fenster dar. Im Bereich der Ophikarbonatgesteinsentwicklung sind keine Metabasite zwischen dem Serpentinit und den Kalkglimmerschiefern
festzustellen.
Das Profil Rumpersdorf
(Abb. 2f) führt von einem
mächtigen Serpentinitkörper
mit vereinzelten
magnetitführenden Chloritschiefern,
in Form von schmalen Gängen oder kleinen Linsen, zu einem bis 150 m mächtigen
Grünschieferkomplex.
In diese Grünschiefer
sind geringmächtige,
grobkörnige
Albit- und Epidot-reiche
Varietäten eingelagert.
Über der Metabasitabfolge
schließen bis 2000 m mächtige Metasedimentserien
an, die
vorwiegend
aus Phylliten und Kalkglimmerschiefern
bestehen. In diese sedimentäre Abfolge sind nicht ophiolitische Grünschiefer
(KOLLER & PAHR, 1985) eingeschaltet. Von den drei Profilen im Fenster von Rechnitz kann
man nur für das letztere einen inneren, primären Zusammenhang
ableiten, die beiden Profile bei Glashütten sind zu sehr tektonisch deformiert um sichere Aussagen zu treffen.
Für die penninischen
Serien im Fenster von Eisenberg ist ein sehr schematisches
Profil bei Vaskeresztes
im ungarischen
Anteil dargestellt.
Es reicht von einem
Magnetit-führenden
Chloritschiefer
über stark veränderte Ferrogabbros
zu Grünschiefern
und metamorphen
Sedimentserien.
Die Zuordnung dieser stark deformierten Gesteine (KOLLER, 1980) zu Ferrogabbros
wird aus
ihrer engen räumlichen
Beziehung zu Chloritschiefern,
die nur im Zusammenhang
mit Serpentiniten
bekannt
sind und aus geochemischen
Überlegungen
abgeleitet.
Zusammenfassend
kann festgestellt werden, daß sich
aufgrund der dargestellten
Profile, die Zuordnung
dieser ultrabasischen
und basischen
Gesteine zu einem
Ophiolitverband
(KOLLER & PAHR, 1980) im Sinne von
COLEMAN (1977) bestätigt hat. Während die gabbroiden
Sequenzen
an hand von Texturen und vor allem durch
, magmatische
Relikte (KOLLER, 1978; 1980) noch gut erkennbar sind, lassen sich die extrusiven
Anteile, die
heute als meist feinkörnige
Grünschiefer
vorliegen,
nicht mehr genauer zuordnen in die ehemaligen "sheeted dykes", "pillow"-Laven,
Hydroklastite,
Tuffe und Tuffite. Sicher zuordenbare
Reste von "pillow"-Laven
wurden bisher nicht gefunden.
3. Gesteinsbeschreibung
und Mineralbestand
3.1. Ultramafitite
Im Penninikum
des Alpenostrandes
(Abb. 1), in den
Fenstern von Bernstein und Rechnitz sowie im Fenster
von Eisenberg findet man relativ große, vollständig serpentinisierte
Ultramafititkörper.
Durch Bohrungen
wurden Mächtigkeiten
bis 265 m nachgewiesen
(PAHR,
1977). Die Serpentinite
wurden von ERICH (1960) und
EVREN (1972) beschrieben
und bearbeitet. Sie besitzen
meist eine dunkel- bis fast schwärzlichgrün
gefärbte,
dichte Grundmasse
mit seltenen Bastitflecken.
Häufig
sind grünglänzende
Scherflächen
zu beobachten.
Röntgenographisch
wurden Lizardit und Chrysotil
als wesentlicher
Mineralbestand
festgestellt.
Mikroskopisch
sind sowohl Maschentexturen
als auch Formrelikte größerer Pyroxenindividuen
(bis 10 mm Korndurchmesser)
zu beobachten.
Nach dem Geländebefund
nehmen diese Formrelikte
in Richtung zu den basischen
Kumulatsequenzen
zu. Im südlichsten
Teil des Fensters von
Eisenberg findet man seltener Antigoritverwachsungen
mit Diopsid um reliktisch erhaltenen
Klinopyroxen.
Neben den Serpentinitmineralphasen
ist oft noch etwas
Chlorit, manchmal auch Tremolit und seltener Talk festzustellen.
Talk und Tremolit sind vor allem an tektonisch durchbewegten
Bereichen
häufig zu finden. An
Erzphasen
treten
ältere
magnetitreiche
Formrelikte
nach Chromit, meist xenomorphe
Aggregate oder Haufwerk, sowie jüngere idiomorphe
Magnetitoktaeder
und
Pyritkristalle
auf. Auf Kluftflächen
sind Talk, Tremolit
und Asbest relativ oft vorhanden.
Die Bildung von dichtem Opal ist nicht sehr häufig.
Unter der Voraussetzung,
daß CaO nicht in größerem
Maße während der Serpentinitisierung
abtransportiert
wurde, sind diese Serpentinite
im wesentlichen
auf Peridotite harzburgitischer
Zusammensetzung
zurückzuführen (EVREN, 1972). EVREN (1972) gibt einen normativen Gehalt an Olivin von 80 % an, Orthopyroxen
von
15 %, sowie 2 % Diopsid. Die Serpentinitisierung
dieser Gesteine hat wohl zuerst nur den Olivinanteil
erfaßt,
die zumindest
teilweise
verschonten
Orthopyroxene
wurden unter Beibehaltung
ihrer Morphologie
und unter
Ausbildung
der Bastitflecken
durch Serpentinitmineralphasen verdrängt.
Die Bildung von Talk, Aktinolith und
der idiomorphen
Magnetitkristalle
muß der letzten Kristallisationsphase
zugeordnet
werden,
zu ähnlichen
Schlußfolgerungen
ist auch EVREN (1972) gekommen.
Am Rande der Serpentinitkörper,
nahe der Grenzen
zu den Gabbros, findet man leider nicht ausreichend
aufgeschlossene
Gesteine
mit dem Mineralbestand
Serpentinit,
Chlorit und noch reliktisch erhaltenen magmatischen Klinopyroxen,
der von Chlorit verdrängt wird.
Als Serpentinitmineral
tritt mit 30-40
Vol.-% Chrysotil
mit Maschentextur
auf, der Chlorit ist ein Klinochlor, der
dichte Massen bildet und auch den Pyroxen diopsidischer Zusammensetzung
entlang der Spaltrisse ersetzt.
KOLLER & PAHR (1980) haben diese relativ AI-reichen
Gesteine
zu den ultramafischen
Kumulaten
gestellt.
Von der Position her, an der Grenze zwischen Serpentinit und Metagabbro,
scheint
dies nach COLEMAN
(1977) durchaus möglich zu sein. Auch nach den relativ
hohen Cr- und Ni-Gehalten,
bei gleichzeitig
sehr niedrigen Werten für Zr, V, Nb ist eine Zuordnung zu einem
möglicherweise
Iherzolitischen
Kumulat die beste Erklärung. Gleichzeitig
muß man aber mit einem Abtransport
87
von Ca und Si während der Serpentinisierung
und der
Metamorphose
rechnen, da die Formrelikte
nach Pyroxen wesentlich
mehr Raum einnehmen
und auch bereits Klinopyroxen
durch Chlorit ersetzt wird. Da im Gegensatz zu den gabbroiden
Gesteinen
hier die Ca-AISilikate völlig fehlen und auch die dort metasomatisch
gebildeten
chloritreichen
Gesteine
andere Spurenelementverteilungen
aufweisen
(Kap. 7. -8.),
scheint die
Deutung dieser Gesteine
als ultramafische
Kumulate
richtig zu sein. Bisher sind diese Gesteine aus dem
Profil Schirnitzriegel
(Abb. 2) und aus dem Pech graben
(ca. 2 km NNE Bernstein)
nachgewiesen.
3.2. Blackwallbildungen
An der Grenze der Serpentinite
zu den Metagabbros
finden sich Zonen weitgehend monomineralischer
Talk-,
Tremolitund Chloritschiefer,
die möglicherweise
auf
eine Blackwallbildung
im Verlauf metasomatischer
Vorgänge zurückführbar
sind. Es muß jedoch darauf hingewiesen
werden,
daß diese Abfolge
häufig zu sein
sche[nt, jedoch nicht ausreichend
durch Aufschlüsse
beleQ't ist. Die gut aufgeschlossenen
rodingitisierten
Gabbrogänge
führen nur eine Blackwallzone
aus monomineralischem
Chloritfels.
3.2.1. Talkschiefer
Diese Gesteine hat bereits ERICH (1960) beschrieben
und sie als "Rumpfite"
bezeichnet.
Sie sind gelblich
weiß gefärbt und der meist feinblätterige
Talk tritt vorwiegend
monomineralisch
auf. Nur lokal findet man
eine, den Serpentiniten
ähnliche, xenomorphe
Erzführung und geringe Anteile an Aktinolith und Chlorit. Die
Bildung dieser Talkschiefer
wird wohl mit 'der Talkbildung mit Serpentinit
gleichzusetzen
s'ein.
3.2.2. Tremolitschiefer
Diese sind blaß gelblich bis weiß gefärbt. Die Länge
der Amphibole ist relativ variabel, kann aber bis 10 cm
betragen. Die einzelnen Individuen der fast monomineralischen
Amphibolfelse
sind eingeregelt,
meist senkrecht zur Grenzfläche.
Die Zusammensetzung
wird meistens tremolitisch
sein, in einem einzigen Vorkommen
zeigen ältere, braungefärbte
Kerne der Amphibole eine
Mehrphasigkeit
ihrer Bildung an. Die zeitliche Zuordnung dieser Kernbereiche
ist derzeit nur schwer möglich, aus Analogie zu den braungefärbten
Amphibolen
der Metabasite
kann eine frühe Bildung angenommen
werden.
3.2.3. Chloritschiefer
Hierher gehören sehr unterschiedliche
Gesteine mit
wechselnden
Mg-Fe-Gehalten,
jedoch lassen sich alle
Chloritschiefer
aufgrund
ihrer
Spurenelemente
(Kap. 7.2.) mit metasomatisch
veränderten
Gabbros
korrelieren
und diesen zuordnen. Die hellen, sehr Mgreichen Chloritschiefer,
bisher auch als Edelserpentin
bezeichnet,
lassen sich aus Fe-armen
Gabbros,
die
dunklen Magnetit-führenden
Chloritschiefer
aus Ferrogabbros und die Zr-reichen Chloritschiefer
von Glashütten (Abb. 2) aus Plagiogranitabkömmlingen
ableiten
(Kap. 7.2., 7.3.).
88
3.3. Metagabbros
3.3.1. Normale Gabbros und Metarodingite
Diese sind helle, grünlich
gefärbte
Gesteine,
die
gabbroide Textur ist meist noch erhalten. Die Korngröße der einzelnen Mineralphasen,
insbesondere
von reliktischen Klinopyroxenen
(30-50
Vol.-%) und ehemaligem Plagioklas
variiert
von 3 mm bis über 50 mm,
bleibt aber im Durchschnitt
unter 10 mm. Riesenkornwachstum
ist für pegmatitische
Texturen typisch. Die
Korngrößenverteilung
über den Gabbrokörper
ändert
sich im dm-Bereich entlang relativ enger Grenzbereiche
und ist teilweise
primär magmatisch
bedingt.
In den
meisten
Fällen ist dies auch Ausdruck
eines unterschiedlichen
Rekristallisationsverhaltens
während
der
metamorphen
Überprägung.
Der Grad der metamorphen Rekristallisation
kann stark unterschiedlich
sein,
die alten Plagioklase
(30-50
Vol.-%) sind gefüllt, geringe Anteile an Olivin und Orthopyroxen
liegen nur
mehr als Chlorit vor. Oxid ische Phasen sind selten. Nur
im Falle der Rodingitisierung
werden diese Gesteine
dicht und massig, der Klinopyroxen
kann dabei völlig
verschwinden,
Granat dominiert dann. Vorkommen
der
Gabbros und Rodingite sind derzeit nur aus dem Fenster von Bernstein und von dem ausgedehnten
Vorkommen von Glashütten bei Langeck im Rechnitzer Fenster
bekannt (Abb. 1). Im Fenster von Bernstein sind diese
Gabbros
meist in Form kleiner Körper, Linsen oder
Gänge innerhalb oder am Rand des Serpentinitkörpers
zu finden. Eine Rodingitisierung
konnte nicht überall
festgestellt
werden.
Klinopyroxen
Die meist xenomorphen
bis hypidiomorphen
Klinopyroxene sind gelblich bis bräunlich gefärbt und haben
manchmal
Entmischungslamellen.
Die Kristalle
sind
verbogen und deformiert,
teilweise geknickt. Nach der
Nomeklatur von POLDERVAART & HESS (1951) haben die
Klinopyroxene
diopsidische,
endiopsidische
oder augitische Zusammensetzung
(Abb. 3) und unterscheiden
sich von den metamorphen
Diopsiden
der Rodingite
durch höhere Al203-Gehalte
von 4,5-2,5
Gew.-% AI203
(Tab. 1).
Das
Mg/Fe-Verhältnis
reicht
von
20-4
(Tab. 1), bezogen auf Fetel = FeO und sinkt mit zunehmendem Fraktionierungsgrad
der Schmelze.
Der Quotient Mg/(Mg + Fetet) der Pyroxene reicht von 0,95 bis
0,80 bei einem Mg/(Mg + 0,9Felet)
der Gabbros
von
0,90-0,65
(Kap. 7.3.). Die magmatischen,
reliktisch erhaltenen Klinopyroxene
sind durch höhere Cr- und AIGehalte ausgezeichent
(Tab. 1), da diese Gehalte im
Verlauf der Rodingitisation
deutlich abnehmen (Ro 14A,
RS 26/77-1-48).
Auch die Ca-Werte liegen bei 19-23
Gew.-% CaO und sind damit durchaus mit Kumulatklinopyroxen
anderer Ophiolite vergleichbar
(CAPEDRI et
aI., 1982; HEKINIAN, 1982).
Die magmatischen
Klinopyroxene
(Abb. 4,5) bilden
relativ große Kristalle
mit lappigen
Umrißformen,
die
fast
immer
deutliche
Korrosionserscheinungen
mit
Chloritbildung,
Verdrängungphänomene
sowie eine Rekristallisation
durch Amphibolbildungen
aufweisen.
Bevorzugt erfolgt die Umwandlung
entlang von Spaltflächen oder Rupturen und nimmt mit dem Grad der Deformation
deutlich
zu. In allen, nicht metasomatisch
veränderten
Gabbros werden die Pyroxene von Amphibolen umwachsen
sowie entlang der Spaltrisse
und
Rupturen verdrängt (Abb .5). Eine Ca-Abnahme
im KIinopyroxen
(Abb. 3) zeigt die beginnende
Amphibolbil-
Ca Si03
Salit
Abb. 3: Darstellung der Klinopyroxene
im Dreieck Wollastonit
HESS (1951).
T = Rodingite; !:::. = Normale Gabbros; 0 = Ferrogabbros.
dung an. Rundliche Flecken von Chlorit innerhalb der
magmatischen
Pyroxenrelikte
kann man als Pseudomorphosen
ehemaliger
Einschlüsse
von Olivin oder
Orthopyroxen
deuten. Diese beiden primären Mineralphasen und ehemaligen Ca-armen Entmischungslamellen sind nicht erhalten geblieben.
Die Verdrängung der Klinopyroxene durch Chlorit findet sich besonders in den rodingitisierten
Gabbros, in
denen neben Ca-Al-Silikaten
ein Ca-reicher
Diopsid,
der verarmt an AI, Cr und Na ist (Tab. 1), auftritt. Die
CaSi03-Komponente
dieser Diopside kann geringfügig
über 50 Mol.-% Wo steigen (Abb. 3), ähnliches hat bereits HALL (1978) beschrieben. Diese Diopside stellen
eine ältere metamorphe
Neubildung dar und sind in
Form von xenomorphen kleinen Individuen oder als Anwachsränder
um die magmatischen
Klinopyroxene
zu
beobachten.
PlaKlinopyroxen
-
Enstatit
-
Ferrosilit
in der Nomenklatur
nach POLDERVAART&
Abb. 5: Aktinolithsprossung
(A) um magmatische Pyroxenrelikte (Kpx) und in den Plagioklasformrelikten,
die mit feinem
Pumpellyit
(Pu), Albit und etwas Chlorit gefüllt sind; Klinozoisitsprossung
(Klz) in der Pumpellyitmatrix.
Nicols +, Bildbreite ca. 4,3 mm.
Normaler Gabbro, Glashütten bei Langeck, Rechnitzer Fenster.
Pumpellyit
Pumpellyit ist in allen hellgefärbten Gabbrovarietäten
als metamorphe Neubildung in den ehemaligen Plagioklasindividuen
in Form von feinverfilzten,
kleinen Kriställchen vorhanden. Normalerweise
liegt im alten Plagioklasformrelikt
ein Gemenge aus Pumpellyit, Albit und
Chlorit vor. Die Zusammensetzung
(Tab. 2) ist Mg-reich
mit Werten von 3-5 Gew.-% MgO. Die Fe-Gehalte liegen zwischen 1 und 2 Gew.-% FeO (Fetet als FeO verrechnet) und nehmen mit dem Differentiationsgrad
der
gabbroiden Magmen zu. Die MnO-Konzentrationen
sind
gering (0,09-0,26
Gew.-% MnO), vereinzelt sind relativ
variable Gehalte an Cr (0,02-0,20
Gew.-% Cr203) und
Na (0,1-0,2
Gew.-% Na20) feststell bar (Tab.2).
89
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Fe
Mg
Abb.6: Darstellung der Pumpellyite der Rechnitzer Serie im Dreieck AI-Fe-Mg.
£:::. = Normale Gabbros; T = Rodingite; • = Mg-reiche Pumpellyite von BARRIGA & FVFE(1983), ebenso Zusammensetzungsfelder für Pumpellyite aus verschiedenen Metamorphosebereichen.
Nach BARRIGA & FVFE (1983) sind alle untersuchten
Pumpellyite
sehr Mg-reich, die der normalen Gabbros
fallen in den Randbereich
blauschieferfazieller
Gesteine
(Abb. 6). Die Pumpellyite
der Rodingite
besitzen die
höchsten Mg-Gehalte
(Tab. 2, Abb. 6).
Pumpellyit
ist mit fortschreitender
Metamorphose
instabil und wird von Klinozoisit (Abb .5) und in den Rodingiten
durch H20-hältigen,
grossularreichen
Granat
ersetzt.
rogabbros,
Blauschiefer
und Grünschiefer
der Rechnitzer Ophiolite dargestellt.
Da die Neusprossung
eines Minerals der EpidotlKIinozoisitreihe
auf Kosten von Pumpellyit
in den Metagabbros mit Aktinolithbildung
zu beobachten
ist, wird
als mögliche Abbaureaktion
Pump
+
Chi
+
Qu ~
Ep/Klz
+
Akt
+
H20
(NITSCH, 1971) angenommen
und durch Reaktionsgefüge (Abb .5) bestätigt. Der fehlende Quarz wird aus dem
Abbau von Kpx zu Aktinolith und Chlorit bezogen.
Klinozoisit/Epidot
In der Pumpellyit-Albit-Chlorit-Matrix
der Plagioklasformrelikte
wachsen bis 0,03 mm große undeutlich begrenzte Flecken von Klinopyroxen/Epidot
(Abb .5) mit
anomal blaugrauer
Interferenzfarbe.
Die Fe-Gehalte
in
den Klz/Ep
Mineralphasen
der untersuchten
hellen
Gabbros liegen zwischen 4-12 Gew.-% Fe203 (Fetot als
Fe203 verrechnet)
und haben sehr geringe MnO-Werte
(Tab. 3). Analog zum Kpx und zum Pumpellyit
steigt
auch im Klinozoisit/Epidot
der Fe-Gehalt mit zunehmendem
Fraktionierungsgrad
der Gabbroschmelzen.
In
Abb. 7 ist die Variation der AI-Gehalte in den Epidot/KIinozoisit-Mineralphasen
im Vergleich zu denen der Fer-
92
Hydrogrossular
In jenen Proben, die durch eine metasomatische
CaAnreicherung
(Kap. 7.2.) auffallen, wächst in der Pumpellyitfüllung
der alten Plagioklase
kein Klinozoisit sondern ein hypidiomorpher
Granat in rundlichen Aggregaten (Abb .4). Der Zusammensetzung
nach liegen fast
reine Granditgranate
vor (Tab. 2), wobei die Grossularkomponente
von 75-92 Mol.-% variieren
kann. Der
theoretisch
errechenbare
Andraditanteil
beträgt 19-3
Mol.-%, wobei noch bei höheren Andraditgehalten
Ti02Werte bis 2,15 Gew.-% festzustellen
sind. Die Anteile
an Pyrop, Almandin und Spessartin liegen zusammen in
Tabelle 3: Ausgewählte Mikrosondenanalysen von Klinozoisit-Epidot-Mischkristallen aus den normalen Gabbros, Ferrogabbros
Blauschiefern, Grünschiefern und aus den Dphikarbonatgesteinen. Formelverrechnung auf der Basis von 8 Kationen, Felal als
FeD angegeben.
Normale
51°2
Gabbro
Ferrogabbro
Glash
2AB - 9
Glash
1 - 8
Glash
1 - 3
RS142/80
2 - 2
RS48/78
2 - 5
RS104/79
2 - 16
RS104/79
2 - 15
RS109/79
3 - 5
RS109/79
3 - 6
38,06
38,27
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38,09
37,45
39,32
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0,07
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0,05
0,03
24,91
24,15
23,63
24,08
23,88
20,53
0,02
0,01
Ti02
A1203
29,15
29,24
28,83
Cr203
0,33
0,02
0,02
FeO
3,99
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8,87
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11 ,93
11,28
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MnO
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0,03
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0,02
0,05
0,10
0,05
0, 11
0,03
HgO
0,07
0,06
0,02
0,06
0,06
CaO
23,25
22,95
22,72
22,99
23,56
22,52
21 ,54
23,28
21 ,69
94,93
95,64
95,40
95,00
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0,0070
1,9345
1,9102
1,8335
2,0076
0,0019
1 ,0263
0,0020
0,0077
0,0186
1 ,9282
RS176/81
2 - 9
RS69/80
1 - 6
RS66/79
1 - 6
RS66/79
2 - 12
RS81/79
2 - 2
Si02
37,40
35,74
36,23
36,83
38,07
Ti02
0,10
0,14
0,42
A120
23,11
22,80
22,67
12,59
11 ,34
MnO
0,02
MgO
0,01
CaO
Ti
Fe tot
Cr
Mg
Ca
0,7926
0,0006
0,0067
0,0034
0,0084
2,0044
Blauschiefer
3
Cr20
3
Fe-O
Grünschiefer
RS211A/82 RS211C/82
1
1
3 - 10
-
RS211C/82 RSl 1/77
3 - 11
3 - 2
36,64
36,83
37,09
0, 11
0,14
0,03
38,45
20,77
21 ,93
21,73
21,01
20,70
21,77
12,08
14,27
14,81
0,25
0,36
0,41
0,29
13,81
14,73
14,83
13,74
0,62
0,65
0,54
0,40
0,03
0,02
0,01
0,02
23,04
21,55
21,15
22,69
21,99
21 ,82
21,98
21 ,87
23,15
96,28
91,68
92,63
95,39
97,23
94,78
95,24
95,05
97,51
0,01
Si
2,9930
2,9972
2,9821
2,9999
3,0384
2,9959
3,0050
3,0337
3,0534
Al
Ti
2, 17q 7
0,0060
0,8426
0,0006
0,0014
0,0012
1 ,9755
2,2535
1,9939
0,0257
0,9720
2,0629
0,0066
0,9885
2,0941
0,0086
0,9444
2,0204
0,0018
1 ,0051
1,9955
2,0375
0,7953
2,1992
0,0087
0,8315
1,0144
0,9125
0,0178
0,0251
0,0283
1,9534
1,9802
0,0429
0,0024
1 ,91 16
0,0449
0,0012
1,9215
0,0374
0,0024
1 ,9166
0,0269
1,9363
0,0196
0,0036
1 ,8Q 0 4
~~tot
Mn
Mg
Ca
1 ,9697
93
Tabelle 3 (Fortsetzung).
Grünschiefer
RS 12/77
RSll/77
1 - 3
3 - 3
RS12/77
1 - 17
RS 19 /77
1 - 3
RS33/78
2 - 10
RS47/78
1 - 8
RS4 7 /78
12
1
RS47/78
1 - 2
RS61/79
1 - 7
37,78
37,48
37,48
36,85
40,85
39,83
38,21
38,24
0,13
0,36
0,17
0,07
0,06
0,21
22,36
21,39
21,63
23,01
21 ,43
34,31
31,80
28,79
23,73
0,12
0,07
13,09
13,49
12,~8
11 ,04
14,03
0,58
3,05
6,70
12,34
0,30
0,15
0,16
0,27
0,58
0,05
0, 11
0,13
0,22
0,25
0,09
38,19
Si02
Ti02
A120
3
cr20
3
FeO
MnO
0,08
-
0,66
MgO
0,05
CaO
23,06
23,07
23,13
22,85
22,62
23,68
23,39
22,63
23,33
97,08
96,00
95,18
95,01
95,68
99,59
98,18
97,43
98,16
Si.
3,0396
3,0464
3,0421
3,0344
2,9870
3,0453
3,0343
2,9666
2,9991
1\1
Ti
2,0975
0,0048
0,8713
2,0328
2,1956
0,0219
0,7475
2,0473
0,0104
0,9511
3,0145
0,0039
0,0362
2,8552
0,0185
0,0398
0,0071
1,9665
1 ,9931
2,0115
1,9821
1,9645
0,0032
0,0056
1,8914
2,6344
0,0035
0,4350
0,0405
0,0085
0,0289
1,8825
2,1935
0,0124
0,8094
0,0202
0,9097
0,0077
0,0102
2,0691
0,0079
0,8539
0,0045
0, a 110
RS61/79
1 - 9
RS164/80
1 - 2
RS164/81
1 - 1
RSl72/81' RS172/81
2 - 21
2 - 16
RS4/77
4 - 2
RS4/77
4 - 2
RS225/82
1 - 1
RS225/82
1 - 2
Si02
Ti02
37,07
38,39
38,02
37,58
36,90
35,45
36,23
36,97
0,08
0,06
0,02
0,03
A1203
22,01
29,99
25,47
27,11
0,05
0,07
~~tot
Mn
Mg
Ca
0,1943
1 ,9091
0,0146
0,0105
1,9605
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Cr20
3
36,56
0,03
0,13
21,38
0,02
20,19
1 ,10
16,69
18,58
19,33
2,87
3,94
3,31
16,02
14,88
14,97
0,43
0,03
FeO
14,34
4,99
10,59
8,60
14,71
HnO
0,33
0,10
0,04
0,09
0,17
0,04
0,04
0,03
23,07
24,03
23,78
23,43
22,52
22,73
22,39
22,09
22,60
96,90
97,65
98,03
96,87
95,36
97,00
93,42
96,18
97,23
MgO
CaO
15,95
0,02
Si
2,9638
2,9563
2,9665
2,9483
2,9744
2,9711
2,9921
2,9653
2,9827
Al
2,0740
0,0048
0,9588
2,7226
0,0038
0,3212
0,0029
0,0066
0,0042
1,9826
2,3419
0,0011
0,6910
0,0043
0,0027
0,0045
1,9879
2,5067
0,0018
0,5643
2,0500
1,9160
0,0079
1,0740
0,0700
1,6603
1,8381
1,1308
0,1919
0,0060
0,0035
1,9695
0,0117
1,7923
0,0018
1,0185
0,2550
0,0298
1,9609
2,0248
Ti
~~tot
Mn
Hg
Ca
94
0,0223
1,9762
1 ,0008.
1,9630
1,9372
1,0101
0,2111
0,0021
0,0024
1,9536
E3
1
([J 2
Häufigkeit
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3
0
4
•
20
5
Gew.%
12
10
3.0
2.5
2.0
1.5
AI
Abb. 7: Häufigkeit der AI-Gehalte/Formeleinheit in den. Klinozoisit/Epidot":1ischkristallen ,der Ophiolite ,der R~chn,itzer Serie
(1 = Normale Gabbros; 2 = Ferrogabbros; 3 = Blauschiefe!; 4 = Gr~nschlef~.r; 5 ~ Ophlkarbonatgestel~e). Die Einschaltung
stellt den Fe-Zonarbau quer durch einen 110 !olmgroßen Epldot aus einem Grunschlefer aus dem Rechnltzer Fenster dar, der
eine ringförmige Fe-reiche Anwachszone besitzt (Fetot als Fe203 verrechnet).
allen Fällen unter 5 Mol.-%, nur die Spessartinkomponente (= 3 Mol.-%) kann größer werden. Die Gitterkonstante der untersuchten grossularreichen Granate liegt
zwischen 11.850-11.860 A. Mit zunehmender Granatbildung in den rodingitisierten Gabbros, die bis zum
vollständigen Abbau des Pumpellyit gehen kann, steigt
die Grossularkomponente und erreicht in den GranatChlorit-Gesteinen die höchsten Werte. Man findet in
den Klüften der Rodingite klare, gelblich gefärbte und
idiomorphe Granatkristalle bis 20 mm Größe. In diesen
Kluftgrossularen (Tab. 2, RS-KGr) konnten mittels URUntersuchungen H20-Gehalte um 1,5 Gew.-% nachgewiesen werden. Daraus läßt sich ein Hydrogrossularanteil um 20 Mol.-% errechnen. Si-Defizite in der FormeIbilanz in den Mikrosondenanalysen
der Granate
(Tab. 2) sind nach HUCKENHOLZ
& FEHR(1982) ein deutlicher Hinweis für eine mögliche (OHkSubstitution
im
Grossular.
Aus der beobachteten Phasenbeziehung ist ableitbar,
daß der Abbau von Mg-reichen Pumpellyit zu Grossular
nicht nach der von SCHIFFMAN& lIou (1980) beschriebenen Reaktion
Mg-AI-Pumpellyit ~ Klz + Gross + Chi + Qu + H20
sondern eher nach folgender Reaktion
Mg-AI-Pumpellyit + Ca ~
~ Grossular (X(OH)4 Hydrogross)
+ [H20-x(OHkHydrogross]
erfolgt ist.
+ Chi +
Aktinolith
In den hellen gabbro iden Gesteinen ist Aktinolith die
einzige auftretende Amphibolphase, die mit einem MgWert von 0,85-0,90 sehr Fe-arm ist (Abb. 8, Tab. 4).
Der Aktinolith findet sich als Neubildung entlang von
Kpx-Spaltflächen zusammen mit Chlorit sowie als Fortwachsungen um Kpx-Ränder (Abb. 5) oder in Form von
idiomorphen, nadeligen Kristallen in der feinkörnigen
Pumpellyit-Chlorit-Albit-Matrix.
Er ist meist farblos, sel- ,
tener blaß bräunlich oder grünlich gefärbt. Ein signifikanter Einbau von Na konnte nicht festgestellt werden
(Tab. 4). In IImenitpseudomorphosen-führenden
Übergangsvarietäten zu den Ferrogabbros sind sehr selten
braune Amphibolkerne, wahrscheinlich Mg-Hornblende,
zu beobachten. Aktinolith fehlt in jenen hellen Metagabbros, die eine Ca-Metasomatose, gekennzeichnet
durch Grossularbildung und fehlenden Albit, aufweisen.
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Abb. 8: Darstellung der Amphibolzusammensetzungen nach der Nomenklatur von LEAKE (1978) für Ca-Amphibole mit (Na + K)A<0,50
und (Na + K)A>0,50, Fe3+ ca'c$Alvl.
t:::. = Normale Gabbros; _,0 = Ferrogabbros; e,O = Grünschiefer; + = Ophikarbonatgesteine; gefüllte Symbole bedeuten Amphibolbildungen der ozeanischen Metamorphose, offene jene der Regionalmetamorphose.
Chlorit
Chlorit ist sehr weit verbreitet und zeigt meist graue
Interferenzfarben, seltener bräunliche. Bei den Übergangsvarietäten zu den Fe-reichen gabbroiden Gesteinen stellt man auch violette Interferenzfarben fest. Der
Zusammensetzung nach ist der Chlorit der hellen Metagabbros nach HEY (1954) ein Klinochlor. In den rodingitisierten
Gabbros sind die Chlorite Mg-reich
und Fe-arm (Tab. 5, RO 14 und RS 26/77), mit einem
(Felol)/Felol + Mg)-Quotienten um 0,1 (Abb. 9). In den
nicht metasomatisch veränderten Metagabbros liegen
die Fe-gehalte bei 10-15 Gew.-% FeO (FetDt als FeO
verrechnet, Tab. 5), und reichen bis an die Grenze zum
Rhipidolith oder zum Pyknochlorit (Abb. 9). Die Zusammensetzung der Chlorite kann bereits innerhalb des
Dünnschliffbereiches relativ variabel sein, Schwankungen um 2 Gew.-% bei FeOtDt und MgO sind sehr häufig
(Tab. 5). Da Chlorit einen weiten Stabilitätsbereich aufweist, kann dies ein Hinweis auf eine mehrphasige Bildung sein, optisch konnte dies allerdings nicht festgestellt werden.
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bezogen auf eine Formelverrechnung von 280 für die Mikrosondenanalysen, Fe2++ Fe3+ = Fetet.
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Albit
Nur in den normalen Metagabbros ist Albit bis gegen
40 Vol.-% zu finden. Meist bildet er zusammen mit
Pumpellyit und Chlorit Formrelikte der ehemaligen magmatischen Plagioklase, seltener sind große Individuen
mit polysynthetischen Zwillingslamellen nach dem Albit-
Gesetz. Die Zusammensetzung mit einer Ab-Komponente, meist um 99 Mol.-%, bei einem An-Anteil von
0,3-0,7 Mol.-% und einem Or-Gehalt von 0,1-0,5
Mol.-% entspricht einem Albit. Das Verschwinden von
Albit in den gabbroiden Gesteinen stellt einen direkten
Maßstab für die Rodingitisierung dar.
103
Akzessorien
An akzessorischem Mineralbestand sind diese Gesteine relativ arm, selten kann man Apatit, häufiger xenomorphen Titanit beobachten. Formrelikte nach ilmenit, bestehend aus Titanit, Haematit oder Magnetit, sind
auf Übergangsvarietäten zu den Fe-reichen Metagabbros beschränkt.
Rundliche Chloritflecken innerhalb der magmatischen
Klinopyroxene deuten auf ehemalige Olivin- oder Orthopyroxen-Einschlüsse hin.
3.3.2. Ferrogabbros
In dieser Gruppe sind nur die Fe- und Ti-reichen Gesteine mit erkennbarer gabbroider Textur zusammengefaßt. Im Handstück sind noch, jedoch schon seltener
als bei den hellen Gabbros, 1-2 cm große erhaltene
Klinopyroxene und gelbgrüne Flecken der Plagioklasformrelikte erkennbar. Die Ferrogabbros sind melanobis mesokrat mit dunkelgrünen bis schwarzen Amphibolflecken (35-50 Vol.-%), als Formrelikte der mafischen Gemengteile. Die metamorphe Rekristallisation
ist stark unterschiedlich, jedoch immer weiter fortgeschritten als in den hellen Gabbros. Häufig findet man
opake Mineralphasen. Teilweise läßt sich noch das alte,
magmatische ophitische Gefüge in nicht stark deformierten Bereichen erkennen. Seltener sind sperrige
Plagioklasleisten, heute Albit und Epidot, mit intersertalem Klinopyroxen zu beobachten. Gangförmige oder
schlierige Mobilisation von gelbgrünem Epidot sind ein
Hinweis auf metasomatische stoffliche Veränderungen
im Verlauf der postmagmatischen Rekristallisationsereignisse.
Die Korngröße der einzelnen Mineralphasen, die ursprünglich magmatische Relikte darstellen, ist variabel
und ändert sich von feinkörnig (durchschnittliche Korngröße 5 mm) bis zu grobkörnig (durchschnittliche Korngröße 20 mm). Riesenwachstum, mit bis zu 10 cm großem Klinopyroxen, ist relativ selten und entspricht
gabbropegmatitischen Varietäten. Manchmal sind mylonitartige Deformationsbahnen erkennbar. Einzelne Vorkommen zeigen eine postmagmatische Breccierung und
eine anschließende Auffüllung durch jüngere plagiogranitische Gänge. Ähnliches beschreiben PALLISTER&
HOPSON (1981) aus dem Samail Ophiolit, Sultanat
Oman.
Vorkommen von Ferrogabbros sind derzeit aus dem
Fenster von Bernstein und von einem Vorkommen im
Eisenberger Fenster bei Vaskeresztes (KOLLER, 1980)
bekannt. Teilweise ist ihre heutige Position randlich bei
den großen Ultramafititvorkommen (Abb. 1) im möglichen primären Verband, oder wie durchaus häufig im
W-Teil des Bernsteiner Fensters tektonisch innerhalb
der Sedimentserie.
Klinopyroxen
Die Klinopyroxene sind nur mehr teilweise erhalten
(Abb. 10), in stark korrodierten oder rotbraun oxidierten
Flächen innerhalb der ehemaligen Formrelikte. Sie sind
heute vollständig von verschiedenen Amphibolphasen
und Chlorit umgeben und weitgehend verdrängt. Bevorzugt entlang der Spaltrisse kommt es zu Auflösungsund Verdrängungsvorgängen;
mechanische Deformationserscheinungen wie bei den hellen Gabbros sind
deshalb nicht zu beobachten, da die Klinopyroxene nur
in geringfügig deformierten Gesteinen die nachfolgenden Metamorphoseereignisse
überlebt haben. Nach
104
Abb. 10: Uralitisierter Augit (Kpx) umgeben von grünem Pargasit (parg) und brauner Magnesiohornblende (Hb) sowie als
jüngste Paragenesen dunkelblaue Alkaliamphibole (Alk, riebeckitische bis magnesioriebeckitische Zusammensetzung)
und Aktinolith (Akt), daneben Epidot (Ep) und ilmenitformrelikte (11m).
RS 28/77, Nicols II, Bildbreite ca. 1,55 mm.
Ferrogabbro, Schirnitzriegel, Bernsteiner Fenster.
POLDERVAART
& HESS (1951) sind die noch bestimmbaren Klinopyroxene Augite (Abb .3) mit einem Mg/FeQuotienten um 0,70, die AI-Gehalte liegen zwischen 0,8
und 2,3 Gew.-% AI203 (Tab.1). Gegenüber den hellen
Gabbros konnten keine Cr-Gehalte im Augit nachgewiesen werden. Sinkende Ca-Gehalte im optisch einheitlichen Augit verursachen in Abb. 3 eine Abnahme der
Wo-Komponente in den untersuchten Klinopyroxenen
einer Probe und sind Ausdruck der beginnenden Uralitisierung. Die Zusammensetzung der Klinopyroxene entspricht durchaus dem Skaergardentwicklungstrend, und
ist auch mit MORB-Kpx und mit Klinopyroxenen anderer
Ophiolitvorkommen gut vergleichbar (HEKINIAN,1982).
Hornblende
Die Augite werden teilweise oder seltener gänzlich
von braunen oder grünlich gefärbten Amphibolphasen
verdrängt (Abb. 10). Nach der Nomenklatur von LEAKE
(1978) handelt es sich um braune Magnesiohornblende,
bräunliche oder grünliche aktinolithische Hornblende,
grüne Pargasite und Barroisite (Tab. 6, Abb. 8, 11), in
weiterer Folge werden die Hornblendephasen durch Aktinolith, Alkaliamphibole oder seltener Alkalipyroxene
ersetzt. Neben dem Si/AI- und Ca/Na-Verhältnis sind
auch die Ti-Gehalte der Hornblendephasen sehr variabel, die höchsten Ti02-Werte findet man bei den Pargasiten, die geringsten bei der Magnesiohornblende
und bei den Barroisiten (Tab. 6). Gegenüber Aktinolith
und Alkaliamphibolen sind meist deutlich höhere K-Gehalte feststellbar. Aus der Ladungsbilanz errechnen
sich teilweise sehr hohe Fe3+-Werte, die aber mit den
stark oxidierten Bereichen der zersetzten magmatischen Pyroxene gut im Einklang stehen. Ähnliche Amphibolphasen beschreiben ITO & ANDERSON(1983) sowie SIVELL& WATERHOUSE
(1984) aus ozeanisch metamorphen Ophiolitfolgen, daher werden diese Hornblendephasen, die üblicherweise höhere Bildungstemperaturen als die alpidische Regionalmetamorphose benötigen, zu den Auswirkungen einer ozeanischen Metamorphose gestellt. Dies entspricht auch der beobachtbaren
Phasenbeziehung.
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Mg+Fe2+
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Magnesio
-
Taramit
0.50
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0
Mg
Mg+Fe2+
00
0
c
0
00
000
Katophorit
Taramit
0.00
Abb. 11: Darstellung der Amphibolzusammensetzung
nach der Nomenklatur von LEAKE (1978) für O,67<NaB<1 ,34 und (Na + K)A<O,50
sowie (Na + K)A2:0,50 .
• ,0 = Ferrogabbros; e, 0 = Grünschiefer; gefüllte Symbole Amphibolbildungen
der ozeanischen
Metamorphose,
offene jene der
Reg ionalmetamorphose.
Alkalipyroxen
Im nordwestlichen Teil des Fensters von Bernstein
findet man dunkelgrüne Alkalipyroxene, die nach dem
Einteilungsprinzip von BLACK(1974) einem Aegirinaugit
(Abb .12) entsprechen und nur mehr reliktisch erhalten
geblieben sind. In weiterer Folge werden sie von riebeckitischen oder Mg-riebeckitischen Amphibolen, als
106
jüngste Bildungen, großflächig bzw. entlang von Spaltrissen verdrängt (Abb. 13).
Im Aegirinaugit wurden Einschlüsse von Quarz, der
im Gestein fehlt, nachgewiesen. Die Zusammensetzung
der Alkalipyroxene (Tab. 7, RS 81/79, Abb .12) zeigen
Jadeitgehalte um 10 Mol.-% sowie eine Akmitkomponente von 65-50 Mol.-%.
Jadeit
C hloromelanit
Aegirinaugit
~+
~o
+
Akmit
+
""
+
+ +++
+
++++++
+++
++ +
+ +
.:
++
++ ++
+++ +++
+
Diopsid +
Heden bergit
++
Abb. 12: Darstellung der Alkalipyroxene im Dreieck Jadeit - Akmit - Diopsid + Hedenbergit nach der Nomenklatur von BLACK
(1974).
= Ferrogabbros; 0 = Blauschiefer; + = Ophikarbonatgesteine.
o
reliktischen
Alkaliamphibole
reicht vom Ferroglaukophan bis zum Crossit (Abb. 14a) und diese stellen aufgrund der Verdrängung durch die blaugrünen Amphibole Relikte eines älteren Ereignisses dar, diese Amphibole können mit dem Aegirinaugit zeitlich korreliert werden. Ansonsten sind crossitische Zusammensetzungen
der Amphibole mit einem Fe3+/(Fe3+ + AIVI) > 0,65 in
den Ferrograbbros
sehr selten (Abb. 14a).
Aktinolith
Dunkelgrüner Aktinolith stellt zusammen mit dunkelblauem Riebeckit die Amphibolphasen
des letzten Metamorphoseereignisses
dar. Der Aktinolith ist pleochroitisch von gelbgrün nach dunkelgrün, zeigt eine Si-Besetzung von 7,9-7,4
und ein mg von 0,65-0,50
und ist
nach LEAKE (1978) als Aktinolith zu bezeichnen oder
seltener als aktinolithische
Hornblende anzusprechen
(Abb. 8). Die Na-Gehalte der M4-Position
liegen zwischen 0,2 und 0,4 (Tab. 4). Gelegentlich sind kontinuierliche Übergänge zu den Alkaliamphibolen
in Form
von winchitischen
Zusammensetzungen
(Abb. 11; KOLLER, 1978) zu beobachten.
Ferroglaukophan
-
Crossit
Im völlig rekristallisierten
Gabbrokörper
von Vaskeresztes im Eisenberger
Fenster (ungarischer
Anteil)
sind selten violette Alkaliamphibolkerne
in blaugrünen
katophoritischen
bis taramitischen Amphibolen erhalten
geblieben (KOLLER,
1980). Die Zusammensetzung
der
Riebeckit -
Magnesioriebeckit
Gemeinsam mit den aktinolithischen
Amphibolen sind
die tiefblauen Alkaliamphibole,
riebeckitischer
bis Mgriebeckitischer Zusammensetzung,
dem letzten Ereignis
zuzuordnen (KOLLER,
1978; 1980). Die Zusammensetzung weist ein Mg/Mg + Fe2+ von 0,4-0,6
und ein
107
0.30
0.70
Ferro -
Riebeckit
Glaukophan
Mg
(Mg+Fe 2+)
1SI
1SI
1SI1S1
0.50
1SI
!SI
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III
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o
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0
o
Mg - Riebeckit
Crossit
Glaukophan
0.30
0.70
Ferro Mg
(Mg+ Fe2+)
Riebeckit
Glaukophan
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0.50
o
Glaukophan
o
Mg-Riebeckil
Crossit
0.30
0.70
Ferro -
Riebeckit
Glaukophan
+
+
0.50
0
s
0
0
s
+
+ ++\. +
+
++ ~t+
+ ++ ++
00
+
0++++ +
+ +
+
+
+
4++Ji.1t+
+++ + +
+ + ++
+++ + +
Glaukophan
Crossit
Mg- Riebec kit
Abb. 14: Darstellung der Amphibolzusammensetzungen nach LEAKE (1978) für Alkaliamphibole mit (Na+ K)A<O,50.
Oben Ferrogabbros (0), Mitte Blauschiefer (0), unten Grünschiefer (0) und Ophikarbonatgesteine (+); Symbole mit Schrägstrich stellen eindeutig zur altalpidischen Hochdruckmetamorphose zuordenbare Alkaliamphibole dar.
108
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109
Tabelle 7 (Fortsetzung).
Ophikarbonatgesteine
RS6/77
2
4 M
RS6/77
2
4 R
RS8/77
ß 1
5
ß
RS8/77
1
3
RS225/82
2
6
HS225/82
2
5
53,10
53,35
53,06
53,34
53,02
52,82
-
Si02
-
Ti0
2
A1203
Cr2O)
-
-
0,08
-
0,04
1 ,95
1 ,62
2, 11
1 ,57
2,45
1 ,74
2,90
1 ,22
1 ,7J
1, 11
2,66
1 , 19
FeO
17,68
17,75
17,27
13,25
12,56
12,07
HnO
0,22
0,08
0,36
0,26
0,26
0,32
MgO
4,64
5,78
5,44
8,55
7,61
9 , 11
CaO
8,55
10,94
8,65
14,42
11,34
Ni'l20
9,07
7,82
8,70
5,60
0,03
0,03
0,04
98,59
97,43
98,14
K 0
2
98, 11
7, 12
97,02
13,23
5,93
96,45
Al
Si
rv
1 ,998
0,002
2,000
2,002
2,003
2,000
2,002
l\lVI
0,084
0,072
0,069
0,109
0,086
0,493
0,063
0,007
0,260
0,345
0,662
0,036
0,462
0,094
0,003
0,323
0,440
0,569
0,001
0,094
0,002
0,052
0,488
0,057
0,012
0,306
0,350
0,636
0,001
0,033
0,307
0,109
0,008
0,479
0,580
0,408
0,002
0,079
0,332
0,064
0,008
0,428
0,458
0,521
0,078
0,001
0,036
0,320
0,062
0,010
0,515
0~537
0,436
8,20
57,96
Q,22
6',97
26,02
7 , 16
49,86
9,43
54,21
9,67
32,32
6,40
28,7J
0,22
1, a 1
Ti
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Fe '"
Fe"
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Mg
Ca
Na
K
Jd
Ac
Ts
lid
Dj
Fs
En
Wo
0,63
0,99
Fe3+/(Fe3++ AIVI)von 0,65-0,90 auf mit einer Häufung
im Grenzbereich Crossit - Riebeckit - Magnesioriebeckit (Abb. 14a). Die Ca-Gehalte der M4-Position reichen von 0,2-0,3 und stiegen in den winchitischen Amphibolen an (Tab. 4). Die Alkaliamphibole verdrängen
meist gemeinsam mit Aktinolith die älteren mafischen
Gemengteile (Klinopyroxene, Amphibole), wobei die Bildung der Alkaliamphibole bevorzugt entlang von Spaltrissen und am Außenrand stattfindet (KOLLER,1978),
vermutlich auf Kosten eines Alkalipyroxens oder eines
älteren glaukophanreicheren Amphibols. Mengenmäßig
überwiegen bei den Alkaliamphibolen der Ferrogabbros
riebeckitische Zusammensetzungen.
Katophorit
Im Gabbro von Vareskeresztes, Eisenberger Fenster
(ungarischer Anteil), ist als letzte mengenmäßig vorherrschende Bildung eine katophoritische bis taramiti110
-
6,96
34,10
10,89
41, 19
7,80
35,72
11 ,44
6,60
39,23
0,30
1 , 78
6,68
47,27
0,31
2,21
4(j,72
0, 15
0,63
sche, seltener edenitische Hornblende (Abb. 8, 11,
Tab. 4) zu beobachten (KOLLER,1980).
Epidot
Die Epidote der Ferrogabbros sind Fe-reich (Tab. 3),
häufig zonar gebaut mit gelblichen pleochroitischen
Kernen, seltener radialstrahlig angeordnet. Gegenüber
den Epidot/Klinozoisit der normalen Gabbros sind FeAtome ,pro Formeleinheit von 0,7-1,0 (Abb. 7) festzustellen. Der Anteil an Epidot im Handstück kann stark
variieren, morphologisch lassen sich oft zwei Generationen unterscheiden, die allerdings nicht unterschiedlich zusammengesetzt sind. In albitreichen Gabbrovarietäten ist eine feinkörnige Füllung im Feldspat mit
einem Mineral der Epidotgruppe häufig. Charakteristisch sind auch bis 2 cm dicke Gangfüllungen meist
aus monomineralischem Epidot bestehend. Diese zeigen eine Lösungsmobilität des Epidots während der
metamorphen Überprägung an.
Chlorit
Der grünlich gefärbte Chlorit zeigt meist violette, seltener braune oder grau, anomale Interferenzfarben und
koexistiert mit Amphibolen, Epidot und Albit. Nach
Abb. 9 sind die untersuchten Chlorite Rhipidolithe oder
Pyknochlorite (HEY, 1954) mit einem (Fetot)/Fetot+ Mg)Verhältnis von 0,3-0,6. Die Variation kontrolliert und
ändert sich bei relativ konstantem AI-Gehalt von 23 -11
Gew.-% MgO und 13-33 Gew.-% FeOtot'
Albit
Anstelle der alten Plagioklase findet sich heute die
Paragenese Albit und Epidot, bei reichlicher Alkaliamphibolführung tritt der Feldspatanteil in den Hintergrund. Der Mittelwert der Plagioklaszusammensetzung
liegt bei Abgg,3Ano,sOro,2,
reliktische Plagioklase mit hoher Anorthitkomponente (EVREN, 1972) konnten nicht
nachgewiesen werden. Die metasomatische Veränderung mancher Gabbros dokumentiert sich am sehr stark
unterschiedlichen Gehalt an Albit, der im Extremfall
aber auch vollständig fehlen kann.
Stilpnomelan
Häufiger Nebengemengteil in Form von spießigen,
nadeligen, oft auch radialstrahligen Aggregaten, seltener findet man sie in Absonderungen. Der Stilpnomelan
zeigt einen starken Pleochroismus von goldgelb nach
rotbraun, somit ist eine Zuordnung zum Ferrostilpnomelan möglich. Dies steht mit den Analysenergebnissen (Tab. 8) gut im Einklang, da auch die hohen SiWerte der Formelbilanz einen beträchtlichen Anteil an
Fe3+ erwarten lassen. Die Stilpnomelane haben oft gemeinsame Korngrenzen mit Hämatit und Alkalipyroxen,
sie können zur älteren regional metamorphen Paragenese zugeordnet werden. Stilpnomelan ist auch oft in den
Epidotgängen anzutreffen.
Biotit
Biotit ist meist grünlich gefärbt, seltener bräunlich
und fast immer unregelmäßig begrenzt. Er findet sich
als Neubildung im Chlorit sowie innerhalb der mafischen Mineralgemenge. Biotit tritt auch in Stilpnomelan
führenden Proben auf, ist aber immer von untergeordneter Bedeutung.
Titanomagnetit, Ilmenit
Sehr häufig und charakteristisch für die Ferrogabbros
sind Formrelikte von Titanomagnetit und Ilmenit. Die
Titanomagnetitpseudomorphosen
bestehen heute aus
einem orientierten Netzwerk von Titanit, dazwischen
Fe-reicher Chlorit (KOLLER,1978; p. 113). Die Titanitlamellen entsprechen deR ehemaligen Ilmenitentmischungslamellen im Titanomagnetit. Die ilmenitpseudomorphosen bestehen aus massivem Titanit,seltener
sind Kerne aus Haematit und Rutil erhalten.
Titanit
Ein weitverbreiteter Gemengteil, der größte Teil der
bis'zu 7 Gew.-% Ti02 (KOLLER,1980) ist an Titanit, in
Form von Leukoxen, gebunden, mit Gehalten von 0,5
bis 1,7 Gew.-% AI203 und von 0,3-2,5 Gew.-% FeOtot'
Akzessorien
Häufige Akzessorien sind Apatit, Haematit, idiomorphe Magnetitoktaeder, Rutil und Calcit, seltener sind
Zirkon, Pyrit und Quarz als Einschluß im Aegirinaugit.
Auf das Vorkommen von Vaskeresztes (Eisenberger
Fenstzer, ungarischer Anteil) sind Montmorillonit-Non-
tronit-Pseudomorphosen
(KOLLER, 1980) nach einer
nicht identifizierten Mineralphase beschränkt. Haematit
tritt meist in Form von tafeligen Kristallen, die häufig
Korrosionserscheinungen zeigen, mit ilmenitkomponenten bis 8,5 Mol.-% auf. Der idiomorphe Magnetit ist jünger als Haematit und üblicherweise stöchiometrisch reines Fe304'
3.4. Blauschiefer
(Ferrodiorite und Plagiogranite)
Unter der Bezeichnung Blauschiefer sind die hoch
fraktionierten, albitreichen, sauren Differentiate mit dioritischer bis plagiogranitischer Zusammensetzung zusammengefaßt. Diese Gesteinsgruppe ist ausgezeichnet durch hohe Gehalte an inkompatiblen Elementen
wie P20S, Zr, Y und den Seltenen Erdelementen
(Kap.7. u. 8.), der Mineralbestand besteht bevorzugt
aus Albit und Alkaliamphibolen oder Alkalipyroxen. Die
wichtigsten Vorkommen liegen im Rechnitzer und Bernsteiner Fenster (Abb .1).
Im Gebiet westlich Glashütten bei Schlaining (Rechnitzer Fenster, Abb. 1) findet man zahlreiche kleine linsen eines dichten und feinkörnigen Gesteins mit einer
dunkelblauen Färbung mit homogenen und inhomogenen Bereichen. Der Mineralbestand der inhomogenen
Gesteine besteht im wesentlichen aus dunkelblauen AIkaliamphibolen und Albit in wechselnden Mengen (KOLLER, 1979; KOLLER & PAHR, 1980; KOLLER & WIESENEDER,1981). Die dichten, dunkelblauen Bereiche (Alkaliamphibole ::::70 VOI.-%, 20-30 Vol.-% Albit) werden
sehr häufig von hellen, gelblichweißen Gänge, Schlieren und Linsen durchzogen, die zu über 90 Vol.-% aus
Albit bestehen. Im Gegensatz dazu haben die homogenen Bereiche des meist mittelkörnigen blau-weiß gesprenkelten Gesteins annähernd gleiche Gehalte an Albit und Alkaliamphibolen.
Im Bereich des Schoberriegels, nordwestliches Bernsteiner Fenster (KOLLER& WIESENEOER,1981) sind die
Ferrogabbros durch Plagiogranitgänge durchschlagen,
brecciert und teilweise kommt es zu metasomatischer
Veränderung des Gabbros. Ähnliche Erscheinungsbilder beschreiben PALLISTER& HOPSEN(1981).
Nördlich Glashütten (Rechnitzer Fenster), bei Unterkohistätten steht ein durch Albitgänge durchädertes Gestein mit eher dioritischer Zusammensetzung mit dem
Mineralbestand Albit, "=20 Gew.-% Haematit und akzessorische Schichtsilikate an. Die geochemischen Untersuchungen an diesem Material (Kap. 7.-8.) haben
aufgrund der hohen Gehalte an Zr, Y und P20S eine Zuordnung zu den Blauschiefern bestätigt. Innerhalb der
Blauschiefer oder am Rand zu Chlorit- oder Grünschiefer kommt es zur Bildung von Stilpnomelanschiefern.
Alkalipyroxen
Selten sind in den Blauschiefern grün- oder braungefärbte Alkalipyroxene erhalten geblieben. Diese werden
von den blauen Alkaliamphibolen umwachsen und verdrängt. Wie in Abb. 15 erkennbar, sind zwei scharf getrennte Generationen von Alkalipyroxen vorhanden. Die
ältere ist bräunlich gefärbt und zeigt eine deutliche Trübung und beginnende Zersetzung sowie einen Zerfall in
"Einzelaggregate" . Die Einschlüsse von Quarz sind
häufig, die von Albit seltener. Die Zusammensetzung
weist bis über 20 Mol.-% Jadeit, 65-70 Mol.-% Akmit
und relativ geringe, 10-15 Mol.-% Anteile an Heden111
Tabelle 8: Ausgewählte
Mikrosondenanalysen
von Stilpnomelan,
Biotit, Talk und Phengit aus den Ferrogabbros
(RS 109/79 und
RS 66/79),
Blauschiefer
(RS 224/82),
Grünschiefern
(RS 19/77, RS 11/77 und RS 12/77) und den Ophikarbonatgesteinen
(RS 04/77 und RS 06/77). FetDt als FeO angegeben,
Formelverrechnung
auf der Basis von 11 0 für Biotit und Talk und auf 36 0
Stilpnomelan
mit FetDt als FeO. Die Verrechnung
der Phengite wurde ebenfalls auf der Basis von 11 0 durchgeführt,
aber mit
FetDt als Fe203' um die minimale Phengitkomponente
zu erhalten.
Stilpnomelan
Si02
RS66/79
3 - 5
RS224/82
1 - 8
38,53
38,15
60,67
0,86
1,05
0,01
6,60
15,40
14,08
0,40
0,01
0,09
RS19/77
1 - 11
RS109/79
1 -8
RS11/77
48,21
47,91
46,91
0,06
Ti02
6,54
6,36
1\12°3
cr203
Talk
Biotit
RS19/77
1 - 12
1 -
9
0,01
24,94
26,16
15,84
17,83
MnO
1,48
1,37
0,92
0,41
0,22
0,11
MgO
9,33
8,46
7,66
13,71
11 ,89
28,10
CaO
0,26
0,24
0,47
0,25
0,25
FeOtot
23,~:i
3,40
0,02
0,05
0,03
Na 0
2
K 0
2
0,44
0,37
0,46
7,48
8,20
0,03
89,81
89,83
89,25
92 ,60
91,67
92,80
Si
Al
12,1172
12,1031
12,0228
2,9273
1,0727
2,9743
1,0257
3,9964
0,0036
Al
Ti
Cr
Fe
1,8840
1,9472
Mg
5,2690
0,2931
3,1861
0,3062
0,0491
0,0054
1,0064
0,0264
1 ,5528
0,2681
0,0616
4,9880
0,3151
3,4959
1,9936
0,0116
0,0020
5,6071
0,1997
2,9267
0,0275
0,0005
0,0005
0,1873
0,0061
2,7595
Ca
0,0700
0,0650
0,1291
0,0209
0,1411
0,1192
0, 1504
0,0204
0,0044
0,7249
Mn
Na
K
1,1625
0,0145
1,3819
0,0014
0,0064
0,0025
0,8155
Phengit
RS 12/77
1
Si0
2
-
8
50,24
Ti0
2
1\12°3
24,36
RS224/82
RS04/77
RS04/77
RS06/77
RS06/77
52,70
50,01
51,68
47,60
49,51
0,11
0,16
24,30
23,01
20,25
17,32
18,41
1,18
4,16
6,67
4,92
8,14
6,79
8,09
6,47
4,30
2,77
3,32
3,32
3,90
0,14
1 -
5
Cr203
FeOtot
4,56
3,83
CaO
Na 0
2
K 0
2
2 -
8
2 -
11
2 -
10
0,07
0,01
0,03
0,13
0,10
0,14
0,12
0,07
0,10
0,08
9,61
10,10
9,36
9,80
10,43
10,00
92,70
96,99
94,78
96,20
93,67
93,36
Si
3,4283
0,5717
3,4466
0,5534
3,3791
0,6209
3,5013
0,4987
3,4203
0,5797
3,4493
0,5507
Al
Ti
Cr
1,3874
1,3196
0,0054
1,1182
0,8870
0,2601
0,2228
0,3846
0,3789
0,4860
0,9609
0,0037
0,,2710
0,3769
0,3896
0,2898
0,0017
0,4192
1,2116
0,0081
0,0630
0,4598
0,2790
0,3353
0,3556
0,4051
0,0132
0,8365
0,0007
0,0178
0,8426
0,0022
0,0157
0,8068
0,0094
0,0092
0,8460
0,0108
0,0139
0,9560
0,0108
0,8887
Al
Fe
Mn
rIg
Ca
Na
K
112
2
0,03
MnO
MgO
5,30
1 -
Abb. 15: Dunkelblaue, getrübte Alkalipyroxenkerne (Px I) mit
höherer Jd-Komponente vom grünen, mit scharfer Grenze anwachsenden Rand (Pxll) mit Jd<5 Mol.-% umsäumt.
RS 211/82, Nicols II, Bildbreite ca 1,55 mm.
..
Blauschiefer, nordöstlich Glashütten bel Schlalnlng, Rechnitzer Fenster.
bergit und Diopsid (Abb. 12, Tab. 7) auf. Sie entsprechen der Zusammensetzung
eines Aegirins
(BLACK,
1974). Im zersetzten Bereich fällt die Jadeitkomponente
unter 10 Mol.-%, daher sind in Abb. 12 die beiden Alkalipyroxengenerationen
(Abb. 15) trotz unterschiedlicher
Zusammensetzung
nicht getrennt. Diese braunen AlkaIipyroxene
werden von dunkelblauen
Alkaliamphibolen
korrodiert
oder selten mit scharfer
Grenze (Abb. 15)
von einem grünen Aegirin mit der Zusammensetzung
Jadeit<
5 Mol.-% und Akmit 85-90
Mol.-% umwachsen. Die grünen Aegirine sind klar und ungetrübt, sie
zeigen keine Anwachssäume
von Crossit, jedoch eine
Reaktionsgrenze
mit Korrosionsbuchten
gegenüber Albit. Sie sind der jüngsten Paragenese
zuzuordnen.
Alkaliamphibole
Die Alkaliamphibole
sind mit einem Pleochroismus
von dunkelblau
bis blauviolett häufig idiomorph ausgebildet, größere Aggregate
erscheinen
fleckig gefärbt
und zeigen eine Erz- und Titanitfüllung
im Kernbereich
und randliche Subkornbildung.
Abbildung 16 zeigt ring-
Abb. 16: Ringförmige Alkaliamphibolgefüge m!t idiomorphen
Außenrändern (Subkornbildung) und Kernbereichen, die aus
Albit, Riebeckit und wenig Epidot bestehen.
RS 133/80, Nicols II. Bildbreite ca. 1,55 mm.
..
Blauschiefer, nordöstlich Glashütten bei Schlalnlng, Rechnitzer Fenster.
förmige Anordnungen
von einem Alkaliamphibolgefüge,
der Kern besteht aus Albit, Riebeckit und wenig Epidot.
Diese Texturen sprechen dafür, daß ein Alkalipyroxen
das Ausgangsmaterial
der Alkaliamphibole
darstellt,
wobei der Albitanteil
innerhalb der Ringe ein ungefähres Maß für die Jadeitkomponente
widerspiegelt.
Die
Außenränder
und die im angranzenden
Feldspat gesproßten
Alkaliamphibole
sind idiomorph
ausgebildet
(Abb. 15 u. 16). Die Zusammensetzung
der Amphibole
reicht nach der Nomeklatur
von LEAKE (1978) vom
Crossitfeld
bis
zu
riebeckitischem
Chemismus
(Abb. 14b), wobei in Amphibolen,
die um die Alkalipyroxe ne wachsen und im Zusammenhang
mit den Ringstrukturen
die Glaukophankomponente
(Fe3+/Fe3+ +
AIVI) < 50 Mol.-% ist.
In pyroxenfreien
Paragenesen
haben die idiomorphen, zonar gebauten Amphibole einen Kern mit einer
Glaukophankomponente
von
60 Mol.-% (Tab. 4, RS
213/82, RS 264/77) und Ränder mit riebeckitischer,
seltener Mg-riebeckitischer
Zusammensetzung.
Die AI-Gehalte variieren von 6,5-2
Gew.-% A1203, die Ca-Werte
steigen
mit fallender
Glaukophankomponente.
Der
überwiegende
Teil der Amphibole weist ein relativ konstantes
Na/(Na + Ca) von 0,91-0,94
auf (KOLLER,
1979).
=
Albit
Die Einzelaggregate
sind meist nur einfach verzwilIingt, größere Individuen,
die in scheinbarer
porphyrischer Struktur auftreten,
zeigen auch noch eine polysynthetische
Verzwillingung
nach dem Albitgesetz.
Diese besitzen häufig einen mit Klinozoisit(?)-nädelchen
gefüllten
Kern, der deutlich abgegrenzt
ist und einen
einschlußfreien
Rand aufweist. Die großen, im Kern gefüllten Albite (bis 10 mm) zeigen manchmal ein sperriges Gefüge und Ähnlichkeit zu einer pseudoophitischen
Textur. Die durchschnittliche
Zusammensetzung
beträgt
Ab99,oAno.70ro.3' In den metasomatischen
Gängen und
Adern wird Albit zur dominierenden
Mineralphase
und
erreicht Volumsanteile
über 90 %.
Epidot
Epidot ist ein relativ seltener Nebengemengteil,
der
nur in chloritischen
Lagen häufiger ist. Seine Zusammensetzung ist Fe-reich und AI-arm, ähnlich den Epidoten der Ferrogabbros,
weist aber die höchsten Piemontitkomponenten
um 2 Mol.-% auf (Tab. 3, Abb. 7). Geringe Gehalte an Seltenerdelementen
wurden festgestellt.
Chlorit
Die von hellgrün nach dunkelgrün
pleochroitischen
Aggregate
mit anomaler violetter Interferenzfarbe
sind
sehr häufig in Linsen angereichert
und entsprechen
nach der Nomenklatur
von HEY (1954) einem Pyknochlorit (Tab. 5, Abb. 9). Ihre Zusammensetzung
ist relativ unregelmäßig
und schwankt
auch innerhalb
einer
Probe deutlich,
für MgO von 12-14
Gew.-%,
für
FeO(tot) von 20-29
Gew.-%,
für AI203 von 18-21
Gew.-% und für Si02 von 28-32
Gew.-%. In den Albitgängen sind manchmal
Flecken von radialblättrigen,
grüngefärbten
Chloritaggregaten,
die hin und wieder in
grünen Biotit übergehen
können.
Stilpnomelan
Der Stilpnomelan
entspricht
dem der Ferrogabbros,
ist aber in den Blauschiefern
innerhalb
von chloritischen Linsen viel häufiger anzutreffen,
bis zur Ausbil113
dung von Stilpnomelanschiefern.
In den albitreichen
Linsen und Gängen ist Stilpnomelan ebenfalls oft anzutreffen. Er besitzt mit Haematit gemeinsame, gut ausgebildete Korngrenzen, zu den Alkaliamphibolen hin sind
diffuse Korngrenzen und Verdrängungserscheinungen
häufig.
Haematit
Haematit findet sich als leistenförmige Kristalle, die
mit Stilpnomelan und Alkalipyroxen gemeinsame Korngrenzen aufweisen, jedoch nicht mit den Amphibolen.
Außerdem ist Haematit häufig korrodiert und im letzten
Metamorphoseereignis metastabil erhalten geblieben.
Für die Zusammensetzung sind Ti02-Gehalte von
1,5-4,2 Gew.-% Ti02 charakteristisch, dies entspricht
einer Ilmenitkomponente von 3-8,5 Mol.-%, alle übrigen liegen meist unter 1 Mol.-%. Die durchschnittliche
Zusammenstzung beträgt Hae93,1I1m6,3Coro,6'
Magnetit
Magnetit tritt in Blauschiefern sehr häufig in Form von
idiomorphen Oktaedern, die mit den Alkaliamphibolen
und mit Titanit koexistieren. Die durchschnittliche Magnetitkomponente beträgt 99,2 Mol.-%, bei sehr geringen
Gehalten an Ti, Cr, AI und Mg. Der MnFe204-Anteil liegt
bei 0,6 Mol.-%.
Titanit
Titanit ist immer xenomorph ausgebildet und ein nie
fehlender Nebengemengteil. Al203-Gehalte von 1,2-2,5
Gew.-% und Fe-Gehalte von 1,3-2,5 Gew.-% FeO(tot)
sowie erhöhte Gehalte an SEE wurden festgestellt. Titanit ist sowohl dispers über das ganze Gestein verteilt,
aber auch als Einschluß in den Silikatphasen vorhanden.
Akzessorien
Zirkon findet man in dieser Gesteinsgruppe relativ
häufig in idiomorphen bis hypidiomorphen Kristallen mit
0,2 mm Durchmesser. Die einzelnen Individuen sind oft
zerbrochen und durch metamorphe Mineralphasen getrennt. Da Zirkon von allen metamorphen Phasen eingeschlossen werden kann, ist anzunehmen, daß er älter
als die metamorphen Paragenesen ist. Apatit ist entsprechend dem hohen P205-Gehalt (Kap. 7.3.) in Form
von idiomorphen Kristallen häufig anzutreffen. Mit der
Mikrosonde wurden qualitativ erhöhte SEE-Gehalte
festgestellt. Rutil und Pyrit sind selten, Calcit kann dispers verteilt sein. Biotit, meist grün, bildet sich anstelle
von Chlorit, teilweise ist eine paketartige Verwachsung
von Chlorit und Biotit zu beobachten. Quarz findet man
innerhalb der braunen Alkalipyroxene zusammen mit
Albit.
In dem Gestein mit dioritischer Zusammensetzung
RS 224/82 findet man Mg-reichen Chlorit (Tab. 5), Mgund Fe-reichen Phengit und Talk mit 3,4 Gew.-%
FeO(lot) (Tab. 8) als akzessorische Gemengteile in
einem weitgehend ?xidierten Milieu (Fe203»FeO).
3.5. Grünschiefer
Unter der Bezeichnung Grünschiefer sind alle grün
gefärbten, meist massigen Gesteine mit der Paragenese Chlorit-Aktinolith-Epidot-Albit- Titanit zusammengefaßt, für die weder nach dem Geländebefund noch
durch texturelle Informationen auf eine gabbroide Her114
kunft geschlossen werden kann. Daher entspricht diese
Gruppe metamorphen
Äquivalenten
der "sheeted
dykes"- und der "pillow lavas"-Sequenzen einer OphioIitentwicklung (COLEMAN,1977). Aufgrund der mehrfachen metamorphen Überprägung kann nicht eindeutig
ausgeschlossen werden, daß nicht doch vollständig rekristallisierte gabbroide Anteile hier eingeordnet wurden. Besonders häufig sind feinkörnige Varietäten mit.
nur teilweise erkennbarer Bänderung, seltener grobkörnige mit deutlichem Lagenbau der mafischen Gemengteile. Massige Grünschiefertypen sind untergeordnet,
eine Feldspat-phyrische Textur konnte nur zweimal beobachtet werden. Prämetamorphe Relikte sind in den
Abkömmlingen von basaltischen Extrusiva nur in Form
von seltenen Mineralformrelikten nachgewiesen, Pillowlaven oder Pillowbreccien wurden bisher nicht erhalten
gefunden. Klastische Breccien sind in verschiedenen
Aufschlüssen öfter anzutreffen. In den oberen Bereichen der Grünschiefereinheit ist eine Wechsellagerung
und Verzahnung mit den Sedimentserien häufig. In die
Grünschiefer sind immer wieder grobkörnige, Albit- und
Epidot-reiche Gesteine eingelagert, die in Form von Lagen, Knollen und kleinen Linsen auftreten. Sie werden
als Mobilisate während der ozeanischen Metamorphose
gedeutet.
Hornblende
Bevorzugt in grobkörnigen Varietäten sind oft bräunlich oder grünlichgrau gefärbte Amphibole, die als
Formrelikte nach uralitisierten Klinopyroxen gedeutet
werden, vorhanden und im Kernbereich später gebildeter Amphibolphasen erhalten. Entsprechend ihrer Zusammensetzung können sie als braune Magnesiohornblenden sowie als grünliche aktinolithische Hornblenden (Abb. 8) oder als bläulichgrüne Barroisite (Abb. 11)
angesprochen werden. Diese Amphibole (Tab. 6) besitzen stark unterschiedliche Ti02-Gehalte und aus der
Formelbilanz lassen sich relativ hohe Fe3+-Gehalte errechnen, daher werden sie in Analogie zu den Ferrogabbros zur ozeanischen Metamorphose zugerechnet.
Alkaliamphibol
Dunkelblaue, crossitische bis magnesioriebeckitische
Amphibole sind in den Grünschiefern (Tab. 4) selten.
Man findet sie bevorzugt in grobkörnigen, häufig gebänderten Grünschiefern im südlichen Rechnitzer Fenster
reliktisch erhalten, sie sind dort meist von Chlorit und
Epidot geschützt, zusammen mit Stilpnomelan aber nie
in Berührungsparagenesen mit Albit. Sie können zum
Teil sicher zum älteren Regionalmetamorphoseereignis
zugeordnet werden (Tab. 4), vor allem jene mit 40
Mol.-% Glaukophankomponente (Abb. 14c).
Winchit
Besonders am Rand der albitreichen Einlagerungen
sind häufig zonargebaute Amphibole mit blaugrüner
Färbung zu finden. Der blaue Farbton nimmt kontinuierlich zum Rand hin ab, oft sind auch fleckige Farbbereiche im Kern feststellbar. Die Zusammensetzung dieser Amphibolphasen (Tab. 4) zeigt höhere Na-Gehalte
im Kern, wobei die M4-Position mit Na meist bis zur
Hälfte gefüllt ist, und eine kontinuierliche Zunahme des
Ca zum Rand hin beobachtbar ist (RS 11/77, RS 12/
77). Nach der Nomenklatur von LEAKE (1978) können
diese Amphibolkerne als Winchite (Abb. 11) bezeichnet
werden. Ein Hinweis auf eine Mischungslücke zwischen
Aktinolith und Winchit fehlt in diesen Paragenesen.
Aktinollth
Aktinolith ist die häufigste und die dominierende
Amphibolphase
der Grünschiefer,
in den feinkörnigen
Varietäten die einzige. KOLLER (1979) gibt Na/Na + CaQuotienten um 0,10 an, bei einem Mg von 0,6-0,8
und
eine Si-Besetzung>
7,50 (Abb. 8, Tab. 4). Die Farbe
reicht von dunkelgrün
bis blaßgrün und ist abhängig
vom Mg/Fe-Verhältnis
des Gesteins.
Chlorit
Auch die Chlorite der Grünschiefer
sind vom Mg/FeQuotienten
der Gesteinszusammensetzung
kontrolliert,
so sind sie in den normalen Metabasalten
Fe-arme Rhipidolithe und in den Metaferrobasalten
Fe-reic~ere Rhipidolithe
(Abb. 9, Abb. 5). Ihre Farbe ist hellgrün bis
dunkelgrün,
sie sind pleochroitisch
und zeigen anomale
violette und seltener braune Interferenzfarben.
Epidot-Kllnozoisit
Die Epidote sind sehr unterschiedlich
zusammengesetzt (Abb. 7, Tab. 3). Sie variieren von fast reinem KIinozoisit bis zum Fe-reichen Epidot, bei dem ein Drittel
des AI durch Fe3+ substituiert
ist. Häufig ist ein starker
Zonarbau zu beobachten,
wobei um einen Kernbereich
eine deutlich abgegrenzte
ringförmige
Zone Fe-reicher
Zusammensetzung
(Abb. 7) auftritt. Der anschließende
Außenrand
hat dann eine dem Kernbereich
ähnliche
Zusammensetzung
(Abb. 7). Diese Fe-reiche Zone ist
bereits optisch scharf begrenzt und entspricht
einem
idiomorphen
Weiterwachsen
bei geändertem
Fe3+-Angebot ohne wesentliche
Resorption des älteren Kernbereiches. Dieser Zonarbau und die Variabilität
der Gesteinschemismen
(Kap. 7.-8.)
ist für den großen Streubereich der Epidotzusammensetzung
in den Grünschiefern (Abb. 7) verantwortlich.
Im Eisenberger
Fenster
(Steinbruch
Burg) findet man hypidiomorph
begrenzte
und bis 1 cm große, dunkelpigmentierte
Klinozoisitflekken als Pseudomorphosen
nach einer älteren Mineralphase. Die Zusammensetzung
dieser Flecken ist Fe-ärmer als die des Epidots des feinkörnigen
Gesteins. Es
handelt sich um Pseudomorphosen
eines älteren Minerals. In Betracht kommen einerseits Pumpellyit, in Analogie zu den normalen Gabbros (Abb. 5), oder andererseits Lawsonit aus Vergleichsgründen
zum Tauern Fenster (FRY, 1973; MILLER, 1977; HÖCK, 1983). In jüngster
Zeit wurden rechteckig
begrenzte,
eindeutige
Pseudomorphosen
nach Lawsonit (FRY, 1983), die aber nur
mehr aus einem xenomorphen
Epidotpflaster
bestehen,
in einem Grünschiefer
aus dem Rechnitzer
Fenster
nachgewiesen.
Albit
In den feinkörnigen
Grünschiefern
ist Albit sehr seIten als Formrelikt der alten Plagioklase erhalten, in den
grobkörnigen
scheint es häufiger vorzukommen.
Die
mittlere Zusammensetzung
entspricht
Abgg,1Ano,40ro,5'
Aus den unterschiedlichen
modalen Albitanteilen
und
aus den hohen Na-Gehalten
der Grünschiefer
ist ebenso wie in den gabbroiden
Gesteinen
eine Na-Zufuhr
(Kap. 7.-8.)
während der ozeanischen
Metamorphose
abzuleiten.
In den grobkörnigen
Linsen ist Albit zusammen mit Epidot der dominierende
Mineralbestand.
Titanit
Feinkörniger
Titanit ist ein nie fehlender
Nebengemengteil,
der abhängig
vom Gesteinschemismus
in
wechselnder
Menge auftritt.
Akzessorien
Die feinkörnigen
Grünschiefer
sind im Gegensatz zu
den gebänderten,
grobkörnigen
relativ arm an Akzessorien. An Erzphasen sind Haematit mit mit Ti-Gehalten
von 2-4 Gew.-% Ti02 als ältere, oft korrodierte
Oxidphasen und idiomorpher
Magnetit als jüngere
Phase
nachgewiesen
worden. Der Magnetit ist frei von Beimengungen
an Ti,Cr, AI; Mn- und Mg-Gehalte
sind im
Bereich der Erfassungsgrenze.
Calcit ist meist akzessorisch, nur in den Albit-Epidot-reichen
Linsen ist er häufiger sowie im Verzahnungsbereich
der Grünschiefer
und
Metasedimente
kann er lagenweise
auftreten.
Stilpnomelan (Tab. 8) ist ebenso wie in den gabbroiden
Gesteinen
zusammen
mit Haematit
und Alkaliamphibol
vergesellschaftet
und findet sich bevorzugt in den Fereichen, gebänderten
Grünschiefern.
Grüner oder grünbrauner Biotit ist ein häufiger akzessorischer
Gemengteil, der sich manchmal auch paketweise
im Chlorit bildet. Apatit, Zirkon, Turmalin und Rutil sind eher seltener. Manchmal findet man lagenweise
einen phengitischen Hellglimmer
(Tab. 8, RS 12/77) mit einer Si-Besetzung um 3,40 und mit beträchtlichen
Fe- und MgGehalten.
In den Albit-Epidot-Linsen
ist phengitischer
Hellglimmer
häufiger.
Geringe
Quarzgehalte
sind jedoch seltener zu beobachten.
3.6. Ophikarbonatgesteine
Unter dem Begriff Ophikarbonatgesteine
sind alle
karbonatführenden
Serpentinitrandgesteine
zusammengefaßt. Ein Teil dieser Ophikarbonatgesteine
besteht
aus brecciierten
Ultramafititen,
die in das Sedimentmaterial eingebettet
waren und durch die alpine Orogenese tektonisch ausgewalzt
wurden. Die silikatischen
Mineralphasen
finden sich dann in Form von Linsen und
Lagen, die unregelmäßig
in relativ grobspätige
Karbonatgesteine
eingelagert
sind. Vorkommen
sind vom
Nordostrand
des großen Serpentinitkörpers
des Rechnitzer Fensters (Abb. 1) sowie von kleineren Vorkommen im Bereich der kleinen Plischa (Rechnitzer
Fenster; PAHR, 1983) bekannt. Geochemisch
zeichnen sich
die Ophikarbonatgesteine
durch hohe Gehalte an Cr
und Ni (Kap. 7.5.) aus und sind durch ihren ungewöhnlichen Mineralbestand
schon frühzeitig aufgefallen
(HERITSCH, 1965; KOLLER, 1979; KOLLER & PAHR, 1980; HERITSCH, 1981).
Zusammenfassend
können
nun folgende
Mineralassoziationen
in Abhängigkeit
von den tektonisch in die
karbonatreichen
Sedimente eingearbeiteten
Ophiolitanteilen (a-d)
beschrieben
werden, wobei ein schlierig
verteilter Mineralbestand
auf teilweise erhaltene Texturen dieser alpidisch
überprägten
Breccien
schließen
läßt.
a) Ultramafitite
Calcit - Serpentin
- Magnetit
Calcit - Serpentin
- Tremolit :t Magnetit
Calcit - Talk - Chlorit
b) Chromitreiche
Ultramafitite
Calcit - Cr-Andradit
- Chromit - Haematit
nolith
:t Akti-
c) Chromitreiche
Ultramafitite
in albitführenden
Karbonatsedimenten,
eventuell
Na-Zufuhr
Calcit - Aegirinaugit
- Magnesioriebeckit
:t Cr-Epidot - Cr-Phengit
:t Chromit - Haematit - Magnetit
:t Stilpnomelan
:t Chlorit
115
d) Gabbro
Calcit - Epidot
- Chlorit
- Albit - Phengit
- Titanit
Auffallend ist, daß in allen diesen Karbonatgesteinen
der Calcit sehr intensiv mit kleinen Haematitäfelchen
durchsetzt und teilweise rot gefärbt ist. In weiterer Folge wachsen
idiomorphe
Magnetitkristalle
bis 5 mm
Korngröße.
zeinen Pyroxenindividuen
stark unterschiedlich,
einzelne können sogar frei von Cr und Ni sein. Diese inhomogene Verteilung der Cr- und Ni-Gehalte in den Pyroxenen ist einerseits
in der lokalen Verteilung
und im Erhaltungszustand
des reliktischen
Chromits und andererseits im Einbau in andere Mineralphasen
wie Chlorit
und Phengit begründet.
Serpentin
In gerundeten
Flecken findet man relativ unveränderte Serpentinitschollen
in einem Calcitgefüge
eingebettet. Wie in den serpentinisierten
Ultramafititen
ist mikroskopisch
Chrysotil nachgewiesen.
Der Zeitpunkt der
Serpentinisierung
in Relation zur Bildung der Ophikarbonatgesteine
läßt sich aus dem Gefügebild nicht ableiten.
Alkaliamphibole
Dunkelblaue
Amphibole
findet man in den Na-hältigen Ophikarbonatgesteinen
sowohl als feinkörnige
Büschel und Aggregate
um die grünen Aegerinaugite
als
auch als gut ausgebildete
Nadeln im Calcit. Diese idiomorphen Nadeln wachsen über die Korngrenzen
von
Calcit hinweg und zeigen sehr häufig eine rupturelle
Deformation.
Aktinolithreiche
Anwachssäume
wurden
bisher nicht beobachtet,
der einzige nachweisbare
Zonarbau ist eine Abnahme der Glaukophankomponente
zum Rand hin. Einzelne Kernbereiche
können crossitische Zusammensetzung
aufweisen, ansonsten sind die
mit Alkalipyroxen
vergesellschafteten
Amphibole
Magnesioriebeckite,
in den Aegerinaugit-freien
Paragenesen sind riebeckitische
Zusammensetzungen
üblich
(Abb. 14c). Charakteristisch
für die Alkaliamphibole
der
Ophikarbonatgesteine
sind stark schwankende
Cr-Gehalte (Tab. 4). Schon HERITSCH (1965, 1981) beschreibt
diese inhomogen
verteilten
Cr-Gehalte,
die bis 0,7
Gew.-% Cr203 reichen können. Ursache der ungleichmäßigen Verteilung ist die Bildung der Alkaliamphibole
aus älteren Mineralphasen
in Form von Verdrängungsreaktionen,
wobei bereits die Aegerinaugite
unregelmäßige Cr-Gehalte
aufweisen
und sehr häufig reliktische
Cr-Spinelle
als Einschlüsse,
teilweise auch als feinen
Erzstaub, enthalten.
Chlorit
Chlorit findet man bevorzugt
in Linsen; er ist nach
seiner
Zusammensetzung
(Tab. 5)
ein
Klinochlor
(Abb. 9), teilweise
sind höhere Ni-Gehalte
beobachtet
worden. In manchen Ophikarbonatgesteinen
umschließt
der Klinochlor idiomorphe Aegirinaugite,
die keine Amphibolneubildung
aufweisen.
Aktinolith
In Na-armen
oder Na-freien
Ophikarbonatgesteinen
werden die Alkaliamphibole
durch Mg-reichen Aktinolith
(Abb. 8) vertreten,
in dem manchmal bläulich gefärbte
Kerne beobachtet
werden können. Die Aktinolithe
bilden meist idiomorphe,
nadelige Kristalle, die lokal sehr
reichlich vorhanden
sind.
Aegerinaugit
In einem Teil der Ophikarbonatgesteine
sind grüne
Alkalipyroxene
sehr häufig, die idiomorph innerhalb der
Silikatlinsen
zu finden sind oder als xenomorphe
Netzwerke innerhalb der Karbonatmatrix
auftreten. Sind sie
von Chlorit oder Phengit umhüllt, so fehlt eine Amphibolbildung manchmal. In den meisten Fällen zeigen die
grünen Pyroxene ein Reaktionsgefüge
und eine beginnende Umwandlung
zu idiomorphen
dunkelblauen
Amphibolen,
die auch faserig ausgebildet
sein können.
Eine Koexistenz mit Quarz und Albit konnte nicht festgestellt werden. Die Gehalte an Jadeit sind üblicherweise gering und reichen von 12-4 Mol.-% Jd, meist läßt
sich ein Zonarbau
mit höherem Jadeitanteil
im Kern
feststellen.
Wesentlich
deutlicher
ist dieser Zonarbau
an der Akmit-Komponente,
die von 65 im Kern bis zu
30 Mol.-% am Rand reicht, nachzuweisen
(Abb.12).
Zum Rand hin steigt sowohl die Diopsidkomponente
als
auch in den meisten
Fällen
der Hedenbergitanteil
(Tab.7).
In den Alkalipyroxenen
sind aber noch beträchtliche
Cr-Gehalte bis 4 Gew.-% Cr203' dies würde
einer Ureyitkomponente
bis 6 Mol.-% entsprechen,
sowie Ni-Gehalte
bis 0,5 Gew.-% NiO feststellbar.
Meist
nimmt Cr und Ni analog zum Zonarbau vom Kern zum
Rand ab, jedoch sind die Cr- und Ni-Gehalte in den ein-
Phengit
Neben Chlorit ist auch ein Phengit mit einem Pleochroismus von blaßgrün nach gelbgrün ein häufiger Bestandteil,
der jedoch nicht mit Serpentin
koexistiert.
Sein Verbreitungsbereich
beschränkt sich auf die AlkaIipyroxen- und Alkaliamphibol-führenden
Ophikarbonatgesteine. Diese, meist intensiv grün gefärbten Heliglimmer besitzen
Cr-, Fe- und Mg-Gehalte
von 1,2-6,7
Gew.-%
Cr203, 5,4-8,4
Gew.-%
FeO (FetDt als FeO
verrechnet)
und 2,6-5,1
Gew.-% MgO, bei gleichzeitig
sehr niederen Al203-Gehalten
von 17,3-23,0
Gew.-%
A1203. In Tabelle 8 sind nur einige ausgewählte
Beispiele angegeben. verrechnet man diese hohen Fe-Gehalte als Fe3+, so läßt sich eine minimale Phengitkomponente
mit einer Si-Besetzung
von 3,4 errechnen
(Tab. 8), die mit den Anteilen von Fe2+ nur steigen
kann. Gleichzeitig
ist für die Oktaederposition
eine AIBesetzung von nur 45-60
Mol.-% festzustellen.
Calcit
Mit 85-70
Vol.-% ist Calcit das dominierende
Mineral dieser Gesteine, er ist relativ grobkörnig ausgebilcfet
und wächst über die Silikatphasen
hinweg. Daraus läßt
sich eine sehr späte Rekristallisation
des Calcitgefüges
ableiten.
Die häufig rötliche oder bläuliche Farbe des
Calcitanteiles
der Ophikarbonate
ist durch den feinverteilten Haematit oder durch Alkaliamphibolnadeln
verursacht. Die Gehalte an Mg, Fe und Mn sind gering, die
Durchschnittsgehalte
liegen bei 98,6 Ca03' 0,8 FeC03,
0,1 MnC03 und 0,5 MgC03. Allerdings schwanken
die
FeC03-Gehalte
von 0,4-1,1
und die MgC03-Gehalte
von 0,2-1,3
Mol.-%.
Das Mg/Fe-Verhältnis
wird vom
Pauschalchemismus
kontrolliert;
dieser
liegt für die
chloritreichen
Ophikarbonatgesteine
bei 2,5-1,0
und
für die Magnetit- und alkaliamphibolreichen
Ophikarbonatgesteine
bei 1,0-0,2.
116
Epidot
Neben den grünen, Cr-reichen
Phengiten sind noch
idiomorphe bis hypidiomorphe,
intensiv gefärbte Epidotkristalle
mit einem Pleochroismus
von hellgelb
nach
gelbbraun
zu finden, die mit Aegerinaugit,
Cr-Phengit
und Chlorit in Berührungsparagenese
auftreten. Es wur-
den Cr-Gehalte bis 4 Gew.-% Cr203 (Tab.3) festgestellt, da die Einzelindividuen relativ selten sind und
einen Zonarbau mit Cr-reichen Kernen aufweisen,
könnten noch höhere Gehalte möglich sein. Die AI-Gehalte
liegen
zwischen
1,7-1,9
AI/Formeleinheit
(Abb. 7), wobei die Fe-Werte relativ konstant sind und
eine Substitution Cr-AI zu beobachten ist.
Andradit
In Na-freien Paragenesen wurden um reliktisch erhaltenem Cr-AI-Spinell sowie innerhalb von Chloritlinsen
rundliche Granataggregate mit gelbgrüner Eigenfarbe
festgestellt. Sie stellen gepanzerte Relikte innerhalb
von Chlorit dar, eine Berührungsparagenese mit Calcit
und mit den darin enthaltenen Silikaten wurde nicht beobachtet. Die Zusammensetzung dieser Granate zeigt
eine Andraditkomponente von 88-60 Mol.-% und eine
Uvarowitkomponente von 7-25 Mol.-% sowie Grossular 8-2 Mol.-% und Spessartin 8-1 Mol.-%. In Abbildung 17 sind diese Granate im Dreieck Grossular Andradit - Uvarowit dargestelt, der Zonarbau weist
Uvarowit- und Spessartin-reiche Kerne sowie Andraditreiche Ränder auf. Die Grossularanteile bleiben relativ
gering. Zusätzlich ist auch noch das von GANGULY
(1976) errechnete, theoretische Stabilitätsmodell im System Grossular - Uvarowit - Andradit mit seinen, auf
ein spinoidales Mischungsmodell bezogenen Isothermen eingetragen. Daraus würden sich für die Cr-reichen Kerne relativ hohe Minimalbildungstemperaturen
ableiten.
Albit
Relativ selten wurde in den Alkalipyroxen- oder AlkaIiamphibol-führenden
Ophikarbonatgesteinen
Albit
nachgewiesen in Form von kleinen korrodierten Flecken
im Calcit. Seine durchschnittliche Zusammensetzung
liegt bei Abg8.gAno.60r
0.5'
Chromit
Relitktisch erhaltene Chromite sind bisher nur in den
Ophikarbonatgesteinen
gefunden worden. Die Kerne
sind rotbraun gefärbt und entsprechen einem AI-reichen
Chromit (Abb .18) mit einem Mg/Mg + Fe2+ (berechnet)Quotient von 0,16 der randlich in einen breiten schwarzen Spinell übergeht. Während die rotbraunen Kerne
sehr selten sind, so sind die Fe3+-reichen Randbereiche, die auch weitgehend Mg-frei sind, häufiger, und
sie zeigen eine relativ kontinuierliche Cr-Abnahme zum
Rand hin (Abb .18). Die Zusammensetzung des äußersten Randes nähert sich einem Magnetit. Nach BLIss &
McLEAN (1975) stellt der untersuchte Chromitkern einen
Ferritchromit dar, der durchaus mit Chromiten aus alpinotypen Peridotiten vergleichbar ist, und entspricht
nach HERBERT(1982) einem Chromit aus ultramafischen Kumulaten.
Haematit
Sehr häufig wird der Calcit durch feinste Täfelchen,
die als Haematit interpretiert werden, rötlich gefärbt.
Paragenetisch mit Alkalipyroxen vergesellschaftet sind
tafelige, häufig korrodierte Haematite, die einen gerin-
Andradit
Gr088ular
Uvarowit
Abb. 17: Darstellung der Cr-Andraditanalysen aus den Ophikarbonatgesteinen im Dreieck Andradit - Grossular - Uvarowit
(Symbole +), zusätzlich sind noch die von GANGULY(1976) tür ein spinoidales Mischungsmodell berechneten Stabilitätskurven
eingetragen. Die strichlierte Linie stellt die Solvuskurve bei 800°C dar.
117
AI
+
er
+.1
+
Fe3+
Abb. 18: Darstellung der Spinellzusammensetzungen aus den Ophikarbonatgesteinen (Symbole +l im Dreieck AI - Cr - Fe3+.
Der Anteil des FeH wurde aus Formelverrechungen für einen idealen Spinell abgeleitet. Die Entwicklung vom magmatischen
Cr-AI-Spinell zum Magnetit ist durch einen Pfeil gekennzeichnet. Die durchschnittlichen Magnetitzusammensetzungen der Ferrogabbros, Blau- und Grünschiefer ist durch das Symbol • gekennzeichnet.
gen Ilmenitanteil aufweisen. Neben Ti-Gehalt bis 0,2
Gew.-% Ti02 sind auch noch Cr-Gehalte bis 0,3 Gew.% Cr203 festgestellt worden.
Magnetit
Vor allem im Silikat-armen Ophikarbonatgestein sind
idiomorphe Oktaeder bis 5 mm Größe sehr häufig. Der
Zusammensetzung nach sind dies reine Magnetite, die
frei von Ti, Cr, Mg und Mn sind.
Akzessorien
Neben Chlorit und Serpentin treten noch akzessorisch blättrige Aggregate von Stilpnomelan, in einem
einzigen Fall auch Biotit auf. In einzelnen Fällen ist
auch noch Talk zu beobachten. Titanit fehlt fast vollständig, bedingt durch sehr geringe Ti02-Gehalte (Kap.
7.5.).
3.7. Metamorphe Sedimente
Dies sind die metamorphen Äquivalente der ozeanischen Sedimente, auf die hier nicht näher eingegangen
werden soll. KOLLER & PAHR (1980) sowie KOLLER &
118
WIESENEDER (1981) geben Phyllite, Graphitphyllite,
Quarzite, Kalkphyllite, Marmore, Rauhwacken und Konglomerate sowie sehr selten Radiolaritabkömmlinge" an.
Der Mineralbestand dieser Gesteine besteht aus wechselnden Mengen von Quarz, Phengit, Chlorit und Calcit
sowie geringen Mengen von Albit und Graphit. Als akzessorische Gemengteile kann man Paragonit, Epidot,
Turmalin, Titanit und Pyrit angeben.
4. Magmatische Entwicklung
Bevor man auf die Bildungsbedingungen der metamorphen Paragenesen eingeht, erscheint es sinnvoll,
die spärlich erhalten gebliebenen Informationen aus
den magmatischen Relikten zu diskutieren. Die Ultramafitite sind nach ihrer Zusammensetzung Peridotite,
es liegen meist harzburgitische Chemismen vor (EVREN,
1972). Dies ist aber nur dann gültig, wenn während der
Serpentinisierung keine größere Ca-Abfuhr erfolgte. Am
Rand der Serpentinitkörper wurden Hinweise auf ultramafische Kumulate gefunden. Die Zusammensetzung
der Cr-Spinellrelikte
(Abb. 18) aus den Ophikarbonatgesteinen bestätigt nach HEBERT (1982) die Existenz ultramafischer
Kumulate im Ophiolitkomplex
der Rechnitzer Serie.
Ein Entwicklungstrend
entsprechend
einer fraktionierten Kristallisation
(COLEMAN, 1977) läßt sich an den
gabbroiden
Gesteinen
aus den geochemischen
Untersuchungen (Kap. 7. -8.) ableiten. Dieser reicht von den
normalen Gabbros über die Ferrogabbros
bis zu den
mengen mäßig untergeordneten
Vorkommen von dioritischen bis plagiogranitischen
Magmen. Nach LINDSLEY
(1973) läßt sich aus dem Ca-Gehalt der magmatischen
Klinopyroxene
(Abb. 3, Tab. 1) eine Minimaltemperatur
für eine Äquilibrierung
nach der Entmischung
der primären Pyroxenzusammensetzungen
errechnen,
daher
kann man für die Pyroxenrelikte
der normalen Gabbros
ein T min von 900-800°C
und für die Ferrogabbros
ein
T min um 800°C ableiten.
Die fo2-Bedingungen
entsprechen zumindest im Bereich der Ferrogabbros
denen der
Ulvospinellkomponente
der Titanomagnetite.
In den metamorphen
Vulkaniten
sind bisher
nur
Formrelikte
nach Pyroxen, selten nach Plagioklas festgestellt worden. Erhaltene
Texturen
von Pillows und
Pillowbreccien
wurden bisher nicht gefunden, klastische
Breccien sind jedoch bekannt. Aus den geochemischen
Untersuchungen
(Kap.7.-8.)
ist ableitbar,
daß die
Grünschiefer
einer Ozeanbodenbasaltentwicklung
entspreche~.
5. Metamorphoseentwicklung
5.1. Ozeanische
Metamorphose
Bevorzugt in den grobkörnigen
Grünschiefern
und in
den Metagabbros
sind selten hochtemperiert
gebildete
Tabelle 9: Schematische Zusammenstellung
für den Ophiolitkomplex der Rechnitzer Serie.
der
Mineralphasen
erhalten, die mit den Bedingungen
der
alpidischen
Metamorphose
nicht im Einklang stehen.
Hierher gehören, wie in Tab. 9 zusammengefaßt,
vor allem Amphibolneubildungen
wie Barroisit,
Pargasit und
Magnesiohornblende
(Tab. 6, Abb. 8 und 11), die eine
ähnliche
Zusammensetzung
aufweisen
wie jene, die
aus hydrothermal
veränderten
Ozean boden basalten beschrieben werden. Daher werden diese Amphibolbildungen aufgrund
der Arbeiten
an rezenten
Vorkommen
ozeanischer
Kruste zur ozeanischen
Metamorphose
gesteilt (ITO & ANDERSON, 1983; SIVELL & WATERHOUSE,
1984). In Verbindung
mit den hydrothermalen
Prozessen am mittelozeanischen
Rücken selbst und auch in
der ozeanischen
Kruste ist eine Uralitisierung
der Klinopyroxene sowie die Neubildung
von (OH)-hältigen
Mineralphasen
weit verbreitet
(SPOONER & FYFE, 1973;
L10u & ERNST, 1979). Scherungsbahnen
aufgrund tektonischer Vorgänge und Zufuhr von überhitztem
Wasser
im Zusammenhang
mit den Konvektionsströmungen
innerhalb des Riftsystems fördert eine sehr lokal verbreitete, thermisch
betonte metamorphe
Überprägung
bei
niedrigem Druck.
Ein geringer Teil der braunen Magnesiohornblende
und die Ti-reicheren
Pargasite
könnten (Tab. 6) noch
spätmagmatische
Subsolidus-Bildungen
darstellen
(KOLLER, 1980). Für die meisten dieser braunen, braungrünen oder bläulichgrünen
Amphibolphasen
mit barroisitischen,
pargasitischen
oder hornblenditischen
Zusammensetzungen
ist nach SIVELL & WATERHOUSE
(1984) eine metamorphe
Überprägung,
die von der Amphibolitfazies
bis zur Grünschieferfazies
reichen kann,
anzunehmen.
Die Bildung dieser Hornblendephasen
erfolgt nach Reaktionen
wie
An70 + Kpx + Mgt + H20 ~ Hb + An30
bei Temperaturen
von 750-500°C,
die Paragnese
Mineralassoziationen
und
Zuordnung
zu
den
Akti-
Bildungsereignissen
Magmatische Relikte Ozeanische Metamorphose Altalpidische Metamorphose Jungalpidische Metamorphose
<750.C-?,
s1 Kb
Oxidation, Metasomatose
(Na, Ca), Deformation
330 - 370.C, 6 - 8 Kb
s65:t 5 ma'
Deformation
390 - 430.C, s3 Kb
19-22 ma'
Deformation, Reduktion
Ultramafltlte
Lherzolith, Harzburgit
Pyroxenit?
Formrelikte (Opx, Sp) 1. Serpentinisierung
Kpx, Formrehkte (Opx)
2. Serpentinisierung
Gabbros
Normale Gabbros
Kpx
(Magnesiohornblende)
Ferrogabbro
Kpx, Formrelikte
(11m,Mgt)
Magnesiohornblende,
Barroisit, Pargasit
Aktinolith, KlinozoisiVHydrogrossular, Chlorit, Albit
Aikaliamphibolll, Aktinolith/
Katophorit, Biotit, Chlorit,
Epidot II, Magnetit, Titanit
Blauschiefer
Zirkon, Formrelikte
(Kpx, Plag?)
Mg-Pumpellyit, (Aktinolith,
Chlorit, Albit)
Aegirinaugit/Ferroglaukophan-CrossiVWinchit,
Stilpnomelan, HaematiV
Magnetit, Rutil, Epidot I, Titanit?, (Albit, Chlorit)
AkmiVCrossit, Haematit/
Magnetit, Stilpnomelan,
Talk, Phengit, Albit
Magnesiohornblende,
Barroisit
Crossit, Stilpnomelan, Epidot I, Haematit, Winchit,
Formrelikte nach LawsoniV
Pumpellyit?
Winchit, Haematit
Aktinolith,:t Alkaliamphibol
II, :t Winchit, Chlorit, Biotit,
Epidot II/Klinozoisit, Albit,
Titanit, :t Magnetit, :t Pyrit
Aktinolith, Epidot, Chlorit,
Albit
Cr-Andradit?, Ferrichromit?, Serpentinisierung?
Aegirinaugit, Cr-Epidot,
Cr-Phengit, Haematit,
Stilpnomelan, :t Crossit
Alkalipyroxen (Jd<5 '¥o)/AIkaliamphiboill/Aktinolith,
Chlorit, Phengit?, Calcit,
Serpentin, Talk, Magnetit,
:t Quarz, :t Albit, :t Epidot
Metavulkanite
Grünschiefer
Formrelikte
(Kpx, Plag)
Grobkörnige, albitreiche Lagen und Linsen
Ophlkarbonatgestelne Chromspinell
.J
KlAr-Alter,
pers. Mitt. W. FRANK,
Chrysotil, Lizardit, Chlorit,
Antigorit, Diopsid, Talk,
:t Tremolit, :t Magnetit
Akmit (Jd<5 '¥o)/Alkaliamphibolll, Biotit, Chlorit,
Epidot, Albit, Magnetit,
Apatit, :t Titanit, :t Pyrit
Wien.
119
nolith + Epidot + Albit wird bei Temperaturen unter
450°C gebildet (SIVELL & WATERHOSE,1984). Letztere
ist jedoch wegen der alpidischen Metamorphoseüberprägung von der nachfolgenden Paragenese kaum unterscheidbar. Aus den bisherigen Arbeiten über die ozeanische Metamorphose läßt sich ableiten, daß neben
den teilweisen Neubildungen von Amphibolen üblicherweise auch noch andere Mineralphasen wie Chlorit,
Haematit, Albit, Serpentin- und Epidotmineralphasen
und tieftemperierte Schichtsilikate neu gebildet wurden,
die aber auch in der alpidischen Regionalmetamorphose stabil sind. Im Zusammenhang mit der ozeanischen
Metamorphose stehen auch metasomatische Vorgänge,
die Ursache für eine starke Zunahme von Albit, für die
Ausbildung von Epidotgängen in den Gabbros und für
eine teilweise extreme Oxidation sind.
Mit einem starken Gradienten der thermischen Beeinflussung von den Gabbros bis zu den oberen Pillowlaven ist zu rechnen. Nach SPOONER& FVFE (1973) sind
ozeanisch metamorphe Hornblenden innerhalb der Vulkanite auf die Dolerite beschränkt, damit könnte innerhalb der Grünschieferserien eine indirekte Trennung
der grobkörnigen Dykes und Sills von den Pillowlaven
durcligeführt werden. Tatsächlich fanden sich die Hornblendephasen bisher nur in den massigen Grünschiefertypen im Rechnitzer Fenster und am Rande der
Blauschieferlinsen.
Grünschieferfazielle
ozeanische
Metamorphose ist bisher nicht nachgewiesen, da sie
von der alpidischen Metamorphoseüberprägung nicht
unterschieden werden konnte.
In den Ophikarbonatgesteinen ist die feine Haematitdurchstäubung und die damit verbundene Rotfärbung
des Calcits, der hohe Oxidationsgrad und möglicherweise auch die Bildung der Cr-Andradite um reliktischen
Cr-Spinell durch die ozeanische Metamorphose bedingt. Nach GANGUL
V (1976) benötigen diese Cr-Andradite (Abb. 17), besonders für die Cr-reichen Kerne, relativ hohe Bildungstemperaturen, die alpidisch nicht erreicht wurden. Auch die Erhaltung der Cr-Spinelle
(Abb. 18), deren Umwachsung durch die Cr-Andradite
sowie das Fehlen von Phasenbeziehungen der Granate
zu den übrigen Silikatphasen spricht für eine Reaktionsbildung um die Chromite in gering oder nicht serpentinisierten,
ultramafischen
Kumulaten
(HEBERT,
1982).
Die Bedingungen der ozeanischen Metamorphose
können aufgrund der Amphibol- und der Cr-Andraditbildung mit 750-<400°C
bei :51 Kb PH20 angenommen
werden. Informationen über mögliche Reaktionen unter
400°C fehlen wegen der alpidischen Überprägung, da
nur metastabile Mineralphasen und gepanzerte Relikte
erhalten geblieben sind. Gleichzeitig ist die ozeanische
Metamorphose für viele metasomatische Veränderungen verantwortlich.
5.2. Altalpidische
Metamorphose
Die dem älteren Regionalmetamorphoseereignis zuordenbaren Mineralkomponenten sind in Tab. 9 zusammengestellt. In den Ultramafititen läßt sich für die altalpidische Metamorphose keine eindeutige Paragenese
ableiten, die in der ozeanischen Metamorphose begonnene Serpentinisierung sollte weiter fortschreiten. Für
die normalen, Ti-armen Gabbros ist die Paragenese
Mg-Pumpellyit :t Aktinolith + Chlorit :t Albit (vgl.
SCHIFFMAN& lIou, 1980) gesichert und weit verbreitet
120
erhalten geblieben. In den Fe- und Ti-reichen Gabbros
(Teil paragenesen 1, 2 und 3) und in den Blauschiefern
(Teilparagenesen 4, 5, 6) sind in Abhängigkeit vom Deformations-, Hydratisations- und Oxidationsgrad einschließlich der metasomatischen Veränderung durch
die ozeanische Metamorphose aus dem Gefügebild folgende unterschiedlichen Teilparagenesen abzuleiten
(? für fehlende Minerale wie Chlorit, Albit, Titanit etc.,
deren Zugehörigkeit unklar ist):
1) Aegirinaugit :t Stilpnomelan - Epidot I - Haematit
- Rutil - (Chlorit?) - (Albit?) ~
2) Ferroglaukophan/Crossit :t Magnetit :t (Titanit/Rutil?) - ?
3) Winchit - Albit - Haematit - ?
4) Akmit :t Stilpnomelan - Haematit - Albit - ?
5) Crossit - Stilpnomelan - Magnetit - Albit - ?
6) Albit - Phengit - Talk - Haematit :t Crossit :t
Chlorit
Die letzte Paragenese stammt aus einem Gestein,
dessen XFe3+2::0,95 (Fe3+/Fe3+ + Fe2+) ist und ist nur
bei einem damit verbundenen, sehr hohen Xmg (Mg/Mg
+ Fe2+) verwirklicht (Kap. 7.3.).
In den Metavulkaniten, in den Grünschiefern im allgemeinen, sind weniger Relikte der älteren Metamorphose
erhalten geblieben, nämlich Crossit - Stilpnomelan Epidot I - Haematit - (Chlorit?) :t (Albit?) und in den
grobkörnigen Grünschiefereinschaltungen Winchit (Kerne) - Haematit - ? Daneben findet man Klinozoisitund Epidotformrelikte, die man als Pseudomorphosen
nach Pumpellyit oder Lawsonit deuten könnte. Gut begrenzte Epidotformrelikte sprechen aus Analogiegründen zum Tauernfenster (FRV, 1973) für Lawsonit. Für
die Na-führenden Ophikarbonatgesteine läßt sich als ältere Paragenese Aegirinaugit :t (Crossit) - Cr-Epidot
- Cr-Phengit - Haematit :t Stilpnomelan :t (Chlorit) Calcit festlegen. Die Metamorphosebedingungen lassen
sich einerseits durch das Auftreten von Mg-reichem
Pumpellyit (SCHIFFMAN& lIou, 1980) näher eingrenzen,
wobei die Interpretation des feinkörnigen Pumpellyit als
Verdrängung der ehemaligen anorthitreichen Plagioklase durch die experimentellen Ergebnisse von SCHIFFMAN& Llou (1983a) bestätigt wird. Aus der Zusammensetzung der Mg-reichen Pumpellyite (Tab. 2) läßt sich
mit (Fete/Fetet + AI) von 0,065-0,027
ein maximales
XFe3+ errechnen und das Fehlen einer Gleichgewichtsparagenese Pumpellyit - Epidot (Abb. 4,5) spricht nach
SCHIFFMAN& lIou (1983b) für ein T max von 330°-360°C
bei P:=::5Kb und ein fo2>HM-Puffer. Andererseits liegt
nach HOFFMANN(1972) das weitgehend druckunabhängige obere Stabilitätslimit von Ferroglaukophan um
370°C innerhalb des Magnetitfeldes. Das vollständige
Fehlen von Prehnit, entsprechend der Abbaureaktion
Pump + Qu --.,> Prehnit + Chi + H20
(NITSCH, 1971) und die Reaktion
Pumpellyit --.,> Grossular
läßt nach SCHIFFMAN& lIou (1980) auf Drucke >5 Kb
schließen. Das Fehlen von Granat in der Pumpellyitabbauparagenese Klz + Akt + Chi + Ab in den normalen
Gabbros kann einerseits im raschen thermischen Überschreiten des schmalen Grossularfeldes (SCHIFFMAN&
LIOU, 1980) oder andererseits in der metastabilen Fortsetzung der Reaktion
Pump + Chi --.,> Klz + Tr
(NITSCH, 1971) bei höheren Drucken begründet sein.
Nach SCHIFFMAN& lIou (1980) widerspricht die Parage-
nese Akt + Klz nicht einem Abbau oberhalb der invarianten Punkte Klinozoisit, Tremolit und Pumpellyit.
Dies steht in guter Korrelation mit der Jadeitkomponente der Alkalipyroxene (Abb. 12, Tab. 7), für die sich
nach Popp & GILBERT (1972) und NEWTON & SMITH
(1967) bei einer Zusammensetzung Akmitao-Jadeit2o
Bildungsdrucke von 6,5-8 Kb errechnen (Abb. 19). Diese Druckabgrenzung liegt für eine Temperatur unter
400°C innerhalb des Stabilitätsfeldes von Lawsonit
(NITSCH, 1974). Nach GASPARIK& LINDSLEY(1980) ist
für sehr alkali reiche Pyroxene (Abp. 12) der Einfluß
einer kleinen Diopsidkomponente relativ gering, sodaß
die errechneten Drucke für ACaoJd2osehr ähnlich der
Zusammensetzung
Ac63Jd2,(Di-He-Wo),6
(Tab.7,
RS 213/82, 43-2) sein werden. Diese Drucke sind bei
einem qualitativen Vergleich mit den Ergebnissen von
MASSONNE(1981) für die Phengitkomponente der Hellglimmer (Tab.8) durchaus gut im Einklang (Abb. 19).
Die Paragenese Talk - Phengit (RS 224/82, Tab. 8)
läßt nach SCHREYER& BALLER(1977) jedoch noch höhere Drucke erwarten, über den Einfluß des Mg- und
Fe-Einbaues im Talk und Phengit liegen zur Zeit aber
noch keine ausreichenden Kenntnisse vor. Da in dem
Alkalipyroxen Quarz und Albit als Einschluß nachgewiesen wurden, kann eine obere Druckgrenze derzeit nicht
festgelegt werden. Auch die ringförmigen Alkaliamphiboltexturen (Abb. 16) lassen größere Jadeitkomponenten im Alkalipyroxen, damit verbunden höhere Drucke,
möglich erscheinen.
Das Fehlen von Dolomit in den Ophikarbonatgesteinen läßt nach TROMMSDORFF& EVANS (1977) sowie
nach OBERHÄNSLI(1978) für diese Gesteine niedere
XC02-Werte erwarten. Die f02-Werte liegen meistens im
Bereich des Haematitfeldes, bei geringen fo2-Werten
wird Aegirin - Haematit durch Ferroglaukophan/Crossit
- Magnetit abgelöst. Das Auftreten der winchitischen
Amphibolzusammensetzung scheint aber an die Stabilität von Haematit gebunden zu sein. Titanhaematit ist
nach RUMBLE(1976) in glaukophanschieferfaziellen Bedingungen häufig.
Der Abbau der Hochdruckmetamorphose sollte relativ
rasch erfolgt sein, entsprechend dem diskontinuierlichen Anwachssaum eines Jd-armen Alkalipyroxens
(Abb. 15). Die scharf begrenzte Fe-reiche Zone um den
Epidotkern in den Grünschiefern (Abb. 7), der als Generation I angesprochen wird, ist möglicherweise mit
einem sprunghaften Ansteigen des Fe3+ beim Zusammenbruch der Paragenese Akmit + Haematit und der
Neubildung von Alkaliamphibol + Magnetit in Verbindung zu bringen. Das Fehlen von Prehnit in der Reaktionsfolge beim Abbau des Pumpellyits läßt erwarten,
daß der Abbau der Hochdruckparagenesen oberhalb
der invarianten Punkte (SCHIFFMAN& lIou, 1980) im System CaO - AI203 - MgO mit den Mineralphasen Pumpellyit - Grossular - Chlorit - Prehnit - Tremolit
(Abb. 19) erfolgt ist.
5.3. Jungalpidische
Metamorphose
In Tabelle 9 sind die zum letzten Metamorphoseakt
zugehörigen Mineralassoziationen
zusammengestellt.
In den Serpentiniten ist nach EVREN(1972) neben Chrysotil, Lizardit und geringen Mengen von Chlorit die Bildung von Talk, Tremolit und Magnetit als letztes thermisches Ereignis anzusehen. Die Paragenese Antigorit +
Diopsid ist nur aus dem südlichsten Teil des Eisenberger Fensters bekannt.
In den hellen Mg-reichen Gabbrovarietäten sind die
beiden Paragenesen Aktinolith - Klinozoisit - Chlorit
- Albit und Hydrogrossular - Chlorit ::!: Albit stabil,
letztere nur in den rodingitisierten Gabbros. Die folgenden Paragenesen sind für die Ferrogabbros (1, 2, 3),
Blauschiefer (4, ,5), die Fe-reichen (6) und normalen
Grünschiefer (7, 8) zusammengestellt. Mit Alkaliamphibol II sind jene blauen Amphibole mit einer Zusammensetzung im Grenzbereich Riebeckit- Magnesioriebeckit
(Abb. 14) zusammengefaßt, die aus texturellen Gründen als jüngste Bildung anzusehen sind (KOLLER,
1978). Epidot II bezeichnet die auf die Fe-reichen Zonen folgenden Außenränder der zonaren EpidotmineraIe (Abb.7):
1) Alkaliamphibol II - Aktinolith - Epidot II - Chlorit ::!:
Biotit - Magnetit - Titanit
2) Katophorit - Epidot II - Chlorit - Albit - Titanit
3) Alkaliamphibol II - Epidot II - Chlorit::!: Biotit - Albit - Magnetit - Titanit
4) Alkaliamphibol II - Albit - Magnetit ::!: Chlorit ::!:
Biotit .:!: Epidot :!: Titanit :!: Apatit
5) Aegirln (Jd<5 Mol.-%) - Albit - Magnetit::!: Chlorit
::!: Biotit ::!: Epidot ::!: Titanit ::!: Apatit
6) Winchit (Ränder um Alkaliamphibole) - Epidot II Chlorit ::!: Biotit - Albit -Titanit
7) Aktinolith - Epidot II - Chlorit - Albit - Titanit
8) Albit - Epidot - ::!: Chlorit ::!: Calcit
Letztere Paragenese entspricht den grobkörnigen
Einschaltungen und Linsen innerhalb der Grünschiefer,
jedoch ist auch in allen anderen Paragenesen das Auftreten von akzessorischem Calcit möglich. Zweiphasige
Epidote sind in den Fe-reichen Systemen häufig, sie
können aber auch vollständig fehlen. In den Ophikarbonatgesteinen sind folgende Paragenesen beobachtbar:
1) Calcit - Serpentin - Talk - Magnetit
2) Calcit - Chlorit - Tremolit ::!: Quarz ::!: Albit
3) Calcit - Chlorit - Epidot - Titanit ::!: Albit
4) Calcit - Riebeckit - Magnetit::!: Chlorit
5) Calcit - Aegirinaugit (Jd<5 Mol.-%) - Magnesioriebeckit - Haematit :!: Chlorit
Die Metamorphosebedingungen (Abb. 19) lassen sich
aufgrund der Paragenesen Klinozoisit - Aktinolith Chlorit und Grossular - Chlorit als Abbau der Paragenese Pumpellyit - Chlorit bei Temperaturen über 390°C
in Abhängigkeit vom PH20 festlegen. Die Bildung von
Biotit nach der Reaktion
Stilpnomelan + Phengit ~ Biotit + Chlorit + Quarz
(NITSCH, 1970) ist weitgehend unvollständig abgelaufen.
Die Substitution Si ~ 4H im Granat bis 10 Mol.-%
Hydrogrossularkomponente für die Kluftgranate ergibt
Bildungstemperaturen
über 400°C (HUCKENHOLZ &
FEHR, 1982). Nach ERNST(1979) erfolgt die Bildung der
katophoritischen Amphibole oberhalb von 400°C und ist
gut korrelierbar mit der Verdrängung von Ferroglaukophan. Das Gleichgewicht des NaSi~ CaAI-Austausches
zwischen Plagioklas und Aktinolith ergibt nach SPEAR
(1980) Bildungstemperaturen um 350°C.
Aufgrund der paragenetischen Beziehung der Jd-armen Alkalipyroxene
mit Alk-amph. II (RiebeckitMg-Riebeckit) läßt sich die Druckkomponente nach
POPP& GILBERT(1972) auf< 3 Kb eingrenzen. Die Stabilität eines Alkalipyroxens
der Zusammensetzung
121
Kb
10
8
6
5
4
Fe-Pump
7
2
/.
3
4
8
200
300
400
500
oe
Abb. 19: Schematische
Darstellung
der Stabilitätsgrenzen
auftretender
Mineralphasen
zur Abschätzung
der pT-Bedingungen
der
Ophiolite der Rechnitzer
Serie.
Ac = Akmit; Ar = Aragonit; Bio = Biotit; Ca = Calcit; Chi = Chlorit; Ep = Epidot; Gr = Grossular; Jd = Jadeit; Klz = Klinozoisit;
Phg = Phengit;
Pr = Prehnit;
Fe-Pump
= Fe-reicher Pumpellyit; Mg-Pump = Mg-reicher Pumpellyit; Q = Quarz;
Si 3.3, Si 3.4 = Si-Besetzung
im Phengit; Stilp = Stilpnomelan;
Tr = Tremolit.
Die schraffierten
Flächen stellen den abgeschätzten
Metamorphosebereich
für die Ophiolite dar; folgende
Reaktionen
wurden
dazu verwendet:
1) Mg-Pump -> Klz + Gr + Chi + Q + H20 (SCHIFFMANN & LIOU, 1980);
2) Pump + Q -> Pr + Chi + H20 (NITSCH, 1971);
3) Pr -> Klz + Gr + Q + H20 (L1ou, 1971) für die sehr stark vereinfachte
Darstellung
der Pumpellyitstabilität
im System
CaO - AI203 - MgO nach SCHIFFMANN & L10u (1980);
4) Fe-Pump -> Ep + H20 (SCHIFFMANN & L1ou, 1983 b);
5) Ar ;: Ca (JOHANNES & PUHAN, 1971);
6) Phengitstabilität
mit Si-Besetzung
(MASONNE, 1981);
7) Alkalipyroxene
+ Quarz = Albit + Klinopyroxen + Quarz (PoPp & GilBERT, 1972);
8) Stilp + Phg -> Bio + Chi + Q (NITSCH, 1970).
JdsAcss (Abb. 19) sollte sehr ähnlich der Zusammensetanit nach der Reaktion
zung Jd4Acs6 (Di-Hd-Wo)1o
(Tab.7,
RS 213/82,
Calcit + Quarz + Rutil ~ Titanit + CO2
C1-10) (Popp & GILBERT,1972; GASPARIK& LINDSLEY,
1980) sein. Damit entsprechen die Bildungsbedingunerfordert bei niederen Temperaturen ein sehr niederes
gen der dunkelblauen Alkaliamphibole mit der ZusamXeo2 (ERNST,1972). Dies steht gut im Einklang mit dem
mensetzung Riebeckit oder Magnesioriebeckit = 400°C
möglichen Abbau der Alkalipyroxene zu Amphibolen,
und Drucken < 3 Kb.
etwa nach der Reaktion
Für die meisten Paragenesen der jungalpidischen
4 Akmit + 3 Haematit + 8 Quarz + 2 H+ = Riebeckit
Metamorphose ist der Magnetit die charakteristische
(OKAY, 1980) die sowohl ein größeres XH20 als auch
Fe-Oxidphase, damit liegt der f02 bei geringeren Werten
eine Reduktion zu kleineren XFe3+ voraussetzt.
als der dem HM-Puffer entspricht. Die Bildung von Tit122
bonatisierung der Ultramafitite und ihrer Nebengesteine sowie die Bildung aus Olistostromen innerhalb der Sedimentserien sind weitere Möglichkeiten.
Die relativ hohen Bildungstemperaturen der Cr-Andradite (Abb. 17) würden für eine nachweisbare ozeMagmatische Relikte - In den Gabbros und in den
anische Metamorphose sprechen und können leichMetabasiten gibt es einige wenige, erhaltene primär
ter mit einer tektonischen Deformation in Zusammagmatische Relikte, Formrelikte sind häufiger. Die
menhang mit einer Transformstörung erklärt werden.
Zusammensetzung dieser Relikte, die bevorzugt in
Dies ist mit rezenten Ophicalcitvorkommen aus dem
grobkörnigen Gesteinsvarietäten zu finden sind, ist
Atlantischen Ozean in guter Übereinstimmung (HEKIl"it rezenten Ophioliten gut korrelierbar (HEKINIAN,
NIAN, 1982). Die weitverbreiteten Hinweise auf eine
1982).
Metamorphose in den Ophiolitkörpern der Rechnitf) Ozeanische Metamorphose - Vor allem die Bilzer Serie sprechen für einen miUelozeanischen Rükdungsbedingungen der Amphibolphasen wie Barroiken mit relativ geringen "spreading"-Raten (ITa &
sit, Pargasit und Magnesiohornblende lassen die
ANDERSON,1983; Liou & ERNST, 1979).
ozeanische Metamorphose auf 750o-<400°C
bei
G
Die Hochdruckmetamorphose setzt eine kretazische
:51 Kb eingrenzen. Der Beeinflussungsgrad ist stark
Versenkung der penninischen ozeanischen Kruste in
unterschiedlich, jedoch in Verbindu,ng mit einer ineiner Subduktionszone in Tiefen von mindestens
tensiven Oxidation und metasomatischer Verände15-25 km (DRAPER & BONE, 1981; EARLE, 1980)
rung zu sehen.
voraus. In diesem Bereich erfolgte vermutlich eine
Altalpidische Metamorphose - Aufgrund der beAbscherung von der weiterhin subduzierten ozeanischriebenen Paragenesen werden die Bedingungen
schen Kruste und eine relativ rasche Hebung unter
der Hochdruckmetamorphose mit 330-370°C und
teilweiser Erhaltung der Hochdruckparagenese. Die
6-8 Kb eingestuft. Die Druckabgrenzung nach oben
teilweise inverse Lagerung der Ophiolitkörper und
ist unsicher, da die Paragenese Talk - Phengit, die
die tektonische Zerstückelung einschließlich der RePhengitkomponente im Hellglimmer und Einschlüsse
duktion der primären Mächtigkeit der einzelnen
von Albit und Quarz im Alkalipyroxen höhere Drucke
Schichtglieder ist vor allem in diesem Zusammenmöglich erscheinen lassen. KlAr-Datierung an zohang und in Verbindung mit der nachfolgenden Renargebauten Crossit-Riebeckit-Mischkristallen
ergab
gionalmetamorphose zu sehen.
ein Alter von 65:1:6 ma (W. FRANK,pers. Mitt.), das
Die Bedingungen der eoalpinen Hochdruckmetawohl nur als Mischalter interpretiert werden kann.
morphose ergeben einen geringen geothermischen
Jungalpidische Metamorphose - Der Zonarbau der
Gradienten, entsprechend den Verhältnissen in
Alkalipyroxene (Abb. 15) spricht für einen raschen
einer Subduktionszone. Die vorgelegten Ergebnisse
zeigen eine gute Korrelation mit den hochdruckmeDruckabfall und aus den Paragenesen lassen sich
tamorphen Bereichen in den Ost- und Wes~alpen
die Metamorphosebedingungen mit 390-430°C bei
(MILLER, 1977; ERNST, 1977) in Abhängigkei~ zum
<3 Kb abschätzen. KlAr-Datierungen an Heliglimmern ergaben 19-22 ma (W. FRANK, pers. Mitt.).
Abtragungsnievau. Lage und Richtung der Subduktionszone muß mit dem Bauplan der Alpen und KarMit einer Abnahme von fo. und möglicherweise auch
paten in Übereinstimmung sein.
von fco. muß gerechnet werden. Die blaugrünen katophoritischen Amphibole in einem Metagabbro des
Die Bedingungen der jungalpidischen MetamorphoEisenberger Fensters lassen eine Zunahme der Mese der Rechnitzer Serie entsprechen der Grünschietamorphose im N-S-Profil (Abb. 1), insbesondere
ferfazies, eine Temperaturzunahme
von Norden
im Vergleich mit der prograden Mineralzonierung
nach Süden erscheint gesichert. Im Vergleich mit
des Sanbagawa Belt (MIYASHIRO,1973), möglich erden Bündnerschieferserien des Tauernfensters kann
scheinen. Auch die Verwachsung Antigorit-Diopsid
entsprechend den Ergebnissen von HÖCK (1983)
in einem Serpentinit des südlichen Eisenberger Feneine Korrelation der Ophiolitkörper der Rechnitzer
sters unterstützt diese Vorstellung (TROMMSDORFF
&
Serie vermutlich nur mit jenen der Glocknerfazies
EVANS, 1977). Diese Metamorphosebedingungen
durchgeführt werden. Das Abtragungsniveau der
lassen Hebungsraten bis zum Sarmat, den ältesten,
Rechnitzer Serie entspricht annähernd dem des
fossilbelegten und nicht metamorphen SedimentaufNordostrandes des Tauernfensters, das im zentralen
lagerungen auf der Rechnitzer Serie (PAHR, 1983),
Bereich wesentlich höhere Metamorphosebedingunvon :5 2 mm/Jahr errechnen.
gen aufweist.
f) Die Ophiolitkomplexe der Rechnitzer Serie sind gut
Die häufige Bildung von Alkaliamphibolen mit riekorrelierbar mit den penninischen Ophioliten der
beckitischer oder magnesioriebeckitischer ZusamWest- und Ostalpen (DIETRICH,1980; HÖCK, 1983).
mensetzung entspricht keiner HochdruckmetamorWegen unterschiedlicher metamorpher Überprägung
phose, aus dem koexistierenden Alkalipyroxen mit
der penninischen Ophiolite kommt vor allem dem
geringer Jadeitkomponente
lassen sich Drucke
Vergleich der geochemischen Untersuchungen be< 3 Kb ableiten. Alkaliamphibole sind auf Gesteine
sondere Bedeutung zu.
mit MgO/FeO + Fe203-Verhältnisse
< 0,3 und
einem FeO/Fe203-Quotienten < 2,0 beschränkt.
Die häufigen Vorkommen von Ophikarbonatgesteinen im Rechnitzer Fenster und ihre Paragenese
7. Geochemische Untersuchungen
sprechen für eine sehr früh angelegte mechanische
7.1. Ultramafitite
Vermengung der magmatischen Gesteine mit SediDer Mineralbestand dieser durch EVREN(1972) untermentmaterial im Zusammenhang mit tektonischen
Vorgängen entlang einer Transformstörung. Die Kar- suchten Gesteine umfaßt Chrysotil und Lizardit sowie
6. Zusammenfassung
der petrologischen Untersuchungen
und geotektonischen Entwicklung
o
e
o
e
o
e
123
geringe Mengen von Chlorit. In jenen ultramafischen
Gesteinen, die als Kumulate interpretiert werden, nimmt
der Chloritgehalt deutlich zu und Klinopyroxen kann reIiktisch erhalten sein. Im Süden des Eisenberger Fensters findet man die Paragenese Antigorit + Diopsid zusammen mit reliktisch erhaltenem magmatischem Klinopyroxen. Formrelikte nach Orthopyroxen und Olivin sind
wesentlich seltener. Am Rand der"Ultramafitite sind metasomatisch gebildete Talkschiefer und gering mächtige
Tremolitfelse häufig anzutreffen. Die in Tab. 10 zusammengestellten Ultramafititanalysen zeigen für die harzburgitischen Serpentinite (RS-35/78, Ro-69 und Ro-70
sowie EVREN, 1972) charakteristisch geringe CaO- und
Al203-Werte bei einem höheren MgO. Die Proben RS41/78 und RS-120/80 haben höhere AI-Gehalte und
entsprechen nach COLEMAN (1977) eher Iherzolithischen Zusammensetzungen mit zum Teil höheren primären Spinell- oder Plagioklasanteil, die geringen Cr-,
Ni- und Co-Werte würden diese Interpretation bestätigen. In der CIPW-Norm sind sie durch eine höhere AnKomponente ausgezeichnet, bei Berechnung eines Spinells erhält man 5-7 Mol.-% Diopsid. Dies entspricht
annähernd dem erhaltenen Klinopyroxen (RS-120/80),
die Formrelikte belegen aber einen deutlich höheren
primären Gehalt an Klinopyroxen. Damit ist eine Ca-Abnahme während der Serpentinitisierung
belegt. Die
Formrelikte und die fortschreitende Verdrängung der
Pyroxene spricht für eine Mobilität des Ca auch während der alpidischen Metamorphose. Die alpidische Magnetitbildung belegt eine höhere Oxidation gegenüber
der ursprünglichen Mantelzusammensetzung. Der Talkschiefer (RS-218/82) zeigt eine, den benachbarten Serpentiniten äquivalente Geochemie, und ist daher im Gegensatz zu den Chloritschiefern als metasomatisch veränderter Ultramafitit anzusprechen.
7.2. Chloritschiefer
Innerhalb der Serpentinite findet man oft monomineralische Chloritschiefer in Form von Linsen und unregelmäßigen Körpern. Die Fe-armen, hellen Varietäten
mit 4-6 Gew.-% FeO und Fe203 sowie Mg-Gehalte
über 30 Gew.-% MgO werden als "Edelserpentin" bezeichnet und ihre Entstehung wurde oft diskutiert (EvREN, 1972). Neben diesen monomineralischen Chloritschiefern (Tab. 10, EVREN,.1972) findet man massige
Tabelle 10: Chemische Analysen der Ophiolite der Rechnitzer Serie nach Gesteinsgruppen gegliedert, ergänzt durch einzelne
Daten von EVREN (1972) und KOLLER et al. (1982). Normverrechnung nach BARTH, XMG10 entspricht MgO/MgO + FeO mit 0,9 Fetat
als FeO, XMGMt dem MgO/MgO + FeO der metamorphen Paragenesen (Hauptelemente in Gew.-%, Spurenelemente in ppm).
UL TRAMAFITITE
SI02
TI02
AL203
FE203
FED
MN304
MGO
CAD
K20
P205
H2O
CR203
NIO
IIS-35/78
41.76
.05
1.15
5.61
2.18
.11
37.5b
.15
0.00
.02
11.94
.36
.25
SUM %
S
SC
V
CR
CO
NI
CU
ZN
GA
RB
SI1
Y
ZII
NB
au
Oll
AN
OL
HY
01
MT
IL
C
)(I'IGIO
XMGI'IT
124
IIS-41178
34.34
.23
16.03
.79
4.30
.15
31.39
1.73
0.00
0.00
11.31
.22
.09
IIS-120/80
42.97
.12
3.22
5.67
2.29
.09
32.58
1.21
0.00
.01
10.41
.33
.24
RO-69
37.02
.10
1.50
12.34
0.00
.11
35.67
.10
.01
.02
12.0.3
.43
.32
RO-70 EVREN/1972
38.34
37.52
0.00
.07
1.58
1.16
9.94
8.98
0.00
0.00
.09
0.00
36.75
37.85
.10
1.03
.01
0.00
.01
0.00
12.62
12.79
.44
.67
.30
.24
RS-218/82
54.66
.04
2.74
5.71
3.34
.02
27.00
.40
.01
.01
5.44
.36
.28
101.14
100.58
99.14
99.65
100.25
100.24
100.01
354.00
9.00
34.00
2467.00
96.00
1838.00
25.00
43.00
5.00
3.00
4.00
1.00
7.00
3.00
122.00
15.00
67.00
1484.00
35.00
590.00
8.00
60.00
8.00
3.00
4.00
2.00
10.00
3.00
163.00
9.00
50.00
2483.00
63.00
1763.00
8.00
48.00
5.00
3.00
11.00
1.00
9.00
3.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
299.00
9.00
39.00
3331.00
112.00
2846.00
28.00
37.00
10.00
9.00
15.00
4.00
13.00
6.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
37.00
11.00
55.00
2904.00
82.00
2098.00
0.00
51.00
0.00
0.00
0.00
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ES:
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135
Tabelle 10 (Fortsetzung).
NICHT OPHIDLITISCHE
GRUENSCHIEFER
5102
TI02
AL203
FE203
FED
MN304
MGO
CAD
NA20
K20
P205
H2O
CO2
RS-15Q/80
38.85
4.b1
13.11
14.95
0.00
.23
7.39
8.10
1.74
.02
1.40
4.42
4.89
RS-lbO/BO
41.22
4.00
14.50
1.55
9.10
.22
4.98
9.b5
3.97
0.00
.91
4.01
5.32
RS-1b1/80
3b.08
4.08
11.04
12.84
0.00
.32
b.35
13.83
1.35
.01
1.20
4.03
9.29
SUM %
99.71
99.43
100.42
318.00
2 B.00
440.00
3.00
b8.00
bQ.OO
9b.00
179.00
19.00
0.00
523.00
38.00
393.00
123.00
328.00
204.00
22.00
372.00
1.00
b1.00
2B.00
149.00
13Q.00
20.00
4.00
805.00
44.00
431.00
184.00
147.00
384.00
31.00
3Bb.00
2.00
b2.00
59.00
99.00
149.00
15.00
0.00
B05.00
34.00
339.00
114.00
301.00
11.30
.10
1b.80
.10
0.00
33.40
2.40
1.70
b.90
3.20
13.30
12.00
0.00
0.00
38.20
23.30
10.00
10.40
.20
1.30
b.OO
2.00
6.50
0.00
12.10
.10
12.70
2.10
0.00
28.00
2.00
1.40
b.OO
2.bO
24.70
9.30
.52
0.00
.4B
.49
.52
0.00
S
SC
V
CP
CO
NI
CU
ZN
GA
R8
'SR
Y
ZR
N8
8A
QU
OR
AB
AN
OL
HY
01
MT
IL
AP
CC
C
XMG10
XMGMT
Chloritschiefer
sehr
ähnlicher
Zusammensetzung
(Tab. 10, Ro-12, RS-111/80D) als Blackwallbildung um
die Rodingitgänge (KOLLER& RICHTER,1980). Fe-reiche
Chloritschiefer mit 20-30 Gew.-% FeO und Fe203
(Tab. 10) führen meist idiomorphe Magnetitoktaeder
und seltener Pyrit. Xenomorpher Titanit ist ein häufiger
Nebengemengteil. Diese Chloritschiefer findet man als
isolierte Gänge und Linsen innerhalb der Serpentinite
sowie am Rand zu den Ferrogabbros oder zu den Blauschiefern. Die Ergebnisse der geochemischen Untersuchungen (Tab. 10) zeigen, daß die Fe-armen Chloritschiefer äquivalente Gehalte an inmobilen Spurenelementen wie die normalen, hellen Gabbros aufweisen,
die Magnetit-reichen Chloritschiefer (RS-25/77, RS-421
78) wie die Ferrogabbros. Die an die Blauschiefer grenzenden Magnetit-Chloritschiefer (RS-215-217/82)
besitzen ähnlich hohe Gehalte an P, Zr, Y und den SEE,
wie die Blauschiefer selbst.
Es ist damit leicht ableitbar, daß die Chloritschiefer
metasomatisch veränderte Gabbrovarietäten am Rand
und' innerhalb der Ultramafitite darstellen. Allein aus
136
dem Gehalt weitgehend inmobiler Elemente kann auf
den ursprünglichen Gesteinschemismus geschlossen
werden. Si, Na und Ca wurden abtransportiert, Mg und
H20 zugeführt.
7.3. Gabbrosequenz und deren Differentiate
Bevorzugt im Rechnitzer Fenster (Abb. 1) sind um die
Serpentinite gabbroide Körper aufgeschlossen. Vereinzelt findet man am westlichen Rand dieses Fensters die
Gabbros isoliert als tektonische Scherlinge. Im Fenster
von Rechnitz sind sie seltener, dafür findet man auch
noch kleinere Körper von sauren Differentiaten. Generell kann man die Gabbrosequenzen der Rechnitzer Serie in drei Gruppen untergliedern: Normale Gabbro, Ferrogabbro und späte Differentiate (Fe-Diorite, Plagiogranite).
Die normalen Gabbros mit dem rekonstruierbaren
Mineralbestand reliktisch erhaltener Klinopyroxen, sowie Formrelikte bildender Plagioklas und Olivin, sind
Ti02- und Fe-arm (Tab. 10) und besitzen im Durchschnittt 0,4 Gew.-% Ti02 und 5,7 Gew.-% FeO und
Fe203' Si02- und Al203-Gehalte verhalten sich verkehrt
proportional, wobei die Si02 ärmeren Gabbros olivinreichere Varietäten darstellen. Für diese läßt sich eine
Kristallfraktionierung durch höhere Gehalte an Mg, Cr
und Ni bei geringeren Y, Zr, Ba, V und Ga ableiten,
eine Korrelation mit troktolithischen Gabbrovarietäten
ist wahrscheinlich (COLEMAN,1977; HEKINIAN,1982).
Aufgrund der metamorphen Überprägung und der metasomatischen Veränderungen, insbesondere während
der ozeanischen Metamorphose, ist ein primäres "layering" nur selten zu beobachten. Lagenweise Grob- (RS144/80G)
und Feinkornbereiche (RS-144/80F) weisen
aber deutliche Unterschiede in der Zusammensetzung
auf und dürften damit einem primären "layering" entsprechen. Die normalen Gabbrovarietäten sind sehr
häufig mit den Ultramafititen vergesellschaftet, wobei
dann der metamorphe Mineralbestand aus wechselnden
Mengen von Aktinolith, Chlorit, Albit und Pumpellyit besteht. Letzterer wird durch Klinozoisit oder in den Rodingiten durch Hydrogrossular verdrängt. Der Rand der
hellen, magnesiumreichen Gabbros zu den Serpentiniten sowie die Gänge innerhalb der Ultramafitite sind
durch eine Rodingitisation gekennzeichnet. Diese CaZunahme (Abb. 20) ist verbunden mit einer Abnahme
von Si und einer vollständigen Abfuhr der Alkalien
(Tab. 10), verbleibende Na-Gehalte in den Rodingiten
sind meist an die magmatischen Klinopyroxene gebunden. Die weitgehend inmobilen Elemente werden nur
relativ zur Massenbilanz angereichert. Höhere K20- und
Na20-Gehalte in den Gabbros (Abb. 20, Tab. 10), üblicherweise abseits der Serpentinite, machen sich in der
Norm durch höhere Oro, Ab- und Ne-Komponenten bemerkbar, sollten aber eine metasomatische Zufuhr bedeuten, da keineswegs alkaligabbroide Zusammensetzungen vorliegen (HEKINIAN,1982). Bei einer Darstellung im AFM-Dreieck (Abb. 21) fallen die Rodingite
durch den Verlust der Alkalien ins Feld der ultramafischen Kumulate, die normalen Gabbros zeigen teilweise eine Na-Zufuhr bei geringen oder fehlenden K-Ge-.
halten (Abb. 20 und 21, Tab. 10), dies verursacht eine
Abweichung vom Fraktionierungstrend, der ähnlich dem
der Skaergaardintrusion sein sollte. Das XMG (XMG10 in
Tab. 10) der normalen Gabbros variiert von 0,85-0,64,
mit einem Mittelwert von 0,76, bezogen auf 0,9 Fetat als
Tabelle 11: SEE-Gehalte ausgewählter Ophiolitproben der Rechnitzer Serie, Angaben in ppm (zerstörungsfreie INAA, • für radiochemische Analysen, Analytiker F. KLUGER, Wien).
nO-12C
RO-15F
RO-13G
RS-37/78*
Glash*
R5- 49/78*
RS-39 /78 *
La
0,083
0,20
0, 18
0,34
0,435
0,38
0,62
Ce
0,26
1,9
1 ,5
1 ,76
1 ,95
4,6
Nd
0,23
2,0
1 ,8
6,2
Sm
0,073
0, 1a
0,14
0,63
0,777
0,9
2,8
Eu
0,26
0, 17
0,97
0,42
0,43
0,44
1,1 1
Tb
0,017
0,018
0,033
0,17
0,24
0,32
0,84
0,084
0,13
0,61
0,72
0,82
2,07
Yb
Lu
0,083
0,016
0,021
0,09
0,108
0,12
0,31
T<l
0,03
0,04
0,02
0, 1
0,05
0,13
0,6
Hf
0,09
0,047
0,018
0, 13
0,35
0,56
2,4
RS-44/78
RS-17 2/81
RS-77/79
RS-9G/7l)
2,5
2,76
RS -176/81
* RS-214/82
RS-227/82
5,95
La
1 ,21
18
0,91
2,2
Ce
5,5
90
4,3
7,4
Nd
5,6
55
Sm
2,22
21
2,72
2,39
2,77
3,10
4,33
Eu
1,35
5,65
1, as
1,21
1 ,11
1 ,07
1,55
Tb
0,72
5,98
0,72
0,8
0,92
0,75
1 ,19
Yb
2, 12
23,4
2,51
3,45
3,6
3,35
3,85
Lu
0,31
3,48
0,38
0,56
0,55
0,51
0,57
Ta
0,5
0,96
0,15
0,75
1,2
0,2
0,45
Hf
2, 1
29
2,4
2,0
2,9
3,1
4 ,1
FeO. Das metamorphe XMGMt (Tab. 10) ist wegen der
höheren Oxidationsrate stets höher (Tab. 10), dies gilt
auch für die Rodingite. Der Ca-Überschuß in den Rodingiten, mit Ca-Werten von 18-25 Gew.-% CaO
(Tab. 10, Abb. 20), verursacht in der Normkalkulation
hohe Wo-Komponente und teilweise nicht verrechenbares CaO.
Von diesen Gabbrovarietäten unterscheiden sich die
Fe- und Ti-reichen Ferrogabbros
sehr stark. Vom
primären Mineralbestand der dunklen Gabbros sind Augit und Formrelikte von Ilmenit und Titanomagnetit erhalten geblieben. Aus der Norm lassen sich neben den
Feldspatkomponenten noch Hy und 01 errechnen, die
mit dem vorhandenen Chloritanteil gut korrelieren. Dies
legt den Schluß auf Gabbronorit- und Noritvarietäten
nahe, wobei dann die hohen Ti- und Fe-Gehalte nach
HEKINIAN(1982) durchaus als normal anzusehen sind.
Der metamorphe Mineralbestand dieser Gesteine ist
sehr komplex (Tab. 9).
Generell sind durchschnittliche Gehalte von 4 Gew.% Ti02 festzustellen, wobei die Werte von 1,2 Gew.-%
Ti02 für die Übergangstypen zu den normalen Gabbros
(RS-87/79, RS-177/81 und RS-180/81; Tab. 1) bis zu
7,45 Gew.-% Ti02 (RS-179/81) variieren. Fe203- und
FeO-Gehalte erreichen zusammen über 20 Gew.-% bei
9,9
18
einer positiven Korrelation zu Ti und einer negativen zu
Mg, entsprechend den geringen XMG10 um 0,45 oder
dem XMGMt von 0,5-0,6 (Tab. 10). Der Anteil an primärem Ilmenit und Titanomagnetit erreicht in den Ferrogabbrovarietäten 20 Vol.-%, entsprechend der Häufigkeit der Formrelikte. Dem gegenüber stehen Titanitextremwerte von 20 Vol.-% und Fe-Oxidanteile (Haematit
und Magnetit) von 5-10 Vol.-% in den metamorphen
Paragenesen. Die Ca- und Mg-Werte der Fe- und Tireichen Gabbros sind geringer als in den normalen
Gabbros (Abb. 20 und 21), die Na-Gehalte weisen eine
deutliche Anreicherung bis zu 6,12 Gew.-% Na20
(RS-81/79) auf. Auch dies verursacht eine Abweichung
vom Skaergaardentwicklungstrend
(Abb. 21) zu höheren Alkaligehalten, die aber dann nur durch die Zunahme von Na (Abb. 20) verursacht ist. Außerdem resultieren daraus in der CIPW-Norm die Ne-Gehalte und der
hohe Ab-Überschuß gegenüber An. Die Zunahme des
Na steht üblicherweise in einem direkten Zusammenhang mit der hohen Oxidationsrate, die durch einen
mittleren Fe203/(FeO + Fe203)-Quotienten um 0,45 und
Extremwerten bis 0,64 (RS-81/79, RS-179/81, Tab. 10)
charakterisiert ist. P20S- und K20-Gehalte sind gering,
jedoch im Durchschnitt höher als in den normalen Gabbrovarietäten. In den Spurenelementkonzentrationen ist
137
15
10
Pig
-0"""
<> ,.
o
0
5
Na- verarmt
Rodingite
10
5
15
20
15
20
CaO
15
10
"Spilite"
0
0
0
5
~
0
00
0
5
0
0
~
'80
10
CaO
Abb. 20: CaO-Na20-Variationsdiagramm nach MULLEN (1983) mit Trennungslinie für spilitisierte Basalte.
Oben: Gabbroentwicklung mit Na-verarmten Rodingiten, Gabbros mit normalen und durch Zufuhr veränderten Na-Gehalten sowie
Differentiate (Fe-Diorite und Plagiogranite).
Unten: Grünschieferentwicklung .
... = Rodingite; l::,. = Normale Gabbros; 0 = Ferrogabbros;
= Plagiogranite (PLG) und Fe-Diorite; 0 = Grünschiefer; zusammengehörende Proben bei Lagenbau, alternierende Unterschiede in der Korngröße etc. sind mit Linien verbunden.
<>
138
FeO
MgO
FeO
MgO
Abb. 21: Darstellung der untersuchten Gesteine der Rechnitzer Ophiolite im AFM-Dreieck, mit 0,9 Fetat als FeO.
Oben: Fraktionierungstrend der plutonischen Sequenz von den Ultramafititen (UM) über "lower level"-Gabbros (LLG), Ti- und Fereiche "upper level"-Gabbros zu Fe-Dioriten (Fe-Dio) und Plagiograniten (Pig); mit Pfeilen ist die Tendenz der Na-Zufuhr angegeben.
Unten: Grünschiefer mit Skaergaardentwicklungstrend nach MUELLER& SAXENA(1977) sowie den Feldern von "sheeted dykes"
(schräg schraffiert) und Laven (senkrecht schraffiert) von mittelozeanischen Rücken nach HUGHES(1982); grob- und feinkörnige
Lagen wurden miteinander verbunden.
* = Ultramafitite; C = Chloritschiefer; T = Rodingite; 6. = Normale Gabbros; 0 = Ferrogabbros;
= Blauschiefer (Fe-Diorite
und Plagiogranite); 0 = Grünschiefer.
<>
139
eine Zunahme an Sc, V, Co, Sr, Zr, V und SEE sowie
Ba gegenüber den normalen Gabbros festzustellen, die
Gehalte an Cr und Ni sind deutlich geringer (Tab. 10
und 11).
Die Abwechslung von grob- und feinkörnigen Varietäten (RS-86A/79G-grob und RS-86A/79F-fein, Tab. 10)
läßt sich mit unterschiedlichen Gehalten an relativ inmobilen Elementen wie AI, V, Zr und Nb korrellieren
und kann als Hinweis auf unterschiedliche Mineralfraktionierung und primäre Unterschiede aufgefaßt werden.
Zur intrusiven Abfolge werden auch noch die als
Blauschiefer bezeichneten Albit- und Alkaliamphibol-reichen Gesteine (KOLLER& PAHR,1980) gerechnet. Diese
findet man im Rechnitzer Fenster (Abb. 1) als geringmächtige Linsen, als albitreiche Gänge und Mobilisate
in den Gabbros im nördlichen Rechnitzer Fenster und
sie werden aufgrund ihrer signifikanten geochemischen
Charakteristik zu den P Iag i 0 g ran i ten (COLEMAN,
1977; COLEMAN& DONATO,1979) gestellt.
Neben den höheren Si-Gehalten, zwischen 54 und
61 Gew.-% Si02, sind beträchtliche Na20- und P205Werte typisch (Tab. 10). Zwischen Na und Si ist eine
positive Korrelation feststell bar, mit P hingegen haben
beide eine negative. Gegenüber Plagiograniten weisen
diese Gesteine niedere AI- sowie höhere Fe-(FeO und
Fe203 zusammen)-Gehalte auf (COLEMAN & DONATO,
1979). Mit zunehmendem Na sinken Ca (Abb. 20) und
Mg (Tab. 10), im AFM-Dreieck liegen die Blauschiefer
auf einem tholeiitischen Entwicklungstrend (Abb. 21).
Neben den hohen P205- und Na20-Anteilen sind noch
extrem hohe Zr-, V-und SEE-Werte charakteristisch
(Tab. 10 und
11). Die Variationsbreite
umfaßt
600-1400 ppm Zr und 220-380 ppm V, auch die Gehalte an Zn, Ga und Nb zeigen gegenüber den Gabbros
erhöhte Werte.
.
Die albitreichen Gänge in den Blauschiefern und deren hellen Bereichen (RS-210/8H-hell, albitreich) stellen
jene Fraktionierungsprodukte der Magmenkammern mit
dem höchsten Differentiationsgrad (Abb. 21) dar.
Das Albit- und Haematit-reiche Gestein (RS-224/82)
mit akzessorischen Gehalten an Talk, Phengit und
Chlorit weist bei einer eher dioritischen Zusammensetzung (Tab. 10) Spurenelemente auf, die den Blauschiefern entsprechen. Auch innerhalb der Grünschiefer im
südlichen Rechnitzer Fenster wurden gering mächtige
mögliche Äquivalente (RS-58/78) beobachtet.
7.4. Grünschiefer
In diese Gruppe wurden alle Grüngesteine, die keine
erkennbare gabbroide Textur aufweisen oder aus stratigraphischen Gründen den Intrusivkomplexen zuzuordnen sind, zusammengefaßt. Mit aufgenommen wurden
auch alle Albit- und Epidot-reichen, grobkörnigen Einschaltungen (RS-153/80, RS-167/80H in Tab. 10) sowie
jene Varietäten (RS-18/77, RS-58/78), die eine ähnliche
Spurenelementverteilung wie die Blauschiefer besitzen,
sich aber in Aussehen und Mineralbestand sehr den
Grünschiefern nähern. Ein Teil der untersuchten Gesteine ist massig und feinkörnig ausgebildet. Porphyrische Texturen sind sehr selten, sie sind auf plagioklasphyrische Varietäten ehemaliger Basalte beschränkt.
Gebänderte Grünschiefer mit einer lagenweisen Anreicherung der dunklen Gemengteile sind im Rechnitzer
Fenster häufig und erreichen dort größere Mächtigkeit.
Lokal können auch Breccien mit grobkörnigen Berei140
chen, die bis über 10 cm im Querschnitt erreichen und
in einer feinkörnigen, chloritreichen Matrix eingebettet
sind, auftreten. Zu der Metapelitentwicklung hin findet
man auch eine zunehmende Verzahnung mit vermutlich
sedimentären Einschaltungen von karbonatreichen Lagen, oft auch in rhythmischer Abfolge. Pillowlaven sind
bisher nicht nachweisbar, eine Tatsache, die vermutlich
auf die metamorphe Überprägung und auf die intensive
alpidische Deformation sowie auf die relativ begrenzten
Aufschlußverhältnisse zurückzuführen ist. Daneben lassen sich noch einzelne massive Laven, Breccien und
mögliche Hyaloklastite, aber auch mögliche Tuffe und
Tuffite ableiten. Grundsätzlich zeigen die Grünschiefer
der Rechnitzer Serie gut vergleichbare Erscheinungsbilder und Texturen zu den Grüngesteinen der mesozoischen Schieferhülle des Tauernfensters (HÖCK, 1983).
Die Grünschiefer mit Si02-Gehalten meist unter
50 Gew.-% zeigen ähnlich wie die gabbroiden Gesteine
eine Na-Anreicherung, liegen aber im bivarianten CaNa-Diagramm von MULLEN(1983) überwiegend im Feld
nicht spilitisierter Basalte. Aus der CIPW-Norm errechnen sich häufige Ne normative Basalte, in denen die
An/Ab-Quotienten aber nicht unveränderten Basalten
entsprechen. Auch im AFM-Dreieck (Abb. 21) fallen nur
ein geringer Teil der Grünschiefer ins Feld der ozeanischen Tholeiite, viele zeigen eine Alkalizunahme, die
aber nur in den steigenden Na20-Gehalten begründet
ist, da die K20-Werte üblicherweise sehr gering sind.
Abgesehen von den Alkalien sind auch für Ca, Mg, Si
und Fe beträchtliche Änderungen der primären Basaltchemismen zu beobachten, jedoch lassen sich die in
der Grünschiefereinheit der Ophiolite auftretenden Gesteine in folgende Gruppen gliedern:
1. Normale ophiolitische Grünschiefer mit 1,20-2,61
Gew.-% Ti02. Diese besitzen relativ variable MgOGehalte von 2-9 Gew.-%, wobei jene Grünschiefer
mit den hohen Mg-Werten weitgehend unveränderte
Na-Gehalte aufweisen. Diese Gruppe stellt den
überwiegenden Anteil der untersuchten Grünschiefer
(Tab. 10).
2. Cr-reiche Grünschiefer (981 -470 ppm Cr) mit teilweise sehr hohen Mg-Gehalten von 10-14,5 Gew.% MgO. Gleichzeitig besitzen diese Metabasite geringe Ti02-Gehalte (0,58-1,07 Gew.-%), Zr-Werte.
< 66 ppm sowie V-Werte< 25 ppm. Bei Na-Zunahme fallen ebenso die MgO-Gehalte, dies entspricht
analog zur ersten Gruppe einer postmagmatischen
Veränderung. In die zweite Gruppe lassen sich die
Proben RS-116/80, RS-137/80, RS-138/80, RS-165/
80, RS-166/80 und RS-222/82 einordnen (Tab. 10).
3. Ti- und Fe-reiche Metabasalte mit Ti02-Gehalten
von 4,78-6,32 Gew.-%, diese zeichnen sich durch
fehlendes Cr (47-1 ppm) und hohe V- und Sc-Werte
(Tab. 10) aus. Es sind dies die Grünschiefer RS-97/
79, RS-170/81 und RS-172/81 (Tab. 10).
4. Saure Einschaltungen (RS-58/78) in den Grünschiefern sowie jene Grüngesteine aus der unmittelbaren
Nachbarschaft der Blauschiefer (RS-18/77) mit sehr
hohen Gehalten an inkompatiblen Elementen.
5. Albit- und Epidot-reiche Mobilisate innerhalb der
Grünschiefer als Metasomatische Bildungen mit sehr
geringen Gehalten an inmobilen Elementen (RS-167/
80H, Tab. 10).
Mit den Ti-Gehalten sind die Zr-Werte in einer positiven Korrelation verknüpft, alle ophiolitische Grünschiefer besitzen niedere Nb-Konzentrationen unter 12 ppm.
7.5. Ophikarbonatgesteine
Die Ophikarbonatgesteine
haben eine abwechslungsreiche Mineralogie
(KOLLER & PAHR, 1980) und zeichnen sich vor allem durch ihre hohen Cr- und Ni-Gehalte
aus.
Der durchschnittliche
Silikatanteil
variiert
mit
10-40
Gew.-% relativ stark, die Karbonatkomponente
besteht aus Calcit. Die Zusammensetzung
des HCI-unlöslichen Silikatanteils
(RS-225-HCI, Tab. 10) zeigt sehr
geringe Ti- und AI-Gehalte gegenüber
hohen Konzentrationen von Fe, Na, Cr, Co und Ni.
Diese, auf das Rechnitzer Fenster beschränkten
Gesteinsvorkommen,
werden als tektonische
Breccien von
Ultramafititen
in den karbonatreichen
Sedimenten,
etwa
entlang einer Transformstörung,
erklärt. Diese Interpretation entspricht auch den Ergebnissen der Geochemie,
da die Ophikarbonatgesteine
für fast alle untersuchten
Elemente (Tab. 10) eine verbindende
Position zwischen
den Ultramafititen
und den Kalkglimmerschiefern
einnehmen.
7.6. Kalkglimmerschiefer
und Phyllite
Die in Tabelle 10 zusammengestellten
Daten umfassen Silikatmarmore
(RS-99/79
und RS-163/80),
Kalkglimmerschiefer
(RS-174/81,
RS-220/82
und RS-226/
82), schwarze Kalkglimmerschiefer
mit bis 2 cm großen
Albitblasten
(RS-229/82
und RS-230/82)
und einen
Phyllite
(RS-223/82)
als Vergleichsgrundlage
für die
Ophikarbonatgesteine
und für Grünschiefer
mit sedimentärer Wechsellagerung.
In den karbonatreichen
Peliten variiert der Calcitanteil
von 93-72
Vol.-%, daneben ist noch Quarz, Phengit, Chlorit, Albit und Epidot
vertreten.
Ein graphitisches
Pigment ist häufig, lokal
kann Paragonit und Pyrit auftreten. Der Phyllit (RS-223/
82) besteht aus Phengit, Chlorit, Quarz und Titanit sowie akzessorischem
Turmalin. Die Auswahl dieser Gesteine ist nicht vollständig und beschränkt sich auf jene
aus der Nachbarschaft
gut aufgeschlossener
Grünschiefer.
7.7. Nichtophiolitische
Grünschiefer
KOLLER & PAHR (1985) beschreiben aus dem Rechnitzer Fenster (Abb. 1) in die Sedimentabfolge
eingelagerte, stark spilitisierte
Grünschiefer
mit alkalibasaltischer
Affinität. Neben hohen Ti-Gehalten
sind gegenüber den
ophiolitischen
Grünschiefern
höhere Zr-Werte und die
besonders
hohen Nb-Gehalte
von 114-184
ppm charakteristisch
(Tab. 10).
8. Diskussion
der geochemischen Untersuchungen
8.1. Plutonite
Die Plutonite lassen sich in folgende vier Gruppen Ultramafitite,
normale Gabbro, Ferrogabbro
und saure
Differentiate
- gliedern. Da die Ultramafitite
vollständig
serpentinisiert
sind und die Zuordnung zu den tektonischen Lherzolithen
des oberen Erdmantels
oder zu
Harzburgiten
und zu den ultramafischen
Kumulaten unsicher ist, läßt sich diese Frage nicht eindeutig klären.
Die vorliegenden
Daten der Serpentinite
sprechen so-
wohl für die Existenz von Harzburgiten
(EVREN, 1972)
als auch von Lherzolithen.
An der Grenze der Serpentinite zu den Gabbros findet man vereinzelt Gesteine, die
nach Si02/FeO/(FeO
+ MgO)- und AI203-CaO-MgOVerhältnissen
(COLEMAN, 1977) trotz der hohen AI-Gehalte zu den ultramafischen
Kumulaten
(RS-41/78,
Tab. 1) zu zählen sind.
Die Metagabbros
zeigen metasomatische
Veränderungen unterschiedlicher
Art, eine Ca-Zunahme
und
eine häufig vollständige
Verarmung
an Alkalien in den
rodingitisierten
normalen
Gabbros,
dem gegenüber
steht eine häufige
Na-Zunahme
in allen,
nicht im
Grenzbereich
zu den Serpentiniten
vorkommenden
Gabbrovarietäten.
Im Zusammenhang
mit der Na-Metasomatose ist häufig eine intensive Oxidation zu beobachten. Diese Veränderung
der Gabbros ist der ozeanischen Metamorphose
und den damit in Verbindung stehenden Lösungen zuzuordnen.
Die Ca-Gehalte nehmen
von den normalen Gabbros über die Ferrogabbros
bis
zu den sauren Na-reichen
Differentiaten
ab (Abb. 20).
Gehalte von 2-3 Gew.-% Na20 erscheinen
in Relation
zu dem, aus den Texturen ableitbaren
primären Plagioklasanteil
normal und sind aus Gabbros der ozeanischen
Kruste
bekannt
(THOMPSON, 1973; HEKINIAN,
1982). Die höheren Na-Gehalte
um 5 Gew.-%
Na20
sind nicht im Einklang
mit dem primären
Mineralbestand und müssen durch die zirkulierenden
Meerwasserlösungen
zugeführt
worden sein. Im AFM-Dreieck
(Abb. 21) ist ein Entwicklungstrend,
analog dem der
Skaergaardintrusion,
für die gabbroiden
Gesteine darstellbar und reicht von den Ultramafititen
über die normalen Gabbros und Fe-Ti-reichen
Gabbros zu den als
Blauschiefer
bezeichneten
sauren Differentiaten.
Abweichungen
von diesem Trend sind durch die Veränderung der primären Na-Gehalte
verursacht
und Abb. 21
zeigt die Verarmung an Na für die Rodingite und Chloritschiefer als Gabbroäquivalente
durch die Metasomatosevorgänge
sowie die Na-Zunahme
für viele der untersuchten
Metagabbros.
Bei Verwendung
des Korrelationsdiagrammes
XMG 10
(MgO/(MgO + FeO) mit 0,9 Fetet als FeO, Tab. 10) gegen Ti02
zeigt sich ein klarer
Differentiationstrend
(Abb. 22) mit einem relativ flachen Kurvenverlauf
bis zu
einem XMG 10 von 0,60 und einem sehr starken Anstieg
zu
hohen
Ti-Werten
für
Gabbros
mit
einem
XMG 10 > 0,54. Der Differentiationstrend
endet bei einem
XMG 10 von 0,33 und bei 7,45 Gew.-% Ti02. Von diesem
Trend weichen die Chloritschiefer
mit einem höheren
XMG 10, bedingt durch Mg-Zufuhr
aus dem Ultramafitit
und ebenso die Blauschiefer,
die ein deutlich niedrigeres XMG 10 von 0,30-0,20
und einem negativen Ti-Trend
mit fallendem XMG 10 aufweisen, ab. Nach BECCALUVA et
al. (1983)
entspricht
dieser
Ti-Fraktionierungstrend
einem "high-Ti"-Ophiolit,
wie er aus vielen Vorkommen
im Alpen- und im Appenninenbereich
bekannt ist. Die
nächsten äquivalenten
Vorkommen
sind aus der Glocknerdecke des mittleren Tauernfensters
(HÖCK, 1983),
sowie aus dem nördlichen
Appennin und aus Korsika
(BECCALUVA et aI., 1983) bekannt.
Untersuchungen
der SEE-Gehalte
an einigen ausgewählten
Metagabbros
(Tab. 11) zeigen gute Übereinstimmungen
mit dem Modell einer Kristallfraktionierung
in einer Magmenkammer.
Die rodingitisierten
Gabbrogänge innerhalb
der Ultramafitite
(Ro-15F,
Ro-13G,
Tab. 10 und 11) besitzen die niedrigsten
SEE-Gehalte
und eine sehr ausgeprägte
Eu-Anomalie.
Die extrem
hohen Eu-Werte wurden vermutlich durch die Ca-Meta141
o
7.50
o
6.00
4.50
3.00
C
0
C
1.50
0
0
0.00
.30
.40
XMg
.50
.60
Abb. 22: Variationsdiagramm TiD2 gegen XMg (Mg/Mg + FeD mit 0,9 Fetet als FeD) mit Trendentwicklung von den Ultramafititen zu
den Ferrogabbros, für die Grünschiefer und Plagiogranite (voll ausgezogene Kurven), Trendentwicklung für Ferrobasalte und
mögliche Hyaloklastite strichliert.
Legende wie in Abb. 21.
somatose
während der Rodingitisierung
verstärkt,
da
sie in den begleitenden
Chloritfelsen
der Blackwallbildung (Ro-12C), die sich aber in den inmobilen Elementen von den Rodingiten
kaum unterscheiden,
fehlen.
Eine Zuordnung
dieser Gänge zu mafischen
Kumulatgabbros ist in guter Übereinstimmung
mit den Ergebnissen von PALLISTER & KNIGHT (1981) einschließlich
einer
ausgeprägten,
positiven
Eu-Anomalie.
Nach COLEMAN
(1977)
stellen
diese Rodingitgänge
die primitivsten
Gabbrovarietäten
dar, die aus einem kaum oder nur geringfügig durch Kristallfraktionierung
verarmten Magma
gebildet wurden und entsprechen
damit "lower level"Gabbros (LLG). Die normalen Gabbros (RS-37/78 und
Glash) sowie der teilweise rodingitisierte
Gabbro (RS49/78), sie entsprechen
alle Klinopyroxen-PlagioklasGabbros, zeigen gegenüber den Rodingitgängen
höhere SEE-Gehalte
(Tab. 11, Abb. 23), eine zunehmende
Abweichung der leichten SEE und eine geringere positive Eu-Anomalie.
Nach PALLISTER & KNIGHT (1981) entsprechen diese Gabbros der oberen Grenze "lower level"-Gabbros
und einer Residualschmelze
nach Kristallisationen
von =50 % der Magmenkammer
(COLEMAN,
1977). Die Fe- und Ti-reichen Gabbros (RS-39/78 und
RS-176/81)
haben höhere SEE-Gehalte
als die "lower
level" -Gabbros,
die chondritennormierten
Verteilungsmuster (Abb. 23) zeigen eine starke Anreicherung
der
leichten SEE und eine sehr schwache positive Eu-Ano142
malie sowie eine flache Verteilung der schweren SEE.
Dies entspricht einer weit fortgeschrittenen
Kristallfraktionierung
(COLEMAN, 1977), entsprechend
dem 'TiXMGwEntwicklungstrend
(Abb. 22). Diese Gabbronorite
und die Fe- Ti-Gabbros
können damit als "upper level"Gabbros
(ULG)
bezeichnet
werden
(PALLISTER &
KNIGHT, 1981)
Die Blauschiefer
besitzen sehr hohe Anreicherungen
an inkompatiblen
Elementen
einschließlich
sehr hoher
SEE-Gehalte
(Tab. 11). In Abb. 23 zeigt ein sehr homogener Blauschiefer
(RS-214/82)
mit porphyrischer
Textur ein flaches Verteilungsmuster
bei 100-fachen, chondritennormierten
Werten unter Ausbildung
einer negativen Eu-Anomalie.
Analoge
Verteilungsmuster
haben,
OHNENSTETTER & OHNENSTETTER (1980) für Ferrodiorite,
Plagiogranite
und Albitite aus den Ophioliten von Korsika sowie COLEMAN & DONATO (1979) für einen Granophyr aus dem Tihana-Ophiolit
von Saudi-Arabien
beschrieben.
Für die Entwicklung
der "lower level"-Gabbros
ist
eine Chromit-Olivin-Fraktionierung,
basierend
auf den
hohen Cr- und Ni-Gehalten
und dem hohen XMG10
(Tab. 10) der mafischen
Kumulatgabbros,
charakteristisch. Die "upper-Ievel"-Gabbros
stellen nach PEARCE
& NORRY (1979) eher Produkte einer Magnetit-Orthopyroxen-Fraktionierung
dar, soweit dies aus den V/Zr-,
Nb/Zr- und Ti/Zr-Verhältnissen
ableitbar ist. Die Plagio-
RS 214/82
100
RS 227/82
10
RS 37/78
1.0
Ro13G
R01SF
R012 C
0.1
0.01
La
Ce
Nd
Sm
Tb
Eu
Abb. 23: SEE-Verteilungsmuster
der Rechnitzer
Ophiolite
normiert
T = Rodingite;
\1 = Blackwall der Rodingite
(Chloritschiefer);
L::.
(Plagiogranit);
0 = Grünschiefer.
klasfraktionierung,
gekennzeichnet
durch eine positive
Eu-Anomalie,
nimmt mit fortschreitender
Kristallisation
in der Magmenkammer
und mit sinkendem
XMG 10
(Tab. 10) ab. Für die Blauschiefer,
die plagiogranitische
Zusammensetzung
aufweisen
und eine negative
EuAnomalie besitzen, ist eine an Anorthitkomponente
verarmte, albitreiche Schmelze anzunehmen.
Während die
LLG und ULG sehr ähnliche Zr/Nb-Verhältnisse
wie die
Grünschiefer,
im Schnitt um 20-40, zeigen die Plagiogranite
ein durchschnittliches
Zr/Nb-Verhältnis
von
67 :t 17. Das gegenüber den Gabbros und Grünschiefern wesentlich
höhere Zr/Nb-Verhältnis
läßt sich nach
gegen Chondrite.
Normale Gabbros;
=
Vb
0
Ferrogabbros;
<> =
Lu
Blauschiefer
PEARCE & NORRY (1979) nicht allein aus Plagioklas-,
Orthopyroxen-Olivin-Fraktionierung
erklären,
sondern
muß auch einer Magnetit-Fraktionierung,
bei gleichzeitiger Zirkonanreicherung,
entsprechen.
Die Plagiogranite
lassen sich nicht auf den XMG 10/Ti-Fraktionierungstrend
(Abb. 22) der Gabbros projezieren,
ähnliche nichtstetige Entwicklungen
findet man auch für zahlreiche andere Korrelationen.
Dies spricht für die Modellvorstellung
von OHNENSTETTER & OHNENSTETTER (1980) mit der Bildung zweier nicht mischbarer
Schmelzen,
eine mit ferrogabbroider,
die andere mit plagiogranitischer
Zusammensetzung.
143
8.2. Metavulkanite
Im AFM-Dreieck (Abb. 21) fallen alle untersuchten
Grünschiefer der Ophiolite weitgehend in jene Bereiche, die für Ozeanbodenbasalte in Form von Laven
oder "sheeted dykes"-Komplexe bekannt sind (HUGHES,
1982), davon ausgenommen sind die Fe- und Ti-reichen Grünschiefer, diese entsprechen eher ferrogabbroiden Chemismen. Besonders die Na-reichen Varietäten zeigen keine gute Korrelation mit dem Skaergaardentwicklungstrend. Bei Reduktion der Grünschieferdaten auf .jene, mit Na20 + K20 < 4 Gew.-% und MgO> 5 Gew.-% erhält man eine gute Übereinstimmung
mit einem Fe-Anreicherungstrend. Hinsichtlich der Korrelation Ti02/XMG 10 (Abb. 22) liegt der 'größere Teil der
Grünschiefer, die normalen und die Cr-reichen, auf
einem Fraktionierungstrend, der gegenüber den LLGabbros etwas höhere Ti02-Gehalte aufweist (Abb. 22).
Davon abweichend liegen die Ti- und Fe-reichen Grünschiefer im Feld der Ferrogabbros. Ein Teil der normalen Grünschiefer zeigt eine starke Verringerung des
~MG 10 bei geringfügiger Ti-Abnahme, diese werden in
Ubereinstimmung mit der Na-Zunahme als veränderte
Hyaloklastite gedeutet (Tab. 10). Dieser Stoffaustausch
Zr
ist im Zusammenhang mit einer Palagonitisierung
Bereich des Ozeanbodens zu sehen ..
im
Von vier ausgewählten normalen Grünschiefern und
einem Ferrobasalt (RS-172/81) wurden die SEE-Gehalte (Tab. 11) bestimmt und in Abb. 23 dargestellt. Die
Verteilungsmuster sind sehr flach bei 10-20 fachen
chondritennormierten Werte, meist ist eine Abreicherung der leichten SEE, besonders von La und Ce zu
beobachten. Sowohl positive als auch negative Eu-Anomalien treten auf, sind aber stets schwach ausgebildet.
Generell ist eine gute Übereinstimmung für die normalen Grünschiefer mit Morb-Basalten gegeben (SAUNDERS, 1984), wobei die Probe RS-227/82 (Abb .23,
Tab. 11) den höchsten Fraktionierungsgrad aufweist
(COLEMAN,1977). Auch hinsichtlich der Ti-, Zr-, Y- und
Nb-Gehalte stellt die Probe RS-227/82 einen der am
höchsten fraktionierten Metabasalte aus der Gruppe der
normalen ophiolitischen Grünschiefer dar. Der Ferrobasalt (RS-172/81) unterscheidet sich von den UL-Gabbros durch höhere schwere SEE- und hohe LaN" und
CeN-Gehalte.
Die untersuchten Grünschiefer entsprechen nach ihren SEE-Gehalten normalen Basalten von mittelozeani-
3xY
Abb. 24: Darstellung der Grünschiefer der Rechnitzer Serie im Dreieck Ti/100 - Zr - 3Y nach PEARCE& CANN(1973) mit "within
plate"-Basalten in Feld D, Ozeanbodenbasalten in Feld B, Inselbogentholeiiten in den Feldern A und B sowie Kalkalkalibasalten
in den Feldern C und B. Die Fe-Ti-reichen Basalte liegen außerhalb dieser Felder.
= Grünschiefer der Ophiolite; Sterne = nichtophiolitische Grünschiefer (siehe Abb. 2, Profil f).
o
144
150
0
2
Tix10-
0
100
• •
•••
50
cF
O.
50
Cr
800
o
00
~C8f
00
0
100
••
1000
0
0
150
200
250
Zr
200
250
Zr
•
•
600
•• •
400
0
0
0
200
50
0
100
150
o
o
y
50
40
30
20
10
50
100
50
100
150
200
250
Zr
200
250
Zr
Nb
10
5
150
Abb. 25: Variationsdiagramm für Ti, Cr, Y und Nb jeweils gegen Zr mit positiver Korrelation für Ti, Y und Nb mit Zr sowie mit
negativer Korrelation für Cr gegen Zr. Partiale Schmelzkurve (pmk) und Trend der fraktionierten Kristallisation (fk) nach PEARCE&
NORRY(1979).
= Normale Grünschiefer; • = Mg- und Cr-reiche Grünschiefer (Pikrite); CD = Fe-Ti-reiche Grünschiefer.
o
145
sehen Rücken (N-Typ Morb) und zeigen keinerlei Tendenzen zu einem an leichten SEE angereicherten ETyp Morb (SAUNDERS,1984).
Im Dreieck Ti/100-Zr-3Y nach PEARCE& CANN(1973)
fallen sowohl die normalen als auch die Cr-reichen
Grünschiefer, nicht aber die Fe-Ti-reichen oder die
nichtophiolitischen, sehr eng in das Feld (Abb. 24) von
an divergierenden Plattengrenzen gebildeten Ozeanbodenbasalten. Die spilitisierten Grünschiefer innerhalb
der Kalkglimmerschiefer stellen eine platteninternen alkalibasaltischen Vulkanismus dar (Abb. 24; KOLLER &
PAHR, 1985).
In der Darstellung Ti versus Zr (Abb .25) besitzen die
normalen sowie die Cr-reichen Grünschiefer eine positive Korrelation, die einer normalen Entwicklung eines
Ophiolitkomplexes durchaus entspricht. Die Cr- und
ppm
Mg-reichen Grünschiefer stellen jene Metabasite dar,
die die geringsten Ti- und Zr-Werte besitzen. Das Cr
versus Zr-Diagramm (Abb. 25) dikriminiert sowohl die
Cr-reichen (Gruppe 2) als auch die Ti-reichen (Gruppe
3) von den normalen Grünschiefern (Gruppe 1), die
eine negative Korrelation aufweisen. Diese Korrelation
der normalen Grünschiefer ist im Zusammenhang mit
einer fraktionierten Kristallisation zu sehen, die starke
Streuung der Cr-Werte wird auf die Mobilität von Cr
während der metamorphen Überprägungen zurückgeführt. Die Zr/Nb-Verhältnisse liegen für die Grünschiefer
(Gruppe 1-3) zwischen 20-40 (Abb .25), für die nichtophiolitischen hingegen bei 3 (Tab. 10), letztere besitzen aber Nb-Gehalte von 114 -184 ppm. Die Zr/Y -Quotienten der normalen Grünschiefer zeigen Werte von
2,5-3,5 und entsprechen damit nach BECCALUVAet al.
er
3000
2000
1000
• ••
••
500
o
o
200
10
50
100
ppm
Y
Abb. 26: Variationsdiagramm
Cr gegen Y für die ophiolitischen
Grünschiefer der Rechnitzer Serie, partiale Schmelzkurve für
einen C3-Chondriten nach PEARCE (1980). Das umrandete Feld stellt den Bereich der meisten Grünschiefer dar, der eingezeichnete Vektor stellt den Trend der Kristallfraktionierung
dar.
Legende wie in Abb. 25.
146
(1984) relativ gut einem N-Typ Morb in Verbindung mit
einem "high-Ti"-Ophiolit.
PEARCE& NORRY(1979) verwenden eine C3-chondritische Zusammensetzung als Näherung für einen primären Mantel für Fraktionierungsmodelle, die sie in Abhängigkeit zur fraktionierten Kristallisation, Aufschmelzungsrate und eventueller heterogenen Mantelzusammensetzung stellen. Aus der Darstellung V versus Zr
(Abb .25) ist für die normalen Grüsnchiefer (Gruppe 1)
der Rechnitzer Serie eine Plagioklas-betonte Kristallisationsfraktionierung entlang einer partiellen Schmelzkurve abzuleiten, wobei hinsichtlich der Hauptelemente
eher eine Plagioklas-Klinopyroxen-Fraktionierung
mit
geringerer Olivinbeteiligung zu erwarten ist. Di,e relativ
einheitlichen Zr/Nb-Quotienten (Abb .25), bei .niederen
Nb-Werten (Tab. 10) und den damit verbundenen Fehlergrenzen, lassen die Herkunft der meisten Metabasalte (Gruppe 1) aus einem Magmentyp möglich erscheinen.
Um den Aufschmelzungsgrad des oberen Erdmantels
abzuschätzen, hat PEARCE (1980) die Schmelzkurve
des C3-Chondriten in Cr versus V- und in Zr/Y versus
Zr-Diagrammen ausgearbeitet und dargestellt. Bei Verwendung der primitivsten, nicht kumulativen Basaltzusammensetzungen aus der Gruppe der normalen Grünschiefer (RS-171 /81, RS-231/83; Tab. 10) lassen sich
Aufschmelzungsraten um 15 % ableiten (Abb. 26). Dies
steht in guter Übereinstimmung mit den Prasiniten der
Glocknerdecke im Tauernfenster (PEARCE,1980; HÖCK,
1983), für die ebenfalls Schmelzraten von 15-20 % abgeleitet wurden. In der Darstellung Zr/Y versus Zr
(Abb. 27) nach PEARCE (1980) fallen alle normalen
Grünschiefer (Gruppe 1) der Rechnitzer Serie ins Feld
der Morb-Basalte und sie können auf einer fraktionierten Kristallisationskurve mit Aufschmelzungsraten um
15 % für einen Plagioklas-Lherzolith dargestellt werden. Ein Teil der normalen Grünschiefer kommt bei ZrWerten um 60-70 ppm und Zr/V Quotienten von
2,5-3,5 relativ nahe der Zusammensetzung primitiver
Ozeanbodentholeiite, dies könnte nach PEARCE(1980)
auf geringe Produktionsraten am mittelozeanischen
Rücken hingewiesen. Eine Vorstellung, die mit dem
verbreiteten Vorkommen der ozeanischen Metamorphose in den Metabasiten gut übereinstimmen würde.
Die Cr-reichen Grünschiefer (Gruppe 2) sind durch
auffallend niedere Ti-, V-, Zr- und Nb-Gehalte charakterisiert und liegen im Diagramm V versus Zr (Abb. 25)
nahe der Schmelzkurve. Ihre hohen Cr-Gehalte sowie
die unterschiedlichen Zr/V-Quotienten (Abb .27) lassen
sich nicht durch fraktionierte Kristallisation ableiten. Die
Cr-Gehalte dieser Grünschiefer, sie verursachen im CrV-Diagramm (Abb. 26) eine häufige Projektion oberhalb
der Schmelzkurve, lassen sich ebenso wie die hohen
Mg-Gehalte mit einer Olivin- und Chromspinellakkum-
Zr/y
10
5
Mantelanreichung
----.
Großglockner 15%_
•
1
10
50
100
Zr
Abb. ~7: Darstellung Zr/Y v~,rsu~Zr nach PEARCE & NORRY (1979) mit Feld der Morb-Basalte, genetische Entwicklung ausgehend
von einem ,C~-Chondnten fur die Metabasalte der Glocknerdecke mit einer Aufschmelzungsrate von 15 % (PEARCE,
1980).
Legende wie In Abb. 25.
147
mulierung in pikritischen Basalten erklären. Sie stellen
primäre Teilschmelzen des oberen Erdmantels dar, die
keine nennenswerte Fraktionierung erfahren haben. Die
Variation des Zr/Y-Verhältnisses entspricht eher Unterschieden in der Mantelzusammensetzung als verschiedenen Schmelzraten. Pikrite ähnlicher Zusammensetzung sind aus der atlantischen Riftzone im Bereich
36°N (Famous-Gebiet) bereits beschrieben worden
(BOUGAULT& HEKINIAN,1974). Die Zuordnung der pikritischen Basalte zu den Rechnitzer Ophioliten und ihre
genetische Bedeutung erfordert zusätzliche Untersuchungen.
Die Fe-Ti-reichen Metabasalte (Gruppe 3) lassen sich
nach BECCALUVAet al. (1983) als hypabyssische Ferrobasalte der Ti-reichen Ophiolite einstufen und sind für
derartige Komplexe charakteristisch, sie können aber
nicht durch direkte Fraktionierung aus "Morb"-Basalten
abgeleitet werden.
Die in Gruppe 4 zusammengefaßten Gesteine sind
durch hohe Zr- und V-Gehalte ausgezeichnet, sie lassen geochemische Ähnlichkeiten zu den Blauschiefern
erkennen. Die Zuordnung ist mangels guter Aufschlüsse unzureichend, jedoch sind Si02-reiche Gläser, reich
an inkompatiblen Elementen, aus dem ozeanischen Environment durchaus bekannt (KAY et aI., 1970).
Die Albit- und Epidot-reichen Mobilisate stellen hydrothermale Bildungen, die zur ozeanischen Metamorphose gestellt werden, dar und sind durch sehr niedere
Gehalte an inmobilen Spurenelementen gekennzeichnet.
Die nichtophiolitischen Grünschiefer (Tab. 10) sind
stark spilitisiert und sind bisher auf Vorkommen innerhalb der Metasedimentserien des Rechnitzer Fensters
beschränkt (KOLLER& PAHR, 1985). Sie besitzen neben
hohen Ti- und P-Gehalten abnorm hohe Nb-Werte zwischen 114-184 ppm (Tab.10) und entsprechen Alkalibasalten (PEARCE & CANN, 1973) aus einer "within
plate"-Assoziation. Von KOLLER& PAHR (1985) werden
diese Metabasite als Ozeaninselbasalte gedeutet und
können daher bei wesentlich geringeren Aufschmelzungsgrad für diese postophiolitische Basalte nur aus
größerer Manteltiefe als die Tholeiite abgeleitet werden.
9. Zusammenfassung der Ergebnisse
der Geochemie
o
Die Ophiolite der Rechnitzer Serie entsprechen
einem "high Ti"-Ophiolit im Sinne von BECCALUVAet
al. (1983), wie er für mittelozeanische Rücken oder
gut entwickelte "Back arc basins" charakteristisch
ist. Derartige Ophiolite sind im Alpen-ApenninenOrogen weit verbreitet.
f) Die plutonische Sequenz zeigt eine gut entwickelte
Abfolge von den Ultramafititen ausgehend über
"Lower level"-Gabbros und Fe-Ti-reiche "Upper level"-Gabbros bis zu sauren Differentiaten mit plagiogranitischer Zusammensetzung.
Die ophiolitischen Grünschiefer der Rechnitzer S€rie
gliedern sich in die normalen Metabasalte, in pikritische Basalte und in die Ti-Fe-reichen. Die normalen
Grünschiefer entsprechene tholeiitischen Basalten
mit "N- Typ"-Morb-Zusammensetzung,
nach PEARCE
(1980) lassen sich Aufschmelzungsraten um 15 %
sowie eine Plagioklas-Klinopyroxen-Fraktionierung
e
148
o
o
"
G
mit geringerem Olivinanteil ableiten. Die Pikrite steIlen weitgehend unfraktionierte Primärschmelzen aus
dem oberen Erdmantel dar, für die eine Olivin- und
Chromspinellakkumulierung vermutet wird. Die Ferrobasalte werden als hypabyssische Entwicklungen
interpretiert, ein genetischer Zusammenhang zu den
Ferrogabbros ist möglich.
Der genetische Zusammenhang von Ultramafititen,
Metagabbros und tholeiitischen Basalten mit "NTyp"-Morb-Zusammensetzung sowie den hypabyssischen Fe-Ti-Basalten ist trotz Deformation und metamorpher Überprägung anzunehmen. Die zumindest teilweise inversen Lagerungsverhältnisse müssen im alpidischen Deckenbau begründet sein, da
die untersuchten Metabasite einer durchaus üblichen Ophiolitassoziation entsprechen. Informationen
über die Ausbildung als "Back arc basin" fehlen.
Die nichtophioiitischen,
stark spilitisierten Grünschiefer (KOLLER & PAHR, 1985) entsprechen einer
"within plate"-Assoziation und werden wegen ihrer
Geochemie ais Ozean insel basalte gedeutet, die
postophiolitischen Intrusionen oder Extrusionen in
die penni nischen Sedimente oder den penni nischen
Sedimentationsraum darstellen. Äquivalente Alkalibasaltchemismen
beschreiben
BRUNACCI et al.
(1983) aus dem Sennagebiet südlich des Mt. Amiata
in der Toskana.
Die geochemischen Untersuchungen stützen die interpretation der Ophikarbonatgesteine als tektonische Breccien der Ultramafitite in den karbonatreichen Sedimenten. Die Bildung im Zusammenhang
mit einer Transformstörung würde durchaus rezenten Beispielen entsprechen (HEKINIAN,1982).
Im Vergleich mit den Ophioliten des Tauernfensters
ergeben sich gute Korrelationen mit jenen aus der
Glocknerdecke (HÖCK, 1983), jedoch fehlen die an
inkompatiblen Elementen angereicherten "Transitional"-Basalte der Fuscherfazies (HÖCK & MILLER,
1980; HÖCK, 1983). Pikritische Basalte sind dafür
aus den mesozoischen Decken des Tauernfensters
derzeit nicht bekannt.
10. Methodik
Die Zusammensetzung der Mineralphasen wurden mit
einer Elektronenstrahlmikrosonde des Typs ARL-SEMQ
bei 15 KV Anregungsspannung gemessen. Die notwendigen Korrekturen wurden nach BENCE& ALBEE (1968)
durchgeführt, gemessen wurde gegen Mineralstandards. Alle analytischen Angaben zu den Mineralphasen, sofern nicht anders angegeben, beziehen sich auf
Mikrosondenanaiysen.
Aus den Mikrosondenanalysen der Amphibole wurde
ein theoretischer Fe3+-Gehalt aus einer iterativ durchgeführten Ladungsbilanz auf der Basis von 23 0 errechnet. Ein erster Näherungswert wurde aus einer
Ko'mbinationsformel - alle Elemente außer Ca, Na und
K, die aus einer Sauerstoffbilanz auf 23 0 bezogen
wurden, auf 15 Kationen - abgeleitet. Fe3+ Berechnung, Formelaufteilung und Darstellung in den Nomenklaturfeldern nach LEAKE(1978) wurde mit dem Fortran
5 (Fortran 77)-Programm Amphib durchgeführt. Die
chemische Zusammensetzung der Gesteine wurde mittels RFA (Philips PW 1400) unter Verwendung einer
Rh-Röhre
bestimmt.
Für
Li2B404-Schmelzpilien
Das
FeO
wurde
wurde
als
nach
Glühverlust
handenene
ebenfalls
mittelt.
die
der
Für
Methode
von
60
bei
Elemente
wurden
bestimmt
radiochemisch
WILSON
nach
Hauptelemente
(1955)
Abzug
gravimetrisch
Bestimmung
preßlinge
vierung
die
wurden
bei 50 kV und 30 mA gemessen.
der
und
mittels
(1979)
instrumenteller
(KIESL et aI.,
1980),
er-
nach
wurden
gemessen.
vor-
CO2
Spurenelemente
45 mA
H20
das
eventuell
bestimmten
NISBET et al.
kV
titriert,
eines
PulverDie
SEE-
Neutronenaktieinzelne
wurden
aufgearbeitet.
Dank
Der Fonds zur Förderung der wissenschaftlichen
Forschung
unterstützte die Arbeiten durch Bereitstellung
der Elektronenstrahlmikrosonde
(Projekt 1939) sowie die Österreichische
Nationalbank
durch die Erweiterung
des Mikrosondenrechners
(Projekt 1890). Herrn Dr. A. PAHR, Geologische Bundesanstalt
Wien, sei für viele. Hinweise und gute Zusammenarbeit,
Herrn
Prof. Dr. V. HOCK, Institut für Geowissenschaften,
Universität
Salzburg, sei für die kritische Durchsicht des Manuskriptes, für
die Bestimmung
der SEE mittels Neutronenaktivierung
sei
Herrn Prof. Dr. W. KIESL und Herrn F. KLUGER, Institut für Analytische Chemie, Universität Wien, gedankt. Weiters bin ich
Prof. Dr. W. AICHTER, Prof. Dr. H. G. SCHARBERT, Prof. Dr. J.
ZEMANN und Prof. Dr. W. FRANK für ihr Interesse und ihre Unterstützung für diese Arbeit zu Dank verpflichtet.
Allen Angehörigen des Institutes für Petrologie sowie Herrn H. NOWOTNY
sei ebenfalls gedankt.
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