Bernhard Koch AspeltstraBe7 D-6500 Mainz 1 20/09/84 Dr. JG Heim

Bernhard Koch
AspeltstraBe7
D-6500 Mainz 1
20/09/84
Dr. J.G. Heim
Folldal Verk A/S
Ruse1q3kkvn.
26
Oslo 2
Sehr geehrter Herr Dr. Heim,
gleichzeitigmit diesem Schreibensende ich Ihnen ein Exemplarmeiner DiplomArbeit.
Ich möchte Sie bitten die bereitsmit dem Arbeitsberichtim Herbst 1982 gesendeten
karten (AufsrhluBkarte,goologischeKarte und tektonischeKarte; jewells iû MaBsLab
1:10 000) als Anlagen 1, 2 und 3a zu verwenden.Die Anlagen 3b, 4 und 5 wurden geringfUgigveråndertbzw. Anlage 5 zusåtzlichangefertigt.
Wie Sie festStellen
werden bestehenParallelenzwischenmeiner Interpretationdes
AusbiBmustersim Raum Kongsvollund der Interpretationvon PEDERSEN 1979 bez0glich
der Nomenklaturder Deformationsphasenund bezUglichder Auffassung,daB es sich
im Wesentlthenum einen Erz-Horizonthandelt, der bedingtdurch die intensiveVerfaltung immer wieder zum Ausstrichkommt.
Ich möchte hier darauf hinweisen,daB meine Interpretationohne vorherigesStudium
der Literaturvon PEDERSEN 1979 zu stande kam.
Ferner bin ich wie PEDERSEN 1979 der Meinung, daB die primarsynsedimentår-exhalativ
gebildeten,stratiformen Sulfide während der Metamorphoseumgebildetund vereinzelt
eventuell neu gebildet wurden.
ROBINSON& STRENS 1968 belegtenmittels experimentellerBefunde,da3 wåhrendeiner
Regonal-MetamorphosestratiformeSulfidkörperextrem modifiziertbzw. neu gebildet
werden konnen, wobei die Neubildungenprimår synsedimentårgebildetenSulfidensehr
åhnlich sein können und ebenfallsstratiformenCharakterbesitzel
können (parallel
zur penetrativenSchiefrungliegen).
Im Rahmen meiner Arbeit wurden zwar keine Erzanschliffeuntersuchtjedoch stelltdie,
mit Sulfid gefUllte Kluft bei Kongsvoll einen eindeutigenBeweis fOr diQ auch in
diesen Gesteinen abeglaufeneRemobilisationder Sulfidedar.
Auch dieser Gedanke der Remobilisationund der Konzentration der Sulfide in Faltenkernen der ersten Generationist vor dem Studium der entsprechendenLiteraturentstanden.
Sollte diese Interpretationzutreffen,ergäbensich neue Aspekte bezUglichder
Prospektionauf Sulfide in metamorphenGebieten.
AbschlieBendmochte ich Ihnen noch einmal herzlichfOr die Ermöglichungdes Aufenthaltes in Norwegen danken,was mir den Wunsch einer geologischenArbeit in diesem
Land erfUllte.
Mit freundlichenGrffien
Petro
ra hische
und struktur
eolo
ische Untersuchun
um Kon svoll/Mittelnorwe
im Gebiet
Ein Beitrag
zur Geologie
im Bereich
en
der
Tverrfiellet-Lagerstatte
Diplomarbeit
Bernhard
Chr. Koch
Institut fOr Geowissenschaften
Gutenberg
Universität
Mainz,
der Johannes
6500 Mainz
1
en
Hiermit versichere ich, die vorliegendeArbeit selbståndigund nur mit H lfe
der angegebenen Mittel angefertigtzu haben.
Mainz, 1984
2.ref
Vorwort
Hiermit mdchte ich allen herzlichdanken, die zum Gelingendieser Arbeit direkt
oder indirekt beigetragenhaben.
Mein besonderer Dank gilt dabei Herrn Dr. R. Krupp, der das Thema fJr diese Arbeit
anregte und wåhrend der Kartierungund der Ausarbeitungstets zu Diskussionenbereit war.
Weiterhin danke ich besondersHerrn Dr. J.G. Heim,dem Leiter der GeologischenAbteilung von Folldal Verk A/S fJr die Ermdglichungdes Aufenhaltes in Norwegen.
Herrn Dr. H.J. Kruhl danke ich fJr zahlreicheGesprdcheund die Mitbetreuungdieser
Arbeit.
Ebenfalls danke ich Herrn Prof. Dr. St. Durr, der in seiner Funktionals Zweitkorrektor stets Zeit fJr Gespråchefand.
Ferner mdchte ich den Mitarbeiterndes Institutesfar Geowissenschaftender Universitåt Mainz fJr die Herstellungder Dunnschliffesowie der Erarbeitungder geochemischen Analyse danken.
Meinen Eltern, Freunden und Komilitonendanke ich fJr jegliche Hilfestellung.
Kurzfassung
Das in Mittelnorwegenca.130 km SSW von TrondheimgelegeneArbeitsgebietist Teil
der sogenannten Tnondheim-Region,
die sich aus allochthonenGesteinseinheitender
Kaledoniden zusammensetzt.
In dem Arbeitsgebietkommen hauptsåchlichGesteineder StSren-Deckeals Teil des
Trondheim-Decken-Komplexessowie Gesteinedes AndbergshSi-Komplexes,
einer ebenfalls allochthonen,den Trondheim-Decken-Komplex
unterlagerndenGesteinseinheitvor.
In Verbindung mit der ber_tehenden
LiteraturOber die Trondheim-Regionvon GOLDSCHMIDT
1915, HEIM 1972, GALE & ROBERTS 1974, GUEZOU 1978, NILSEN 1978, FURNES et al. 1979,
OFTEDAHL 1980, WOLFF & ROBERTS 1980 und KRUPP 1983 können nach der erstmals im MaBstab 1:10 000 durchgefOhrtenKartierungdes Gebietes um Kongsvolldie folgendenAussagen gemacht werden:
Die Meta-Sedimentgesteine,Meta-Vulkaniteund Meta-Vulkanoklastite
der prå-Areniggebildeten Stken-Gruppestwenvemutlich aus der Umgebungeiner früherenOzeaninselbzw.
eines "sea mounts". Sie wurden im Zuge der kaledonishcenOrogenesezunächst obduziert
und anschlieBend in Form einer Decke als oberer Teil des Trondheim-Decken-Komplexes
bis in die heutige Positiontransportiert.
Die Gesteine der StSren-Gruppeunterlagenwåhrend der progradenRegional-Metamorphose
im mittleren bis oberen Silur P-T -Bedingungenvon T +480°Cbis+540°C und Drucken
um > 4 kb bis maximal 5 kb, was nach WINKLER 1979 dem Bereich des oberen Low Grade
bis unteren Medium Grade, bei einer Versenkungstiefeder Gesteineum 20 km entspricht.
Insgesamt können in dem Gebiet um KongsvollvierDeformationsphasenerkannt werden,
denen eine Bruchtektonikfolgte. Die Haupt-Metamorphoseerreichtepost-D1/prå-D2
mit dem Wachstum von Disthen und Staurolithihren Hdhepunkt.
Die Amphibolite in der Umgebung von Kongsvollenthalten Sulfid- und Magnetit-ChertHorizonte die primår, exhalativ-synsedimentår
gebildet wurden und einen Exhalithorizont darstellen,dervermutlichgleichzeitigmit dem Erzkörperder ca. 10 km SW von
Kongsvoll liegendenTverrfjellet-Lagerståtte
entstand. Eine postgenetische,metamorphe Umbildung der Erze ist dabei nicht auszuschlieBen.
Die Gesteinszusammensetzungund die Struktur der StSren-Deckeinnerhalbdes Arbeitsgebietes lassen sich relativ gut in das von FURNES et al. 1979 vorgestelltegeodynamische Modell zur Entwicklungder Kaledonidenin der Trondheim-Regioneinfügen und
stlitzendamit diese Theorie.
Abstract
The investigatedarea is situated in Middle-Norway,some 130 km SSW of Trondheim
and belongs geologicalyto the so-calledTrondheim-region.This Region is built
up by allochthonousrock-unitsof the scandinavienCaledonides.
The outworked area consists predominatlyof rocks belongingto the StSren-groupas
and also of rocks belongingto the
the upper part of the Trondheim-nappe-Complex
AndbergshSi-Complex,a likewiseallochthonousunit underlayingthe Trondheim-nappeComplex.
With the connectionof the already existing literatureconcerningthe Trondheimregion of GOLDSCHMIDT1915, HEIM 1972, GALE& ROBERTS 1974, GUEZOU 1978, NILSEN 1978,
FURNES et al. 1979, OFTEDAHL 1980, WOLFF& ROBERTS 1980 und KRUPP 1983 and the mapping of the area in scale of 1:10 000 the followingestablishmentscan be made:
The meta-sedimentary,meta-volcanicand meta-volcanoclaSticrocks of the pre-Arenig
StSren-groupwere propably built in the vicinity of a former ocean-islandor a sea
mount. Jbese.rocks.wereobducted during.thecaledonianorogeny and transportedas
constituantsof•the StSren-groupto the recent position.
The StSren-group rocks of the area around Kongsvollwere affectedby a prograderegional metamorphism in middle to upper siluriantimes under p-T -conditionsof about
T + 480°C to 540°C and pressuresabout >
4 kb
and a maximum of 5 kb. Correspondingto
WINKLER 1979 this means the range from upper Low Grade to lower Medium Grade and a
former depth of mostly 20 km for this rocks.
Four phases of deformationcan be recognizedwithin the outworkedarea togetherwith
younger fault-tectonics.The main metamorphismreached its highest stage with the
growth of kyanite and staurolite in post-D1/pre-D2times.
are occuring within the amphibolitesaround
Sulphide- and magnetite-chert-horizons
Kongsvoll. These ores are consideredto be of primary, exhalative-synsedimentary
genesis and were propably built during the same time as the ore body of the Tverrfjellet-Minewhich is situated about 10 km to the SW of Kongsvoll.A postgenetical,
metamorphic modificationof this exhalit-horizoncan not be excluded.
The rock-assemblageand structureof the StSren-nappewithin the investigatedarea
fits well into the geodynamicalmodel of FURNES et al. 1979 for the developmentof
the caledonian orogeny concerningthe Trondheim-region,thus they are constructive
to this theorie.
Inhaltsverzeichnis
Seite
Vorwort
Kurzfassung/Abstract
1
Einleitung
7
1.1
GeographischeLage, Topographieund Ausdehnungdes Arbeitsgebietes
7
1.2
Geologischer Uberblick6ber die Trondheim-Region
10
1.3
GeodynamischeEntwicklungder Kaledoniden
16
1.4
Problemstellung
19
1.5
Arbeitsgrundlagenund Arbeitsmethoden
20
2
Geologie des Arbeitsgebietes
21
3
Gesteinsbeschreibungund Rilckschlusse
auf die Ausgangsgesteine
25
3.1
Meta-Sedimentgesteineder St5hren-Gruppe
25
3.1.1 Dolomit-Serizit-Chloritschiefer
25
3.1.2 Serizit-Chloritschiefer
27
3.1.3 Biotitschiefer
29
3.1.4 Granat-Glimmerschiefer
31
3.1.5 Quarzite
35
3.1.6 Amphibol-Glimmerschiefer
35
3.2
38
Meta-Vulkaniteder Stc6ren-Gruppe
3.2.1 Amphibolite
38
3.2.2 Meta-Vulkanit-Breckzie
41
3.2.3 Meta-Andesit
43
3.2.4 Keratophyrtuffe
44
3.3
Exhalithorizont - Sufidlagenund Magnetit-Cherts
45
4
Metamorphose
47
4.1
Mineralparagenesenund Metamorphosegrad
47
4.2
Untersuchungenzur Frage nach einem eventuellenDruckgradientenwährend 56
der Metamorphoseim Arbeitsgebiet(b,-Wert-Bestimmungin kalireichenHellglimmern)
4.2.1 Ergebnis der b,-Wert-Bestimmungin kalireichenHellglimmernin Proben aus 58
dem Gbeiet um Kongsvollund Hjerkinn
5
Tektonik
60
5.1
Erste Deformationsphase(D1)
60
5.2
Zweite Deformationsphase(post-D1-phase)
67
Seite
5.3 Dritte Deformationsphase(post-D14.1-phase)
77
5,4 Vierte Deformationsphase(post-D142-phase)
84
und der Gula-Decke
5.5 Scheczonezwischen der Stchren-Decke
85
und dem Andbergshi-Komplex 85
5.6 uberschiebungsbahnzwischender Stg3ren:Decke
5.7 N-S -streichendeStdrungen
85
5.8 NW-SE -streichendeBrUche
86
6
SchluBfolgerungen/Zusammenfassung
88
7
Literaturverzeichnis
97
Anlagen: 1) AufschluSkarte(1:10 000)
2) GeologischeKarte des Gebietes um Kongsvoll(1:10 000)
3a) TektonischeKarte des Gebietes um Kongsvoll(1:10 000)
35) TektonischeKarte der Faltenachsen(1:25 000)
GeologischeKarte des Gebietes um Kongsvoll (1:25 000)
Blockbild (1:50 000)
7
1
Einleitung
1.1 GeographischeLage, Topographieund Ausdehnungdes Arbeitsgebietes
Das in Mittelnorwegenzwischen9° und 100 östlicherLänge und 62° und 63° nördlicher Breite liegendeArbeitsgebietgehört zu dem Bereichdes Dovre-Fjellund
ist Teil des 1974 gegrGndetenNationalparks.Das Gebiet erstrecktsich beidseitig des nach N flieBendenDriva-FluSes,in dessen Tal auch die E 6 (Europastrasse 6) und die ebenso wichtige BahnverbindungDombås - Trondheimverlaufen (Abb.1.2).
wurde die Gebirgslandschaftstark ge Durch die letzte Eiszeit (Vergletscherung)
prågt und enthält daher weite mit Morånen und quatårem Schutt bedeckteBereiche,
die groBe Flåchender weiten Talflankenzwischenden bis 1690 m 0.NN aufragenden
HOhenrGckeneinnehmen.
Vereinzelte,mehrereKubikmetergroBe, von einer sGdwestlich gelegenen Intrusion
stammende Gabbro- und Trondhjemit-BlOckelassen zusammenmit den, auf HohenrGcken
feststellbaren,SW-NE streichendenGletscherstriemenauf einen ebenso gerichteten
GletschertransportschlieBen.
Tåler enthaltennoch fischreicheSeen soDie bis auf ca 900 m G.NNhinabreichenden
wie eine stellenweiseGppige Vegetationund werden von zahlreichenBåchen durchflossen.
Ober der bei 1200 m G.NN gelegenenBaumgrenzebestimmenzundchstkniehohe Blische
und Sträucher, danach nur noch Moose, Flechten und Gräser das Vegetationsbild.
wie BlockflieBenund die
In diesen Höhenlagensind Solifluktionserscheinungen,
Bildung von Solifluktionszungenaus Gesteinsplatten,die sich dachziegelartigGbereinanderliegendtalwärts bewegen,zu beobachten (Abb. 1.3).
Gute AufschlGsse der;das Grundgebirgebildenden,frGhpalåozoischenGesteinebefinden sich hauptsächlichin exponiertenLagen, sowie in und an Bachläufen,entlang der B 6, entlang des Bahnanschnittesund in dem im N scharf eigeschnittenen
Driva-Tal.
Das Bearbeitete Gebiet schlieSt im NE die HöhenzGgeder Knutshdhenund im N den
der Högsnytaein und reicht im S bis auf die VerSkak-Bach, im NW den Bergrficken
bindungslinieGrOnbakken- ArmodshOhe,so daB mit folgendenRechts-und Hochwerten
eine Fläche von ca. 35 km2 umrahmtwird:
R 05 30 000, H 69 05 000
R 05 35 000, H 69 05 000
R 05 35 000, H 69 12 000
R 05 30 000, H 69 12 000
8
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14.4".";
A
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Abhildung
1.3:Aus Gesteinsblocken
gebildete
Solifluktionszunge
am SW-Hang
der
Knutshohe.
Trendh
0
?10.
Trondhenn
Oopda t
NaTionalpark
r
Arbeitsseb et
Kong svoll
Hierkinn
Oom
Os a
r
20km
Sr
Abbildung 1.2: GeographischeLage des Arbeitsgebietes(Pfeil) in Mittel
norwegen, im Bereich des Naturschutz-und Nationalparksan der
E 6 zwischenOppdal und Hjerkinn.
Ferner wurde das sich nach SUden hin anschlieBendeAreal der OstlichenHje
rkinnhöhe, der Brendhbhe,des Hovdun und der Armodshbhegeologischunte
rsucht.
Dieses Gebiet konnte jedoch auf Grund der sehr schlechtenAufschluBverha
ltnisse
mittels einer Feldkartierungnicht interpretiertwerden, sodaB es mit seiner
Aus2
dehnung von ca. 20 km
nicht in der geologischenKarte dargestelltwurde.
10
1.2
GeologischerOberblickOber die TrondElm-Region
Geologisch gesehen befindet sich das Arbeitsgebietin den kaledonidenNorwegens
und ist Teil der von OFTEDAHL 1980 definiertenTrondheim-Region.Diese Regior
wird von kaledonischenDeckeneinheitenaugebaut,die aus frUhpaläozoischenMetaSedimentgesteinenund Meta-Vulkanitenbestehen (vgl.Abb.1.4). Sie bilden eine
gro3råumige Deckenmuldezwischen pråkambrischenGesteinen (dem Basement) im W und
im SE.
40
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Abbildung 1.4: GeologischeObersichtskarteSüdnorwegensmit der Lage des Arbeitsgebietes (Pfeil) im 5 der Trondheim-Region(Karte aus GALE & ROBERTS 1974).
11
FrOhe Arbeiten in der Trondheim-Regionwurden von GOLDSCHMIDT1915 und BJØRLYKKE
1905 durchgefUhrt.
Seit 1945 entstandenzahlreicheweitereArbeiten und Verbffentlichungenunter
anderem von VOGT 1945, STRAND & KULLING 1972, HEIM 1972, NILSEN 1978, GALE &
ROBERTS 1974, WOLFF & ROBERTS 1980, KRILL 1980 und OFTEDAHL 1980, die die Trondheim-Region eingehenduntersuchtenund beschrieben.
Nach OFTEDAHL 1980 können innerhalbder Trondheim-RegionfUnf stratigraphische
Einheiten (Gruppen)voneinanderunterschiedenwerden, die in den in Folge der Tektonik voneinandergetrenntenVorkommen im Westen und im Osten des Gesamtgebietes
jeweils unterschiedlicheLokalnamentragen (sieheTabelle 1).
Diese Einheiten wurden von GALE & ROBERTS 1974 zusammenals Trondheim-Super-Gruppe
bezeichnet und im stratigraphischenSinn derart benannt.
Lower
Silurian
Western district
Modified from Th. Vogt 1945
Eastem district
Wolff 1967, 1973
Horg Group
Sandå Formation
Interbedded volcanic sandstone
and shales
Slagan Group
Heggelifjell Phyllite•
Nordelv Formation
Grey phyllite and metasandstone
Lyngestein Conglomerate
Upper
Ordovician
Upper Hovin Group
Hovin Sandstone
Volla Conglornerate,
Middle
Ordovician
Lower
Ordo.
vician
icielhaug Group
Kjerringfjell
Fm., greywacke/
phyllite with beds of
quartzite congl.
polymict
Lower Hovin Group
Dicranograptus Shale•
with volcanic sandst.
beds
Helonda
andesite
Kråksje Phyllite
Suldino Group
Adalsvoll Phyllite
Vektarhaug Greenstone
Krokstad Formation•,
flysch-type interbedded
Helonda Imst.
greywacke/shale,
Helonda sh/sst.
polymict congl. beds
Meråker Phyllite
Venna Conglomerate
Lille Fundsje Conglomerate
Hiatus
Thrusting
(obduction)
Trondheim-Super-Gruppe
(GALE & ROBERTS 1974)
Brenna Fm., calcareous sandst.
with rnarble and conglomerate
Metamorphism
Steren Group
Fundsie Groug
Steren Greenstone with quartz
Greenstones with
keratophyre, sulphide ore,
quartz keratophyre,
abbro etc.; o hiolite fra ment
layered gabbro, etc.
Thrust lane L Ordovician obduction
Gula Group
Phyllite, mica schist, black shales, amphibolite with sulphide ores,
gneisses, trondhjemite dykes
• Fossil-bearing formations
Tabelle 1: Die einzelnen stratigraphischenEinheiten (Gruppen)innerhalbder
Trondheim-Regionmit ihrer Zusammensetzungund der zeitlichenEinstufung
nach OFTEDAHL 1980.
12
Die stratigraphischeUnterteilungder allochthonenGesteinsærien(Grupp
en)stützt
sich dabei auf Untersuchungenvon VOGT 1945 im HoWnda-Horg-Distrikt(im
zentralen Teil der Trondheim-Region,sUdwestlichvon Trondheim).Dort ist eine
stratigraphische Gliederungvon reichen fossilen Faunen in schwach bzw. nicht metamo
rphen
Gesteinen möglich (VOGT 1945, WOLFF & ROBERTS 1980).
Teile der Gula-Gruppeund der Sts6ren-Gruppe
bilden zugleichjeweils für
sich eine tektonischeDeckeneinheitinnerhalbder Trondheim-Region.Sie
wurden
nach den stratigraphischenEinheiten (Gruppen),aus denen sie bestehen
, benannt.
Dem AusbiRmuster und der Lagerung der Deckeneinheitender Trondheim-Re
gionentsprechend wird der gro3strukturelleAufbau dieses Gebietesallgemeinals
gro3e
Antiform angesehen (OFTEDAHL1980, WOIFF& ROBERTS 1980). Dabei bildet die
GulaDecke mit den stellenweiseåltesten Gesteinenden Kern der NNE-SSW streic
henden
tektonischen Gro3struktur(Abb.1.5). Nach GALE & ROBERTS 1974 bestehenzwis
chen
Gula-Gruppe und St(åren-Gruppelateralzeitlicheåquivalente,
so da3 nicht die gesamte Gula-Gruppe älter ist als die Stken-Gruppe und somit nur Teile
der GulaGruppe als älteste Gesteineder Trondheim-Super-Gruppe
anzusprechensind.
H '
G
I
H
Intrusiva:
H4
.1-1sauer
'
•OCIrm
basisch
H - Hovin-Guppe
Stken-Decke
Abbildung 1.5: Das Ausbi3musterder einzelnenDeckeneineheiteninnerhalbder Trondheim-Regionnach WOLFF 1967.Dabeiwurde
der Bereich des Arbeitsgebietesvon WOLFF 1967 nicht ge,„.
--P+ (,,n1 ARk 1 1
G - Gula-Decke
13
Auf Grund
der Struktur
Osten der
erscheinen
Trondheim-Region.
Parallelisiemig
die
Hieraus
der einzelnen
höheren
ergibt
Deckeneinheiten
sich
die
im Westenwie
in Tabelle
im
1 dargestellte
Gruppen bzw. Decken im"westlichen"
und "ostlichen'
Distrikt.
Nach OFTEDAHL 1980 bzw. GUEZOU1978 werden die
Trondheim-Decken-Komplex
Das bearbeitete
1967
(Abb.
liegt
westlich
auch die
Gula-Decke
beschreibt
jedoch
im SW der Trondheim-Region
der Stv3ren-Decke
bzw. die
in diesem
vermutet
Raum erstmals
(vgl.
Abb.
bestehende
biet
das
des Trondheim-Decken-Komplexes
Deckeneinheit
nach GUEZOU1978 aus der
Gruppe,
Gneisen
die
en aufgebaut
wird
(vgl.Tabelle
Oppdal
pråkambrische
aus
und in dem berabeiteten
bildet.
Dieser
Veslfjell-Gruppe,
zusammensetzt
von sauren und basischen
von
GUEZOU1978
zwischen
der eine
darstellt
sogenannten
und Quarziten
werden kdnnte.
1.6),
Untereinheiten
schiedenen
als
wo nach WOLFF's Karte
neben anderelEinheiten
zwei
besteht
Gula-Decke
bzw. des Trondheim-Decken-Komplexes
Hovin-Gruppe
und Domb8s den Andbergshvii-Komplex
Unterlager
und die
zusammengefasst.
Gebiet
1.5)
Stren-
sowie
Meta-Vulkaniten
sowie
Gesteinskomplex
die
aus der
Ge-
sich
aus ver-
sogenannten
Bottheim-
von Meta-Sedimentgestein-
2).
PFDA:
'
4
—
ArbErin 815 et
Intrusiva:
ykOTSDAL
+
_ _5
1
4-+ sauer
V
v
v
3
basisch
HJERKIN
SIONGSVATIN
.
LESJA
1 westliches Baserent
4
JOILDAL
2 AndbergsWi-Kamplex
•
n
3 Sn&etta Einheit
M BÅ
4 St46rEn-Decke
•
1
DOVRE. ....
vAG
'
"
5 Gula-Decke
1
•
• 6
,
4-3
o
6 Kvitvola-Nben Einheit
4.
.
7 Sollia Einheit
210Km
8 dstliches Basament
Abbildung
1.6:
Die allochthonen
Gesteinseinheiten
nach GUEZOU1978 und die
der Stv3ren-Decke
Auf die
(Abb.
innerhalb
1.6)
tieferen
nicht
Einheiten
sUdlichen
des Arbeitsgebietes
und dem AnbergsWi-Komplex
des Arbeitsgebietes
dargestelleten
Position
der
aufgebaut
vertretenen,
der gesamten
Trondheim-Region
(Pfeil),
das von
wird.
in GUEZOU's Karte
"Deckenmuldeu
von 1978
(Snchhetta-,
14
Kvitvola-Muen-Einheitund
die Intrusivasowie das westlicheund
Ostliche Basement kann im Rahmen dieser Arbeit nicht eigegangenwerden<
Die Varaitionsbreiteder Metamorphoseinnerhalbder Trondheim-Regionreicht von
der untersten Grenze bzw, nicht metamorphenGesteinen bis in den Bereich des
Mediun Grade,
Im Ho1v3nda-Horg
Distrikt (sUdwestlichTrondheim)liegennicht metamorphefossilienreiche Gesteine vor (VOGT 1945),durch die, wie schon gesagt, eine stratigraphische
Gliederung der Trondhein-Super-Gruppe
mdglich ist. In weiterenVerlaufnach S steigt
der Metamorphosegradan (vgl.Abb.1.7), so da3 nach GOLDSCHMIDT1915 zwischen verschiedenen Zonen des Metamorphosegrades(Chlorit-,Biotit-,Granat-Zone)unterschieden werden kann.
Das Arbeltsgebiet liegt auf der Karte nach GOLDSCHMIDT1915 in dem Obergangsberech
der Biotit- zur Granat-Zone(vgl. abb. 1.7).
WOLFF & ROBERTS 1980 beschreibeneinen"Metamorphose-Peak"innerhalb
der TrondheimRegion, der durch das Wachstum von Staurolith,Disthen und SillimanitinGesteinen
der Gula-Gruppe (ROBERTS1968 b)zum Ausdruck kommt. Die Autoren verweisenjedoch
nicht auf eine bestimmteLokalitåt innerhalbder Trondheim-Region,sondern erwahnen
lediglich diese Mineralparageneseals untere Grenze fUr die Metamorphosebedingungen.
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Abbildung 1.7: ObersichtUber die Verteilungder Metamorphose-Zonen innerhalb
der Trondheim-Regionmit der Lage des Arbeitsgebietes(Pfeil) im Obergansbereichvon der Biotit- zur Granat-Zone(Kartenach GOLDSCHMIDT1915).
15
Die folgende Tabelle 2 stellt ein tektonostratigraphisches
Schema dar, in dem
die StSren-Einheitsowie die benachbarte,im Arbeitsgebietselbst
nicht vorkommende, jedoch sUdlich Hjerkinn angrenzende,Gula-Einheitund der Andber
gshSi-Komplex in ihren geologischenRelationenzueinander,in ihren Zusamm
ensetzungenund
mit den Altersangabender einzelnenAutoren kurz beschriebensind.
4-)
Deckeneinheit
Zusarmiensetang
frtta-Vulkanite
Nbta-Vuikanoklastite
Nbta-dimentgesteine
Støren-Decke
Gesteinsalter
ålteralsmittleres
Arenigeventu
;
ell
spät
kambrisch(
OFTEDAHAD)
Kalkphyllite
mitquarzitischen
LågensOdl.Hjerk.unbestimirt,vernutlich
pråkarrbrisch
(KRUPP
& KRUPP1982)
Decke
Veslfjell-Einneit.ico
prakanbrisch
GUEZOU'78
BottheimEinheit
keineAltersangabe
Gneise
undQuarzite
GUEZOU1978
(.11;c2
E.48
lkita-Vulkanite
Vbta-Sedimentgesteine
1978
Tabelle 2: Tektonostratigraphisches
Schema deq fUr die Geologiedes Arbeitsgebietes relevantenEinheitendes Allochthonsder sudlichenTrondheim
Region (zusammengestellt
nach GUEZOU 1978, OFTEDAHL 1980 und KRUPP &
KRUPP 1982). Der Rahmen links oben umfaritdie in dem Arbeitsgebie
tvorkommendenDeckeneinheiten,die StSren-Deckeals oberen Teil des Trondheim-Decken-Komplexes
und Teile des Andbergshi-Komplexes).
16
GeodynamischeEntwicklungder Kaledoniden
1.3
GALE & ROBERTS 1974 sowie FURNES et al.1979 haben Modelle fUr die geodynamische
Entwicklungdes kaledonischenOrogens aufgestellt.
Auf Grund vor allem von geochemschen Untersuchungenan den Meta-Basaltender
kamen GALE & ROBERIS 1974 zu der in Abbildung 1.8 dargestellten
Stviren-Gruppe
Vorstellung.
MOR
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.3S
d"
d'
1
hg
ausi;
2 = contmental
7 = polynuLt
cru8i,
conglomerates.
undillerenuated;
4
3
1
,8:498915 der8Lting
4. Schematic
sequence,
rji Li fl
fl
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8 = carbotuies.
13 = Inlogernyndinal
ark.) 8..
7
6
S
the deveI9pment
3 = I8m_unlmun
PC
L---
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Ol 16e Caleduman
psanlimtes.
= varlous
sequenec,
4 = lo8er
inetnedirnents;
unditIerenuiled.
9
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purt
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ol GuI.I6roup.
19 = gabbro
bodies.
13
12
10
legend
I I =aid
= nud-u.canic
ntramves,
rffige,
I =
6 = a1/4:1,1
5 - hasic ,...9c4nics,
I 2 - eu2.18,,,5
S. -
olicid
haffil
8pre-4ding.
Abbildung 1.8: Modell der geodynamischenEntwicklungdes kaledonischenOrogens
in der TrondheimRegion nach GALE & ROBERTS 1974.
17
gezeigt:
Nach GALE & ROBERTS 1974 werden dabei folgende Entwicklungsstadien
Aufbrechen und Separationdes laurasischenKontinentsim spåten Pråkambrium
und der untere Teil der Guund Kambrium; die eokambrischenSedimente
la-Gruppe werden auf kontinentalerKruste Abgelagert.
FrOhes Ordovizium : Entwicklungeiner , die Bildung eines Inselbogensbedingenden Subduktion:kaliumarmeTholeiitlavenflierienauf dem Ozeanboden
eines Randbeckensaus.
Mittleres Ordoviziumbis unteresSilur: Hauptphaseder eugosynklinalen BackArc-Sedimentation mit starkem VulkanismusOber ozeanischerKruste.
Im miogeosynklinalenBereich wird die Sedimentationdes oberen Teils der GulaGruppe abgeschlossen.
(St(6renVermutlich mittleresSilur : Obduktionder Inselbogen/Back-Arc-Abfolge
Gruppe bis Horg-Gruppe)auf die miogeosynklinalgebildeteGula-Gruppe mit darunter liegendeneokambrischen Gesteinen.
zeigt die idealisiertePlatznahmeder obduziertenGesteinsabfolge.
d'
d"
- verdeutlichtdie reaFtåtstreuereSituation,wobei wåhrend der Platznahme
durch die Abscherungbedingt Teile der Abfolge verlorengehen ; die tektonisch entstandenenBruchstOckeoder Untereinheiten werden durch NWgetrennt.
SE gerichteteOberschiebungszonen
Phase der Obduktion,mittleres Silur : Phase der Orogenese;Gebirgsbildungsphase (Kontinent
sion
KontinentKollision):Komplexe Faltung,Metamorphose,Intru-
granitischerMagmen und weitere Deckenbildung.Dabei wird das Grundge-
birge des baltischenSchildes im W und NW in zunehmendemMaBe in den Gebirgsbildungsprozessmit einbezogen.
Kontinentalplatte
Zwischen der baltischenund nordamerikanisch/grbnländischen
hat sich damit eine mobile Zone entwickelt.
FURNES et al. 1979 stelltenauf Grund ihrer geochemischenUntersuchungenund ihrer
zusammenfassendenLiteraturarbeitOber die Ophiolithein den Kaledonidenein Modell
Modell von
vor, das in den meisten aber,nichtin allen Punkten mit dem friiheren
GALE & ROBERTS 1974 Obereinstimmt:
1) Separation des Kontinentsmit initialerBildung des Iapetus-Oceansim
Pråkambrium.
späten
18
S åtes Pråkambriumund Kambrium:Hauptphaseder Offnung des Ozeans mit assoziierter Bildung von Ozean-Inseln und der Ablagerungvon Tiefseesedimenten.
mit ensimatischerInSpätes Kambrium und fr8hes Ordovizium: Haupt-Subduktion
selbogenbildungund nach SE gerichteteObduktion und Zerteilungder Ophiolithe
vor dem Arenig.
Fruhes Ordoviziumund Silur: Entwicklungvon ensimatischenInselbogenmit
assoziie-ten Back-Arc-Becken(mit bewiesenermaBen kurzlebigemSpreading in
einigen Gebieten).
Silur : KaledonischeOrogenese (Kontinent- Kontinent-Kollision)mit der Entwicklung weit transportierterDeckeneinheitenund tektonischerFragmentierung
der Gesteinskomplexe.
GrundlegendeUnterschiedebeider Modelle liegen in den folgendenPunkten:
Nach FURNES et al. 1979 wurden während der Offnung des Iapetus-Ozeans(im späten
Pråkambrium und Kambrium)zunächst Ozeaninselnund darauf folgend im fr8hen Ordovizium Inselbdgengebildet.
Der Zeitpunkt der Obduktionder Ophiolithewird von FURNES et al. 1979 f8r pråArenig angesehen,während GALE & ROBERTS 1974 dieses Ereignis in das mittlere
Silur stellten.FURNESet al. 1979 tun dies auf Grund von Altersbestimmungenan
Graniten, die im mittleren Ordoviziumnach der Obduktionder Ophiolithein diese
intrudierten(speziell in den KarmSy-Ophiolithan der West-KUsteS8dnorwegens.
Nach beiden Modellenwurden während der ObduktionTeile der StSren-Gruppe
auf die Gula-Gruppeaufgeschoben.Daraufhinsetzten sich Teile beider stratigraphischen Einheitenwährend der kaledonischenGebirgsbildung zusammen in Form
einer Decke in Bewegung und wurden somit von NW 8ber das pråkambrischeBasement,
8ber eine Strecke von 100 bis 200 km GALE & ROBERTS 1974 bis in die heutige Position transportiert.
wird dem oberDie Zeit der Haupt-Metamorphosesowie der Haupt-Deformationsphasen
en Silur zugeordnet (GALE & ROBERTS 1974, GUEZOU 1978, WOLFF & ROBERTS.1980,OFTEDAHL 1980).
FURNES et al. 1979 und OFTEDAHL 1980 sind zusätzlichder Meinung,daB bereits im
Ordovizium (prå-Arenig)mit der Obduktioneine erste Deformationund Metamorphose
einhergingen.
Das zweite beschriebeneModell nach FURNES et al. 1979 stellt wohl die realitåtstreuere Theorie 8ber die Entstehungder Kaledoniden(in diesem Zusammnenhangspeder StSren-Deckeund des
ziell der Entstehungder bearbeitetenGesteinsformationen
AndbergshSi-Komplexesdar, da die Autorengruppedie bestehendeLiteratur sowie neueste Daten verarbeitete. Aus diesem Grund soll auch der nachfolgendenBeschrei-
19
bung das Modell von FURNES et al.1979 vorausgesetztwerden.
1.4 Problemstellung
Kartierungdes GeOurch eine genaue, erstmals im MaBstab 1:10 000 durchgefiihrte
sowie die stratigraphibietes um Kongsvollsolltendie Gesteinszusammensetzungen
schen und strukturellenVerhältnissesoweit wie mdglich geklårt werden.
Es sollten dabei auf folgende Fragen Antwortengefundenwerden :
I) Welche Gesteine bauen die StSren-Deckein diesem Gebiet auf und welches Bildungsmilieu spiegeltdie Getsteinsabfolgewieder ?
Welchen Metamorphosegradbesitzendie Gesteineder StSren-Decke im Raum
Kongsvoll ?
Lag nur eine oder mehrere Metamorphosenvor ?
Wie stellen sich die tektonischenVerhåltnisseund der Faltenbauin der Umgebung von Kongsvoll dar ?
Wie stellen sich die Sulfidvererzungendes Driva-Talesdar ? Ist möglicherzu erweise ein Zusammenhangmit dem Erzkörperder Tverrfjellet-Lagerståtte
kennen ?
Wie läBt sich die tektonischeEntwicklungdes Gesteinskomplexes innerhalb
des Arbeitsgebietesin bestehendegeodynamischeKonzepteeinfügen ? Steht sie
im Widerspruchdazu oder stdzt sie diese Modelle ?
20
1e5 Arbeitsgrundlagenund Arbeitsmethoden
Als Arbeitsgrundlagendienten VergrbBerungenim Ma3stab 1:10 000 der topographischen KartenblåtterHJERKINN 1519 III und SNØHETTA 1519 IV (1:50 000),
von denen eine zusammenhangendetopographischeKarte angefertigtwurde.
Auf dieser Kartengrundlagewurde eine AufschluNkartierung
durchgefillirt,
die als Grundlagezur Interpretationund Dokumentationder lithologischen,
stratigraphischenund tektonischenVerhåltnissebenutzt
wurde.
Entiang der EuropastraBe6 (E 6), parallel zur E 6, entlang des Bahnanschnittes und entlang der Driva-Uferkonnte zwischenden OrtschaftenGrbnbakkenund
Gammalholet ein ca. 6,5 km langes, luckenlosesProfil durch die Gesteineder
Stqfren-Decke
aufgenommenwerden. AnschlieBendwurden die Flanken des N-S verlaufenden Driva-Talssow e die HohenzOgeder Knutshöhenund der Hbgsnytageologisch untersuchte
Om eine genduere Beschreibungzu ermdglichenwurde folgendeAufte lung der
e nzelnen SkalengrbBenvorgenommen:
Megaskopischer Bereich : Beschreibungvon Kartenbildern
Mesoskopischer Bereich
Beschreibungvon Aufschlilssen,
einzelnenMeGwerten und Handsticken.
M kroskopischer Bere ch
Beschreibungvon Dunnschliffen
Zur Darstellungder im Gelånde ausschlie3lichals Clar-Werteaufgenommenen
Me3daten im Schmidt'schenNetz wurde das FORTRAN-ProgrammGELICH benutzt.
Die Streich- und Fallwerteder Foliationwurden mit dem von Dr. KRUPP ersteliten FORTRAN-Programm TEKLA Il in der tektonischenKarte dargestellt.
Von den jedem GesteinstypentnommenenProben wurden rechtwinkeligzur penetrativen SchieferunggeschnitteneDUnnschliffeangefertigtund untersucht.
Die Bestimmungdes Anorthitgehaltesvon Plagioklasenerfolgtemit Hilfe der
Methode Michel Levy's durch die Ermittelungdes maximalenAuslbschungswinkels
von Albitzwillingslamellen
unter Berücksichtigungder entsprechendenSchnittlage (senkrechtzur kristallographischen
a-Achse, TROGER 19692: 743-744).
Mittels der Messung von b.-Gitterkonstantenin kalireichenHellglimmern
(Kapitel 4.2) wurde der Versuch unternommen,den im Bereich um Hokleiva
(nårdlich von Kongsvoll)durch das Auftreten von Disthen vermutetenMetamorphoseanstiegnachzuweisen.
21
2 Geologie des Arbeitsgebietes
ermöglichensoll
Um ein besseres VerständnisfOr die nachfolgendenKapitelzu
rgestelltin den
zunächst auf die Lithologieinnerhalbdes Arbeitsgebietes(da
geologischen Karten, Anlagen 2 und 4 ) eingegangenwerden.
aus FeldspatDer Andber shr6i-Komplexbesteht innerhalbdes Arbeitsgebietes
Diese Gesteinewurden während
gneisen, Amphibolitenund Granat-Glimmerschiefer.
in der geologischen
der Geländearbeitnicht voneinanderunterschieden,so daB sie
zusammengefassterscheinen.
Karte (Anlage 2) als "Andbergsk6i-Maiplex"
NILSEN 1978 in die sogenannte"StSrenormation umGreenstone-Unit"und die "Elgsjø-Formation"aufgeteilt.Die ElgsWF
wogegen
tgesteine,
fasst dabei vereinfachtdie gesamte Abfolge der Meta-Sedimen
die Meta-Pillow-Lavenbzw. die Meta-Basaltebezeichdie Støren-Greenstone-Einheit
Die Gesteine der
wurden von
Støren-Decke
net.
nach den unterschiedlichenMetaWåhrend dieser Arbeit wurde die Elgsjql,-Formation
3.1).
Sedimentgesteinen weiter aufgegliedert(Kapitel
lungder Amphibolite
Aus der geologischenKarte (Anlagen2 und 4) geht die Vertei
schiefer,Granat,
und der Meta-Sedimentgesteine(Serizit-ChloritschieferBiotit
im S (im Bereich
Glimmerschieferund Quarzite)hervor. Dabei sind die Amphibolite
r anzutreffen.
des Hög Haug) sowie um Kongsvollund sQdlich Gammalholethäufige
bis in den N des ArEin durchgehenderAmphibolitkonnte vom Bereich des Hög Haug
Skak-Bach)verfolgt
beitsgebieteszum West-Hangder nördlichenKnutshöhe (bis zum
beakbach-Amphibolit
werden; er wird fOr die weit'e Beschreibungals Kongsvoll-Sk
zeichnet.
-streichendenStörung
Westlich des Hög Haug wird dieser Horizont zwar von einer N-S
h von Kongsvoll
abgeschnitten,findet jedoch vermutlichseine Fortsetzungwestlic
auf dem SOdost-Hangder Högsnyta.
steht eventuell mit der sUdlich des Hög Haug
Dieser Kongsvoll-Sk8kbach-Amphibolit
mittels einer Faziesverzahnungin Verbindung.
anstehenden Meta-Vulkanit-Breckzie
Hög Haug Linsen der
Ferner enthålt der Serizit-Chloritschiefernordwestlichdes
n rascher lateraMeta-Vulkanit-Breckzie,so daB auch zwischen diesen Gesteinenei
ler Wechsel vorliegt und eine Faziesverzahnungzu vermuten ist.
Serizit-ChloritschieDie nördlich des Hög Haug angegebeneGesteinsgrenzezwischen
minder flieBender
fer und dem Biotitschieferist unscharf,da dort ein mehr oder
ng ist vermutlich
Obergang zwischen den beiden Gesteinstypenvorliegt;dieser Oberga
durch die Metamorphoseverursacht.
de Biotitschiefer
Der im tektonisch Liegendendes Serizit-Chloritschiefersfolgen
beschriebenenKongswird mdglicherweisestrukturellbedingt im Liegendendes zuvor
siederholt.Daraufhinfolgt der ndrdlichvon Kongsvoll
voll-Sk8kbach-Amphibo1itw
22
der
am SGdost-Hang der Hdgsnyta breit ausstreichendeGranat-Glimmerschiefer,
verlaufendbis
parallel zum Biotitschieferund zum Kongsvoll-Skakbach-Amphibolit
zur Nord-Grenze
des Arbeitsgebietes zu verfolgen ist.
Weiter im tektonischLiegendendes Granat-Glimmerschiefersfolgen Quarzite,die
einen GroBteil des Gebietes sQdlich von Gammalholeteinnehmen,im tektonischLiegenden und Hangenden der dort ebenfalls anstehendenAmphibolitezu finden sind
und ferner weite Bereiche der Högsnyta aufbauen.
Der weiter ndrdlich folgendeMeta-AndesitschlieStzusammenmit den Quarzitendas
Kartenbild nach N hin ab.
Ausgehend von der lithologishcenKartierungwurde der Versuch unternommen, ein
Säulenprofilzu erstellen,das die Gesteineder Støren-Gruppe innerhalbdes Arbeitsgebieteswiedergibt (Abb. 2.1).
DiesesProfilzeigt eine mögliche Abfolge der lateral stark miteinanderverzahnten
Gesteinstypenmit geschätztenMåchtigkeitsangabenund gibt eine Kurzbeschreibung
der Horizonte. Es ist weitgehendhypothetischund soll nur zur Veranschaulichung der lithologischenAbfolge dienen.
Das Modell (Abb. 2.1) entsprichtder Annahme von KRUPP 1983 die voraussetzt,
daB es sich bei den Amphibolitenjeweils um stratigraphischunterschiedlicheNiveaus handelt.
23
»V -aiLer.
czp
V
ii!;:=>
,
V
ca. 50 m
Meta-Andesit
ca.130 m
Amphibolitmit Pillowstrukturenund
stratiformenSulfid,Horizonten
ca. 50 m
Quarzit
150 m
ca.200
Granat-Glimmerschiefer
V
bis ca.20 m Amphibol-Glimmerschiefer
V
ca.150 200 m
bis 20 m
ca.200 250 m
Amphibol-Glimmerschiefer
Biotitschiefermetamorphiibergehend
bzw.
in Dolomit-Serizit-Chloritschiefer
Serizit-Chloritschiefer.
_
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_
-
gebånderterAmphibolitmit Quarzit-,
Sulfid- und Magnetit-Chert-Horizonten
-Y--z-.-
v
-
ca.350 m
metamorphJberSerizit-Chloritschiefer
gehend in Biotitschiefer in fraglicher
fazieller Verzahnungmit der Meta-Vulkani
Breckzie
ca.250 m
Amphibolizmit Pillowstrukturen,Quarzitlinsen, stratiformenSulfid- und MagnetitChert-Lagensowie Keratophyrtffen(KKKKKK
LI.G› v
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Citt.
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Faziesverzahnungdes Amphibolitsmit der
Meta-Vulkanit-Breckzie
Meta-Vulkanit-Breckzie
Abbildung 2.1: Versuch eines Saulenprofilsder im ArbeitsgebietanstehendenGemit Machtigkeitsangabenund Kurzbeschreibung.
steine der St(hren-Gruppe
Das Profil soll die Vorstellungvon verschiedenenAmphibolitenaus unterschiedlichenstratigraphischenNiveaus verdeutlichen.
24
Eine Alternative zu der VorstellungmehrererAmphibolitaus verschiedenenstratigraphischen Niveaus stellt das Profil in Abbildung2,2 dar. Dabei wird davon
ausgegangen,da3 es sich bei denAusstrichender Amphibolitejeweilsmehr oder minder um ein und dasselbe stratigraphischeNiveau handelt (vgl. Abb. 2.2 und Kapitel
4 und 5).
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Vulkanit-Breckzie
IC91
41~4,4Kartonat-Breckzie
[KrKK,
Keratophyrtuffe
in odermindereinheitlich)
(irehr
Sedimentgeste
Sandstein
Basalt-HorizontPillqsundErzhorizonten
mit.
Andesit
LagenimSedimentgestein.
Tuffitische
Abbildung 2,2: AlternativeAnnahme zu der VorstellungverschiedenerAmphibolite aus
unterschiedlichenstratigraphischenNiveaus.Dabei wird davon ausgegangen,
handaB es sich jeweils um mehr oder minder den gleichen-BasaLt-Horizont
delt, der von relativeinheitlichemSedimentgestein(immittlerenBereich
des Profils) unter- und iherlagertwird.
25
3
Gesteinsbeschreibungund RückschlOsseauf die Ausgangsgesteine
3.1
Meta-Sedimentgesteineder Stken-Gruppe
3.1.1 Dolomit-Serizit-Chloritschiefer
Dieses Gestein kommt innerhalbdes Arbeitsgebietes nur westlich der Knutshöhen
vor, wo es durch eine vermutlichmetamorphgebildeteGrenze von dem darauf folgenden Biotitschiefergetrennt ist und nur mittels weniger AufschUsse kartiert
werden konnte (vgl Anlage 1).
åhnelt in seiner Zusammensetzung aus Serizit
Der Dolomit-Serizit-Chloritschiefer
bzw. Muskovit, feinverteiltem(farbgebendem)Chlorit, Dolomit bzw. Kalzit, Quarz,
(Kapitel3.1.2),be+ Biotit und + Hornblende stark dem Serizit-Chloritschiefer
_
durch braun verwitternden,idiositzt jedoch ein deutliches Unterscheidungsmerkmal
morphen und an der Gesteinsoberflächeeckige HohlräumehinterlassendenDolomit,
der bis 1 cm gro3 und oft an bestimmteHorizontegebunden ist, aber auch gleichmåBig im Gestein verteilt sein kann (Abb. 3.1).
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4 cm
Abbildung 3.1: Hornblendekristalleund von verwittertenDolomitkristallenhinter
(R 05 33 550, H 69
lassene Hohlråume im Dolomit-Serizit-Chloritschiefer
07 850).
GesteinsdJnnschliff27: Dolomit-Serizit-Chloritschiefer
Probenfundort
: R 05 33 540, H 69 07 850
Mineralbestand
: HG1) Hornblende(35)3,)Quarz (20), Biotit (10), Chlorit(10),
Karbonat (10)
26
NG:2) Epidot, Zoisit (zus. 10), Erz(5), Turmalin
Die Hornblendekristallesind idiomorph,bis 1 cm lang, besitzeneine blaugr0ne
Eigenfarbemit starkem Pleochroismusund sind nach TROGER 1969 als poikiloblastisch zu bezeichnen,da sie sdmtlicheanderenMineralkbrnerüberwachsend,groBe
metablastenbilden (Abb. 3.2).
Ferner ist ein Zerfall der eventuellkalziumreichenHornblendezu erkennen,der
durch die Karbonatbildungim Randbereichder Kristalledeutlich wird.
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die in einer MaHornblendekristalle,
Abbildung 3.2: Poikiloblastische,idomorphe
trix aus Quarz, Biotit, Chlorit, Epidot und Zoisit eingebettetsind
(Bildbreite8.3 mm; Nicols 11).
HG - Hauptgemengteile
NG - Nebengemengteile
Die in Klammern angegebenenZahlen sind visuell geschåtzteFlåchenprozente.
27
auf Grund
Als Ausgangsgestein kommt fGr den Dolomit-Serizit-Chloritschiefer
des Erscheinungsbildesund der Zusammensetzungein pelitischesbis feinsandiges,
relativ Quarz-und KarbonatreichesSedimentgesteinin Frage. Mdglicherweisestand
diese Sedimentgesteinwåhrend seiner Ablagerungunter vulkanischemEinfluB (Tuffanteil) da der Anteil an Hornblendeund Chlorit als Fe-und Mg-Trägerrelativ hoch
ist.
3.1.2
Serizit-Chloritschiefer
Der sich im tektonischLiegendendes im Bereich des Hog Haug anstehendenAmphiboist im SE des Arbeitsgebietes weit
Serizit-Chloritschiefer
lits anschliefiende
verbreitet und tritt dort NW-SE streichend,einen zusammenhängendenca . 500 m
breiten und ca. 2 km langenAufschluBbildend auf (vgl.Anlage1).
Am Nord-Hang des Hög Haug ist in dieses Gestein ein Breckzienhorizonteigeschalbesteht und daher
tet, der stellenweiseausschlieBlichaus Karbonatbruchstücken
sind in anderen
lokal monomikten Charakterbesitzt.AuBer Karbonatbruchstilcken
Bereichen dieses Horizontesnoch BruchstGcke verschiedener Vulkaniteenthalten. Dieser Horizont ist entlang der Bahnlinie (R 05 30 800, H 69 06 850) sehr
gut aufgeschlossen.
sind ferner Linsen einer Meta-Vulkanit-Breckzie
In dem Serizit-Chloritschiefer
enthalten, die die fazielleVerzahnung dieser Gesteinstypenmiteinandererkennen lassen.
Der Serizit-Chloritschieferselbst besteht aus Quarz, Serizit (bzw. Muskovit),
Chlorit, Amphibolnadeln,+ Epidot und + Biotit sowie aus + Plagioklasund einem
Erzanteil, vermutlichPyrit.
Die Amphibolsprossungist in Richtung zum Biotitschieferhin auf Schieferungsflächen und im Bench von Klliftenverstärktzu beobachten,wobei im Obergangsbereich zum Biotitschieferdie Amphibolidioblastenbis 5 cm lang sind und lokal gehåuft auftreten. Dieser Obergangsbereichwird als metamorpheGesteinsgrenzeangesehen (vgl Kapitel 4).
Biotit kommt einige mm groB in idiomorpherForm vor. Diese;Mineralbildet regelrechte Biotitbånder,wobei die Kristalleselbst in Richtung einer, die penetrative
Schieferung schneidenden,jGngeren Schieferungeingeregeltsind (Abb. 3.3).
Die in den Quarzlagenund -linsen parallel zur penertativenSchieferungliegenden,
rekristallisiertenQuarzkörnersind wesentlichgroBer als die,im Gbrigen Gestein
enthaltenen, nur wenige mm durchmessendenKörner. Sie zeigen eine deutliche Fel-
28
derung (Subkornbau)sowie interlobateVerzahnungund werden von den Schichtsilikaten (Chlorit,Serizit bzw. Muskovit und Biotit) umflossen.
s1
Biotit-,1/4»:1,1
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10 cm
Abbildung 3.3: Aus BiotitidioblastenbestehEnde
Bånder im Serizit-Chloritschiefer
nordwestlichdes Hög Haug (R 05 30 960, H 69 07 200).
Als Ausgangsgesteinfür den Serizit-Chloritschiefer
kann ein pelitischesbis feinsnadiges Gestein angenommenwerden, das mit dem Ausgangsgesteindes Dolomit-SerizitChloritschiefersverglichenwerden kann, wobei jedoch der Karbonatanteilim DolomitSerizit-Chloritschiefer
auf Grund des bereits makroskopischerkennbarenDolomits,
höher anzusetzen ist. Auch di~s Gesteinkann unter dem Einflu3 vulkanischerAktivitåt gestanden haben, da wie im Dolomit-Serizit-Chloritschiefer
auch hier rer
lativ hohe Anteile von Chlorit und Hornblendeals Fe- und Mg-Trägerenthaltensind.
29
3.1.3
Biotitschiefer
Der Biotitschieferbaut weite Bereiche sddlich und sudwestlichvon Kongsvoll
sowie den gesamten Bereich der Knutshöhenauf (vgl. Anlage 2) und wird als
metamorphe Weiterentwicklungdes Serizit-Chloritschiefers
angesehen (vgl. Kapitel 4).
Die oft in unterschiedlichenMengenverhdltnissenauftretendenMinerale sind:
Biotit, Quarz, Karbonatminerale(Dolomitund Kalzit),Amphibol,Kalifeldspat,
Plagioklas, stellenweiseGranat und Chlorit sowie vereinzelteApatitkauern.
Quarz und Karbonat wurden wåhrend der Metamorphosemobilisiertund kommen parallel zur penetrativenSchieferungliegend,als Rekristallisatein Form von kleinen
Gången (einige cm mächtig) und als Linsen (maximal30 bis 50 cm lang, boudinierten
Gangen) vor.
Stellenweisesind Karbonatanhäufungen
zu finden, die an der Gesteinsoberflåche
wabenartigeVerwitterungsstrukturen
hinterlassen(beispielsweise sddlich Kongsvoll an der E 6, R 05 31 380, H 69 08 080).
Auffällig sind ferner dm-mächtige,etwas grobkristallinereLagen, die stark zersetzten Biotit fdhren und allgemein eine intensive Chloritisierungzeigen.
Gesteinscffinnschliff
31: Biotitschiefer
Probenfundort
Mineralbestand
R 05 31 350, H 69 07 950
: HG: Biotit (25), Quarz (25), Hornblende(20), Epidot (10)
Plagioklas(5)
NG: + Granat, Karbonat,Titanit, Zoisit (zus. 15)
Der oben erwähnte Kalifeldspatzeigt vereinzeltMikroklingitterungund ist nicht
in allen GesteinsdOnnschliffen
enthaltenjedoch in den Schliffen 15 und 16 deutlich sichtbar.
Der relativ hohe BiotitanteildesGesteinsmit stellenweisemehr als 20 % verleiht
dem Biotitschieferseine charakteristischegrau-schwarzeFårbung und ermöglichtdie
intensive Schieferungdes Gesteins. Der Biotit umflieSt dabei die stellenweisegehåuft auftretenden Feldspatkristallesowie die 1 bis 2 mm groBen Hornblendekristalle.
Im Grenzbereichzu dem, im tektonischLiegendendes Biotitschiefersfolgenden GranatGlimmerschiefertritt Granat als Nebengemengteil
auf. Auch bei dieser lithologischen
Grenze kdnnte es sich,wiebei dem Obergangvom Serizit-Chloritschiefer
zum Biotitschiefer,um eine metamorph gebildete Gesteinsgrenzehandeln,wobei jedoch auch ein
primärer Unterschied im Chemismus beider Gesteine nicht auszuschlieBenist.
30
Plagioklas
Biotit
'14
Abbildung 3.4: Plagioklaskristallemit Albitverzwillingungim Biotitschiefer
(GesteinsdOnnschliff15) mit einem Anorthitgehaltvon ca.30 Mol %,
(Probenfundort:R 05 35 200, H 69 08 700; Bildbreite:3,5 mm, Nicols X).
des BiotitAuf Grund der Beschaffenheit,derZusammensetzungund Erscheinungsbildes
schieferskann als Ausgangsgesteinein karbonatreichesSedimentgestein(Mergeloder
ähnliches) angenommenwerden.
31
3.1.4
Granat-Glimmerschiefer
Der Granat-GlimmerschieferstreichtnördlichKongsvoll beidseitigdes DrivaFluBes breit aus. Auf der östlichenTalflankeister bis in den äuBerstenN des
Arbeitsgebietesund in westlicherRichtungbis auf den Höhenzugder Hogsnytazu
verfolgen.
Die Granatidioblastensind zunächst an der(tektonische4Hangendgrenze(lithologische Grenze zum Biotitschiefer)relativ klein, werden jedoch rasch groBer (bis
1 cm) und besitzen zur Liegendgrenzehin wieder geringerenDurchmesser.Oft ist
eine beginnende Chloritisierungder Granatkristallezu erkennen,wobei in der
Nåhe von Mylonitzonendurch die Zirkulationvon Lösungenbeglinstigt(beispielsweise am Ost-Hang der Hogsnyta,R 05 31 150, H 69 10 250) eine völlige Umwandlung
(Pseudomorphosevon Chlorit nach Granat) stattfand (vgl Abb. 3.5).
Auf Grund der Rotfärbungdes Granats uns seines Zerfalls zu Chlorit ist auf ein
Fe- und Mg-reiches Glied (Almandin)der Mischkristallreihezu schlieSen.
Kluft
k"
‘..4 11
„
Biotit
,
.
15`1
Met
..
2
•411a._
mit deutlicherPseudomorphosevon Chlorit
Abbildung 3.5: Granat-Glimmerschiefer
52, R 05 31 150, H 69 10
nach Granat (Bildmitte;GesteinsdOnnschliff
250; Bildbreite 3,5 mm, Nicols 11).
32
GesteinsdOnnschliff43: Granat-Glimmerschiefer
Probenfundort
: R 05 32 150, H 69 09 800
Mineralbestand
: HG: Hornblende (25), Granat (10), Andesin (10), Quarz (15),
Serizit bzw. Muskovit (10), Biotit (5), Karbonat (10),
Kalifeldspat(5), Chlorit (5)
NG: Disthen, Staurolith,Erz (zus.5)
Die Plagioklaskristalleim GesteinsdBnnschliff
43 sind nach dem Albit-undPeriklingesetz verzwillingt,besitzeneinen Anorthitgehaltvon ca. 40 Mol% und sind somit
als Andesine zu bezeichnen (Abbildung3.6).
:
Plagioklas
,
etr.;
Plagioklas
tt
Abbildung 3.6: Andesinkristalleim Granat-Glimmerschiefer
mit deutlicherAlbitund Periklinverzwillingung
(GesteinsdOnnschliff
43, Bildbreite:3.5 mm,
Nicols X).
Staurolith ist nur mikroskopischerkennbar, in Schliff 43 enthaltenund kommt relativ gut auskristallisiertin hypidiomorpherGestalt vor (Abbildung3.7). Dieses
Mineral gilt als Indexmineralund gibt nach WINKLER 1979 einen ersten Anhaltspunkt
für den Medium Grade als untere Metamorphosegrenze.Verschiedentlichwerden Staurolithkristalleund Hornblendekristalle
von der zweiten Deformationsphase(S2) erfasst und durchschlagen(vgl Abb. 3.7 und Kapitel 5.2).
33
•
II
II
..--Serizit
bzw.
•
Staurolith
t
•
Biotit
Abbildung 3.7: Staurolith (Bildmitte)im Granat-Glimmerschiefer
(Probe43).
Die Schicht:silikate
(hier hauptsächlichSerizit bzw. Muskovit)sind
in Mikrofaltengelegt und in der Bildmitte rechts und links des
Staurolithszu erkennen. In den oberen Bildecken sind jeweils Hornblendekristallezu sehen (Bildbreite3,5 mm, Nicols 11).
Im Gegensatz zu den sehr kleinen Staurolithkristallenist Disthen bereitsmakroskopisch in dem Gestein sichtbar.Er tritt vor allem im Randbereichvon Quarzlinsen auf (Abbildung3.8).
Disthen ist jedoch auch mikroskopischin seiner typischenAusbildung in Form von
schmalen Leisten in Schliff 43 sichtbarund erreicht dort nur eine Lange von
wenigen zehntel mm.
Als Ausgangsgesteinwird fur den Granat-Glimmerschiefer
auf Grund seiner petrographischen Zusammensetzungein mergeligerPelit bzw. eine feinkörnigeGrauwacke
angenommen,da auch die metamorphgebildeten
Mineralparagenesenfur derartigeGesteine typisch sind.
34
QJarz
bis5 cm lange
Disthenkristalle
.04011r
5 cm
Abbildung 3.8 : GroBe, bis 5 cm lange Disthenkristalleim Randbereicheiner
Quarzlinseim Granat-Glimmerschiefer
(EtraBenaufschluBan der E 6,
nordlich Kongsvoll,R 05 31 950, H 69 09 450).
35
3.1.5
Quarzite
Die innerhalbdes ArbeitsgebietesanstehendenQuarzite sind meist hellgrau,
stellenweiseauch durch feinverteiltenChlorit grUnlich gefårbt, enthalten
lokal bis 0,5 cm groBe Granatkristalleund sind besondersauf dem Gipfel der
Hdgsnyta (westlichKongsvoll)und in dem Bereich um Hokleiva ( im N des Arbeits
gebietes weit verbreitet.Ebenso wird beinahe der gesamte Slid-Hang
der Hdgsnyta
von diesem Gestein aufgebaut,das dort wie auch bei Hokleivadurch Ubereinandergelegte FatIten seine scheinbare Mächtigkeiterhält (vgl. Abb.5.1).
Die Wechsellagerung von cm bis dm mächtigen Lagen reinen Quarzitsmit cm bis mm
annen bioitreichenLagen zeigt eine ehemals schnellwechselndeSedimentationvon
sandigem und pelitischemMaterialan.
Die Vergesellschaftungder Quarzitemit den Amphibolitenist ebenso auffållig
wie das gleichzeitigeVorkommender Sulfid- und Magnetit-Chert-Horizonte
mit diesen Gesteinen, so daB eine gemeinsameGenese dieser Horizonte im EinfluBbereich
vulkanischerTätigkeitvermutetwerden kann.
3.1.6
Amphibol-Glimmerschiefer
Der Amphibol-Glimmerschieferbesteht aus Plagioklas,Quarz, Biotit, Serizit bzw.
Muskovit, bis 5 cm langen,auf Schieferungsflåchen
gesprosstenAmphibolidioblasten und lokalen Granat-Vorkommen.Dieses Gestein kommt hauptsåchlichim tektonisch
Liegenden und Hangenden des Kongsvoll-Skåkbach-Amphibolites
vor und ist wenige dm
bis zu maximal 20 m mächtig (vgl. Anlage 2).
Ferner sind flr dieses Gestein vereinzeltzu findende, "idiomorphe"Pyritkristalle
(mit einer Kantenlängevon ca. 1 cm ) typisch,die auf Grund der tektonischenBeanspruchung nur noch als rechteckigePlättchenvorliegen.
Da wåhrend der Geldndearbeit UnklarheitUber das Ausgangsgesteinherrschte,wurde
eine geochemischeHauptelementanalyse
des Amphibol-Glimmerschiefers(Probe79,
R 05 31 510, H 69 08 830) erstellt (Analytiker:Th.Kost).
Vergleicht man die ProzentgehaltederHauptelemntanalysenverschiedenersaurer bis
intermediårerVulkanite,so kbnnte als Ausgangsgesteinein intermediårerVulkanit
(Tuff) des entsprechendenGesteins (Andesit,Trachyt oder Trachyandesit)angenommen werden (Tabelle3).
Si02
Dazit
65.01
Trachyt
61.21
T102
0.58
0.70
A1203
15.91
Fe203
Trachyandesit
58.15
Andesit
57.94
Probe 79
59.13
1.08
0.87
0.72
16.96
16.70
17.02
16.40
2.13
2.99
3.26
3.27
3.28
Fe0
2.30
2.29
3.21
4.04
5.49
Mn0
0.09
0.15
0.16
0.14
0.11
Mg0
1.78
0.93
2.57
3.33
4.75
Ca0
4.32
2.34
4.96
6.79
2.50
Na20
3.79
5.47
4.35
3.48
2.74
K20
2.17
4.98
3.21
1.62
1.98
1-120+
H20-
0.91
0.28
1.15
0.47
1.25
0.58
0.83
0.34
2.78
P20
0.15
0.21
0.41
0.21
0.13
CO,
0.06
0.09
0.08
0.05
0.01
99.78 %
99.94 %
99.97 %
99.93 %
100.02%
Tabelle 3: DurchschnittlicheHauptelementzusammensetzungen
magmatischerGesteinstypen im Vergleichmit der Analyse derProbe79 (Hauptelementanlaysen
der
Vulkanite aus COX, BELL, PANKHURST 1979).
Die Analyse des Amphibol-Glimmerschiefers
als ein
ehemals vulkanischesGestein
könnte mit denen eines Andesits,Trachytsoder Trachyandesitsverglichenwerden.
Ebenso åhnelt jedoch die Hauptelementanalyse
des Amphibol-Glimmerschiefersauch
den HauptelementgehaltenverschiedenerSedimentgesteine (Tabelle4). Das Gestein
kdnnte daher auch als ehemaligerSchiefereiner Geosynklinale angesehenwerden.
Phyllite
Schiefer
pelagischerTon
Schiefereiner
Geosynklinale
Probe 79
Si02
61.78
60.18
54.90
58.90
59.13
Ti02
0.73
0.67
0.78
0.78
0.72
A1203
16.54
17.70
16.60
16.70
16.40
Fe203
2.43
2.45
7.70
2.80
3.28
Fe0
5.45
4.67
3.70
5.49
Mn0
0.07
0.16
2.00
0.09
0.11
Mg0
2.35
3.01
3.40
2.60
4.75
Ca0
1.94
1.52
0.72
2.20
2.50
Na20
1.89
1.62
1.30
1.60
2.74
K20
4.14
3.79
2.70
3.60
1.98
P205
0.27
0.19
0.72
0.16
0.13
95.96 %
94.82 %
93.13 %
97.23 %
97.59 %
Tabelle 4: Haupelementanalysen
verschiedenerSedimentgesteineaus WEDEPOHL 1969
im Vergleichmit der Probe 79 (Amphbol-Glimmerschiefer).
37
Bei dem Vergleich der Haupelementanteilegibt zunächstder 3i02-Gehaltvon 59.13%
des Amphibol-Glimmerschiefers
einen groben Anhaltspunkt.Die Werte des 1102 (0.72),
des A1203 (16.40),Fez03(3.28),Fe0 (5.49),Mn0 (0.11),Mg0 (2.5) und Ca0 (2.5)
lassen einen Vergleichmit bester Näherung an einen im Geosynklinalbereich
gebildeten Schiefer zuvorausgesetzt es handelt sich um ein Meta-Sedimentgestain.
Die Werte
des
Na20 (2.74) und K20 (1.98)tendierendagegen unter BerUcksichti-
gung der Ubrigen Hauptelementanteile
eher zu einem trachyandesitischenbzw. andesitischen Tuff.
Bezieht man beide Kriterienbei dem RUckschlui3
auf ein Ausgangsgesteinmit ein,
so könnte es sich bei dem Amphibol-Glimmerschieferum einen im Geosynklinalbereich
gebildeten Schiefer handein, der unter dem EinfluB eines intermediårenVulkanismus
(Tuffauswurf)zur Ablagerungkam.
38
Meta-Vulkaniteder Strken-Gruppe
3.2
3.2.1 Amphibolite
In dem Gebiet um Kongsvollkann zwischenkompaktenund gebånderten Amphiboliten
unterschiedenwerden. Als kompakte (mehr oder minder homogeneMeta-Basalte)werden
solche bezeichnet, die im Gegensatzzu den gebåndertenkeine Karbonatlagenentkönnen und hauptsåchlichaus einer dichten
halten, jedoch Pillowstrukturen
bestehen (Abb. 3.9). Die gebanderbis feinkörnigen Masse von Hornblendekristallen
ten Amphibolite sind durch mm bis mehrere cm messende Karbonatlagen,die mit reinen Amphibolitlagenabwechseln,charakterisiert (Abb. 3.10).
Die Amphibolite treten hauptsåchlichum Kongsvollund nordlichdieser Ortschaft
auf, wobei ein relativ lange durhchaltenderHorizont vom SUd-Hangder Högsnyta
bis zum Sk8k-Bach (im N des Arbeitsgebietes)verfolgt werden konnte (KongsvollSk8kbach-Amphibolit).Dieser Amphibolitgewinnt in nördlicherRichtung rasch an
Ausstrichsbreitevon 50 bis 300 m ), was teilweise auf die
Mächtigkeit (schwirkende
Anderung der tektonischenVerhåltnisseam West-Hangder nördlichenKnutshdhezurUckzuflIhrenist, wo sehr flache, nach E gerichteteFallwerteder zuvor im S relativ steil einfallendenpenetrativenSchieferunggemessen wurden (vgl.Anlagen
2 und 3a). Dennoch muB auch mit einer primårenMächtigkeitszunahmegerechnetwerden.
Der allgemeine Mineralbestandder Amphibolitekann wie folgt angegebenwerden:
Hornblende, Plagioklas,Epidot, Zoisit, + Chlorit, + Biotit, Karbonat,Quarz,
Erz (meist Pyrit und Magnetit,vereinzeltauch Kupferkies)
GesteinsdUnnschliff58: gebänderterAmphibolit
Probenfundort
: R 05 32 260, H 69 09 200
Mineralbestand
: HG: Hornblende(40), Epidot (25), Plagioklas(10)
Quarz 810)
NG: Biotit und Chlorit (zus. 10), Karbonatund Erz (zus. 5)
Die Hornblendekristallesind idiomorphund höchstensein bis zwei mm groB, dabei
erreicht jedoch das Gros dieser Mineralkörnernur wenige zehntelmm. Epidot ist
zoniert und ebenfalls idiomorph,jedoch auch hypidiomorphvertreten.
die nur vereinzeltanDas sehr feinkörnigeGesteinenthålt Plagioklaskristalle,
deutungsweise Albitverzwillingungerkennen lassen und in zu geringerAnzahl und
GroBe auftreten, um den Anorthitgehaltdieser Kristalleabzuschåtzen.
Chlorit kommt hauptsächlichals Zerfallsproduktdes Biotit vor, der in relativ
nur vereinzeltzu finden ist.
groBen, idiomorphenTafeln (bis ca. 2 mm
39
Chlorit ist jedoch vermutlichauch primår in kleinen Zwischenråumender stengeligen, idiomorphenHornblendekristallezu finden.
Ein besonderes Kennzeichendes am Hög Haug aufgeschlossenen,NW-SE streichenden
Amphibolits sind die deutlich erkennbarenPillowstrukturen,die am West-Hang besonders gut aufgeschlossensind (R 05 03 780, H 69 06 250; Abb. 3.9).
Die Pillows sind an Abschreckungssäumen in ihren Randbereichen,sowie durch deformierte Hohlräume,die als ehemalige Blasen gedeutet werden und an ihrer rundlichen Form gut zu erkennen. Sie sind in Richtung der b-Achse deutlich gelångt,
werden von der penetrativenSchieferungumflossen und sind maximal 40 cm groB.
NW
SE
.• •••
Abbildung 3.9: Am West-Hang des Hdg Haug gut aufgeschlossenePilloWs des dort
anstehenden,kompaktenAmphibolits (R 05 30 780, H 69 06 250).
Zwischen beiden Erscheinungsformen der kompakten und gebänderten Amphibolite
sind Obergänge zu finden, $o da8 ein und derselbe Amphibolit-Horizontsowohl
stellenweise kompakten als auch gebänderten Charakter besitzt.
DiesesPhänomenist auf folgende Prozesse zurUckzufiihren:Als Ausgangsgestein
flirdie Amphibolite sind auf Grund der Pillowstrukturensubaquatischgeförderte
Basalte anzunehmen. Der hohe Karbonatanteilin den gebånderten Amphibolitenkann
durch die Spilitisierung(Alterationder Basalte am Meeresboden)erklärt werden.
40
Die Bänderung der Amphibolitewird durch tektonischeProzesse (Faltungund Scherung) plausibel.Somit kann es sich bei den kompakten Partiender Amphibolite um
Faltenkernehandeln, in denen die Zerscherungrelativ gering war und die primären
Strukturen (Pillows)erhalten geblieben sind. Die gebändertenBereichekönnten
die stark zerschertenFlanken der Isoklinalfaltenrepråsentieren,so daB das Zusammenspielbeider Faktoren (die Spilitisierungund die Deformationder Basalte)
zu dem bestehenden Erscheinungsbildgeführt hat. Das während der Spilitisierung
entstandene Karbonatwurde dabei vermutlichdurch die tektonischenProzesse auf
den Scherflächen (parallelzur penetrativenSchieferung)angereichert(Abb. 3.10).
g(
__
*
. ....,.-.yr--..
...
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-
Si
r
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.
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Paphibolit
zi
,
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•••••
em.
rz-
' --""""•-aisev,.
3
-Glinwer
Prrphibol
schiefer
Abbildung 3.10: GebånderterAmphibolit(im oberen Bildteil)mit parallelzur
penetrativenSchieferungliegendenKarbonatlagenund sehr scharfem
an der
Kontaktzu dem darunter anstehendenAmphibol-Glimmerschiefer
E 6, nordwestlichder Bahnstationvon Kongsvoll (R 05 31 720, H 69
08 800).
41
3.2.2
Meta-Vulkanit-Breckzie
Dieses Gestein tritt im SW des Arbeitsgebietesauf und ist im Driva-TalsUdlich
des Hog Haug gut aufgeschlossen(Anlage4).
Die Meta-Vulkanit-Breckziebesteht aus basischenund sauren Vulkanitfragmenten
(Abb. 3.11), die in einer Matrix aus Amphibolkristallen,Plagioklas,Quarz und
sind maximal 30 cm groB und paEpidot eingebettetsind. Die GesteinsbruchstUcke
rallel zu der penetrativen Schieferungausgeplåttet.Das gesamte Gestein ist
sehr reich an Epidot, was makroskopischan der hellgrOnenFårbung von sauren Vulkanitbruchstückenund in hauptsåchlichaus Plagioklasund Quarz zusammengesetzten
Lagen erkennbar ist.
aure VulkanitbruchstUcke
-
,14
--41"
,
.•-••••
•
•
•
si
•
•*t.
:2;-ttskitsi.2
•
Abbildung 3.11: Deutlich parallelzur penetrativenSchieferungausgeplåtteteVulkanitbruchstUckein dunkelgrUnerMatrix der Meta-Vulkanit-Breckzie
nordöstlich von Grönbakken(R 05 31 440, H 69 05 400).
kompakter,geht schlieBlichin einen
Nach N hin wird die Meta-Vulkanit-Breckzie
zunächst gebänderten, später kompakterenAmphibolitUber und steht mit diesem
vermutlichmittels einer Faziesverzahnungin Verbindung(vgl. Anlage 4).
Die Meta-Vulkanit-Breckzieist zwar in weiten Bereichenmonomikt aus basischenbzw.
zusammengesetzt,besitzt jedoch stellenweiseauch polysauren Vulkanit-Bruchstficken
mikten Charakter (basische und saure Vulkanitfragmente).
42
GesteinsdJnnschliff10 c: Matrix der Meta-Vulkanit-Breckzie
Probenfundort
Mineralbestand
R 05 31 750, H 69 05 120
: HG: Hornblende(30), Epidot (25), Klinozoisit(10),
Plagioklas(20), Quarz (5)
NG: Biotit, Chlorit, Erz (zus. 10)
Hornblendetritt in Form von relativgroBen, iditmorphen,
kleinereMineralkörner
wie Epidot, Klinozoisitund Quarz einschlieBende,bis 1 cm langenMetablastenauf,
ist oft verzwillingtund mehr oder minder in Richtungder penetrativenSchieferung
eingeregelt. Die feinkörnigeMatrix aus Epidot, Klinozoisit,Plagioklasund Quarz
umgibt die Hornblendeidioblasten.
Oftmals sind die OberwachsenenMineralkörner
wie Epidot, Klinozoisitund Quarz im Innerender Hornblendekristalle
konzentriert und im Randbereichnur vereinzeltzu sehep,sodaB vermutlicheinem relativ
schnellenWachstum (Sprossungsstadium)ein langsameres,dieJbrigenMineralkorner
beiseite drängendesWachstumsstadiumfolgte.
Plagioklasbildete nur in Zwickeln,zwischen den Hornblendekristallen
und in deren
Druckschatten groBere Kristalleaus, die nur vereinzeltAlbitverzwilligungzeigen,
wodurch eine Abschätzungdes Anorthitgehaltesmangels der Anzahl entsprechender
Schnittlagennicht möglich war.
si
Homblende
'Ar•
Abbildung 3.12: In Richtung der Schieferung eingeregelte,idiomorpheHornblendekristalle in einer Matrix aus Plagioklas,Zoisit, Epidot und Quarz (Bildbreite: 8,3 mm, Nicols X).
43
3.2.3
Meta-Andesit
Das gegenGber den AmphibolitenrelativgrobkörnigeGestein unterscheidetsich
makroskopischvon den zuvor beschriebenenMetavulkanitendurch die insgesamt
hellere Fårbung , besitzt im Gegensatzzu diesen weit groBere (bis 3 cm lange)
Amphibolkristalleund Granat, der bis 1 cm gro3 ist.
Auf Grund der petrographischen Zusammensetzung(Amphibol,Granat, Plagioklas,
Kalifeldspat,Biotit und Quarz) und deren prozentualenAnteilen (vgl. Dannschliffbeschreibung Schliff 75)
istals Ursprungsgestein ein intermediårer Vulkanit
(Andesit) in Betracht zu ziehen.Sein Vorkommen beschränktsich auf einen relativ kleinen Bereich an der Mündung
des Skakbaches in den Driva-FluB (nördlichGammalholet)und findet seine Fortsetzung im nordlichenTeil der Högsnyta,wo er im E und W von N-S -streichenden
Storungen begrenzt wird (Anlage2).
GesteinsdOnnschliff75: Meta-Andesit
Probenfundort
: R 05 32 270, H 69 11 780
Mineralbestand
: HG: Hornblende(25), Granat (20), Biotit (15),Quarz (10),
Andesin (10), Kalifeldspat(10), Muskovit (5)
NG: Chlorit, Erz (zus. 5)
Plagioklas zeigt deutliche Albit- und Periklinverzwillingungund ist auf Grund
des Anorthitgehaltesvon 35 - 40 Mol% als Andesin zu bezeichriAn.
Granat
vt\
Biotit
t •
t
be
4
Abbildung 3.13: UngeregeltesGefGge des Grobkristallinen Meta-Andesit(Probe75).
Am
linken Bildrand ist Granat und darunter Biotit zu erkennen (Bild-
breite 8,3 mm , Nicols //).
44
3.2.4
Keratophyrtuffe
Nur vereinzelt treten wenige m mächtige Horizonteauf, die sich hauptsåchlich
aus Quarz, Plagioklasund Biotit sowie lokal zusätzlichauftretendemGranat
zusammensetzen.Dabei sind die einige mm bis 1 cm groBen Granatkristallein
die laminierten Horizonteeingesprengt.Entsprechendihrem Minelalbestandund
ihrer geringen Mächtigkeitwerden dieseRrizalte als Keratophyrtuffe interpretiert.
Nordöstlich des Hög Haug streicht ein solcher Horizont kurz aus und ist zusammen mit einer Breckzie aufgeschlossen,die Fragmentedes gleichen Gesteins
enthält (R 05 31 230, H 69 06 400).
Ein weiterer, stellenweiselaminierterHorizont dieses G;teins tritt westlich
Gammalholet auf und enthält idiomorpheGranatkristalle(R 05 32 250, H 69 11 400).
45
3.3
Exhalithorizont
Sulfidlagenund Magnetit-Cherts
Die Sulfidhorizontesind im Geldnde durch ihre charakteristischenVerwitterungsfarben (das Braun der Eisenoxydeund die gelblich-graneFärbungdurch Sulfate)relativ leicht zu erkennen und somit gut kartierbar.
Die Sulfidhorizontetreten im allgemeinenin den Amphibolitenauf, sind zwar vereinzelt im NW des Arbeitsgebeites und am SGd-Hang der Hogsnyta in den Quarziten
enthalten, wo sie jedoch auch in der Nachbarschaftvon Meta-Vulkanitenzu finden
sind.
Meist handelt es sich um nur schwer durchgehendverfolgbare,möglicherweiseaber
doch durchhaltendeHorizonte,deren Gehalte an Buntmetallenals nicht wirtschaftlich anzusehen sind. Dennnoch kam es in einem Fall zur Bildung eines kleinen Eisernen Hutes
(auf dem SOd-Hang der Högsnyta;R 05 30 900, H 69 10 000), der je-
doch nur wenige QuadratmetergroB ist und daher ebenfallskeine wirtschaftlichen
Sulfidvorkommenverspricht.
Ein bedeutender Sulfidhorizont(slidlich
Gammalholet;R 05 32 200, H 69 10 350)
läft sich Gber realtiv weite Strecken durch lokal begrenzteAusstricheverfolgen,
ist mehrere dm mächtig und setzt sich aus einer mehr oder minder massiven,hauptsåchlich aus Pyrit mit Beimengungenvon Quarz und KarbonatbestehendenLage zusammen.
AuBer Pyrit ist in den Sulfidlagensehr vereinzeltKupferkieszu erkennen,der
auch sekundår durch eine Malachitbildung speziell am Sprenn-Bach(R 05 32 750,
H 69 09 650) auf KIGften des dort anstehendengebändertenKongsvoll-SkakbachAmphibolits in Erscheinungtritt. Auch in diesem Amphibolitsind mehrere Sulfidlagen enthalten, die oft in Vergesellschaftung
mit Quarzitenund Magnetit-Cherts
auftreten.
Die Magnetit-Chert-Horizonte
sind in Verbindungmit den Quarzitlagenin den Amphiboliten zu finden. Sie sind ebenfallsnur ein oder zwei Meter mächtig,mit stark
schwankendemMagnetitanteilanzutreffenund enthalten lokal auch reine Magnetitbånder, deren Mächtigkeiteinige cm nicht Gbersteigt.Oft ist eine sehr feine
Lamination zu erkennen,die durch den Wechsel von mm diinnen,grau-weiBen mit
rosa- bis fleischfarbenen Lagen zum Ausdruck kommt und ein typischeMerkmal der
Cherts darstellt.
Wie aus der folgendenDOnnschliffbeschreibung
der Gesteinsprobe65 und durch rontgenographischeUntersuchungenbelegt ist entsteht die Rotfårbungin diesem Gestein
durch den in Form winziger Kristalle weniger als zehntel mm groB
46
GesteinsdUnnschliff65: Magnetit-Chert
Probenfundort
Mineralbestand
: R 05 32 800, H 69 10 200
HG: Quarz (45), Granat (20), Hornblende(10), Biotit (15),
Chlorit (5)
NG: Karbonat,Erz (zus. 5)
Beide Arten der Mineralisation(Sulfideund Magnetit-Cherts)besitzen stratiformen
Charakter,tretenjeweilsan die vorkommenden Amphibolitegebunden auf und können
daher als primär syngenetischeBildungenangesehenwerden. Die Schichtgebundenheit
der Mineralisationenund der stratiformeCharakterder Vererzungenlassen auf eine
Bildung schlieBen.
primär submarine, vulkanisch-exhalative
mobilisierteund wieder ausgeschiedeneSulfidegibt
Einen Hinweis auf post-genetisch
eine aus Pyrit bestehendeKluftfUllung(Abbildung3.14) in dem gebändertenKongsvollSk8kbach-Amphibolit,die norddstlichvon Kongsvollan der E 6 gut aufgeschlossen
ist (R 05 31 740, H 69 08 770).
Kluftvererzung
Abbildung 3.14: Die Kluftvererzung(Pyrit) in dem Kongsvoll-Sk8kbach-Amphibolit
norddstlich von Kongsvoll (R 05 31 740, H 69 08 770) ist als eindeutiger
Hinweis auf epigenetischmobilisierteund wieder ausgeschiedeneSulfide
anzusehen(Probe29, R 05 31 740, H 69 08 770).
47
4
Metamorphose
4.1
Mineralparagenesenund Metamorphosegrad
Wåhrend der Geländearbeit wurden für die Erkennungdes Metamorphosegradesbrauchbarsten Gesteine der Støren-Gruppe als Meta-Sedimentgesteine
bzw.als-Schieferund
Glimmerschieferbezeichnet.Diese grobe, vorlåufige EinordnungwUrde den von WINKLER 1979 definierten Bereichendes Low Grade bzw. des Medium Grade entsprechen.
Durch die DOnnschliffuntersuchungen
konnte diese Einordnungder Metamorphitebeståtigt und eine weitere Eingrenzung der P-T -Bedingungen vor allem an Hand der Meta-Pelite vorgenommenwerden.
Ffirden Grad der Metamorphoseist zunächstdie Temperatur,die während der Gesteinsumwandlung geherrschthat, maBgebend.
Die Mineralbeständeder, ihrer Pauschalzusammensetzung
nach,pelitischenMeta-Sedimentgesteine (des Dolomit-Serizit-Chloritschiefers,
des Serizit-Chloritschiefers,
des Bioittschiefersund des Granat-Glimmerschiefers)
sind im Folgendengenannt; es
handelt sich nach mikroskopischenBeobachtungenin der Regel um mehrere, auf Grund
des lokal etwas variierendenchemischenStoffbestandesim Gestein koexistierende
Paragenesen (Beruhrungs-Paragenesen
im Sinne von WINKLER 1979),die nicht alle einzeln aufgestellt wurden.
Dolomit-Serizit-Chloritschiefer:
Chlorit, Serizit bzw. Muskovit,Dolomit, Quarz, + Hornblende,+ Biotit,
Epidot,+ Zoisit
Serizit-Chloritschiefer:
Chlorit, Serizit bzw Muskovit,Quarz, + Biotit, + Hornblende,+ Epidot,
Plagioklas
Biotitschiefer:
Biotit, Hornblende,Quarz, Epidot, Zoisit, + Andesin, + Mikroklin,+ Granat
Apatit, + Serizit bzw. Muskovit
Granat-Glimmerschiefer:
Hornblende, Granat,Quarz, Serizit bzw. Muskovit,+ Biotit, + Andesin, + Karbonat, + Chlorit,+ Disthen,+ Staurolith,+ Kalifeldspat
48
FUr die Darstellung der Paragenesendieser Gesteine sind nach WINKLER 1979,
S. 225-226 die folgendenA'FM-Diagrammeam geeignetsten:
Dolamit-Serizit-Chloritschiefer:
A'
Low Grade
Serizit-Chloritschiefer:
+Quarz
+NUskovit
Low Grade
Ng0
Fe0
Bio
Ksp
zwischen
mitfehlenden
(T Anstieg
Biotitschiefer:
-
derParagenesen)
schritten
A'
oberer Low Grade
Alrn
Fe0
Mg0
Ksp
Granat-Glimmerschiefer:
T- Anstieg
Disthen
Medium Grade
Stt
+Quarz
+Muskovit
Alm
Ch
frg0
Fe0
Bio
49
und des Serizit-ChloritDie Mineralparagenesendes Dolomit-Serizit-Chloritschiefers
schiefers sind nach WINKLER 1979 dem Low Grade zuzuordnen.Ebenso fallen die Paragenesen des Biotitschiefersnoch in Low Grade, wobei das Auftretenvon Andesin und
hin etwas höhere Tdie Granatbildunggegen die Grenze zum Granat-Glimmerschiefer
Bedingungen,d.h. in diesem Fall den oberen Low Grade vermuten lassen.
Die Paragenesen des Granat-Glimmerschieferssind auf Grund der hier schon erfolgten Staurolithbildungeindeutigdem Medium Grade zuzuordnen.
Die Diagramme lassen anschaulicherkennen,daB es sich bei der Abfolge
-> Biotitschiefer-> Granat-Glimmerschiefernicht notSerizit-Chloritschiefer
wendigerweiseum stratigraphischeFormationenhandeln muB, sondern,daB wie es die
schon beschriebenenflieBendenGesteinsübergänge(S. und S.
) nahelegen,JrsprJng-
Metamorlich vermutlich mehr oder minder einheitlicheGesteine.unterschiedlicher
phose unterlagen.
Die Verbreitung der resultierendenunterschiedlichmetamorphenSchiefer,die die
Karte zeigt (Anlage2 und 4), belegt einen Anstieg der Temperaturvon SEnach NW
Dieser offenbar mehr oder minder kontinuierlicheTemperaturanstieglieB also im
NW Meta-Sedimentgesteinedes Medium Grade entstehen,wogegen die Gesteine im S des
descberenLow Grade eizuArbeitsgebietes an Hand ihrer Paragenesenin den Bereich
ordnen sind.
In Folge dessen konnen, wie schon gesagt, die unscharfenGrenzen bzw. Obergänge
zum Biotitschieferim S
und in der Mitte des Arbeitsgebietessowie die Grenze
im NW vermutlichals
zwischen dem Biotitschieferund dem Granat-Glimmmerschiefer
metamorph gebildeteGesteinsgrenzenangesehenwerden.
FJr diese Gesteine könnte eine Art "Zonengliederung"von einer Chlorit- Uber
eine Biotit- bis hin zu einer Granat-Zonevorgenommenwerden.
Die Mineralbeståndeder Meta-vulkanitesetzen sich wie folgt zusammen:
Meta-Basalte (Am hibolite):
Hornblende, Plagioklas(An-Gehaltnicht bestimmbar),+ Biotit,+ Chlorit
(primår und sekundår),+ Epidot,+ Zoisit, + Quarz, + Karbonat
Meta-Andesit:
Hornblende, Granat, Andesin (An-Gehalt35-40 Mol%),+Quarz,+ Karbonat
Biotit, + Muskovit,+ Chlorit,+ Zoisit
50
Die Paragenesen beider Gesteine lassen sich in den folgendenACF-Diagrammennach
WINKLER 1979, 172-173 wie folgt darstellen:
Meta-Basalte (Amphibolite):
ingerinlen
Ntngen:
+Q.larz
+Biotit
+Kabalat
LowGrade
(hdherer
Tarperaturbereich)
Zo
Meta-Andesit:
ingerinlen
Ntngen:
Medium
Grade
+Quarz
+Biotit
P1
Zo
Alm
Et1
Die Mineralparagenesendes Meta-Andesits,der im NW von Konsvollvorkommt,enthalten relativ An-reichenPlagioklas(ca, 35-40 Mol% An) in Koexistenzmit Hornblende. Damit ist nach WINKLER 1969 eindeutigder untem Bereichdes Medium Grade
für die T-Bedingungender dortigen Gesteineanzunehmen. Der Befund in dem MetaAndesit steht im Einklangmit dem entsprechendenBefund frirden ebenfallsdort
verbreitetenGranat-Glimmerschiefer.
Die punktierte Reaktionskurve"An17 + Hbl"
fur Andesite (BA) in der Abbildung4.1 sowie die Linie 6 (PG) fOr Pelite und Grauwacken reprisentierendie unteren,mit zunehmendemDruck nur wenig ansteigenden,
Temperatur-Grenzenfur diese Gesteine.
51
10
8
6
i •
:
4
3
0
I
c459
o
2
11
I
?
b
•
®
511)
I/
300
400
<- Low Grade
500
600
°C
Medium Grade ->
Abbildung 4.1: P-T -Diagrammdes Low Grade und des unteren Bereichsdes Medium
Grade mit den,flirbestimmteGesteine charakteristischenReaktionskurven (PG = PeliteundGrauwacken,UM = Ultramafite,BA = Basalte und Andesite; Diagramm aus WINKLER 1979, S. 243).
FUr den NordwestlichenTeil des Arbeitsgebietessind daher TemperaturenUber 500° C
wåhrend der Metamorphosezu fordern.
Die Frage der Einordnungder Amphibolitein einen der metamorphenGrade nach
WINKLER 1979 ist etwas heikler,da sich Meta-Basalteohnehin durch das Fehlen
von metamorph gebildeten Indexminaralenan der Low Grade/MediumGrade -Grenze
schlecht fUr eine Festlegungder Metamorphosebedingungen
eignen.
KRUPP 1983 hat fUr die Amphiboliteder Stren-Gruppe sUdlich des hier beschriebenen Arbeitsgebietes(in der Umgebung von Hjerkinn,ca. 8 km sUdlich von Kongsvoll)
52
den Bereich des obersten Low Grade durch folgende Parageneseerkannt:
Hornblende, + Oligoklas,+ Epidot, + Zoisit, + Chlorit,+ Biotit, + Almandin, + Karbonat,+ Quarz
Die eigenen Ergebnisseder DOnnschliffuntersuchungen
lieBen die Frage offen,
ob es sich bei dem vorkommendenChlorit (vgl. DUnnschliffbeschreibung,
Kapitel
3.2.1) ausschlieBlichum sekundåreBildungenvon Chlorit aus Biotit bzw. Hornblende handelt,afrob nicht auch primärer Chlorit enthalten ist. Ferner konnte
der Anorthitgehaltdes Plagioklasesauf Grund der zu geringen KorngröBeund der
zu geringen Anzahl entsprechendgeschnittenerKristallenicht festgestelltwerden. Beide Kriterienwurden Argumentezur genaueren Eingrenzungder T-Bedingungen fUr diese Gesteine liefern.Zu dem war nur einer der von den Amphiboliten
angefertigtenGesteinsdUnnschliffe
einigermaBenbrauchbar (die Ubrigen wiesen
jeweils auf Grund der Verwitterungsehr hohe Karbonatanteileauf).
Damit konnte der, in den verschiedenenParagenesender Meta-Sedimentgesteine
erkannte T-Anstieg in SE-> NW-Richutngin den AmphibolitennatOrlichnicht nachgewiesen werden.
Der mittels des brauchbarenGesteinsdUnnschliffes
untersuchteAmphibolit(Kongsvoll-Sk8kbach-Amphibolit)
ist nordUstlich von Kongsvoll (R 05 32 260, H 69 09
900) aufgeschlossenund die Probe stammt aus der Nachbarschaftdes Biotitschiefers. Da in ihm kein Aktinolithmehr neben Hornblendevorhanden ist, sollte nach
WINKLER 1979, 5.174 die Temperaturvon 500° C während der Metamorphoseerreicht
gewesen sein. Diese TatsachemuB jedoch noch kein Oberschreitender Low Grade/Medium Grade -Grenze beinhalten,so daB dieser Amphibolitgenauso wie der benachbarte Biotitschieferin den Bereich des oberen Low Grade (S.48)eingeordnetwerden kann.
Dabei wird vorausgesetzt,daB der Metamorphosegradder jeweils miteinanderwechsellagerndenGesteine mehr oder minder der gleiche war, so da3 beispielsweise
die mit dem Granat-Glimmerschiefer
vergesellschaftetenAmphibolitekeinen anderen Temperaturenwährend der Metamorphose ausgesetztwaren als das direkt benachbarte Meta-Sedimentgestein.Somit sollte der fur die Meta-Sedimentgesteine
gefundene Tempertauranstiegin SE-> NW-Richutng ebenfallsfUr die , in dem Arbeitsgebiet vorkommendenAmphibolite(Meta-Basalte)gelten.
53
Neben den bisherigenBetrachtungender 1-Bedingungenwährend der Gesteinsumwandlung Jassen sich auch die bej der Metamorphosew)rksam gewesenenDrucke etwas genauer fassen.
des NordwestMit dem Auftreten von Granat und Disthen im Granat-Glimmerschiefer
lichen Teils des Arbeitsgebietes können Minimalwertefestgelegtwerden.
Der Granat istalmandinreich,was nach WINKLER 1979, S.221) Druckbedingungenvon
mindestens 2 kb, wahrscheinlichaber 4 kb bedeutet.Der Disthen im Granat-Glimmerdeutlichmehr als
schiefer besagt, darioberhalb der Staurolith-Bildungs-Temperatur
4, vermutlich bis 5 kb mindestenserreicht gewesen sein mOssen . Dies entspricht
einer ehemaligen Versenkungstiefedes Gesteinskomplexesvon 20 km oder mehr (vgl.
Abb. 4.2).
very
300
200
100
m•gium
gr ode
low
grode
- lOw
grode
500
400
high
groge
600
700
600
km
k
dio gene -
10,1.
/
/
monble
la wsonite
ei
agnle)
highIS
er1),
grade
D/04,e0D
20
25
e
10
2130
300
IA I
'DD
..°Qc
94
11j0
30
"%c'D
Jo
400
500
600
700
35
6100°C
Abbildung 4.2: Ubersichtsdiagrammder Metamorphosegradenach WINKLER 1979 mit den
Bereicheneiniger Indexminerale.
auch
Granat-Glimmerschiefer
Mit diesen Drucken sind fOr den staurolithfOhrenden
Temperaturendeutlich Ober 500°C, vermutlich520° bis 540° C zu fordern.
Es erhob sich nun die Frage, ob die Drucke Oberall im Arbeitsgebietgleich hoch
waren, oder ob paralle zu dem zuvor beschriebenenTemperaturanstiegauch ein Druckanstieg einherging, somit ein Druckgradientvorlag.
Diese Frage wurde mit Hilfe der im foleenden Kapitel 4.2 dargestelltenUntersuchung
an Hellglimmernnegativ beantwortet.
54
mehrere Metamorphosen
ge ist die, ob nur eine oder
Fra
che
zli
sät
und
mgr
ite
ewe
:in
des Arbeitsgeer Støren -Gruppe innerhalb
ned
tei
Ges
die
fUr
urs
Sil
ährend des
)ietesanzunehmen sind.
(vgl. Kapitel
blasten
Granat- und Hornblende-Idio
von
um
hst
Wac
che
tis
ema
kin
.as syn
nskomplexv hohe Aufheizung des Gestei
ati
rel
ge,
sti
fri
ger
lån
e
T.1) spricht fur ein
rphoseausgegangenwerdaB von einer Haupt-Metamo
o
g,s
gun
ewe
chb
Dur
der
d
s wåhren
.
senkungder Gesteine wirkte
den kann, die während der Ver
Kapitel5.2) sind in
pielsweiseNr.27, Abb. 5.12,
eis
n(B
ffe
hli
nsc
Dün
n
ige
In ein
ennen (jedoch
rosste Biotitkristallezu erk
esp
ngg
eru
ief
Sch
n
ite
zwe
Richtungder
ende-und Staurolithenund Staurolithebzw. Hornbl
end
nbl
Hor
e
lel
ral
-pa
S2
fehlen
n;vgl Abb.
r4"S1 verbogen und zerbroche
eru
ief
Sch
n
ite
zwe
der
von
2
kristalle wurden
Metamoreiner zweiten,schwacheren
d
ren
wäh
n
nte
kön
e
tit
Bio
se
Die
).
3.7 und 5.1
geinhergingbzw. dieser
mit der zweiten Durchbewegun
die
n,
sei
n
nde
sta
ent
se
pho
ihres AbHaupt-Metamorphosewdhrend
die
h
noc
h
auc
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jed
n
kan
folgte. Ebenso
ossungverursacht
n Schieferungdiese Biotitspr
ite
zwe
der
zen
set
ein
bei
ns
klinge
auszuschlieBen
hoseist somit weder v011ig
orp
tam
eMe
her
wåc
sch
,
ite
haben. Eine zwe
noch eindeutig belegbar.
se erhalbdes Arbeitsalmetamorphoinn
ion
Reg
den
gra
pro
er
ein
von
Zusammenfassendkann
uppeDruckbedie Gesteine der Støren-Gr
en
war
ei
Dab
.
den
wer
n
che
gebietes gespro
4500 bis 500° C im
gesetzt.Die Temperaturenvon
aus
kb
5
bis
4
>
von
gen
dingun
uellsorenvon 520° bis S40° C (event
atu
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Tem
den
hen
ste
tes
SEdes Arbeitsgebie
enbeiden Bereichen
tesgegenUber,so daB zwisch
bie
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eit
Arb
des
NW
im
)
gar mehr
GesteinsumwandlungbeeinigenZehner °C wahrend der
von
z
ren
ffe
rdi
atu
per
Tem
e
ein
standenhaben
penein Kapitel 5.1 beschriebene
die
nd
sta
ent
cse
rph
amo
Met
Während dieser
Ausbildungder Hornblention)der Gesteine.Nachder
lia
-Fo
(S1
ng
eru
ief
Sch
e
trativ
mit S1kam es somit zu dem
ristalle
thk
oli
aur
dSt
-un
nat
Gra
der
de-Idioblastenund
de.
t- D1-kinematischerreicht wur
pos
bis
tspå
das
um,
xim
rma
Temperatu
gensder Hauptngfiel in die Zeit des Abklin
eru
ief
Sch
n
ite
zwe
der
se
Die Pha
se eine,vonder ersten ungleichzeitigmit dieser Pha
d
fan
es
er
,od
ose
rph
amo
Met
hereMetamorphosestatt.
abhängige, zweite schwdc
wie es in metamorphenGemorphose,
eta
alm
ion
Reg
den
gra
pro
der
Lokal ist auBer
ssuritisierkennbar,die durch die Sau
Diaphthorese
e
ein
,
ist
l
Fal
der
oft
bieten
Chlorit
nat, Biotit und Hornblendezu
Gra
von
l
fal
Zer
den
und
n
rung von Feldspäte
itel 3.1).
zum Ausdruck kommt (vgl. Kap
55
1
ie lokalen Metamorphose-Befundekönnen groBräumigwie folgt eingeordnetwerden.
1
pLDSCHMIDT 1915 erstellteeine Karte der unterschiedlichmetamorphenGebiete inferhalbder Trondheim-Regionund benannte sie nach den jeweils auftretendenIndexhineralenmit Chlorit-,Biotit- bzw. Granat-Zone(vgl. Abb. 1.7, S.
).
as Arbeitsgebiet liegt im SW der Trondheim-Region,in der Karte nach GOLDSCHMIDT
und wird von
915 auf der West-Flankeeiner "Einmuldung"der Temperaturisograden
er, dort NNE-SSW -streichendenGrenze zwischen der Biotit- und der Granat-Zone
urchzogen.
as Ergebnis der eigenen Untersuchungenentsprichtdiesem grob; allerdingsist die
innerhalbdes ArbeitsgebieteskartierteGesteinsgrenze(Temperaturisograde)von
k
auf Grund der mehrfachenDeformation
iemBiotitschieferzum Granat-Glimmerschiefer
verformt,was aus der Karte
1(vgl.Kapitel 5) des Gesteinskomplexes,entsprechend
nach GOLDSCHMIDT 1915 durch den kleinerenMaBstab nicht hervorgeht.
HEIM 1972 ordnete den Metamorphosegradder Gesteine innerhalbder Sadlichen-Trondheim-Regionzusammenfassenddem oberen Bereich der GrUnschieferfazieszu.
1 KRUPP 1983 stuft die Meta-Sedimentgesteineaus dem Bereich um Hjerkinnebenfalls
aus diesem
in den oberen Bereich des Low Grade und die Meta-Basalte(Amphibolite)
!Gebiet in den oberen Bereich des Low Grade bzw. in den unteren Bereich des Medium
Grade ein.
1
Bisher war somit nicht bekannt,da8 in dem Gebiet NW Kongsvolldie Metamorphose
der Meta-Sedimentgesteineden unteren Bereich des Medium Grade erreicht hat.
Zu dem von WOLFF & ROBERTS 1980 genannten, in Kapitel 1.2 bereits erwJnnten Metamorphosehochkann auf Grund des Vorkommensvon Sillimanit in den Gesteinender Gula-
j
Gruppe (ROBERTS 1968b)kein Bezug hergestelltwerden, da es sich innerhalbdes Arbeitsgebietesnur um Gesteineder Stken-Gruppe als Teil des Trondheim-Decken-Komplexes handelt.
wird nach GUEZOU 1978
Das geologische Alter des Haupt-Metamorphose-Ereignisses
und WOLFF & ROBERTS 1980 dem Zeitraumder ersten Deformationsphaseim oberen Silur
zugeordnet.
FURNES et al. 1979 und OFTEDAHL 1980 stellen die Metamorphosedagegen in das Ordovizium (vgl. Tabelle 1, Kapitel 1.2 und das geodynamiyscheModell nach FURNES
et al. 1979, Kapitel 1.3).
Da keine radiometrischenAltersbestimmungenaus dem Arbeitsgebietbekannt sind und
das geodynamischeModell nach FURNES et al. 1979 als das realitätstreuereangesehen wird, soll auch fOr die, hier gefundeneHaupt-Metamorphosedieser Zeitrauman-
56
il
enommen werden.
Untersuchungenzur Frage nach einem eventuellenDruckgradientenwåhrend
.2
in kalireichenHellder Metamorphoseim Arbeitsgebiet(b,-Wert-Bestimmung
glimmern)
erhob
it der Entdeckung von Disthen und Staurolithin dem Granat-Glimmerschiefer
hich die Frage ob mit dem offensichtlichenTemperatur-Gradientim Arbeitsgebiet
lichein Druckgradientnachgewiesen werden Kann. Hierfar bot sich die b0-Wertestimmung in kalireichenHellglimmernvon SASSI & SCOLARI 1974 an.
I
b-Richtungkönnen
urch die Messung der Gitterkonstanten in kristallograghischer
allerdingsnur relativeDrUckunterschiedeinnerhalbeines GesteinsverbandeserfaBt
merden.
;SASSI& SCOLARI 1974 konntenmit dieser Methode Druckdifferenzenzwischenver?schiedenniedrig metamorphenGebieten nachweisen.
,
,
4.2.1 Durchfahrungder b,-Wert-Bestimmungin kalireichenHellglimmern
Zunächstwurden die Gesteinsprobensenkrechtzur penetrativenSchieferunggeschnittenund Gesteinsplåttchenin DannschliffgröBehergestellt.
Die danach anpoliertenStacke wurden direkt zur Messung in Röntgendiffraktometer
benutzt. Dabei wurden Bereicheder Proben, die besondersviele Hellglimmerkris/
talle enthielten, in den Strahlenganggebracht und sowohl parallelals auch senkrecht zur penetrativenSchieferung gemessen.Dabei ergaben sich jedoch nur geringfagige Unterschiededer MeBwerte,die in dem Bereich der Fehlergrenzenlagen.
(mit einer Cu-Röhre)
Die Messung wurde mit einem Phillips-Röntgendiffraktometer
durchgefahrt:
und den folgenden Gerateinstellungen
= 1.54051
CuK
112
Counts x sec-1
: 2 x 10'
TC (Zeitkonstante)
: 16
: 1/2° pro Minute
Goniometergeschwindigkeit
Spalt
: 1°
57
amit eine rechnerischeErmittelungder Netzebenenabständein Richtungder krisvorgenommenwerden kann,
allographischenb-Achse in den Hellglimmerkristallen
uB der in Abhängigkeitvom ehemals herrschendenDruck variierended(060)-Reflex
,on Muskovit zwischen 59,50 2 9 und 630 2 9 abgefahrenwerden. Der konstanted(211)Reflex von Quarz bei 59,98° 2 9 diente dabei als Referenzwert.
Wie in Abbildung 4.3 beispielhaftdargestelltist, wurden die 2 0-4rte rechnerisch
mittels der Formel x = y + z ermittelt,wobei
x -als gesuchterWert den 2 G -Wert des d(060)-Hellglimmerreflexesdarstellt,
y -den Referenzwert(d(211)-Reflexvon Quarz bei 59,98°)
wiedergibt,und
z -den tatsachlichenAbstand des d(060)-Hellglimmerreflexes
von dem d(211)-Quarzreflexbzw. die Differenzvon x zu y
darstellt.
Hellglimmerreflex
Nach Einsetzen des errechneten2 G-Wertesfur den jeweiligen
erhålt man den entsprechendend-Wert.
in die Bragg'sche Reflexionsbedingung
Quarz
cl(060)Musk c(211)
X
z
Abbildung4.3: Beispielzur rechnerischen
Ermittlungdes 2 (9-Werteseines
mit
d(060)-Hellglimmerreflexes
'dem deutlichend(211)-Quarzpeak
bei 59,98° 2 G und dem
bei 61,73° 2 G liegendend(060)Muskovitpeak.
29
61,73°
59,9130
58
Ergebnis der b,-Wert-Bestimmungin kalireichenHellglimmernin Proben
aus dem Gebiet um Kongsvollund Hjerkinn
Oas mittels der 25 Werte in der Karte (Abb.4.4)dargestellte"Profil"durch die
verläuftmehr oder minder N-S und läBt keine, auBerhalb
Gesteineder St,25ren-Decke
der
vsktrend
Druckschwarkung
der Fehlergrenze liegendenb,-Werteerkennen,die einerelative
Metamorphoseanzeigenwiirden.
05 27
053
9,01
9,00
601
9,04
9,05
9,06
Kongsvoll
9,05
9,
9902
912
9,22I
•
Gr6nbakke
9,04
9,12
900
9,029
904
9,02
902
.9,00
9,00
.9'02
9,03
9,0
8.9
6000
1km
Hjerkinn
•
Abbildung 4.4: Karte der 25 ermitteltenb„-Werte in kalireichenHellglimmernaus
Proben des Gebietesum Kongsvollund Hjerkinn.Von den zwar variierenden,
die Fehlergrenzender Methode nach SASSI & SCOLARI 1974 jedoch nicht DberschreitendenMeBwerten ist keine Druckschwankungabzulesen.
59
ie Antwort auf die Frage nach dem vermutetenDruckanstiegndrdlich von Kongsvoll
keine nennenswerteDruckschwankungwiederspiegeln.
st zwar negativ, da die Meffiverte
ennoch ist damit die Informationverbunden,daB der Druck innerhalbdes Gesteinsomplexes wåhrend der Metamorphoserelativ gleichmäBigin allen Bereichendes Areitsgebietes (zumindestin dem Bereichder Probenpunkte)gewirkt hat und kein Druckradient vorgelegen hat.
60
Tektonik
)ie Struktur der Støren-Deckeinnerhalbdes Arbeitsgebietesstellt sich, wie in
;ierhmals
tektonisch GberprågtenGesteinskomplexenGblich, als sehr kompliziertdar.
Im Nachfolgendenkann nur auf die wåhrend des relativ kurzen Geländeaufenthaltes
emachten Beobachtungeneingegangenwerden, die einevollkainweLosingdertektnisdel
robleme nicht zulassen.
-inegenaue Zuordnungder in dem ArbeitsgebieterkanntenDeformationsphasenzu den
on GUEZOU 1978, NILSEN 1978 und WOLFF & ROBERTS 1980 beschriebenenFaltungsphasen
F1 bis F4) in den Gesteinender St&en-Decke ist somit nicht möglich.
Bei den eigenen Untersuchungenkonntenmit einiger Sicherheitvier verschiedene
Faltungsphasensowie eine Oberschiebungs-undBruchtektonikerkannt werden.
Will man die Wirkung der älteren Deformationsphasen(Dypost-Drkennen,
so müssen
izunächst die Effekte der jiingerenEreignissegedanklicheliminiertwerden.
Das auffällige AusbiSmusterim NW des Arbeitsgebietes(im Driva-Tal)kommt zum
Beispiel zum Teil durch das unregelmåSigeRelief, bzw. den Anschnittdes Gesteinskomplexesdurch die Erosion und zum Teil durch eine (dritte)Verfaltungder Alteron engen (zweiten)bzw. isoklinalen(ersten)Falten zu stande.
Im Folgenden sollen die durchausdiskutablenErgebnissedieser rekonstruierenden
Zuordnungder im Gelånde erkanntenStrukturenvorgestelltwerden. Dabei wurden die
DeformationsphasenmitD1, post-s1,post-44.1
uid ihre Achsen mit B1, post-81 und
post-B1+1benannt.
c 1
Erste Deformationsphase(01)
Nach den geodynamischenModell von FURNES et al. 1979 kam es nach der Obduktion
der Gesteine der St?Jern-Gruppe
im mittleren bis oberen Silur vermutlichzusammen
mit der Haupt-Metamorphosezur ersten Deformation,einer isklinalenFaltung der
in dem Arbeitsgebietanstehenden Gesteine.
Wenn Oberhaupt, so sind dieser anzunehmendenersten Faltung die in den Quarziten
oft sichtbaren engen bis isoklinalenFalten zuzuordnen.(vgl.Abb. 5.1).
Es ist jedoch auch nicht auszuschlieSen,daS die in den Quarzitenverbogenen,
wechsellagerndenreinen Quarzit- und biotitreichenLagen (vgl. S
) nicht die
Schichtung (Se) sonderndie zu einem metamorphenLagenbautransponierte"Schichtong" darstellt und daher diese Verbiegungeiner älteren metamorphenFoliation
(prä-D1-Phase)zuzurechnensein könnte.
61
ennoch sollen hier die, indenQuarzitensichtbaren
engen bis isoklinalenFalten der
rsten Deformationsphase(DI) zugeordnetund mit F1bezeichnetwerden.
b
ieser "dltesten" sichtbarenIsoklinalfaltungsoll auch der, in der geologischen
/
1 (arte(Anlagen 2 und 4) sichtbareWechsel von Schiefernund Quarziteneinerseits
nd den Amphiboliten andererseitszugeordnetwerden. Dabei wird angenommen,daB
uneinen die sulfiderzfUhrenden Meta-Basalteund zum anderendie metamorphen
Schieferjeweils mehr oder minder ein und derselben stratigraphischenFormation
langehdren.
Beide Gesteinsformationenliegen heute in Folge der, fUr den GroBbau
l
uzunehmenden isoklinalenFaltung nebeneinander.
IDasKartenbilu (Anlage 2 und 4) zeigt eine solche isoklinaleD1-FaltungBeispielslweiseverkorpert der,westlich von Kongsvollanstehende,von Granat-Glimmerschiefer
lumgebeneAmphibolit eine solche isoklinaleD1-Struktur.
als Kongsvol1-Sk8kbach-Amphibolit
bezeichneteHorizont wUrde demnach seine
iFortsetzungin dem im S des Arbeitsgebietes,NW-SE streichenden"Hog-Haug-Amphi1
finden und sich nordwestlichvon Kongsvoll in den Quarzitenwiederholen.
Andererseitsist auch nicht auszuschlieBen,da3 es sich durch die moglicherweise
,intesivefazielle Verzahnungder Gesteinejeweils um lateralbegrenzte (Meta-)Ba,
'salte aus verschiedenenstratigraphischenNiveaus handeln kann, die durch relativ
Igeringmächtige (Meta-)Sedimentgesteinevoneinandergetrenntwerden (Auffassung
nach KRUPP
I Alle Gesteine wurden wdhrend der ersten Deformationsphasezugleichmitder isokli,
, nalen Faltung von einer penetrativenSchieferung(SfFoliation)unter den Bedingung-
en der geschildertenHaupt-Metamorphosebetroffen.
/ Dabei wurden (eventuellmit Ausnahme der Quarzite) vermutlichalle Scheitel der
»11ersten Falten intensivzerschertund somit die zuvor existierendenStrukturen (S,
bzw,möglicherweiseauch eine dltere Schieferungoder Foliatiorzu
Sltransponiert.
62
NW
E
---
.—
asfra(s.,e
L.
si
Abbildung5.1: Enge F1(?)-Faltenin dem Quarzit südlich des Eisenbahntunnelsbei
Gammalholet im Driva-Tal (R 05 32 130, H 69 11 130). Die verwitterten
Biotitlagen lassen die Strukturdes Quarzits deutlich hervortreten.
63
ie unter den oben beschriebenenBedingungenenstandene metamorpheSchieferung
S1-Foliation),die zugleichoftmals einen gut ausgebildetenLagenbaudarstellt
st makroskopisch (Abb. 3.10) und mikroskopisch(Abb. 3.5 und 5.2) gut sichbar.
n den Meta-Sedimentgesteinenist die Sl-Foliationmikroskopischsehr deutlich
n
Hand des straffen Zeilenbauszu erkennen.Die gesprosstenSchichtsilikate
Chlorit, Biotit und Serizit bzw. Muskovit)sind parallel zu S1 ausgerichtet.
uarz und Feldspatkristallesind rekristallisiertund in den Zwischenlagenanereichert,so daB von einem metamorphenLagenbau gesprochenwerden kann.
i.spanat-,und
Hornblende-Idioblastensind beispielsweisein dem Granat-Glimmer-
i
schiefersyn- bis postkinematischmit D1 bzw. F1 gewachsen.Die idiomorphen
k
LIranatkristalle
enthaltenwåhrend der Drehung mitrotierte,parallel S1 orientierte Mineraleinschllisse
(Abb. 5.2). S1 erscheint somit "S"-förmigverbogen,wourch auf eine Sl-parallele,syn-D1-Bewegung(Scherung)zu schlieBenist.
ie Hornblendekristallesind stellenweisezunächst als querliegendeIndividuen
gesprosst und postkinematischzu D1 noch gewachsen und rotiert (vgl. Abb. 5.13,
:Kapitel5.2), was durch die Einregelungder Hornblendein die Richtungder"S'zum
;Ausdruckkommt.
[
lAuchStaurolith ist relativ spåt, syn-D1 bis prä-02 gewachsen.Er enthält keine
'51
-Anzeichen und wurde von"S2'kataklastisch
deformiert (vgL Abb. 3.7).
P
i
Die gesprossten Idioblasten
(Granatund Hornblende)werden von den Schichtsilikaten
I
1umflossen.
De Mineralkörner in den Amphiboliten(Meta-Basalten)lassen ebenfallsdiesen
ri
streng gerichteten Lagenbauerkennen,wobei die Hornblende-und Biotitkristalle
parallel zur ersten Schieferungausgerichtetsind und Epidot oder/und Zoisit,
IPlagioklas,Karbonat und Quarz die rekristallisiertenZwischenlagenbilden.
Auch in der Matrix der Meta-Vulkanit-Breckzie
sind die relativ langenHornblendekristalle in Richtung der Sl-Foliationausgerichtet(vgl.Kapitel3.2.2, Abb. 3.12).
(1
r
I
I
I
I
I
Nur der relativ grobkristallineMeta-Andesitim N des Arbeitsgebieteszeigt mikroskopisch ein mehr oder minder ungeregeltesGefuge ohne eine bevorzugteMineralregelung (vgl.Kapitel3.2.3, Abb. 3.13).
Möglicherweisehandelt es sich somit bei dem Vorkommendes Meta-Andesitsim DrivaTal um einen Scheitelbereicheiner F1-Struktur(vgl. StrukturmodellKapitel 6).
b4
4
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-1,--441%."
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-1-11911e;:"P
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• • ./
.
. .
.
Abbildung 5.2: SynkinematischrnitF
gewachsener,rotierter Granat (Bildmitte)
im Granat-Glimmerschiefer(GesteinsdUnnschliff30, Bildbreite8,3 mm,
Nicols
Die weiteren Beschreibungender ersten Deformationsphaseund ihrer Merkmale sollen
im Folgendenwieder im meso- und megaskopischenBereich erfolgen.
Das Kartenbild und das Sammeldiagrammaller S.-Flachen zeigen zwar eine starke
Streung (Anlage 3a und Abbildung 5.3) der gemessenen Werte, die auf jUngere DeformationsphasenzurOckzufDhrenist; dennoch ist die vorherrschendeStreichrichtung von S. ENE-WSW bis NNE-SSW gerichtet (vgl. abb. 5.3).
Da es sich bei der ersten Schieferung,wie bei einer isoklinalenFaltung Dblich,
hdchstwahrscheinlichum eine +F1 -Faltenachsenflächenparallele Foliationhandelt
-und die in den Quarziten gemessenenF.-Achsenflach liegen, kann die jeweils lokale Streichrichtungder S. ebenso als die mittlere Streichrichtungder F.-Faltenachsen in diesem Gebiet angesehenwerden.
65
4-
+
t
4
f
+
+ -t.4++
+4-,++ 4 +
+
+ +
+
+
4}-1-+
4.-++ + + +
+
# + -4*. •
+
-km4.„-{,...
+44-
. +
+
L-4.-+,- +4,t:.
r
L
4-+
Abbildung 5.3: Sammeldiagrammsämtlicher,
in dem ArbeitsgebietgemessenenWerte
der penetrativen(vermutlichEl-Faltenachsenflachenparallelen)erstenSchieferung (S1-Foliation,die als Flachenpoleim Schmidt'schen
Netz dargestellt sind (517 Werte).
NILSEN 1978 beschreibteine "penetrativeAchsenflächen-Schieferung,
die mit einer frPhen Phase (F1) von isoklinalerFaltung mit annahernd hirozontalemNNE-SSWAchsentrend" im Zusammenhangsteht, so da3 die, im Arbeitsgebietgemessene Richtung der Sl-Foliationsowie die der Faltenachsen("B1") mehr oder minder mit der
beschriebenenRichtung Pbereinstimmt.
Die tektonische Karte (Anlage3a) zeigt jedoch eine
lokal rasch wechselnde Streich-
richtung der Si. Dabei dreht die im N des Gebietes noch hauptsachlichNE-SW, auf
der West-Fdanke des Driva-Talssogar N-S -streichendeSi nach S hin zunachst in
E-W -gerichteteStreichrichtung(sUdlichKongsvoll) und danach, nordlich des Hög
Haug in eine NW-SE -Streichrichtung im SW des Arbeitsgebietes.
DieserWechselals auchdie ca. 1 km sUdlichdes Blese Baches in dem Serizit Chlorit-
-
schiefer bestehende Struktur sind eindeutig auf jPngere DeformationenzuruckzufUhren.
66
tUPP & KRUPP 1982 beschreiben in dem Gebiet um Hjerkinn ein im wesentlichen
E-W" gerichtetes Streichender Fl-Faltenachsen.
le eigenen Befunde aus dem Gebiet um Kongsvoll und die von KRUPP & KRUPP 1982ca.
km sUdlich des eigenen Arbeitsgebieteszeigen deutlich wie rasch die FI-Richtung
?dingt durch die post-91-Ereignissewechseln kOnnen<
4
4
4+
Abbildung 5.4: ln den Quarzitenndrdlich, nordwestlichund westlich von Kongsvoll
gemessene "31"-Achsen (33 Werte), die durch die nachfolgendenDeformationsphasenbedingt eine Streuung in der bevorzugt NE-SW gerichteten
Streichrichtungzeigen.
67
Zweite Deformationsphase(post-D1-phase)
ie zweite Deformationsphaseerzeugte nach N1LSEN1978 in der Trondheim-Region
rfene bis enge Falten mit steilstehendenFaItenachsenflachenund einer generell
jårlichentwickelten"Schieferung
ie Falten der zweiten (post-D1)DeforMationsphaseerscheinen in dem Gebiet um
pngsvollmeist in Form von liegenden,engen und seltener als gekippte, relativ
ffene Falten. Sämtliche,die kristallineSl•Foliation in dieser Art deformierene Falten sollen hier der zweiten Generation (post-D1-Phase)zugeorndetwerden
vgl. Abb. 5.5 bis 5.10).
bereinstimmendmit der Beschreibungvon NILSEN 1978 konnte keine zugehörigefalenachsenebenenparalleleSchieferungsondern eine meist nur sparlich entwickelte,
weite Schieferung
festgestelitwerden (vgl. Abb. 5.5 bis 5.10).
fermutlichdurch die post-D1-Defbrmationsphase
bedingt enstanden auBer den post-F1'altennoch
post-01-Boudins,die nur in einem AufschluB (nOrdlichdes Bahnhofs
in Kongsvoll) in einem geb.änderten
Amphibolit zu sehen sind. Die Boudins sind ca.
20 m lang und ca. 3 bis 4 m måchtig. Bei diesen Strukturenhandelt es sich vermutlich um wahrend der zweiten Deformationsphasein Folge einer Streckunggebildete
Defbrmationendes bereits
°r
geschiefertenAmphibolits (Abb.5.11).
68
SW
z
post-01-
Fal tenochse
("132)
0,5m
Abbildung 5.5: Liegende,sehr enge post-D1-Falteim Biotitschieferan der nbrdlichen Knutshdhe (R 05 34 320, H 69 11 160). Da es sich bei dem deformierten Flachenelementum die 31-Foliationhandelt, ist diese Struktur der post-D1-Phasezu2uordnen.
69
r
•
tit
11,
-4srt
«
tr;
,
flYek
-
si
Sw.
•.'
2
10 cm
-4
Abbildung 5.6: Post--Di-Kleinfalten
im Biotitschieferbei Kongsvollmit relativ
weitstindiger,zweiterSchieferung
(R 05 31 450, H 69 08 460).
70
S2
0.5 rn
Abbildung 5.7: Zum Teil Knickfalten-ähnlichepost-D1-Faltenim Biotitschiefer
von Kongsvollam Bahnanschnitt(R 05 31 350, H 69 08 500).
71
1/4bbildung
5.8. Liegende post-D -Falte bei Hokleiva(R 05 32 200, H 69 09 350) mit
WNW•ESE -streichender, horizontaler Achse (B2).
SE
NW
5 cm
Abbildung 5.9: Verfaltete S mit"S"im Granat-Glimmerschiefer (StraBenaufschluB
2
an der E 6, nOrdlich von Hokleiva; Entnahmepunktder Probe 43, R 05
32 150, H 69 09 800)
72
SE
si
•
_
1
Abbildung 5,10: Liegende,die erste Schieferung (S1) deformierendepost-D1-Falte
in dem gebåndertenAmphibolit südlich von Kongsvollam linken DrivaUfer (R 05 31 450, H 69 08 620).
•
73
gebanderter
Amphibolit
-<-
r•-r-
S`.
••C
--===
,
sr<
/
A mph 1bot
Glimmerschiefer
2 rn
Abbildung 5.11: GroBe, bis 20 m lange, vermutlich post-Di-gebildete Boudins im
gebånderten Amphibolit ndrdlich des Bahnhofs von Kongsvoll (R 05 31 500,
H 69 08 870).
74
ist die post-D1•Phase
Bereich (in den Gesteinscffinnschliffen)
mi.kroskopischen
rch die, die erste penetrativeSchieftrungmeist in sehr spitzem Winkel schneinde S2 erkennbar (vgl. Abb. 5.12 und 5.14a+b).
bei sind in Rjchtung der zweiten Schieferunggesprosste Biotitkrstallezu ermit Sl-Einfinen(vgl, Abb.5.12). Stellenweisesind auch Hornblende-Idioblasten
fluBzngen, spåt- bis post-D/ gewachsen und in die Richtung deru521eingeregelt
Zerzuffl
igi.Abb. 5.13). Ourch die zweite Schieferungkam es stellenweise
echen
-
von Hornblendekristallen.Wie zum Beispiel im Granat-Glimmerschiefer
\bb, 5.14a) sichtbar ist. wurden Hornblendekristalleauch um die"BLFaitenachsen
2rumgebogen.
us.
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si
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t
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2
mit deutlich erkennAbbildung 5.12: S1 und'51 im Dolomit-Serizit-Chloritschiefer
baren Biotitkristallen,die in Richtung der zweiten Schieferunggeder Probe 27;R 05 33 540, H 69 07 850,
sprosst sind (Gesteinsdlinnschliff
Bildbreite:8,3 mm, Nicols lj).
75
Biotit
'
--babr
'Ll'wk*NkL_
'"."1
es•
-
111c--.T
Wrnblende
1
\bbildung5.13: In die Richtung der'S eingereglte, rotierte,post Si, mit
der Verstellungvon S1 somit synkinematischmit der post-D1-Phase
gewachsene Hornblende im Dolomit-Serizit-Chloritschiefer(GesteinsdUnnschliff27, Bildbreite:8,3 mm,Nicols 1!).
DerVergleichder Abbildung 5.13 mit Abbildung 5.14a wird deutlich, daB die Finregelung der Hornblendekristallevon dem Winkel unter dem die Mineralkernervon
der uS2" getroffen werden abhangt. In spitzem Winke1 erfasste Individuenwerden
eher eingeregelt (Abb. 5.13) als zerbrochen (Abb. 5.14a).
Die zerbrochenenund um "B2" gekrUmmten Hornblendekristallesind wie die Staurolithkristalle in dem Granat-Glimmerschiefer
zwar kataklastischdeformiertjedoch nicht
rekristallisiert(vgl. Abb. 3.1.4).
Die oben beschriebenenBefunde der rotierten,nicht rekristallisiertenHornblenden
sowie die ebenfalls nicht rekristallisiertenStaurolithe sprechen fUr die in Kapitel 4 diskutierte Vermutung,daB es sich nur um eine, relativ lang andauerndeAufheizung wåhrend der Gesteinsumwandlunghandelte, deren Abkuhluno bis in den Zeitraum der wirksam werdenden post-D1-Phasereichte.
NILSEN 1978 beschreibt als mikroskopische;Merkmalder F2-Phase sogenannte "puckerings" was Ubersetzt soviel wie Runzel-Faltenbzw. MikrofaltenheiBt. Diese Mikrofalten sind eventuell mit den in dem GesteinsdUnnschliff43 des Granat-Glimmerschiefers zu vergleichen (Abb. 5.14b).
S2
Q+Cc
/ -2
•••••
øf
/ e
as-lk
r•
• ••
nr"t
"åfrai
1111
N-..
N
agss
Ga
Hbl
fri
Abbildung 5.14a: OBnnschliffder Probe 43 (GroBschliff im MaBstab 1:1 mit deutlicher
S1 und "S2" und um "B2" gebogene Hornblenden.(Entnahmepunkt:
vgl.Abb. 5.13)
Abbildung5.14b: Mikrofalten im Granat-Glimmerschiefer(Schliff43.
Bildbreite:8,3 mm, N cols X).
77
3
Dyltte Deformationsphase(post-D1 1 -phase)
e dritte Deformationsphasekommt durch die Streuung der Faltenachsen"B2" der
)st•D1-Phase(Abb, 5.15), sowie durch die weitraumigeVerfaltungder S1-Foliation
num Ausdruck.
inschlieBlichder sie deformirenden,engen post-D1.41-Faltez
8
Abbildung 5.15: Darstellungaller im mesoskopischenBereich gemessenenpost-D1Faltenachen ("B2";72-Werte).
Die groBräumigeVerfaltungder Si drUckt sich durch das umlaufendeStreichender
aus. Aus
S1-Foliation sUdlich des Blese-Baches in dem Serizit-Chloritschiefer
diesem umlaufenden Streichen entsteht in diesem Bereich durch die Konstruktion
der Faltenachse("B3";mittels zweier entgegengesetzteinfallenderSf-Flachen)im
Schmidt'schenNetz (Abb. 5.16) das Bild eines nach SE abtauchendenSattels mit
mehr oder minder senkrechtstehenderFaltenachsenflache.
78
w
'
\refr,
.fer.
Abbildung 5.16: Aus Sl-Werten konstruierte"33" -Faltenachsemit einem ClarWert von 135/15,die die Richtung und den Einfallswertder Sattelachse
in dem Gebiet des umlaufendenStreichens von S
sUdlich des Blese-Baches
wiedergibt.
Diese Sattelachsenflachesetzt sich zunachst in nordwestlichersWer
in ndrd-
licher ktchtung fort und kann nördlich von Kongsvollnur noch auf Grund der sehr
weitråumigenVerstellungder Sl-Foliationvermutet werden. Im N des Arbeitsgebietes biegt diese Struktur nach NW um (vgl. Anlage 3a).
Parallel zu diesem mehr oder minder N-S -verlaufendenim SE des Gebietes auch nach
SE abtauchendenSattel besteht eine zugehorige,sich ebenso verhaltendeMulde. Sie
verlåuft westlich der Sattelachseund taucht ebenfalls im S des Arbeitsgebietesin
sUddstl]cheRichtung ab (vgl.Anlage3a).
Diese Strukturenwerden der dritten Deformat onsphase (post-D1+1) zugeordnet,da
dis zweite Deformationsphasezwar lokal auch offene, meist jedoch enge gekippte
bis liegende,nur im mikroskopischenund mesoskopischenBereich sichtbare Falten
erzeugte und es sich im Gegensatzdazu bei den oben beschriebenenStrukturenum
off.ene,mehr oder weniger aufrechte nur im megaskopischenBereich erkennbare
FaIten handelt.
79
iterhin ist die E.xistenzeiner dritten Deformation (post-D1+1) durch die weitändige, dritte Schieferung ("53") belegt. Ein Aufschlu3, in dem alle drei Schierungen sichtbar sind befindet sich sUdlichvonKongsvoll im DrivaJal (Abb.5.17a+b).
irtschneidet die zwar sehr flach liegende "53" (obwohl sich der AufschluB in dem
Lttelbereichder zuvor beschriebenen+ N-S -verlaufendenAntiklinalebefindet)die
iderenbeiden
frUheren SchjeferungenSi und "S2" (vgl. Abb. 5.17b).
Abbildung 5.17a: Isoklinalepost-D1-Falteim BiotitschiefersUdlich von Kongsvoll;
Bildausschnittaus Abb. 5.17b mit Schnitt der S1 mit "S2"
Ein weiterer Aufschlu3 in dem drei Schieferungen(S1, "52" und "53") im Schnitt
miteinander sichbar sind befindet sich etwas weiter nördlich von den zuvor beschriebenen (ca. 300 m entfernt) ebenfalls im Driva-Tal, sUdlich von Kongsvoll
in der Ildheder FuBgngerbrUcke. Dort ist eine post-D1+1 deformiertepost-D1-Falte sichtbar,die isoklinalenCharakter besitzt und von"83" deformiertwird (vgl.
Abb. 5(18).
Diese Struktur ist jedoch fOr die Erscheinungder hier der drittenDeformationsphase zugeordnetenFalten als untypischanzusehen und vermutlich in dem EinfluBbereich einer Störung entstandenund somit nicht unbedingt als Indiz fLr die dritte
anzusehen.
Deformati.onsphase
80
r
Bildausschnitt
Abb.5.17a
mit
post-DiFalte
Abbildung 5.17b: Schnitt der
und "82" mit "S2", die weitståndigund nicht vd1lig durchgehend in dem Bereich des post-D -gebildetenSattels im
1+1
Driva-Tal sichtbar wird (R 05 31 350, H 69 08 450).
81
B2
63
G/Fsp
53
5 cm
Abbildung 5.18: Von der dritten Deformationsphase,mittels "S3" deform
ierte, isoklinale
post-D1-Falteim Biotitschiefer,sudlich der Bahnstationvon Kongsv
oll
(linksseitigder Driva, in Hdhe der FuBgängerbrücke,R 05 31 210,
H 69
08 040).
82
dem beschriebenenAufschluB
(Abb. 5.17a+b) wird "S3" im mesoskopischenBe-
ich sichtbar und erhårted die zu Begin gemachte Zuordnungder + N-S -streichenn, die erste Schieferung (51-Foliation)weftraumigdeformierendeSattel- und Mulnstruktur zur dritten, post-D1+1-Deformationsphase.
s megaskopischerkennbare Interferenzmusterder D1-und post-91-Faltenmit den
ist-D141-Faitennordlich von Kongsvollbei Gammalholet (Anlage2 und 4.)kann mit
?m von RAMSAY 1967 (vgl. HOBBS, MEANS, WILLIAMS 1979) experimentellermittelten
Iterferenzmusterzweier Faltengenerationenverglichenwerden, die s ch spitzwinkelUberlagern (siehe hierzu Abb. 5.19).
II
ermitteltes
experiFentell
Interferenzmusterzweier
Ubersichspitzwinkelig
[eformationslagernder
nachRAMSAY1967
phasen
D3-Satte
D1-Sattel
Kartenausschnitt.
Karte
dergeologischen
4)
(Anlage
Abb]Idung 5.19: Vergleichdes Ausbi3mustersnordlich von Kongsvollbei Gammalholet (untereAbbildung)mit dem von RAMSAY 1967 experimentellermittelten Ausbi3musters,zweier sich spitzwinkeligLberlagernderFaltungsphasen (oben).
83
• Vergleich des AusbiBmustersnordlich von Kongsvollmit dem von RAMSAY 1967 eximentellermittelten lnterferenzbildkann hier angebrachtwerden, da die Faltenisen (B1) in diesem Bereich mehr oder minder NE-SW und die post-D141 -Falten" mehr oder minder N-S -streichen,Oie Richtung der nur mesoskopischertsen " .B3
inbarenpost-D1-Faltenspielt hierbei eine untergeordneteRolle, da es sich um
nur im Kartenbild (megaskopisch)erkennbare Struktur handelt.
enso wie das beschriebeneInterferenzmusterist vermutlichauch die Streuung der
-Werte und die damit verbundeneAnordnung der Sl-Polpunkteim Schmidt'schenNetz
im wesentlichenauf die post-D1+1-Phase
einen GroBkries (111--Kreisvertellung)
,rUckzufUhren.
n Argument fUr diese Annahme sind die jeweils gleichen Einfallsrichtungender,
is den 51-Werten ermitteltenpost-D141-Faltenachse"B3" (vgl. Abb. 5.16) und der,
Net2
2m vermutetenGroBkreis zuzuordnenden "Rotationsachse"(Tr—Pol) imSchmidt'schen
vg] Abb. 5.20).
I
'FF)c.)
Abbildung 5.20: lsoliniender in Abbildung 5.3 dargestellten51-Werte mit deutlichem Maximum des Streichens in NE-SW -Richtung und nach SE gerichtetem, flachen Einfallen (Isolinienin zweiprozentigenWertungsschritten von 6 bis 20%).
84
Vierte Deformationsphase(post-D1 2 -phase)
f Grund der
sigmidalen Verbiegungder post-D141-Struktur(Sattel-und Mulden-
hse im Driva-TalmuB innerhalbdes Arbeitsgebietesnoch eine vierte(post
-D1+1)formationsphasegewirkt haben (vgl. Anlage 3b).
ch die in den Amphibolitenverbogenen Kldfte (Abb.5.21)lassen auf eine relativ
ate Deftrmation schlieBen,die eventuell im Zusammenhangrrdtder Deformationder
'oBraumlgenpost•01.+1-Falten
zu sehen sind.(Ab
deformierte
Kluft
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Abbildung 5.21, Deformierte KlOfte im gebånderten Amphibolit. StraBenaufschluB
an der E 6 dstlich von Kongsvoll (R05 31 750, H 69 08 950).
Diese verbogenen Kldfte sind ndrdlich von Kongsvoll beidseitigder Driva, an der
E 6 (Abb. 5.21) sowie an dem Bahnanschnittauf gleicher geographischerNOhe mit
dem gleichen Erscheinungsbild(gleicheRichtung der 1134"-Achsen) sichtbar.
Zwar mdfStendie Faltenachsenebenender +.horizontal,
E-W-streichenden
post-D1_i2-”Falten"
inden
krphibolite
mehr
n
oder minder senkrecht stehen wenn sie durch die + N-S gerichtete,
relativ spate Kompresslonentstanden sein soliten. Dennoch ist nicht auszuschliessen, daB sie zusammen mit der notwendigerweise zu forderndenN-S -Kompressionentstanden.
85
Scherzone zwischen der Støren-Deckeund der Gula-Decke
wend der Obduktion der Gesteinsabfolgenim frUhen Ordovizium (nach dem geodyna;chenModell von FURNES et al. 1979) wurden Teile der Støren-Gruppeauf Teile
Gula-Gruppeaufgeschoben.
ner tektonische Kontakt ist in dem Arbeitsgebietnicht enthalten,da das Gebiet
steine der Støren-Deckeund des Andbergshøi-Komplexesumfasst und die Støren-Decke
st sUdlich von Hjerkinn und weiter bstlich der Knutshdhenan Gesteine der Gulaoke grenzt.
ese Scherzonewird nach GUEZOU 1978 von der Oberschiebungsbahndes Trondheimcken-Komplexeszum Andbergsh0i-Komplexabgeschnittenundist damit eindeutig ålter
s diese (vgl. Kapitel 5.6).
.6
Oberschiebungsbahnzwischender Støren-Deckeund dem Andbergshøi-Komplex
(lberden Andbergshøi-Komplex
urch die Oberschiebungdes Trondheim-Decken-Komplexes
us einer NW- Richtung wåhrend der kaledonischenOrogenese entstand eine Oberschieungsbahn, die von einer NE-SW -streichenden,nach SE einfallendenMylonitzonever.drpertwird.
nnerhalb des ArbeitSgebietesist diese Mylonitzonenur westlich des Hdg Haug zu
'inden.Dort wird sie von der N-S-Störung(1)(vgl. Kapitel 5.7) abgeschnittenund
ds westliche Begrenzungder Støren-Deckezum Andbergshøi-Komplexvon dieser abgeibst (vgl. Anlage 2, 4 und 5).
Jie Fortsetzung dieser Zone ist vermutlichweiter im N auBerhalbdes Arbeitsgebietes zu finden. Dennoch mu3 am Nordwest•Hangder Hdgsnyta eine kleine Fortsetzung
dieser Uberschiebungsbahnvermutet werden, die die Aste der N-S -streichendenStbrung (1)miteinander verbindet.
5.7
N-S-streichendeStbrungen
vom Oslo-GraGABRIELSEN& RAMBERG 1979 wiesen in einer Satellitenbildauswertung
ben ausgehende,bis nach Trondheimreichende.S-N -verlaufendeLineamentenach.
Sie stehen vermutlichmit dem'Rifting"des Oslo-Grabensin Zusammenhangund besitzen vermutlichpermischesAlter.
Die kart&ten N-S-Stdrungensind vermutl ch Ausdruck der Lineamenteund werden von
86
fllenweisebis 100 m breiten Mylonitzonenverkdrpertin Anlage 3a mit (1) bezeichnete,weitgehend gesicherte Störungszoneist von
E abschneidet,bis Uber die
r Tverrfjellet-Grubeaus, wo sie den Erzkbrper iffl
snyta in S-N -Richtung zu verfolgen und fållt dabei mit Werten zwischen 40° und
" nach E hin ein (KRUPP & KRUPP 1982 und eigene Befunde).
ch Berechnungenvon KRUPP & KRUPP 1982 erzeugte die, sich verzweigendeBewegungsache zwischen den Grundgebirgsbldckeneinen vertikalen Versatz von mehr als
00 m (vgl. Anlage 4 und 5), so daB der, den ErzkdrperenthaltendeBlock relativ
Tausgehoben wurde.
Kartenbild setzt diese, mit (1) bezeichneteStdrung zusammen mit ihren Nebenund dem Andbergshvii-Komplex
;tendie Oberschiebungsbahnzwischen der Stviren-Decke
ihmais ab, wodurch die Trennliniezwischen beiden Gesteinseinheitenabwechselnd
in der Oberschiebungsbahnund der N-S-störung (1)gebildet wird (vgl. Anlage 4
id 5).
nrreliertman die "Quarzit-Provinz"ndrdlich von Kongsvoll bei Gammalholetmit
em Quarzitvorkommenam SUdwest-Nangder Hbgsnyta,soergibt sich fUr diese Stdrfigein horizontalerVersatz von ca. 1500 m. Der Betrag des vertikalenVersatzes
ann vermutlichmit 500 bis 600 m angegebenwerden, da sich die Stdrung (1) sUdiestlichvon Kongsvoll aufteilt istder oben genannte Vertikalversatzvon 1000 m
iomit auf beide Aste zu verteilen ist.
'arallezu dieser Stbrung verlåuft weiter dstlich eine mit (2) bezeichnete,sUdiich des Arbeitsgebietesvon KRUPP & KRUPP 1982 mittels einer Luftbildauswertung
nachgewiesene,westlich der Knutshdhen (in Folge der sparlichenAufschlUsse)nur
zu vermutende7Bruchzoneebenfalls in N-S -Richtung.
Die rdt (2) bezeichneteStdrung stellt mit nach E gerichtetem Einfallenebenfalls
eine Abschiebung dar, wodurch sich in Verbindungmit der oben beschriebenenStdrung (1) ein Bild von stufenartiggegeneinanderversetzten,von E nach W aufsteigenden Bldcken des kaledonischen Gebirges
5.8
ergibt (vgl. Anlage 5).
NW-SE -streichendeBrUche
Die NW-SE -streichendenBrUche sind jeweils nur Uber kurze Entfernungenvon einigen 10er bis 100 m zu verfolgenund besitzen bei meist nach SW gerichtetemEinfallen den Charakter von Abschiebungen.Sie sind mit sekundår gebildetenMin2ralen
wie Epidot, Feldspat und Karbonat, stellenweisetapetenartigbelegt.
87
dem Bereich südlich und nOrdlich von Kongsvoll sind diese Briichein AufschlUsentlang der E 6 unientlangdes Bahnanschnittesim Biotitschieferund im Granat.mmerschieferzu finden (vgl. Anlage 2).
erzeugten kaum kartierbareVersätze zwischen den unterschiedlichenGesteinen
sind auf Grund ihrer Beschaffenheitnach NILSE.N1978 (S.43) als Ausdruck des
tzten tektonischenEreignissesmit deu weiter im NE des ArbeitsgebietesNW-SEzu parallelisieren.
reichendengroBen Bruchzoneder 'Vinstra-Storung"
88
Schlu3folgerungen/Zusammenfassung
;chlieBendkönnen auf die anfangs gestellten Fragen (Kapitel 1.4 ) folgende
.wortenGegeben werden:
Metabesteht im Raum Kongsvoll aus Meta-Sedimentgesteinen,
- Die Stv3ren-Decke
Vulkanitenund Meta-Vulkanoklastiten.
SerizitAls Meta-Sedimentgesteinekommen Dolomit-Serizit-Chloritschiefer,
Chloritschiefer,Biotitschiefer,Granat-Glimmerschieferund Qaurzite vor.
Die Meta-Basaltesind als Amphibolitezu bezeichnenund besitzen sowohl kompakten als auch gebåndertenCharakter.Die kompakten und gebandertenPartien
gehen ineinanderUber, so datirelativ homogene Bereiche (auch mit Pillowstrukturen) und4relati'vinhomogene,pereiche(reine Amphibolit-mit Karbonatlagen
wechselnd) in ein und demselben Amphibolit-Horizontvorkommen.Diese Strukturbedingt.
variationensind vermutlichteilweise te+ctonisch
An die Amphibolite sind Exhalit-Lagenaus Sulfiden und Magnetit-Chertsgebunden, die vereinzeltauch zusammen mit geringmachtigenQuarzit-Lagenin den
Amphibolitenauftreten.
Ferner konnten vereinzeltvorkommende,geringmächtigeKeratophyrtuffeund ein
Meta-Andesitkartiert werden.
kann auf Grund der Ahnlichkeit seiner geocheDer Amphibol-Glimmerschiefer
mischen Hauptelementanalysemit Hauptelementanalysenvon Sedimentgesteinen
und intermediårenVulkanitenals ehemals tuffitischerPelit interpretiertwerden.
AuBer den oben genannten Metamorphitentritt ein meta-vulkanoklastischesGestein in Form einer Meta-Vulkanit-Breckzieauf. Diese Meta-Breckziebesitzt
vorwiegendmonomikten Charakter und setzt sich meist aus BruchstUckenbasischer, stellenweiseaber auch saurer bis intermediårerVulkanite zusammen.
Diese verschiedenenVulkanitbruchstUckelassen den Wechsel des ehemaligen Vul-.
kanismus deutlicn erkennen und zeigen zusammen mit dem Karbonat-Breckzien-Horidie synsedimentåreBildung und Umlagerung
zont (in dem Serizit-Chloritschiefer)
der Vulkanite ane.
Entsprechendder Zusammensetzung und der Abfolge der Gesteinsseriekann von
Sequenz gesprochenwerden, deren Gesteinsarten
einer vulkanisch-sedimentåren
zwar voneinanderabgrenzbarsind, vermutlichjedoch auch in mehr oder minder
intenSiverfazieller Verzahnungmiteinanderstehen. Daraus könnte wiederrum
auf rasch wechselndeBildungsbedingungen,möglicherweisein dem Bereich einer
ehemaligenOzeaninselbzw. eines "sea mounts" geschlossenwerden.
89
KRUPP 1983 ordnete die Amphiboliteum Hjerkinn auf Grund geochemischerUntersuchungenin die Gruppe der Ozeanboden-bzw. Ozeaninsel-Basalteein, was
dem Karbonat-Breckzien-Horiim Zusammenhangmit der Meta-Vulkanit-Breckzie,
zont sowie der Keratophyrtuffe(die jedoch auch aus relativ goBer Entfernung
verdriftetworden sein kdnnen) fUr die lhngebungeiner Ozeaninselsprechenrde.
variiert innerhalbdes Ar- Der Metamorphosegradder Gesteine der Stqfren-Decke
beitsgebietesnach der Einteilungder metamorphen Grade nach WINKLER 1979 vom
oberen Low Grade bis zum unteren, eventuell sogar mittleren Medium Grade.
Dabei sind die Gesteine im 5 und SE des Arbeitsgebietes(Serizit-Chloritschiefer und Blotitschiefer)eindeutig dem Low Grade bzw. dem oberen Low Grade zuzuordnen. Die Gesteine nOrdlich und nordwestlichvon Kongsvoll sind eindeutig
in den unteren, eventuell sogar mittleren Bereich des Medium Grade einzustufen,
da im Granat-GlimmerschierAndesin mit einem Anorthit-Gehaltvon ca. 40 Mol%
kristallisierterStaurolithvorkommen,was auf Temperaturenum 540°C
und gut
maximal jedoch 550°C hindeutet.
Oaher muB wahrend der Gesteinsumwandlungein Temperaturgradientvon einigen
zehner °C zwischen den Bereichen im SE und NW des Arbeitsgebietesvorhanden
gewesen sein.
Ein durch das Auftreten von Disthen und Staurolithvermuteter,parallel zu dem
TemperaturgradientverlaufenderDruckgradientkonnte nicht festgestelltwerden.
Die mdglicherweiseals Temperaturisogradezwischen Low- und Medium Grade anzufallt
sehende Gesteinsgrenzezwischen dem Biotit- und Granat-Glimmerschiefer
mehr oder minder mit der von GOLDSCHMIDT 1915 definiertenGrenze zwischen der
Trondheim-RegionzuBiotit- und Granat-Zone im westlichenTeil der sildlichen
sammen (vgl. Kapitel 4.1).
Während der mehrfachen Deformationder Gesteinsabfolgeim oberen Silur kam
es zu einer regionalenHaupt-Metamorphose,die von dem Zeitraum der ersten Deformation bis post-D1/prä-"D2uandauerte.
Die zusammenfassendals prograde Regional-Metamorphosezu bezeichnendeGesteinsumbildung brachte Temperaturenvon mindestens ca. 520°C und maximal 550°C sowie
Druckbedingungenvon > 4 kb maximal 5 kb mit sich.
90
Autoren
der
,GUEZOU 1978, NILSEN 1978) bzw. in
in der SUdlichen-Trondheim-Region
(OFTEDAHL1980, WOLFF& ROBERTS1980) be-
gesamten Trondheim-Region
der Faltungsphasen
Abfolge
schriebene
nur bedingt
erzeugte
Deformationsphase
Die erste
ist
(S1-Foliation)
disser
Fallwerte
mationsphase
bedingten
mit nach SE gerichtetem
Einfallen
er Deformationsphasen.
Die zweite
Netz eine Häufung von nordbzw. GroSkreisverteilung)
(T-Kreisan.
die Anwesenheit
weiterer,
jUnger-
(post-D 1-Phase) erzeugte
Deformtionsphase
und verformt
Falten
enge bis offene
des Arbeitsgebietes
innerhalb
und
Defor-
durch die dritte
der starken,
(B1) belegt
der Fl-Faltenachsen
die sehr engständige
Die Pole der Streich-
zu erkennen.
im Schmidt'schen
Streichrichtungen
ost - sUdwestlichen
Die Streuung
Streuung
die,
In den librigen
zu erkennen sind.
D1-Zerscherung
trotz
zeigen
Foliation
Falten,
isoklinale
(enge ? bis)
als Beweis der intensiven
Schieferung
penetrative
5).
(vgl.Kapitel
ist
nur noch in den Quarziten
wenn Uberhaupt,
Gesteinen
mdglich
des Trondheim-
Scharniers"
"groBraumigen
eines
in dem Bereich
Decken-Komplexes)
F4) auf Grund der Grör3e und der
(Flbis
(am West-Rand der sUdlichen-Trondheim-Region;
Lage des Arbeitsgebietes
eventuell
in die, von anderen
deren Einordnung
werden,
unterschieden
phasen voneinander
Detormations-
folgende
aufeinander
vier
konnten insgesamt
1n d&I-Arbeitsgebiet
aufteilte.
Gebirgsbldcke
in einzelne
nach dem Deckentransport
keneinheiten
Dek-
Jberschobenen
Richtung
aus nordwestlicher
die,die
Bruch4Tektonik
permische
sowie um eine vermutlich
mehrfach verfalteten,
die das Allochthon
tungsphasen,
Fal-
um vier
dabei vermutlich
sich
Es handelt
als sehr komplex zu bezeichnen.
in der Umgebung von Kongsvoll
ist
der Stgfren-Decke
Struktur
Die tektonische
dabei die
S -Foliation
Durch die Rotation
der post-D1-Faltenachsen
phase anzunehmen, die die Sl-Foliation
parallel
zum Driva-Tal
eine D3-Sattel-
mehr oder minder N-S gerichtetes
Entsprechend
der sigmoidalen
nach der dritten
wesen sein,
die vermutlich
Diese Kompression bewirkte
bänderten
Sattel-
Deformationsphase
N -> S gerichtet
vermutlich
und daher
besitzt.
und Muldenachsen muS
(Kompression)
wirksam ge-
war.
auch die Verbiegung
des Trondheim-Decken-Komplexes
nach GUEZOU1978 auch aus allochthonen
im SWdes Arbeitsgebietes
legt.
Streichen
mehr oder minder
bildet
und Muldenstruktur
Deformations-
von KlUften
in den ge-
Amphiboliten.
Die Uberschiebung
der
deformiert,
weiträumig
Verformung dieser
noch eine vierte
eine dritte
ist
("82")
aufgeschlossene,
Uber den
Gesteinen
besteht,
NE-SW -streichende
ist
durch die
Mylonitzone
be-
91
anschlieBendwirksam gewesene Bruch-Tektonikkommt durch N-S -streichende,
ir oder minder nach E und SE einfallendeStörungen zum Ausdruck.
ise N-S -Storungensind vermutlichpermischenAlters und teilen die Gesteine
; Arbeitsgebites
-
in
drei von E nach W "treppenstufenartig"aufsteigendeGe-
gsblöcke auf
Strukturmodell(Abb. 6.1) stellt nur den zentralen Bereich des Arbeitsgebietes
den mittleren Gebirgsblockdar, der sich nach S hin noch bis in das Arbeitsge-
at von KRUPP & KRUPP 1982 fortsetzt.
s Modell basiert auf Ier Annahme, daB es sich bei den metamorphenSchiefern um
Prinzip stratigraphischgleich alte aber unterschiedlichmetamorphe Formationen
ndelt. Daher sollten auch die Amphibolitemehr oder minder ein und demselben Metasalt-Horizonteines strat'graphischenNiveaus angehören (vgl. Abb. 2.2 und 6.1),
bedingt durch D1 immer wieder zum Ausstrich kommt.
Die von KRUPP .1983 vertreteneAnsicht mehrerer "Metavulkanitserien"ver
ihiedenerstratigraphischerNiveaus kann auf das Arbeitsgebietum Kongsvoll nur
iter der Voraussetzungeiner intensivenfaziellen Verzahnungder Gesteine angeendet werden.
a es sich bei den Gesteinshorizontenin dem Bereich um Kongsvoll um relativ lange
urchhaltendeHorizonte ist fUr die Gesteinsabfolgedieses Gebietes eine intensive
azielle Verzahnungwenig wahrscheinlich.
Hjer k nnhoi
Kongsvok
GrOnbakken
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\ N-5 -stb rung ®
Schiefer
Abbilduno 6.1: Strukturmodellfür die St&en-Decke in dem Gebiet um Kongsvoll innerhalbdes sich
nach 5 hin fortsetzendenGebirgsblockes(S1 = Fl-Sattel,M1 = Fl-Mulde).
93
sind im allgemeinenan die, in
Die Sulfiderz-und Magnetit-Chert-Horizonte
der Umgebung von Kongsvoll im Driva-Tal ausstreichendenAmphibolite (MetaBasalte) der StØren•Gruppegebunden. Sie erscheinen in Form von stratiformen
Lagen, wovon elne primår syngenetischeBildung abzuleiten ist.
Den Pillowstrukturensowie der gleichzeitigenBildung von Sulfiden zusammen
mit der Sedimentationvon Quarz- und Karbonatkbrnernentsprechendist dabei
von einer submarin,exhalativ-synsedmentaren Bildung, somit von einer chemischen Fallung der Erze auszugehen.
Sollte es sich bei den Amphibolitenum mehr oder minder ein und dasselbe stratigraphischeNiveau handeln (vgl. Kapitel 4 und 5), kbnnte ebenso von mehr
oder minder einem stratigraphischenNiveau eines Erzhorizontesbzw. eines Exhalithorizontesgesprochenwerden, der sich, bedingt durch die erste Faltungsphase (vg).Kapitel 5.1),standig wiederholt.
Die zusammen mit den Erzhorizontenin den Amphibolitenstellenweisevorkommenden Quarzite bezeugen ebenfalls die synsedimentåreBildung der Erzhorizonte.
zu bezeichnenden
Ein direkter Zusammenhangder (des) als Exhalit-Horizont(e)
Vererzungendes Driva-Talsmit dem ca. 10 km sUdwestlichvon Kongsvollgelekonnte nicht erkannt werden.
genen Erzkorperder Tverrfjellet-Lagerstatte
Die N-S -streichendeStbrung (1) schneidetden Erzkerper im E der Grube ab
und versetzt die Gebirgsblöcke um mehr als 1000 m, so daB eine Korrelation
Uber die Stbrung hinweg nicht mbglich ist.
Der auf ca. 20 mio t geschatzteErzkörper der Tverrfjellet-Lagerståtte(MINING MAGAZINE 1978) als auch der Exhalit-Horizontkommen in Vergesellschaftung
in stratiformerAusbildung vor.
mit Vulkanitender Stviren-Gruppe
Nach den oben genannten Befunden kann es sich somit bei den Sulfiderzendes
Driva-Talsum mehr oder minder einen, durch den während der Lagerstattenbildung mbglicherweiseverstårktenVulkanismus,in der weiteren Umgebung des Zentrums dieser vulkanischenTatigkeitprimär gebildeten Exhalit-Horizonthandeln.
Dabei ist jedoch nicht auszuschlieBen,daB die primar syngenetischgebildeten
Sulfide durch die Metamorphosenicht auch veråndert bzw. umgebildetwurden.
ROBINSON & STRENS 1968 vermutetenauf Grund von Untersuchungenan kaledonischen
Chalkopyrit- Pyrit - ArsenopyritAdern
im Lake Distrikt (GroBbritannien)eine
durch metamorphe Prozesse bedingte Sulfidwanderungbzw. Um- und Neubildung.Die
AytorenerhrtetenihreThesedurch experimentelleBefunde und kamen zu dem
Zusammensetzungund Struktur syngenetischgeSchlu3, da3 "die raineralogische
bi)deter Pyrit-Körperdurch subsequenteDiagenese,metasomatischesowie metamorphose bedingte Prozesse grundlegendmodifiziertwerden kennen.
94
mobilisierte
Wie dEm auch sei - einen eindeutigenHinweis auf post-gffletsch
Suifide innerhalbdes Arbeitsgebietesin den Amphibolitender St(bren-Decke
stellt eine aus Sulfid (Pyrit)bestehendeKluftfUllungin dem nördlich von
Kongsvoll an der E 6 anstehenden,gebandertenAmphibolitdar.
Untersuchungenvon Erzanschliffengezielt genommener Proben konnten weitere
AufSchlbsseUber die Genese und die mbglichen Verdnderungender Erze ergeben.
95
Die tektonischeEntwicklungdes GesteinskomplexeslaBt sich an Hand der erkennbaren Defomationsphasen, Oberschiebungsbahnenund der Bruch-Tektonik
gut in das von GALE & ROBERIS 1974, besser jedoch in das von FURNES et al.1979
vorgestelltegeodynamischeModelj (Kapitel 1.3) einfLgen.
Pråkambriumbis Arenig:
Bildung der Gesteine der Stren-Gruppe während dem Arenig, eventuell auch
schon im späten Pråkambrium (OFTEDAHL 1980) in der Umgebung einer Ozeaninsel bzw. eines "sea mounts"
Prå- bis mittel Arenig:
auf Te le der Gula-Gruppe (FURNES et
Obduktion von Teilen der St25ren-Gruppe
al. 1979 und OFTEDAHL 1980).
Dieser Vorgang ist durch die, in dem Arbeitsgebietnicht enthaltene,jedoch existierendeScherzone zwischen beiden Deckeneinheitenbelegt.
Nach OFTEDAHL 1980 findet gleichzeitigeine erste Metamorphosestatt.
Unteres Silur:
Die untere Hovin-Gruppewird auf der schwach metamorphen,teilweise gefaJteten Stren-Decke abgelagert (WOLFF & ROBERTS 1980 und OFTEDAHL 1980).
Mittieres b s oberes Silur:
iffi Zuge
der kaledonischenOrogenese kommt es zur mehrfachen Deformation
und der Haupt-Metamorphoseder Gesteine der S-Wren-Decke.Dieser Zeitraum
ist ebenfalls durch die weitere Deckenbildungund Fragmentierungder Gesteine gekennzeichnet.Die NW -> SE gerichtete Bewegung des TrondheimDecken-Komplexes(iberdas westliche Basement und den Andbergsh93j-Komplex
hinweg und-damit die Bildung der Oberschiebungsbahnzwischen dem TrondheimDecken-Komplexund dem AndbergsWi-Komplex wird vermutlichmit dem Ausklingen der Orogenese abgeschlossen.
Die in der Zeit nach der Deckenbewegungwirksam gewesenen Druckbeanspruchungen verursachtenin dem bereits konsolidierten,kaledonischenGebirge nur
noch bruchhafte Verformungen.Dabei wurde der Gesteinskomplexdurch N-S
-verlaufendeStdrungen (nach E einfallendeAbschiebungen)in einzelne Bldcke
aufgeteilt.
96
f) Die jUngste Beanspruchungenkommen durch NW-SE streichende,relativ
kleine VersätzungsbetrageerzeugendeAbschiebungenzum Ausdruck. Sie
fal)en generell nach SW ein und können nach NILSEN 1978 mit der ebenfalls NW-SE verlaufendenVinstra-Stärung(weiter nordOstlichdes Arparallelisiertwerden.
beitsgebietes)
die beAbschlieBend ist zu sagen, darisich die Gesteinszusammensetzungen,
und die Struktur der Stken-Decke in dem
schriebenenMetamorphose-Ereignisse
Gebiet um Kongsvoll relativ gut in das von FURNES et al. 1979 vorgestellte
geodynamischeModell einfUgen lassen und somit diese Theorie zusatzlich stUtzen.
97
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