zur petrogenese archaischer gneise und migmatite aus dem
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ZUR PETROGENESE ARCHAISCHER GNEISE UND MIGMATITE AUS DEM BASEMENT DES QUADRILÁTERO FERRIFERO, MINAS GERAIS, BRASILIEN* por HUBERT ROESER **, JACQUES LETERRIER *** e BERNARD MOINE *** RESUMO Os gnaisses que ocorrem no bordo leste e sudeste do Quadrilátero Ferrífero (Brasil) podem ser classificados petrograficamente em vários grupos: gnaisses bandeados, granoblásticos, miloníticos e migmatíticos, e gnaisses epidóticos, gnaisses biotíticos e gnaisses anfibólicos. A maior parte das rochas apresenta carácter leucocrático. Os constituintes principais são: quartzo, plagioclase (An: 10-30), feldspato alcalino, biotite e, em casos especiais, epídoto e anfíbola. Como acessórios foram observados: sericite (moscovite), clorite, titanite, apatite, calcite, epídoto, clinozoisite, rútilo, zircão e, às vezes. opacos. A maioria das rochas, que foram formadas sob condições de P, T de alto metamorfismo (pré-Minas> 2000 m. a.), sofreu processos metamórficos retrógrados durante o metamorfismo da série Minas (2100-1800 m. a.). Isso pode ser provado pela saussuritização das plagioclases, pela cloritização das biotites e pela seritização dos feldspatos alcalinos. Embora as rochas apresentem tipos petrográficos bem diferentes, quimicamente são bem semelhantes, especialmente os tipos leucocráticos. Com auxílio dos elementos traço (Ni, Cr, Co, V> 10 ppm) a grande maioria das amostras estudadas pode ser considerada como ortognaisses ácidos. Só em alguns casos pode admitir-se contribuição de material sedimentar na formação das rochas originais. Em relação ao quimismo principal, quase todos os gnaisses apresentam composição semelhante à de rochas graníticas. Contudo, foram determinados valores de Si02, K 20 e N~O elevados em comparação com a composição granítica. A relação entre Na e K é sempre maior do que 1 enquanto que nas rochas graníticas jovens tal relação é inversa. Este facto talvez seja explicado pela idade das amostras estudadas (>2000 m. a.) e o estado de evolução da crosta terrestre nessa época. Dados comparáveis do mundo inteiro mostram relações iguais para • rochas da mesma idade e da mesma composição. ABSTRACT Precambrian gneisses occuring of the «Quadrilátero Ferrífero's» (Brazil) eastern and southeastern boardes may be petrographicalIy classified in several groups, such as banded, granoblastic, mylonitic and migmatitic gneisses, and epidote, biotite and amphibole bearing types. The most gneisses show a leucocratic character. Their main components are quartz, plagioclase (An: 10-30), alkalifeldspar, biotite and in special cases epidote and amphibole. As accessory components, the following ones were observed: sericite (muscovite), chIorite, sphene, apatite, calcite, epitote, clinozoisite, rutil, zircon and at times opaques. Most of the roeles, which were formed under P,T conditions of high metamorphism (Pre-Minas, > 2 Bill. years), underwent retrograde metamorphic processes during the Minas metamorphism (2.1-1.8 Bill. years). This can ben proved by the plagioclases sussuritization, biotites chloritization and alkaline feldspars seritization. Although the rocks show welI different petrographic types, they hare chemica1ly similar, especialIy the leucocratic types. With the help of trace element concentration (Ni, Cr, Co, V < 10 ppm) the greater number of the investigated samples can be considered as acid orthogneisses. Only in some cases we can admit a sedimental material amount in the original rocks formation. Regarding the principal chemism, almost alI the gneisses show a composition that is similar to that is s of granitic rocks. However the observed values of Si0 2 , K,O and Na20 are high in comparison with granític compositions. The relationship between Na and K is always greater than 1 (> 1) whereas in young granitic rocks this relationship is mosley inverse. Perhaps this fact may be explained by the samples ages (>2000 m.y.) and the non welI developed evolution of the continentaIs crust in this time. Comparation data from alI over the world show identical relationships for rocks of the same age and composition. EINLEITUNG Das Eiserne Viereck (Quadrilátero Ferrífero), die suedliche Fortsetzung der Serra do Espinhaço, weIche den São Franzisco Kraton nach Osten begrenzt, ist von aeltesten Gesteinen des brasilianischen Schildes umgeben. Quarz - FeIdspatgesteine uim weitesten Sinne koennen von basischen Serien amphibolitischer Gesteine und ultrabasischen Einheiten, die meist zu Serpentiniten und Steatiten umgewandelt wurden, unterschieden werden. Die dem Basement auflagernden metasedimentaeren Supergruppen Rio das Velhas und Minas wurden aufgrund ihrer wirtschaftlichen Bedeutung aIs Eisenerz - fuehrende und GoId - haltige Formationen in einer VieIzah1 von Aroeiten eingehend untersucht. Ueber das bis heute oekonomisch weniger bedeutende kristalline Grundgebirge gibt es hingegen nur wenige Arbeiten. Daraus resuItiert, dass ausgedehnte Bereiche des Basements in den zur Zeit existierenden geoIogischen Karten lithoIogisch uniform dargestellt sind. Das zeigen die Abteilungen: <<precambriano indiviso (em- * Teilergebnísse der vorliegenden Arbeit wurden 1978 auf dem XXX. Congresso Brasileiro de Geologia, Recife, und beim VI. Lateinamerikakolloquium der Deutschen Forschungsgemeinschaft, Stuttgart, vorgetragen. ** Departamento de Geologia, Escola de Minas, Universidade Federal de Ouro Preto, 35400 Ouro Preto I Minas Gerais, Brasil. *** Centre National de la Recherche Scientifique, Centre de recherches pétrographiques et géochimiques, 54500 Vandoeuvre-Les-Nancy, France. 351 1966) angestellt. Er charakterisierte die grosse Mehrzahl der praekambrischen Quarz - Feldspat - Gesteine aIs «ueberwiegend leukokratische Gneise». Neuere Daten zur Petrographie des Grundgebirges wurden von N. HERZ (1970) mitgeteilt. Wie schon D. GUIMARÃES (1951) versuchte auch N. HERZ (1970) eine Unterteilung in Ortho - und Paragneise nach vor a11em petrographischen Gesichtspunkten. Seit 1972 werden die oestlichen und suedlichen Grenzbezirke des Eisernen Vierecks in einer bilateralen Kooperation zwischen Geowissenschaftlern der Universitaeten Ouro Prêto, Brasilien und Clausthal, Bundesrepublik Deutschland, petrographisch, geochemisch und geologisch untersucht. Seit 1978 foerdert der Conselho Nacional de Desenvolvimento Científico e Tecnológico (CNPq), Brasília, das Projekt EMBASAMENTO, welches im Rahmen der genannten Zusammenarbeit von Ouro Prêto aus durchgefuehrt wird. Ziel a11 dieser Untersuchungen ist es, ausreichende geochemische und petrologische Daten ueber die Basementeinheiten zu erlangen, un dem geologischen Werdegang des Gebietes rekontruieren zu komenen. ln frueheren Publikationen (ROESER & MOINE, 1976; ROESER & MUELLER, 1976, 1977; H. ROESER, 1978, 1979; U. ROESER. 1979; U. ROESER & ai., 1978, 1980; ROESER & EVANGELISTA JORDT, 1980) wurden bereits Untersuchungen ueber den Ursprung und zur Genese der Amphibolite, ueber den Verlauf der Metamorphose und ueber die Petrogenese der metamorphisierten Ultrabasite vorgelegt. Nunmehr sol1 auf die vielfaeltige Petrographie und die komplexe Petrogenes der Gneise naeher eingegangen werden. basamento indiviso) in: «Geologische Karte von Brasilien», Ministerio de Minas e Energia, D NP M, 1:5000000, 1971, und: «Iower and middle precambrian complexes undivided» in: «Tectonic map of South America» 1:5000000, UNESCO, 1978. ln einigen Fae11en werden Gesteinsangaben fuer das Grundgebirge gemacht, wobei jedoch meist nur der Gneis aIs raeurnlich am weitesten verbreiteter Gesteinstyp Beachtung, findet wie z.B.: <<Embasasamento granito gnáissico indiviso» in: «Mapa geológico do Estado de Minas Gerais, 1 : 1 000 000, DNPM,1976. Die bisher einzige, etwas detailliertere Karte, die die noerdlichen Teile des Untersuchungsgebietes zur vorliegenden Arbeit einschliesst, ist die Karte des «SETOR G DA GEOTRANSVERSAL E- W», angefertigt innerhalb des Convênio DNPM-EFMOP, 1 :250000, publiziert in 1975. ln ihr werden Einglimmergneise, Zweiglimmergneise, Quarzreiche - Gneise, migmatisierte Gneise, amphibolitische Serien und ultrabasitische Einheiten unterschieden. Erste Beschreibungen der Basementgsteine des untersuchten Gebietes (siehe Figur : 1) existieren von E. HARDER & R. CHAMBERLlN (1915) und F. LACOURT (1935), wobei erstere bereits zu einer stratigraphischen Aussage kamen: «These rocks form the basement complex of eastern Brazil and are probably to be reffered to the Archean ... » (HARDER & CHAMBERLlN, 1915, Seite 344). Eingehende petrographische Untersuchungen wurden von D. GUIMARÃES (1931, 1947, 1951, 1956, 1964, -+ .O' c::J o -+ • + Mihas _und Itacolomi _S erie 1-----1 Rio das Velhas Gruppe 1:-:-:-1 Lafaiete _ Formation ~ + Kristallines Basement 't + + + + + + Arbeitsgebiet ==:eIO===ii2:::0=:::=:í~oKrn 0i::! + + ++ + ++ + + ++ + + + + + Fig. 1 - Lage des Arbeitsgebietes am Suedostrand des «Quadrilátero Ferrífero ». Geologie (vereinfacht) nach J. DORR (1969) und «Mapa geológico do Estado de Minas Gerais» (1976). 352 + -t + + + + + PBTROGRAPHIE Die Gneise, die flaechenmaessig den groessten Teil der untersuchten Basementregion einnehmen, koennen strukturell und texturell in verschiedene Typen untergliedert werden: Baendergneise, z.T. intensiv verfaltet, kompakte Gneise, mylonitisierte Gneise, Migmatitgneise und Schlierengneise. Bezueglich ihrer Zusammensetzung lassen sich folgende Typen vorherrschender Minerale auseinanderhalten: Epidot-, Bitotit -, Quarz -, Zweiglimmer -, Hornblende-, Plagioklas - und Alkalifeldspatgneise. Mit Ausnahme der Mylonite und von Teilen der Migmatite zeigen alIe Gesteinstypen vorwiegend granoblastische Gefuege. Bei den Baendergneisen sowie bei einem Teil der Schlierengneise, die in dunkIe und helle Gesteinspartien getrennt werden koennen, laesst sich in den leukokraten Lagen ein reliktisches aelteres poikiloblastisches Gefuege neben dem juengeren granoblastischen Rekristallisationsgefuege erkennen, wobei amoeboide Verwachsungen beobachtet werden. Nach M. HIGGINS (1971) koennenProtomylonite, Mylonite und Ultramylonite unterschieden werden. Die katakIastischen Gefuege dieser Gesteine wurden nur vereinzelt durch eine postdeformative Rekristallisation beeinflusst, so dass die Mylonite in Mylonitgneise oder Blastomylonite umgepraegt wurden. Bei ihnen wie auch im Falle der Ultramylonite ist eine ausgepraegte Schieferung zu beobachten. Die «s» Flaechen gehen dabei mit Wechsellagerungsflaechen unterschiedlicher Gesteinslagen konform (z.B.: Quarz - Feldspat - und Glimmer - Lagen). Die protomylonitischen Gesteine zeigen dagegen kaum noch Binregelungen der Komponenten. Bei den Migmatiten koennen texturelI (nach MEHNERT, 1971) vier Typen auseinandergehalten werden: lagige Migmatite, Migmatite mit Faltentexturen, Migmatite mit Augentexturen und schlierenartige Migmatite. Bei den ersten beiden Typen ist eine scharfe Trennung von Leukosom und Melanosom zu beobachten, wobei sich beide Teile, vor allem bei den lagigen Migmatiten, der frueheren Anordnung des Palaeosoms anpassen. 1m Falle der beiden anderen Typen sind Melanosom und Leukosom miteinander «vermischt» oder gehen ineinander ueber. Der qualitative Mineralbestand aehnelt sich bei fast allen untersuchten Gesteinen. Bine Ausnahme bilden nur die Bpidotgneise, die bis zu meterdicke konkordante Binschaltungen in den Baendergneisen bilden. Sie bestehen bis zu 55 VoI. % aus Bpidot. Abweichend sind auch die Hornblendegneise, die vor alIem aus Hornblende und Alkalifeldspat bestehen. Fuer alle anderen Typen ist eine ueberwiegend leukokrate Natur charakteristisch, wie sie schon von D. GUIMARÃES (1951) beschrieben wurde. Hauptminerale sind Quarz, PlagiokIas, AIkalifeIdspat und teilweise Biotit oder Muskowit. Bei den Feldspaeten koennen zwei Generationen unterschieden werden. Bine aeltere Generation zeichnet sich durch tektonische Beanspruchung (Rupturen, deformierte Zwillingslamellen) sowie durch retrograd - metamorphe Rekristallisationen(Saussuritisierung bzw. Serizitisierung) aus. Bine zweite Generation weist diese Merkmale nicht auf und ist an der Ausheilung von Rupturen in aelteren Feldspaeten beteiligt. Bine retrograde Veraenderung Iaesst sich auch im hypidiomorph auftretenden Biotit erkennen und zwar in Form von Ausbleichung und Chloritisierungen, wobei ein Fe-Prochlorit auf Kosten des Biotit gebildet wird. Ais Akzessorien treten Zirkon, Ilmenit, Apatit Rutil auf, welche aufgrund ihrer idiomorphen, aber zum Teil gerundeten Kornformen (Zirkon, Rutil) sowie der katakIastischen Beanspruchung der Apatite aIs praemetamorphe Minerale eingestuft werden koennen. Metamorph gebildete Akzessorien sind Bpidot / Klinozoisit und Caleit aIs Produkte der Saussuritisation der PlagiokIase sowie Fe - Chlorit aIs Umwandlungsprodukt der Biotite. 1m Gegensatz hierzu stellt der Bpidot in den Bpidotgneisen jedoch eine progressive Bildung dar. Hypidiomorphe bis idiomorphe Kornformen werden beobachtet. Die stark gruenlichen Bigenfarben und relativ hohen Interferenzfarben zeigen Fe - reiche Glieder der Bpidotgruppe an, waehrend aIs Saussuritisierungsprodukt meist AI - reiche Klinozoisite auftreten. Aggregate feinkoernigen Titanits befinden sich in der Naehe der Ilmenite und stellen ein metamorphes Umwandlungsprodukt derselben dar. Binen Ueberblick ueber die quantitativen Mineralverteilungen in den verschiedenen Gesteinstypen gibt Tabelle 1. Die charakteristischen Bigenschaften der beiden Feldspatgenerationen zeigen vergleichend die Tabellen 2 und 3. 1 = granoblastische Gneise 2 = Homblendegneise 4 = Baendergneise (heIler Berekh) 3 = Epidotgneise + = Mineral im Probentyp vertreten 5 = Baendergneise (dunkler Bereich) - = Mineral fehlt im Probentyp 6 = Migmatite (Leukosom) 7 = Migmatite (Melanosom) (+)= Mineral nicht injeder Probe des Types vertleten TabeIle 1: Modalbestaende verschiedener Gneistypen. Minerale Quarz Plagioklas Alkalifeldspat Biotit HeIlglimmer Epidot/Klinozoisit Chlorit Titanit Rutil Apatit Zirkon Cakit Hornblende Erz Akzessorien gesamt 23 1 2 3 4 5 6 7 34,5-66,3 5,4-27,8 12,3 -49,7 9,8-17,2 2,2- 5,4 1,8 -- 3,4 1,5 - 5,3 70,4-91,6 2,8- 7,6 32,2-48,8 21,7-56,3 15,6-44,3 29,3-67,4 0- 3,2 0- 1,7 17,0- 32,8 25,4-38,5 18,4-23,6 11,3 - 18,4 0- 6,7 21,2- 42,3 26,8 -39,4 28,7-46,3 24,0-37,6 32,0-44,6 11,4-19,3 3,4- 8,7 1,7- 4,2 - (+) (+) (+) + + + 0,6-1,9 - 2,9-18,8 0,4- 1,2 0,6- 3,5 + (+) (+) 0,8-3,2 - + + + - + (+) 45,3-55,2 - 1,7 - -+ 2,2 + - - 1,9- 3,0 + + + + + + - 1,7- 4,5 + + 0,1+ + + 0,7 - + 2,3- 4,3 + + (+) (+) (+) (+) - - 0- 1,3 + + + + + (+) (+) 0- 3,7 353 Tabelle 2: Merkmale und Daten von Plagioklasen der verschiedenen strukturelIen und textureIlen Gneistypen Lae;engneise Baendergneise Plagioklas I Leukosom 14,0-18,5 Melanosom 14,0-18,5 Albit Albit (001) (010) xenoblastisch (001) (010) xenoblastisch Albit haeufig Periklin selten (001) (010) xenoblastisch schwach stark Quarz, RutH Quarz, Albit stark stark Quarz, Rutil Quarz, Albit stark sehr stark Quarz, Zirkon Quarz, Albit sehr stark 0-6 selten bis max. 25 selten 0-8 Albit haeufig bis max. 27 Albit selten xen. koernig bis 1 mm (2) variabel schwach selten xen.koemig 0,5-1 mm (2) (001) xen. koernig bis 180 j(Lm (2) 0-8 Albit Periklin selten (001) xen. koernig bis 180 j(Lm (2) - - - Oligoklas An-Gehalt Hell 14,5-20,5 Dunkel 14,5-20,5 VerzwiIligungsart Albit haeuflg Periklin selten (001) (010) xenomorph koernig stark Quarz Quarz, Albit vorhanden Albit haeufig Periklin selten (001) (010) xenomorph koernig stark Quarz Quarz, Albit vorhanden 0-6 Albit Periklin selten selten xen. koernig bis 2 mm (2) variabel sehwach SpaItbarkeit Habitus Saussuritbildung Einschluesse Verdraengungen Kataklastische Beanspruchung Mylonitgneise Migmatite Granoblastische Gneise sehr variabel max bis 25,0 Albit selten xenomorph koernig stark Quarz, Zirkon Apatit - 17,5-27,0 Plagioklas II - Oligoklasj AlbitAn-Gehalt Verzwilligungsart Spaltbarkeit Habitus Groesse Saussuritbildung Kataklastische Beanspruchung Tabelle 3: - - Merkmale und Daten von Kalifeldspaeten der verschiedenen strukturellen und texturellen Gneistypen Lagengneise Baendergneise Kalifeldspat I - Einsprengling - - (001) (010) xen. koernig bis 250 j(Lm (2) schwach schwach Habitus Hell xenomorph amoeboid Groesse Serizitisierung Verdraengungen bis 1 cm (2) stark Plagiokl., Mikr. II Granoblastiche Gneise Dunkel - xenomorph koernig - bis 0,5 cm (2) vorhanden Plagiokl., Mikr. II - - Einschluesse Quarz, Apatit - Kataklastische Beanspruchung sehr schwach - Quarz, Zirkon, Rutil stark Migmatite Leukosom xenomorphj koernig xenoblastisch bis 1 cm (2) stark Mylonitgneise Melanosom xenomorphj koernig xenoblastisch bis 1 cm (2) stark xenoblastisch bis 4cm (2) z. T. sehr stark Quarz, Mikr. II Quarz, Mikr. II Quarz, Mikr.1I Plagioklas Plagioklas Quarz, Plagiokl. Quarz, Zirkon, Quarz Erz stark vorhanden sehr stark Kalifeldspat II -MatrixHabitus Groesse Serizitisierung Einchluesse Kataklastische Beanspruchung xenomorph koernig 0,5-1 mm (2) - xenomorph koernig bis 1 mm (2) sehr schwach xenomorph koernig bis 400 j(Lm (2) - GEOCHEMISCHE RESULT ATE Die geochemischen Daten der Gneise wurden bisher ausschliesslich an leukokraten Typen ermittelt und sind daher in ihren Interpretationen nur auf derartige Typen zu beziehen. Dabei zeigt sich, dass trotz der auf den vorherigen Seiten beschriebenen 354 - xenomorph feinkoernig bis 1 mm (2) - - xenomorph koernig bis 200 j(Lm (2) sehr wenig z. T. Quarz - xenomorph koernig-feink. 0,05-5,0 mm (2) schwach - sehr schwach stark texturellen Vielfalt die Chemismen der verschiedenen leukokraten Typen sich weitgehend aehneln. Wie die Mittelwerte von 54 untersuchten leukokraten Gneisen im Vergleich zu moeglichen Edukten zeigen, deutet sich eine granitische Zusammensetzung im weitesten Sinne an (Tabelle 4). Tabelle 4: Vergleich der mittleren HauptelementgehaIte von moeglichen Gneisedukten mit denen der untersuchten Proben 1= 2= 3= 4= 5= 6= 7= () Granite (NOCKOLDS, 1954 in WEDEPOHL, 1969) Grauwacken (pETTIJOHN, 1963 in WEDEPOHL, 1969) Sandstones from platforms (VINOGRADOV & RONOV, 1956 in WEDEPOHL, 1969) Shales from platforms (VINOGRADOV & RONOV, 1956 in WEDEPOHL, 1969) Praekambrische Grauwacken (pETTIJOHN, 1963) Arkosen (PETTIJOHN, 1963) Untersuchte Proben = Zahl der Proben Probengruppe 1 2 3 4 5 6 7 Probenanzahl (72) (61) (3700) (6800) (12) (lO) (54) 72,08 0,37 13,86 2,72 0,06 0,52 1,33 3,08 5,46 0,18 0,53 nb. 66,70 0,60 13,50 5,49 0,10 2,10 2,50 2,90 2,00 0,20 2,40 1,20 70,00 0,58 8,20 4,16 0,06 1,90 4,30 0,58 2,10 0,10 3,00 3,90 50,70 0,78 15,10 6,73 0,08 3,30 7,20 0,80 3,50 0,10 5,00 6,10 64,67 0,57 13,41 6,27 0,13 3,23 3,04 2,99 2,02 0,14 1,94 2,15 77,56 0,14 8,52 2,13 0,17 0,44 3,08 1,68 3,36 0,08 0,55 1,57 - - 72,53 0,14 15,31 1,13 0,02 0,29 1,17 4,07 3,30 n.b. n.b. n.b. 1,65 100,19 99,69 98,88 98,70 100,56 99,28 99,61 Si02 Ti02 Al20 S Fe20S tot MnO MgO Cao NaeO K 20 P 20 5 H 2O+ CO2 Glühverlust - - AlIerdings ist das gemittelte NafK - Verhaeltnis der untersuchten Proben mit 1.23 gegenueber dem von Graniten (nach WEDEPHOL, 1969): 0,56 deutlich hoeher (siehe auch Figur 2). • • .. • • • • Inll.. • .. H.IGno.o • Luto,oll fIIlttllr. zlJIu!.l!I.n .. t:) •• tJLlft; aU.r MIQlnotill ..... n. - - Elemente im Melanosom. Andererseits bedingt eiue Anreicherung des Kalifeldspats im Leukosom deutlich hoehere Kaliumwerte in den helIen Partien, waehrend die erhoehten Ca - und Na - Werte im Melanosom auf eine staerkere Konzentration des Plagioklas' zurueckgefuehrt werden koennen. Der Gluehverlust, der hier sicher fast ausschliesslich aus HzO besteht, steigt mit einer Ausnahme von den hellen in die dunklen Gesteinspartien an, was durch die wasserhaltigen Schichtsilikate im Melanosom bedingt isto Bei den untersuchten Gneisen erk1aert sich der relativ hohe Gluehverlust durch die Miteinbeziehung von Myloniten in die Mittelwertrechnung. Diese Gesteine sind sehr helIglimmerreich. Bei den Titanwerten zeigt sich, dass nur 6 Proben ueber einem Wert von 0,3 % TiO liegen und nur eine Probe den Wert von 0,5 % TiO uebersteigt. Die graphische DarstelIung der Spurenelementverteilung (Fig. 3a) ergibt vor alIem bei den Cr - Gehalten ein einheitliches Bild mit niedrigen Konzentrationen (meist < 10 ppm). Auch die Gehalte von Ni und V liegen bei der MehrzahI der Proben unter 10ppm. Fig. 2- Na20/K.P - VerhaeItnisse in den untersuchten Gneisen und Migmatiten. PETROGENETISCHE DISKUSSION Gleiches gilt fuer die untersuchten Migmatite. Weiterhin zeigt der Vergleich mit Graniten leicht verminderte Eisengehalte fuer die Gneise. Sie werden durch etwas hoehere Aluminiumwerte kompensiert. Die mittlere Zusammensetzung der Migmatite, bei der Leukosom und Melanosom zusammengefasst und gemittelt wurden (TabelIe 5), ergibt nur geringe Unterschiede im Vergleich zu den Gneisen. Deutliche Unterschiede zeigen sich bei einer Gegenueberstellung der helIen und dunk1en Gesteinspartien, insbesondere bei den Elementen Fe, Mg, Ca und Ti, was aufgrund der petrographischen Zusammensetzung zu erwwarten isto So gehen hoehere modale Werte des Biotits, aIs Haupttraeger der Elemente Fe, Mg und Ti, konform mit einer Erhoehung dieser A.) Charakterisierung des Ausgangsmaterials Gneise koennen aufgrund chemischer Aehnlichkeiten einerseits von sauren Magmatiten und zum anderen von Quarz - Feldspat - haltigen Sedimenten im weitesten Sinne abgeleitet werden. Entsprechend der Vielfalt moeglicher Gneistypen, von denen oben ein Teil beschrieben ist, kommen aIs Edukte Gesteine eines breiten Spektrums innerhalb der beiden genannten Gruppen in Frage. Dies erschwert natuerlich eine genauere Interpretation inbezug auf das Ausgangsmaterial. Da aber im vorliegenden FalIe ueberwiegend leukokrate Gesteine analysiert wurden, wird die ZahI der in Frage kommenden Ausgangsges- 355 = Melanosom 1 = Mittlere chemische Zusammensetzung der Migmatite (L + M) Tabelle 5: Chemische Analysen von Migmatiten; L 2= ()= SiOa Ti02 A120 s Fe20s tot MgO MnO CaO Na20 K 20 Oluehverlust L M Mittlere chemische Zusammensetzung der untersuchten Oneise Anzah1 der untersuchten Proben 04 Probennummer = Leukosom, 017 M L M L M L M L 1 2 M (12) (54) 048 046 045 044 L M 75,44 0,25 13,57 1,32 0,36 0,02 1,21 4,63 2,81 0,54 73,63 0,10 14,68 0,77 0,11 0,01 1,24 4,35 3,32 0,75 73,57 0,37 14,26 2,32 0,36 0,02 1,46 4,50 1,74 1,08 74,48 0,17 14,75 1,53 0,40 0,oJ 1,36 4,52 2,49 0,44 75,33 0,02 14,26 0,39 0,01 0,01 0,88 3,95 4,02 0,43 73,82 0,15 15,09 1,27 0,30 0,03 1,49 4,73 2,30 0,43 71,46 0,01 16,33 0,48 0,15 0,01 0,81 3,53 4,59 2,45 71,13 0,22 15,84 2,19 0,56 0,03 1,43 3,80 1,91 3,00 72,49 0,00 14,62 0,14 0,07 0,01 0,25 1,86 6,18 3,51 74,67 0,01 14,68 0,48 0,07 0,01 1,42 4,22 2,90 0,84 73,69 0,11 14,82 1,00 0,21 0,02 1,00 4,00 3,69 1,19 72,53 0,14 15,31 1,13 0,29 0,02 1,17 4,07 3,30 1,65 99,41 100,15 98,96 99,68 100,40 leO,17 99,30 99,61 99,82 100,11 99,14 99,29 99,73 99,61 70,10 0,01 16,73 0,39 0,16 0,01 0,06 4,75 6,78 0,42 78,10 0,01 13,06 0,22 0,01 0,02 0,35 3,10 5,18 0,35 teine bereits eingeengt. Trotzdem bleibt noch eine grosse Zahl von moeglichen Edukten. Bei einem Versuch, solche naeher zu bestimmen, stellt sich zunaechst die Frage nach dem orthogenen bzw. paragenen Charakter der Proben. Bis heute existieren nur wenige brauchbare Methoden zu einer sicheren Unterscheidung von Ortho - und Paragneisen. Oft sind diese auch noch auf regionale Problemstellungen beschraenkt. Erschwerend kommt bei den hier zu diskutierenden Pro ben ihre hohe Altersstellung hinzu. Von U. CORDAN! & ai. (1980) wurden an hier beschriebenen Gneisen Rubidiuml IStrontium Modellalter von 2.7 Milliarden Jahren berechnet. Eine grosse Zahl von Autoren (z.B.: RONOV, 1964, 1966, 1971, 1972; RITTMANN, 1948; VINOGRADOV, 1959; TUGARINOV, 1968; ROGERS, 1978 U. v. a. m.) hat aufgezeigt, dass sich die geochemische Entwick- 50 30 40 '" t 20 :s '" .."' c: 30 30 20 20 10 10 ~ õc: <[ Lo ~ 10 o 0102030 ppm Co ppm Cr 10 20 30 40 50 60 70 ppm V 10 20 30 t., :s c: 20 :; 10 5 ~ g. <[ Lo '" -c 10 o 500 1000 pp'!! Si o 10 26 50 40 50 ppm Ni Fig. 3a - Spurenelement-Histogramme der untersuchten Proben. 356 ppm So lung der Erde, insbesondere der kontinentalen lúuste, vor alIem in der unterschiedlichen stofflichen Zusammensetzung von verschieden alten Sedimenten widerspiegelt. DeshaIb muss davon ausgegangen werden, dass Prozesse der Verwitterung, des Transportes und der Diagenese im Praekambrium und speziell im Archãikum unter geologisch anderen Bedingungen abliefen aIs heute, was zum Beispiel zur zeitlich auf das Proterozoikum beschraenkten Bildung der ltabirite fuehrte und die CaIcium - Magnesium - VerhaeItnisse in praekambrischen Karbonatgesteinen beeinfiusste. Unter Beruecksichtigung der nichtaktualistischen Entwick1ung des aeIteren Praekambriums muss daher bei der Diskussion der Eduktfrage die Anwendung von Kriterien, die fuer post-praekambrische Gesteine gelten moegen, aeusserst kritisch betrachtet werden. Andererseits kann davon ausgegangen werden, dass die magmatischen Gesteine, von wenigen Ausnahmen wie z.B. den Komatiiten abgesehen, ihre chemische Zuzsammensetzung im Verlaufe der Erdgeschichte kaum veraendert haben. Dies zeigt sich in einer VieIzahl von veroeffentlichten GesteinsanaIysen von Proben aus dem Erdaltertum (z.b. in neuerer Zeit: HALLBERG & aI., 1976 a, 1976 b; ROGERS, 1978 u. a. m.). Dies erlaubt den Gebrauchvon bestimmten chemischen Parametern zur Definition von Metamorphiten magmatischer Abstammung auch fuer archaische Gesteine. So stelIt zum Beispiel Vanadium ein kritisches EIement dar, dass sich aufgrund seiner sehr geringen Konzentration in sauren Magmatiten und signifikant hoeheren GehaIten in Sedimenten gut zu derartigen Unterscheidungen eignet. Ergebnisse von Untersuchungen in dieser Richtung wurden beginnend mit F. LEUTWEIN (1939), von S. TAYLOR (1955), A. MILOVSKII (1964) und vie1en anderen Autoren publiziert. Eine diesbezuegliche Zusammenfassung gibt G. MEINECKE (1973). Weitere Aspekte des Vanadiums aIs Unterscheidungsfaktor werden von E. SCHROLL (1976) diskutiert. Andere SpureneIement, die in sauren Eruptivgesteinen nur in niedrigen Gehaltan auftreten sind Cr, Ni und Co sowie das Oxid Ti02• E. SCHROLL (1976) Ieitet daraus folgende UnterscheidungsmerkmaIe fuer Gneise a b : Paragneise: Orthogneise: Ti02 groesser aIs 0,5 %, K/Rb um 250, Cr, Ni Co groesser aIs 10 ppm, Makro - und Mikrochemismus aehnlich dem von Peliten Ti0 2 meist unter 0,3 %, K/Rb meist unter 150 Co kIeiner 10 ppm Chemismus sauren VuIkaniten vergIeichbar. Unter Beruecksichtigung dieser Kriterien zeigen die entsprechenden EIementgehalte bei der Mehrzahl der untersuchten Proben einen magmatischen Ursprung an (siehe Figur 3 a,b). EinzeIne Gesteine zeigen hoehere Gehalte aIs die sauren Magmatite, so z.B. Vanadium bis zu 30 ppm, Ni bis zu 50 ppm, Cr bis zu 30 ppm und Ti0 2 bis zu 0,7 % .Doch sind derartige Ausnahmen auch aus der Literatur bekannt, beispielsweise archaische Granite aus Suedkanara, lndien, mit 0,80 % Ti0 2 (BALASUBRAHMANYAN, 1978) oder Kaliumreiche Granite des Kanadischen SchiIdes, 2.5- 2.6 Milliarden Jahre alt, mit 0,60 % Ti0 2 (EADE & FAHRIG, 1971). Auch SpureneIement gehaIte, die deutlich ueber den von E. SCHROLL (1916) angegebenen Werten Iiegen, sind in EinzeIfaelIen bekannt: Ni bis 76 ppm, Co bis 24 ppm, (BALASUBRAHMANYAN, 1978). 30 Q> ~ Q> 3 ., '"<:: õ· <:: CJ) 20 <t D L. C1> "O Gesamtzahl Histogramm liegenden der Idem zugrunde Analysen :c:o .. <:: <t 10 0.,0 0,1 0,2 0,3 0,4 0,5 0,6 0,7 0,8 Ge W "0 TiO 2 Fir. 3b - Ti0 2 - Gehalte der Gneise und Migmatite. Die untersuchten Gesteine koennen demnach in rer Mihehrheit aIs Orthogneise kIassifiziert werden. ln einigen Faellen ist si cher eine Beteiligung par agenen MateriaIs anzunehmen, insbesondere dann, wenn erhoehte SpureneIementkonzentrationen der EIemente Ni, Cr, Co oder V konform mit hoeheren AIuminiumgehalten gehen. ln Faellen wo dies nicht zutrifft, kann eine AIuminiumanreicherung noch am ehesten mit praemetamorphen Verwitterungseinfiuessen oder Autometasomatose (z.B. Greisenbildung) erkIaert werden. Die im VergIeich zu juengeren Graniten erhoehten Natriumkonzentrationen bzw, niedrigeren KaliumgehaIte (Tabelle 4), die sich in einem mittIeren Natrium - Kalium - Verhaeltnis von 1.23 aeussern, finden ihre ErkIaerung in der hohen AltersstelIung der untersuchten Proben. Entsprechende Werte fuer archaische Gesteine sind in juengerer Zeit sehr oft in der Literatur mitgeteilt worden (z.B.: HERZ, 1970; MOINE, 1974; OVERSBY, 1976; LASERRE & SOBA, 1976; BRIGDWATER & COLLERSON, 1976; HUNTER & ai., 1978; HALLBERG & ai., 1976; BALASUBRAHMANYAN, 1978 u. a. m.). Eine detailliertere KIassifikation der untersuchten Gneise erlaubt das Diagramm zur geochemischen Charakterisierung der Magmatite nach H. DE LA ROCHE (1966), welches neben der Gesteinsdefinition auch Aussagen ueber den normativen Quarzgehalt und die AIkaIinitaet der dargestelIetn Pro ben vermittelt. ln der Projektion der untersuchten Gesteine im zitierten Diagramm (Figur 4) liegen die meisten darstellenden Punktr etwas oberhalb der Linie: Linie: GRANIT - ADAMELLIT - GRANODIO357 RIT - TO N ALIT. Die untersuchten Gneise sind demnach etwas~.Si02 reicher aIs die wahrscheinlichen Edukte, was sich auch in ihrer leukokraten petrographischen Zusammensetzung andeutet (vgl. Kapitel Petrographie). 50 o o --- 250 .. oo r ~ 45 / " "..." \ ' ". : r-''7 i I ~ PIOOi~klCI" \ V '" / l(oUfl1ld,p6t. / ,.- .0 /-50 o .. ,'0 10." -200 -150 ~ 100 - .0 Fig. 4 - DarsteIlung der untersuchten Proben im Diagramm nach H. DE LA ROCHE (1966), Die DarsteIlungsweise basiert auf Berechnungen mit atomaren Aequivalentzahlen. ERKLAERUNG DER ROEMISCHEN ZIFFERN: sie repraesentieren darsteIlende Punkte forgender Geste:ne: I=Granit; IV=Tonalit; VII=Dellenit; X=Quarzmonzonit; XIU=Trachyandesit; XVI=Syenit; XIX=Diorit (Gabbro); XXII=Trachyphonolit; XXV ...Nephelinmonzonit; II=Adamellit; V=Dacit; VIII=Rhyolit; XI=Quarzsyenit; XIV=Latit; XVII=Monzonit; XX=Basalt; XXIII=Essexit; XXVI=Phonolit; III=Granodiorit; VI=Rhyodacit; IX=Quarzdiorit; XII=Andesit; XV=Trachyt; XVIII=Syenodiorit; XXI=Tephrit; XXIV=Basanit; XXVII=Nephelinsyenit, ln Bezug auf die Alkalinitaet ergibt sich, dass die Mehrzahl der Proben leicht uebersaettigt ist, was sicherlich durch die erhoehten Natriumwerte bedingt isto Auch die drei Proben, die einen quarzdioritischen bzw. syenitischen Charakter zeigen, sind bezueglich ihrer Alkalinitaet uebersaettigt. 11 der untersuchten Gesteine weisen dagegen eine Untersaettigung der Na 20 + K 20 - Gehalte auf, die konform gehen mit einer relativ starken Si02 - Anreicherung (Figur 5). Zusammenfassend kann festgestellt werden, dass die Mehrzahl der untersuchten Gneise mit grosser Wahrscheinlichkeit Orthogneise sind. Bei einigen Proben sind paragene Anteile am Edukt anzunehmen. Mit wenigen Ausnahmen zeigen die Gneise eine granitisch - tonalitische Zumsamensetzung, wobei sich jedoch Unterschiede in der Alkalinitaet ergeben. Diese sind durch die hohe Altersstellung der untersuchten Gesteine, bei denen es sich um Derivate einer noch weitgehend primitiven Kruste handelt, zu erklaeren. 1m Falle der Baender - und Lagengneise lassen ihre Strukturen (rhytmischer Wechsel von leukokraten und melanokraten Lagen) einen Einfluss sedimentaerer Prozesse auf ihre Bildung vermuten. Anderer- 358 No t 100 50" o I K unterstittigt Na. K geSllttigt Na +K übersiittigt Fig. 5 - Alkalinitaet der Proben, aufgezeigt im Diagramm nach H, DE LA ROCHE (1966) f seits zeigt ihre chemische Zusammensetzung magmatische Edukte ano ln Anbetracht, dass die oben aufgezeigten Kriterien zur Unterscheidung von Ortho und Paragesteinen sowohl fuer Tiefengesteine aIs auch fuer Vulkanite gelten (SCHROLL, 1976), koennen die gebaenderten Gneise aIs spziell zuzammengesetzte vulkanok1astische Sedimente (Saure Tuffe) angesehen werden, die metamorph ueberpraegt, ihre urspruenglichen Strukturen zum Teil bewahrten. Vergleiche von analysierten Baendergneisen mit Daten von G. FREMD (1966) und J. HALLBERG & aI. (1976) zeigen gute Uebereinstimmungen mit Ignimbriten bzw. archaischen Rhyolithtuffen. Es muss allerdings auch in Betracht gezogen werden, dass derartige Baendergneise sich aus Magmatiten durch intensive tektonische Durchbewegung bei syndeformativer Rekristallisation bilden koennen, wie in der juengsten Literatur mehrfach mitgeteil wird (z.B.: MYERS, 1978; SHRIDE, 1979). Ferner muss bedacht werden, dass selbst Gesteine einer sehr fruehen Sedimentation von Abtragungsmaterial, welches sich von sauren Magmatiten einer weitgehend undifferenzierten Kruste ableitet, durch eine granitoide Zusammensetzung charakterisiert sind. Erst weitere Differentiationen im Verlauf der Erdgeschichte fuehrten zu Produkten, die sich auch geochemisch eindeutig aIs Paragneise unterscheiden lassen. Diesbezuegliche Kriterien zu erarbeiten, muss kuenftigen Untersuchungen vorbehalten bleiben. Bei den untersuchten Migmatiten stellt sich die Frage, um welche Art von Migmatisation es sich handelt. Liegt eine Migmatisation in situ vor oder koennen die Gesteine aIs metasomatisch beeinflusst bzw. aIs Produkte einer Injektionsmigmatisation angesehen werden? Wie die Gegenueberstellung der mittleren Zusammensetzung der Migmatite (Leukosom + Melanosom zusammengefasst) mit der der Gneise zeigt (Tabelle 5, letzte Spalte), ergeben sich nur geringfuegige Unterschiede, waehrend insbesondere die Elemente Ca, K, Fe, Mg, Ti und in geringem Masse auch Na deutlich im Leukosom und Melanosom fraktioniert wurden. Dagegen unterlagen die immobileren Spurenelemente (Cr, Ni, Co, V) nur geringen Schwankungen in den zwei Gesteinsbereichen. Die Stoffbilanz inbezug auf die Gneise, aIs moegliches Ausgangsmaterial fuer die Migmatitbildung ist also ausgeglichen. Dies kann aIs ein erster Hinweis auf eine Migmatisation in situ gewertet werden. AIs weiterer Anhaltspunkt dafuer kann die Tatsache angesehen werden, dass alIe darstelIenden Punkte der leukokraten Anteile der Migmatite im Quarz - Albit - Orthok1as Diagramm in das von O. TUTTLE & N. BOWEN (1958) angegebene Feld der Magmatite falIen, deren Summe der normativen Komponenten Qz, Ab und Or mindestens 80 % ergeben (Figur 6). 19:58 ·· O • • Dr Fig. 6 - Darstellung der Leukosome von untersuchten Migmatiten im Konzentrationsdreieck: Ab-Or-Qz. Dass eine Probe etwas ausserhalb des Feldes liegt, wird auf ihre migmatische Augentextur zurueckgefuehrt. Es kann naemlich nicht ausgeschlossen werden, dass in diesem FalI melanokrate Anteile mit in die Analyse eingegangen sind. Die Frage, ob eventuelIe Injektionen granitischer Zusammensetzung im weitesten Sinne die Bildung der helIen Gesteinsbereiche bewirkt haben, kann verneint werden, denn bei der DarstelIung der Gesteine in einem Diagramm nach DE LA ROCHE (1968) (Figur 7) kann insbesondere bei den leukokraten Anteilen eine breite Streuung beobachtet werden. Injektionen granitischer oder granodioritischer Magmen solIten sich demgegenueber in weitgehender Homogenitaet der Leukosome ausdruecken. Dies waere in Figur 7 in einer Tendenz zu einer granitischen oder granodioritischen Domaene zu erkennen, was nicht der FalI isto Die Migmatite zeigen anatektischen Charakter und koennen mit grosser Wahrscheinlichkeit aIs Mobilisationen in situ erklaert werden. Dar.fellender Punkf der Granlte nac~ NOCKOLDS 20 IAl/a-Na I 40 Fig. 7 - Darstellung der Leukosome und Melanosome von Migmatiten in einem Diagramm nach H. DB LA ROCHE (1968). Die Darstellungsweise basiert auf Berechnungen mit atomaren Aequivalentzahlen. mindesten zwei metamorphen Ereignissen. ln einer ersten hochgradigen Metamorphose, die partielI bis zur Migmatisierung fuehrte, bildeten sich die verschiedenen Gneis - und Migmatittypen. Eine zweite Metamorphose, die in weiten Teilen des Eisenen Vierecks unter P, T - Bedingungen der Gruenschieferfazies verlief (GUIMARÃES, 1951; DORR, 1969; HERZ, 1970 U. a. m.), und in einigen Gebieten den Beginn der Amphilboitfazies erreichte (GORLT, 1972; SCHORSCHER, 1975; ROESER, 1979, U. a. m.), beanspruchte grosse Teile der Gneise retrograd. Dies aeussert sich in der Saussutirisierung von Plagiok1asen, Serizitisierung von Alkalifeldspaeten und in der Ausbleichung sowie teilweisen Chloritisierung der Biotite. Vielfach kam es waehrend der zweiten Metamorphose zu einer fast totalen Rekristallisation, wobei sich neue Mineralgleichgewichte einstellten. ln solchen FaelIen beobachtet man aIs praemetamorphe Bildung hoechstens noch Altbestaende von einer ersten Feldspatgeneration, deren haeufige Rupturen durch Neokristallisationen von Albit bzw. Mikroklin ausgeheilt sind. Die beiden genannten metamorphen Zyklen spiegeln sich auch in anderen Gebieten mit ModelIaltern von 2.7 und 2.0 Milliarden Jahren wider (HERZ, 1970; ALMEIDA, 1972; CORDAN! & aI., 1973). ln einer Arbeit des Verfassers mit U. CORDAN! & aI. (1980) wurden an hier untersuchten Proben die gleichen Modellalter berechnet (TabelIe 6). Tabelle 6: Gesteinsalter der untersuchten Gneisproben (Rubidium/Strontium Datierungen) Probe: G 10 Probe: G 10 B.) LeUkosom [!] -40 Feld der Mogmotite nach TUTl1.E und BOWEN •• Melonosom • '4, Probenummer Qz í!J O O ... Metamorphose Wie die petrographischen Untersuchungen erkennen lassen, unterlagen die bearbeiteten Gneise zum Probe: G 9 Probe: G 5 Gneis, dunkler Bereich Biotit - und Plagioklasreich Gneis, heller Bereich Plagioklas -, Kalifeldspatund Quarzreich Gneis Gneis 2700 M. a. 2700 M. a. 2000 M. a_ 2000 M. a. 359 Das ModelIalter von 2.7 Milliarden Jahren reprae sentiert wahrscheinlich eine Metamorphose, welche" die Gneise und Migmatite unterlagen, nicht aber ihre urspruengliche Bildung. Aufgrund ihrer petrolo· gisch - geologischen Entwicklung muss angenom· men werden, dass Gneise und Migmatite aelter sind aIs die niedriger metamorphen Glimmerschiefer der Rio das Velhas Supergruppe, welche aIs unte r P,T - Bedingungen der Gruenschieferfazies gebildete metasedimentaere Serie den hoeher metamorph gebil deten Gneisen und Migmatiten auflagert. An solchen Glimmerschiefern aber wurde von N. HERZ (1970) ein Alter von 2790 Millionen Jahlen bestimmt, das er aIs Metamorphosealter der Rio das Velhas Serie ansieht. Auch F. ALMEIDA (1972) ordnet diese Alter dem Zyklus der Rio das Velhas Serie zu. Somit ist das gemessene Alter wahrscheinlich der Ausdruck einer regionalen Homogenisierung der Sr - Isotope im Rio das Velhas Zeitraum. Die Alter von 2.0 Milliarden Jahre, die aus vielen Teilen Brasiliens bekannt sind, repraesentieren die Minas Metamorphose (Transamazonischer Zyklus), die nach U. CORDANI (1980) in den Zeitraum von. 1.8 - 2.1 Milliarden Jahre gelegt werden kann. ln weiten Gebieten Brasiliens wird eine Argon - Isotopen - Homogenisierung in Glimmern und Amphibolen vor etwa 500 Millionen Jahren beobachtet (TÁVORA & ai., 1968; CORDAN! & ai, 1968 u. a. m.). Sie zeigt ein thermisches Ereignis an, das auch in weiten Teilen Afrikas feststelIbar ist (panafrikanisches Ereignis, CLIFFORD, 1967; KROENER & WELIN, 1973; BERTRAND & LASSERE, 1976 u. a. m.). Auch im untersuchten Probenmaterial wurden KaHum I Argon ModelIalter von 493 M. a., 507 M. a. und 533 M. a. an Biotiten bestimmt. Petrographische Anzeichen aber, etwa in Form von Mineralneubildungen, konnten fuer dieses Ereignis nicht beobachtet werden. EventuelI lassen sich einige der retrograden Mineralbildungen darauf zurueckfuehren. Die Beziehungen zwischen Metamorphoseverlauf und tektonischen Ereignisseil spiegeln sich im Arbeitsgebiet vor alIem an Schiefern, Steatiten und Amphiboliten wider und wurden bereits eingehend diskutiert (ROESER & MUELLER, 1977; U. ROESER, 1979; U. ROESER & aI., 1980). Aber auch die Beobachtungen an den stark rekristallisierten Gneisen, wie z.B. die Einregelung von Gemengteilen, insbesondere der Phyllosilikate und die Ausheilung von Rupturen in aelteren Feldspatblasten durch Neokristallisation, unterstuetzen die von einer Reihe von Autoren aufgezeigten petrogenetischen Beziehungen (GUILD, 1957; GUIMARÃES, 1966; MAXWELL, 1972; SCHORSCHER, 1975; ROESER, 1979): 1) 2) Die metamorphe Mineralbildung erfolgte im wesentlichen syntektonisch. Der metamorphe Waermefiuss ueberdauerte die Tektonik und fuehrte zu posttektonischer Mineralneubildung und Rekristallisation. Der erste Punkt zeigt sich besonders deutlich bei den Myloniten, wo Mineralneubildungen unter gerichtetem Druck beobachtet werden. Die zweite Aussage wird insbesondere durch das Quersprossen von Muskowit unter partieller Ausloeschung der «s» - Flaechengefuege und Verdraengung des Biotits belegt. Die gefuegekundlichen und petrographischen Beobachtungen ergeben fuer die untersuchten Gneise das folgende Kristallisationsschema (Figur 8). 360 GESTEINSBIL DENDE MINERA L E DER GNEISE, MIGMATfTE f---.:.:M~INr--"E"-,-,R--,,,A-=L-",-8---,1_L"-"D,-"U~N,--,,,G'------1 Praminas M i nas Postminas UNO MYLONITGNEI SE prórektonisch syntektonisch postrektonisch I ERZ ZIRI(ON - APATlT AUTIL ALI<ALIÇELPSPAT. I PLAGIOKLAS _ I QUAR2 1--- ,--- ,----+---I---+_ I - - - - - t - - _., , MIKROKL1N BlonT EPIOOT IKLINOZúlSlT AMPHIBOL 1 - - - 1 - - - 1 - --, f - - - 1 - - - 1 - - -, niANIT CALC1T 1- - - f-----l---, Fig. 8 - KristaIlisationsschema fuer die Mineralbildung in den untersuchten Gneistypen und Migmatiten. DANKSAGUNG Vorliegende Arbeit beinhaltet Teilergebnisse einer Dissertation, die am Mineralogisch - Petrographischen Institut der Technischen Universitaet Clausthal durchgefuehrt wurde sowie Resultate, die im Projekt <<Embasamento», das vom Conselho Nacional de Desenvolvimento Científico e Tecnológico (CNPq), Brasília, finanziell unterstuetzt wird, erzielt wurden. Weitere finanzielle Hilfe wurde vom Deutschen Akademischen Austauschdienst (DAAD), dem Staat Niedersachsen und der franzoesischen Regierung gewaehrt. Zu den Feldarbeiten leistete die Universidade Federal de Ouro Prêto technische Hilfe. Die chemischen Analysen erstellte -Herr Dr. Govindaraju mit seinen ~itarbeitern am Centre des recherches pétrographiques et géochimiques (CRPG), Nancy. Fuer alle erhaltenen Unterstuetzungen danken wir an dieser Stelle. Herrn Prof. Dr. Georg Mueller, Clausthal, gilt unser Dank fuer anregende Diskussionen und eine kritische Durchsicht des Manuskriptes. LITERATUR ALMEIDA, F. F. M, AMARAL, G., CORDANI, U. O., KAWASHITA K .• The Precambrian Evolution of the South American Cratonic Margin South of the Amazonas River. The Ocean Basins and Margins 1, vol. 11, pp. 411-446. Naru & Stehli, New York. BALASUBRAHMANYAN, M. N. (1978) - Geochronology and geochemistry of Archean tonalitic gneisses and granites of South Kanara district, Karnataka State, India. ln: WINDLEY, B. F. & NAQVI, S. M.: Archean Geochemistry, EIsevier, Amsterdam - Oxford - New York, pp. 59-78. BERTRAND, J. M. L. & LASSERRE, M. (1976) - Pan-african and pre-pan-african history of the Hoggar (Algerian Sahara) in the light of new geochronological data from the Aleksod area. Precambrian Research, vol. 3, pp. 343-362. BRIGDWATER, D. & COLLERSON, K. D. (1976) - The major petrological and geochemical characters of the 3600 m. y. Uivak: Gneisses from Labrador. Contributions Mineral. and Petrol., voI. 31, pp. 275-299. CLIFFORD, T. N. 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