pdf - Geowissenschaftliches Museum - Georg

GÖTTINGER
ARBEITEN
ZUR
GEOLOGIE
UND
PALÄONTOLOGIE
Nr.52
Klaus- Peter Erlinghagen
Petrogenese und geodynamische Entwicklung
der Subduktions-Metamorphite von
Zentral-Sulawesi, Indonesien
1991
Im Selbstverlag der Geologischen Institute
der Georg-August-Universität
Göttingen
Göttinger Arb. GcoI. Paläont.
103 S., 48 Abb., 25 Tab., 2 TaL
Göttingen,
16. 12. 1991
•••
52
Klaus-Peter
Erlinghagen
Petrogenese und geodynamische Entwicklung der SubduktlonsMetamorphite von Zentral - Sulawesi, Indonesien
Als Dissertation eingereicht am 18.09.1991
bei den Mathematisch-Naturwissenschaftlichen
der Georg-August-Universität
Fachbereichen
erscheinen in unregelmäßiger Folge
im Selbstverlag der Geologischen Institute
der Georg-August-Universität
Göttingen:
Institut und Museum für Geologie und Paläontologie
Institut für Geologie und Dynamik der Lithosphäre
are issued irregularily
by the Geological Institutes
(until 1985: Geol.-Paläont. Inst.)
of Göttingen University:
Institute and Museum of Geology and Palaeontology
Institute of Geology and Dynamlcs of the Lithosphere
Redaktion
Dr. Helga Uffenorde
Institut und Museum für Geologie und Paläontologie
Goldschmidt-Straße
D-3400 Göttingen
ISS
3
N 0534-0403
@) Geologische Institute, Universität Göttingen
Offsetdruck
KINZEL, Göttingen
ERLINGHAGEN.
von
K.-P. (1991): Petrogenese und geodyn.mische
ZentraI-Sulawesi,
Indonesien.
rocks of Centr'I-Sul.wesi,
GOtlingen.
A model
mineral
metamafic
Australia
evolution
of this terrain
zone
wh ich was initiated
and Eurasia
and T from
metamorphic
studies
formed
as
3
result
where
belt. The P- T conditions
to 6 kbar I 370-450 .C (Taripa-metamorphic
Celebes.
high
coIlision.
paleogeography.
pressure.
metamorphism.
of
rocks
Jawsonite-blueschist
inclusions,
of B-type
by the rotation
belt grade into epidote-blueschist
Tineba-metamorph!c
evolution
metamorphic
of fluid
at 65 Ma. The metarnorphic
east to west,
Entwicklung der Subduktions-Met.morphite
geodynamic
of high-pressure
and microthermometric
rocks
subduction
and
on
high-pressure
metamorphie
Indonesia.) - GOtlinger Arb. Geol. p.l~ont .• 52: 103 S.• 4g Abb., 25 Tab .• 2 Tar.:
for the metamorphie
chemistry
[Petrogenesis
Borneo
record
facies
rocks of Central-Sulawesi.
is presented.
subduction
and
along
and
a west-northwest-dipping
the change
a continuous
based on
The metasedimentary
in plate
regional
motion
trend
between
of increasing
P
'C) of the Taripa-
(JO to 11 kbar at 400-450
.nd eclogite facies (12 to 13 kbar at 500-570 .C) of the
of the greenschist
fades
equilibration
were
belt) .nd 450-520 'C (Tineba-metamorphic
electron
probe,
fluid
inclusion,
K-Ar
dating.
estimated
to be 3
belt) respectively.
microplates,
plate
SE Asia
K.-P. Erlinghagen. Institut für Geologie und Dyn.mik der Lithosphäre, Goldschmidtstr.
3. 0-3400 GOningen
SUMMARY
The island of Sulawesi (Indonesia) is located at the edge of a tectonically active area at the junction of the
Australian, the Pacific-Philippinian
and the Eurasian plates. The metamorphic evolution of sedimentary and mafic
rocks of the subduction zone is characterized by Palaeocene (60-65 Ma) high-pressure / low-temperature followed
by increasing temperature and decreasing pressure and a final stage of Eocene retrogression under greenschist to
albite-epidote-amphibolite
facies conditions. The metamorphic grade gradually increases continuously from
lawsonite- blueschist facies in the eastern part (Taripa - metamorphic belt) to the epidote- blueschist and LTeclogite facies in the western part (Tineba - metamorphic belt). Maximum pressure / temperature - conditions
du ring high-pressure metamorphism are about 10-11 kbar / 400-450 °C in the Taripa - metamorphic belt and 1213 kbar / 500-570 °C in the Tineba - metamorphic belt. Differences in stress between both belts could be
determined by the grain size analysis of dynamically recrystallized quartz (quartz piezometer). A stress gradient
presumably favored the equalization of the element-distribution
(i.e. Fe2+ - Mg) in recrystallized and newly
formed high press ure - minerals by diffusive mass movement.
Chemical (REM-EDX) and textural data indicate the stepwise adjustment of blueschist and eclogite parageneses to
lower pressure / temperature - conditions. Differences in the blueschist to greenschist transition are controlled by
the H20-activity. Transitions of the paragenesis glaucophane - (high pressure) epidote - phengite - garnet in highpressure rocks to greenschist assemblage dominated by albite - chlorite - epidote :t Ca-amphibole are found. The
pressure/temperature
conditions of the greenschist facies equilibration were estimated from mineral parageneses
and fluid inclusion studies to be 3 to 6 kbar / 370 - 450°C (Taripa metamorphic belt) and 450 - 520°C (Tineba
metamorphic belt) respectively. The earliest fluids preserved as fluid inclusions in healed microcracks in garnet and
quartz are remnants of fluid activities du ring retrograde greenschist facies. High Na concentrations in these fluidinclusions are possibly due to the break-down of glaucophane.
The final uplift was initiated by the collision of emergent parts of a small fragment of continental crust (Banggai Sula islands) brought from New Guinea along strike-slip faults in the middle Miocene (K/ Ar dating ca. 19 Ma).
The transition from brittle to ductile deformation was accompanied with the formation of massive fault bundles
and with mixing of fluids from dehydration reactions with meteoric water.
11
The results of this work show evidence for oblique subduction which led to rapid uplift of high-pressure metamorphic rocks (0,15 to 0,2 cm/a) by material flow induced by lithospheric plate movements in combination
with accretionary processes.
The thermal equilibration is accompanied by a change in shape of the orogenie wedge, namely a horizontal
extension in the direction of steepest gradient in topografie elevation and vertical shortening.
ZUSAMMENFASSUNG
Die Insel Sulawesi (Indonesien) liegt in einem tektonisch aktiven Gebiet drei aneinandergrenzender
Platten, der
Australischen,
der Pazifisch-Philippinischen
und der Eurasischen.
Die metamorphe
Entwicklung
der
metasedimentären
und metamafischen
Gesteinseinheiten
der Subduktionszone
von Zentral-Sulawesi
ist
gekennzeichnet durch ein paleozänes (60-65 Ma) Hochdruck-/Niedrigtemperatur
- Ereignis und eine eozäne
Gleichgewichtseinstellung
der hochdruckfaziellen
Mineralbestände
unter grünschieferbis Albit-Epidot
amphibolitfaziellen Bedingungen. Der Metamorphosegrad steigt von der Lawsonit-Blauschiefer
- Fazies im Osten
(Taripa-Metamorphosegürtel)
bis zur Epidot-Blauschieferund LT-Eklogit
- Fazies im Westen (TinebaMetamorphosegürtel)
kontinuierlich an. Die maximalen PT -Bedingungen während der Hochdruckmetamorphose
liegen im Taripa-Metamorphosegürtel
bei 10-11 kbar und 400-450 .C und im Tineba-Metamorphosegürtel
bei 1213 kbar und 500-570 .C. Abgeleitet aus Korngrößenanalysen dynamisch rekristallisierter Quarzindividuen (QuarzPiezometer) wurde zwischen den beiden Metamorphosegürteln ein Deformationsgradient
ermittelt, der vermutlich
durch diffusiven Stoff transport die Homogenisierung und Gleichgewichtseinstellung
der Elementverteilungen (z.B.
Fe2+ -Mg) in rekristallisierten und neu gebildeten HP-Mineralen begünstigte.
Mineralchemische Analysen (REM-EDX) und texturelle Befunde belegen eindeutig eine schrittweise Angleichung
blauschiefer- bis eklogitfazieller Mineralbestände an niedrigere PT -Bedingungen. Ein insgesamt geringes H20Angebot während der nahezu isothermalen Heraushebung der Subduktions-Metamorphite
führte zu unvollständigen
Abbaureaktionen
und metastabil eingefrorenen
Ungleichgewichtsparagenesen.
Graduelle Unterschiede
in der
Blauschiefer (LT - Eklogit-) - Grünschiefer - Transformation, bei der die typische Paragenese Glaukophan - HPEpidot - Phengit - Granat durch die Grünschiefer- Vergesellschaftung
Albit - Chlorit - Epidot :!: Ca-Amphibol
verdrängt wird, sind im wesentlichen durch die Verfügbarkeit und den Zugang von H20 kontrolliert. Für die
grünschieferfazielle Gleichgewichtseinstellung
wurde ein Druckbereich von 3-6 kbar und Temperaturen zwischen
370 und 450 .C (Taripa-Metamorphosegürtel)
bzw. 450 und 520 .e (Tineba-Metamorphosegürtel)
ermittelt. Erste
Hinweise auf eine mikrothermometrisch
erfaßbare Fluid-Aktivität in diesem PT -Bereich sind verheilte Mikrorisse
mit Fluid-Einschlüssen, deren Na-Dominanz mit der fortschreitenden Verdrängung von Glaukophan in Verbindung
gebracht wird, in Granat und Quarz blauschieferfazieller Gesteine.
Die endgültige Heraushebung der Subduktions-Metamorphite
beginnt mit der Kollision von Fragmenten des
australischen Kontinentalrandes
(Banggai-Sula - Inseln) zu Beginn des mittleren Miozän (K/ Ar ca. 19 Ma). Mit
dem Übergang von der duktilen zur bruchhaften
Deformation entstehen massive Bruchsysteme und eine
Durchmischung von Fluiden aus Dehydrations-Reaktionen
mit meteorischen Wässern.
Die Ergebnisse dieser Arbeit legen nahe, daß bei der schräg-verlaufenden
Subduktion ein durch krustale
Relativbewegungen
induzierter Materialfluß im Zusammenspiel mit akkretionären Prozessen zu einer raschen
Heraushebung der Subduktions-Metamorphite
führte (0,15 - 0,2 cm/Jahr). Mit der thermischen Equilibrierung ist
eine Formänderung des Orogenkeils verbunden, die eine horizontale Dehnung (Extension parallel des Inselbogens)
bei vertikaler Verkürzung mit sich bringt.
INHALTSVERZEICHNIS
I
EINLEITUNG
1
Vorwort.
2
Problemstellung
3
Durchgeführte
4
Allgemeiner
geologischer
METHODIK
...............................................................•..........•........•••.......•••..•..••.•.....•.....•••....•.......
11
Seite
3
.................................................••••...........•.•••••......•.••••.......••••..•...••••••.....•........•.......
3
und Zielsetzung
3
Arbei ten
4
Rahmen
4
7
1
Dünnschliff
- Mikroskop
2
Rön tgendiff
raktome trie
7
3
REM - EDX
- Mineralanalytik
8
4
5
Mikrothermometrie
6
Massenspektrometrie
III
7
9
Bildauswertung
~
(K - Ar)
PETROGRAPHIE
1
ie
9
...................................•.......................••................•.•.•.........•••.•......•.............•.....
Faziesdefinitionen
9
und Klassifizierung
von Eklogiten
9
9
2
Herkunft
2.1
Metased imen te.................................................................................................................................
12
2.1.1
Metapeli te
12
2.1.2
Silika t - Marmore
13
2.2
Metamafi
2.2.1
Blauschiefer
14
2.2.2
Eklogi tische Gesteine
14
3
Gefügeun
15
IV
des Probenmaterials
und Beschreibung
der Hauptgesteinseinheiten
11
te
14
tersuch u ngen
MINERAL CHEMIE
AN AUSGEWÄHLTEN
HP / MP - METAMORPHITEN
.....••.......•.....................
16
1
Klinopyroxene
2
Granat.
18
(Na - Pyroxene )
;
16
3
Amphi bole
21
3.1
Na - Amphibole
22
3.2
Na-Ca-
25
4.
Hellglimmer
26
4.1
Phengi t.
27
4.2
Paragoni t
32
5
Chlorit.
34
6
Bio ti t.
7
E pidot
8
La wsoni t
9
Feldspäte
10
F e- Chlori toid und Mg - Karpholi
11
Rutil,
12
Karbonate,
und Ca- Amphibole
37
/ Klinozoisi
t und Ort hit
38
39
39
t
Ilmeni t und Ti tani t
Erze,
Apatit,
39
41
Graphi t.
41
2
Seite
ABSCHÄTZUNG
V
1
1.1
1.1.1
1.1.2
1.1.3
1.104
1.1.5
1.1.6
1.2
1.2.1
1.2.2
1.2.3
2
2.1
2.2
1
2
VII
VIII
1
2
3
.••••..•••....•••...•••..•.•.•....••....••••....••....••.....••.••.....
Geothermo barometrie
Geothermometrie
Elementverteilungen (Fe / Mg)
Granat - Omphaci t Geothermometer
Granat - Phengi t Geothermometer
Granat - Chlorit Geothermometer
Kalzit - Dolomit Geothermometer
Graphit Geothermometer
Geo barometrie
Jadeit (Omphacit) + Quarz Geo barometer
Phengit Geo barometer
Ca - Amphibol Geo barometer
Experimentelle Gleichgewichtsbedingungen
der HP- und der MP- Metamorphose
HP- Metamorphose
MP- Metamorphose
MIKROTHERMOMETRIE
VI
IX
DER BILDUNGSBEDINGUNGEN
Untersuchungserge
Interpretation
42
42
43
43
44
45
46
47
48
49
49
50
51
für Paragenesen
51
52
54
FLUIDER EINSCHLÜSSE ..•••......•......•........................•................•.........
55
55
58
bnisse
RHEOLOGISCHE EIGENSCHAFTEN DER SUBDUKTIONSMET AMORPHITE UNTER
PROGRADEN BEDINGUNGEN ••.....••••.....•.............•.•....••••......•..............•.......••........•........•...........
60
GEOCHRONOLOGIE
63
UND PALÄOGEOGRAPHISCHE
Prä - metamorphes Stadium
Metamorphose - Stadium
Post - metamorphes Stadium
ZUSAMMENFASSENDE
REKONSTRUKTIONEN
:
DISKUSSION ...•.•....••.....•......•......•...................••......•.......••......•..............
LITERA TURVERZEICHNIS
ABK ÜRZUNGEN
ANHANG (Tab. AI bis A21 ).........................................................................................................................................
TAFEL 1 - 2
63
65
68
70
77
87
88
3
EINLEITUNG
1.1 Vorwort
Die vorliegende Arbeit entstand auf Anregung von Prof. Dr. H.J. Behr, Prof. Dr. G. Langheinrich und Dr. A.
Schneider im Rahmen des Forschungsprojektes: "Der Einfluß fluider Phasen auf die strukturbildenden Prozesse bei
Subduktion und Obduktion". Ihnen allen danke ich für die Betreuung und ihre stete Diskussionsbereitschaft.
Bevor die Laborarbeit im April 1989 beginnen konnte, war zuvor ein Geländeaufenthalt
von insgesamt zweimonatiger Dauer erforderlich, in dem die Beprobung erfolgte. Die Forschungsreise nach Sulawesi stand unter der
Leitung von Prof. Dr. G. Langheinrich und wurde von den indonesischen Kollegen Dr. T.O. Simandjuntak, Sukido,
Sigit und Eco begleitet.
Die technische Durchführung
der Geländearbeit wäre nicht ohne die Hilfe des Geol. Surv. Indonesien in
BandungjJava möglich gewesen. Hier bin ich insbesondere Herrn Dr. R. Sukamto für die organisatorische Hilfestellung zu Dank verpflichtet.
Besonders hervorzuheben ist die freundschaftliche
und kollegiale Zusammenarbeit
mit Herrn Dipl.-Geol. C.
Hufenbach, der, neben der Durchführung röntgendiffraktometrischer
Untersuchungen und Probenpräparationen
für die Altersdatierungen, durch zahlreiche Diskussionen und durch alle Höhen und Tiefen hindurch die Arbeit
begleitete. Ihm sei an dieser Stelle sehr herzlich gedankt.
Aufgrund der vorgenommenen Arbeitsteilung
im Projekt untersuchte Herr Dipl.-Geol. C. Hufenbach die
Ophiolithgesteine und der Autor die Subduktions-Metamorphite
von Sulawesi.
Für die kritische Durchsicht des Manuskriptes danke ich Herrn Prof. Dr. K.-H. Nitsch, der freundlicherweise das
Korreferat für diese Arbeit übernahm, Herrn Dr. A. Schneider und Herrn Dr. Chr. Reutel.
Herr Dr. T. Heinrichs führte mich in die Methodik der Rasterelektronenmikroskopie
ein und gab mir hilfreiche
Ratschläge für die Mikrobereichsanalytik.
Für seine Unterstützung möchte ich ihm herzlich danken.
Für die Durchführung und Diskussionen der geochronologischen Analysen danke ich Frau Dr. B. Welzel, Herrn Dr.
K. Wemmer und Herrn Dr. H. Ahrend.
Hilfe bei den Laborarbeiten erhielt ich von Frau B. Dietrich, Herrn K.-H. Faber und den Herren cand.-Geol. H.
Tonn und S. Gerschütz. Ihnen allen gilt mein Dank.
Bei allen Mitarbeitern der Arbeitsgruppe 'Mikrothermometrie'
möchte ich mich für die gute Arbeitsatmosphäre
und für zahlreiche Diskussionen, die zum Gelingen der Arbeit mit beigetragen haben, bedanken; besonders bei den
Herren Dipl.-Geol. J. Topp, Dr. Chr. Reutei, Dipl.-Geol. N. Schneider und Dipl.- Geol. R. Mittelstädt.
Abschließend danke ich allen Kolleginnen und Kollegen am IGDL, die zur Fertigstellung dieser Arbeit beigetragen
haben. Die DFG förderte die Untersuchungen durch eine dreijährige finanzielle Unterstützung (LAj212).
1.2 Problemstellung und Zielsetzung
Das Studium von Subduktions-Metamorphiten
hat in den letzten Jahrzehnten einen wesentlichen Einfluß auf das
Verständnis der für die Vielfalt metamorpher Gesteine verantwortlichen Prozesse in Orogengürteln gehabt. Mit der
Verbesserung thermobarometrischer
Techniken und der Entwicklung neuer Methoden, um mineralchemische
Veränderungen und damit den Wechsel von Milieu-Parametern
zu bestimmen, sind wir heute in der Lage, die
Druck- Temperatur-Zeit (PTt-) Geschichte eines Gebirgsgürtels besser zu rekonstruieren.
In der Literatur sind zahlreiche mit modernen Methoden bestimmte PTt-pfade
metamorpher
Gesteine
veröffentlicht, aber nur wenige Autoren diskutieren die Ungenauigkeiten. Dies beruht selten auf Nachlässigkeit der
Autoren, sondern eher auf der Erkenntnis, daß die realistischen PT -Abschätzungen
noch Ungenauigkeiten
enthalten, die mit dem heutigen Wissen nicht Quantifizierbar sind. Die Ergebnisse von Untersuchungen an
Subduktions-Metamorphiten
verschiedener Regionen deuten darauf hin, daß neben petrologischen Prozessen
variable Fluid-Anteile
eine wesentliche Rolle, insbesondere bei der Homogenisierung
und Gleichgewichtseinstellung von Isotopen und koexistierenden Mineralen, spielen.
4
Bislang liegen noch keine Publikationen über die PTt-Entwicklung
der metamorphen Gesteine des Subduktionskomplexes von Zentral-Sulawesi
vor. Für die Untersuchungen wurden zwei Arbeitsgebiete ausgewählt, deren
lithologische Einheiten einen repräsentativen
Querschnitt der Hochdruck-Metamorphite
versprachen.
Ziel der vorliegenden Arbeit ist eine detaiIlierte petrologische und mineralchemische Bearbeitung der Hauptgesteinseinheiten, sowie die Rekonstruktion stuktureller und geochronologischer Rahmenbedingungen.
Neben einer
Druck- Temperatur Abschätzung der unterscheidbaren Metamorphoseereignisse
wird insbesondere die Erhaltung
hochdruckmetamorpher
Gesteine unter grünschieferfaziellen
Bedingungen und die Reaktion von Fluiden auf die
sich ändernden PT -Bedingungen
diskutiert.
1.3 Durchgeführte Arbeiten
Die durchgeführten
Arbeiten umfassen neben einer allgemeinen geologisch-petrologischen
Beschreibung des
Gesteinsinventars der beiden Arbeitsgebiete (Kap. II1) die detaillierte Untersuchung aller relevanten Mineralphasen
(Kap. IV). Dabei wurde entsprechend der Zielsetzung dieser Arbeit versucht, relative PT -Abschätzungen auf der
Basis der Zusammensetzung koexistierender Minerale zu erhalten. Mineralparagenesen im chemischen Gleichgewicht, die in Kapitel V als Geothermometer und Geobarometer verwendet werden, konkretisieren die PT -Abschätzungen. Daneben erfolgte die mikrothermometrische
Analyse von Fluideinschlüssen
an Mineralen aus
verschiedenen Deformationsstadien
(Kap. VI), sowie die Abschätzung der Deformationsbedingungen
während der
prograden Metamorphose aus der Größe dynamisch rekristallisierter Quarzkörner (Kap. VII). Aus der Kombination
bekannter geochronologischer
und paläomagnetischer Daten der südost-asiatischen
Region mit neuen Altersdatierungen von HP-Gesteinen
der beiden Arbeitsgebiete, wurde in Kapitel VIII der Versuch einer paläogeographischen Rekonstruktion unternommen. Im abschließenden und zusammenfassenden Kapitel IX wird auf ein
Modell verwiesen, das die Bildung und Erhaltung der HP-Gesteine erklären kann.
1.4 Allgemeiner geologischer Rahmen
Die indonesische Region ist gekennzeichnet durch komplexe Bewegungen großer und kleiner lithosphärischer
Platten. Neben aktiven tektonischen Elementen (Subduktion, Transformstörungen, "spreading"- Zonen etc.), die die
rezenten Plattengrenzen
bestimmen,
wurden einfache bis höchst komplexe fossile Plattengrenzensysteme
rekonstruiert.
Eine Zusammenfassung der geotektonischen Konzepte für die ostindonesische Region, die früher als die plattentektonische Theorie aufgestellt wurden (z.B. WEGENER 1922, BROUWER 1941, van BEMMELEN 1949,
K UENEN 1950), gibt KA TI LI (1989). Moderne plattentektonische Modelle stammen z.B. von KA TILI (1973,
1981), HAMILTON (1979), KATILI & HARTONO (1983), SILVER et al. (1985), CHARLTON (1986) und
AUDLEY-CHARLES
et al. (1988).
Die Insel Sulawesi (früher Celebes) liegt im Zentralteil des indonesischen Archipels (Abb. 1) und verbindet das
Inselbogensystem von Sangihe- Talaud und den Philippinen im Norden mit dem Banda-Bogen im Südosten und den
Nusatenggara Inseln im Süden. Die benachbarten Inseln sind Kalimantan (Borneo) im Westen, Banggai-Sula im
Osten, Buton im Südosten und Kabaena im Süden.
Seit Beginn dieses Jahrhunderts
hat die eigentümliche K-Form von Sulawesi zahlreiche Geowissenschaftler
beschäftigt. Im allgemeinen werden die vier Halbinseln als Arme bezeichnet ( Nord-, Ost-, Südost- und Süd-Arm).
Diese Inselarme werden durch tiefe Meeresbecken voneinander getrennt, z.B. Tomini Bucht (4000 m), Tolo Bucht
(3000 m), Bone Bucht (2000 m). Im Norden trennt ein Tiefseegraben (6200 m) die Insel von den Philippinen.
5
20°
China
t
t
10°
10°
20°
•
..
PA2IFISCHER
5••
OZEAN
~
fi,,"~
5 ••
Abb. I:
Geographische Übersichtskarte der südostasiatischen
Region.
Sulawesi liegt in einem tektonisch aktiven Gebiet drei aneinandergrenzender
Platten, der Australischen, der
Pazifisch-Philippinischen
und der Eurasischen. Die ansteigende Intensität der Kollision aus der nach Norden
gerichteten Bewegung von Irian Jaya gegen die Eurasische Platte und der nach Westen gerichteten Bewegung der
Pazifisch-Philippinischen
Platte führte zum Abbrechen der Hauptplattenränder
mit gleichzeitiger Entwicklung
kleinräumiger Inselbögen, Subduktions- und "spreading"-Zonen zwischen den Plattengrenzen (HAMIL TON 1979,
CHARL TON 1986). Diese plattentektonischen Elemente bestimmen den geologischen Aufbau von Sulawesi und der
angrenzenden Region (Abb. 2). Strukturmodelle für die Entwicklung von Sulawesi basieren auf der Unterscheidung
von vier Haupteinheiten,
die ihrerseits in verschiedene Krustensequenzen
gegliedert werden können. Die
charakteristischen
Gesteinsverbände
und die tektonischen Baustiele der Einheiten stellen verschiedene geotektonische Provenienzen dar: Inselbogen, Subduktionskomplex,
ozeanische Kruste und Kontinentalfragment
(Terran):
Inselbogen: Die beiden westlichen Arme und der westliche Zentralteil von Sulawesi (Abb. 2) bilden eine tertiäre
bis quartäre Vulkan kette über präkretazischen, metamorphen Gesteinen des Sula-Kontinentalrandes
(HAMIL TON
1979, SASAJIMA et aI. 198I). Die vulkanische Gesteinsassoziation des Inselbogentyps wird zum Teil von
klastischen, molasseartigen Sedimentgesteinen
überlagert (SUKAMTO 1975 und 1982, HAMILTON 1979).
Granitische Gesteine intrudierten vom späten Miozän bis zum Pleistozän.
Zwei kleine Erosionsfenster
im Südwesten des Süd-Armes zeigen ultramafische und hochdruck metamorphe
Gesteine (SUKAMTO 1982). Die K-Ar Mineraldatierung an Muskowiten eines Granat-Glimmerschiefers
liefert ein
Alter von 11I Ma (J .D. OBRADOUICH in HAMIL TON 1979). HELMERS et aI. (1990) beschreiben GranatPeridotite und assoziierte Gesteine der Granulit-Fazies,
die an der aktiven Palu-Koro Transformstörung
im
westlichen Zentralteil der Insel aufgeschlossen sind. Die links-laterale Bewegung der aktiven Palu-Koro Störung
(KA TILI 1978) und das Matano-Störungssystem wird als Folge der nach Nordwesten gerichteten Verschiebung des
Banggai-Sula Krustenfragmentes
und auch als Ursache für die Entwicklung des aktiven Nord-Sulawesi Tiefseegrabens der Celebes See angesehen (HAMIL TON 1979).
6
o
•
Abb.2:
GI
'"c
Krustenfr a gment
j
•...
c:l
l/l
l/l
c:l
-'c:l
"
::E:
: Buton
Krustenfragme
.Q
o
100
•
nt
•
200
300 km
Geologische
Übersichtskarte
der
Insel
Sulawesi (nach SUKAMTO 1975) und Lage
der Arbeitsgebiete.
West- und Nordarm:
neogener
Vulkanbogen;
gepunktet:
metamorpher Komplex; vertikale Linien :
vorwiegend Peridotite;
horizontale Linien:
überlagernde
neogene
Sedimentgesteine;
schräge Linien: mesozoische,
vorwiegend
jurassische
Sedimentgesteine
und untergeordnet
Peridotite,
die von neogenen
Sedimentgesteinen
überlagert
werden;
gestrichelte Kurven im Osten von Sulawesi:
Grenzen
von
Krustenfragmenten
mit
neogenem Kollisionskomplex an ihrer Westfront. I. Arbeitsgebiet,
H. Arbeitsgebiet;
Ortschaften: I = Poso, 2 = Mapane, 3
Tambarana, 4 = Tentena, 5 = Taripa, 6 =
Uwekuli; 7 = Poso See.
Subduktionskomplex:
Geologische Untersuchungen
an metamorphen Gesteinen von Sulawesi wurden von
BROUWER (1934, 1947) und W.P. de ROEVER (1947) im Zentralteil, von BOTHE & HETZEL (1932), W.P. de
ROEVER (1947, 1950, 1956) und HELMERS et al. (1989) im Westen des Südost-Armes und von W.P. de ROEVER
(1953) auf der Insel Kabaena durchgeführt. Aus diesen Untersuchungen geht hervor, daß blauschieferfazielle
Gesteine Glaukophan, Crossit, Lawsonit, Jadeit und Ägerin enthalten und Gesteine mit niedrigerem metamorphen
Grad Prehnit und Pumpellyit führen.
W.P. de ROEVER (1947) folgert aus Mineralvergesellschaftungen,
daß die Glaukophanschiefer
von Zentral- und
Südost-Sulawesi einer unterschiedlichen
"Subfazies" zuzuordnen sind. Die einzige moderne Bearbeitung von
Subduktions-Metamorphiten
der Insel stammt von HELMERS et al. (1989). Sie erstellten einen PT-Pfad für die
Blauschieferentwicklung
der Gesteinseinheiten zwischen Kolaka und Tomboli (Mengkoka Berge, Südost-Arm) mit
maximalen Metamorphosebedingungen
von 10,5 kbar und 400 .C.
HAMIL TON (1979) nimmt für die Biauschiefermetamorphose
ein ober-kretazisches oder paläogenes Alter an, da
die metamorphen Gesteine von stark deformierten, mesozoischen Sedimentgesteinen umgeben sind und von mitteImiozänen und jüngeren Sedimentgesteinen
überlagert werden, die aufgearbeitete Fossilien aus dem Oligozän
7
vom südwestlichen
Inselbogen (SASAJIMA et al. 1980) belegen eine magmatische Aktivität
paläogenen Alters (63
:1:2,2 Ma).
Ozeanische Kruste: Ultramafischeund mafische Gesteine in Verbindung mit geringmächtigen pelagischen
Sedimentgesteinen
(W.P. de ROEVER 1947, KÜNDIG
1956, SUKAMTO
1975, SIMANDJUNTAK
1986,
HUFENBACH in Vorb.) bilden im Ostteil der Insel ein großes Ophiolithvorkommen (Abb. 2). Diese Ophiolithgesteine wurden während der Kollision des Banggai-Sula Krustenfragments
mit dem Subduktionskomplex
(ab
mittlere Miozän) herausgehoben
und auf den vorderen Bereich des Subduktionskomplexes
überschoben
SIMANDJUNTAK (1986).
Kontinenta1fragment
(Terran):
Im Südosten des Ost-Armes sind verschuppte,
jurassische bis miozäne
Schelfrand-Sedimentgesteine
des Banggai-Sula Krustenfragmentes
aufgeschlossen
(HAMIL TON 1979). Die
Kollisionszone wird nach SIMANDJUNTAK (1986) durch das Auftreten der Kolokolo-Melange charakterisiert.
Die geotektonische Situation von Sulawesi wird heute fast einhellig (u.a. HAMIL TON 1979, SILVER et al. 1983a
und b, KATILI & HARTONO 1983, CHARLTON 1986, SMITH & SILVER 1991) auf die der kretazisch bis
miozänen Subduktionsprozesse folgenden und möglicherweise rezent anhaltenden Kollision mit der kontinentalen
Banggai-Sula Plattform zurückgeführt, die entlang des Sorong- Transform-Störungssystems
von Neu Guinea herangeführt wurde.
Das Interesse der vorliegenden Untersuchungen
konzentriert sich auf zwei Arbeitsgebiete im Zentralteil von
Sulawesi (Abb. 2). Das erste Arbeitsgebiet liegt östlich des Poso-Sees zwischen den Ortschaften Tentena und
Taripa, das zweite erstreckt sich an der Westseite der Poso-Bucht (Ausläufer der Tineba Bergkette) zwischen den
Ortschaften Mapane und Tambarana.
Die in Abb. 2 schematisch dargestellte Verteilung der Gesteinseinheiten wurde aus der von SUKAMTO (1975)
veröffentlichten
geologischen Karte im Maßstab 1:1.000.000 des "Geological Survey of Indonesia" und
unveröffentlichten
Detailkarten im Maßstab 1:250.000 der Regionen Poso, Batui, Luwuk und Banggai vom
"Indonesian Geological Research and Development Centre (GRDC) 1982-1987" entnommen.
11 METHODIK
In Abbildung 3 sind alle in dieser Arbeit angewendeten
pretationsmöglichkeiten zusammengefaßt.
11.1 Dünnschliff
Untersuchungsmethoden
und die zu erwartenden
Inter-
- Mikroskopie
Für
die
petrographische
Beschreibung
wurden
38 Dünnschliffe
untersucht.
Mineralbestand
und
Gefügeeigenschaften
der metamorphen Gesteine wurden erfaßt. Die Fundpunkte der einzelnen Proben sind der
Abb. 4 zu entnehmen.
11.2 Röntgendiffraktometrie
Neben der optischen Bestimmung des Mineralbestandes wurden röntgendiffraktometrische
Untersuchungen an
Pulverpräparaten durchgeführt. Die Übersichtsaufnahmen
wurden an einem PHILIPS-Röntgendiffraktometer
(Typ
PW 1800) mit Cu Ka - Stahlung bei 40 kV Spannung und 30 mA Stromstärke im 28 - Intervall von 4 bis 64° und
einer Winkelgeschwindigkeit von 1°Imin erstellt (Filter: Ni, Papiergeschwindigkeit: 600 mm/h, Divergenzschlitz: 1°,
Auffangschlitz: 1°). Die Auswertung der Diagramme erfolgte mit dem Anwenderprogramm PHILIPS APD 1700.
Bei vier Proben wurde
der Ordnungsgrad
im Graphitgitter
röntgendiffraktometrisch
ermittelt.
Die
8
Probenaufbereitung erfolgte hierfür nach dem von STRACKENBROCK-GEHRKE
(1989) ausführlich dargestellten
Verfahren. Die Detailaufnahmen wurden im Bereich 29=20-30° mehrfach mit einer Winkelgeschwindigkeit von
I°Imin bei einem Papiervorschub
von 600 mmlh gefahren.
Zur Bestimmung des d(060)-Röntgenpeaks
von Phengiten wurden 12 Gesteinsproben untersucht. Die Messungen
erfolgten an einem PHILIPS-Röntgendiffraktometer
(Typ PW 1710) mit Cu Ka - Strahlung bei 40 kV Spannung
und 30 mA Stromstärke im 29-Intervall 4 bis 64° (Divergenzschlitz *0). Die Bestimmung des d(060rRefiexes
erfolgte sowohl an Korngrößenfraktionen
kleiner 2~m, als auch an Phengiten polierter Gesteinsproben.
PROBE
PTtMETAMORPHOSEPFAD
Abb. 3: Flußdiagramm
der in dieser Arbeit
angewendeten
Untersuchungsmethoden
und
die zu erwartenden
In terpreta tionsmöglichkei ten.
11.3 REM-EDX Mineralanalytik
Für die Mikrobereichsanalysen
stand ein Rasterelektonenmikroskop
(REM) mit integriertem Energie-dispersiven
Röntgenstrahlen-Detektor
(EDX) der Fa. CAMBRIDGE (Typ: Stereoscan 250 MK 3) zur Verfügung. Die
Messungen wurden mit einer Anregungsspannung von 15 kV und einem Probenstrom von 2 nA durchgeführt.
Weitere Parameter waren: effektive Meßzeit 100 Sekunden, Arbeitsabstand 25 mm, Zählrate vom Kobalt-Standard
ca. 3000 Impulse I Sekunde.
Zur Berechnung der Oxid-Gewichtsprozentanteile
und der Molzahlen von Silikaten diente das "online" Programm
MACRO ZAF der Fa. CAMBRIDGE. Die Qualität der Analysen wurde stets nach ca. 10 Messungen mit
Mineralstandard-Proben
überprüft.
mittels
Die Kationenformeln
wurden bei verschiedenen
Mineralen zur Abschätzung
von Fe3+ -Gehalten
Tabellenkalkulationsprogrammen
an PC's neu berechnet. Repräsentative Ergebnisse der Mikrobereichsanalysen
nebst berechneten Kationenformeln sind im Anhang (Tab. A5-AI7) zusammengestellt.
9
Die Fehlerbereiche für analytische Daten von Energie-dispersiven
(EDX) und Wellenlängen-dispersiven
(WDX)
Spekrometern wurden z.B. von DUNHAM & WILKINSON (1978) verglichen. Die statistischen Analysen zeigen,
daß die Genauigkeit von EDX - Analysen mit WDX - Analysen vergleichbar ist (Tab. AI), vorrausgesetzt, daß
mehr als ca. I Gew.% von jedem verglichenen Element vorhanden ist. Die Nachweisgrenze der einzelnen Elemente
ist abhängig von der Ordnungszahl, der Probenbeschaffenheit
und der Zählzeit. Bei einer effektiven Zählzeit von
100 Sekunden liegt die Nachweisgrenze zwischen 0,05 und 0,26 Gew.%.
11.4 Mikrothermometrie
Von 15 Proben wurden ca. 50 bis 100 ~m dicke, beidseitig polierte Schliffe hergestellt. Für die mikrothermometrischen Untersuchungen fluider Einschlüsse standen Heiz-Kühltische der Fa. CHAIXMECA (Nancy), ein
ZEISS-UNIVERSAL und ein OLYMPUS (BH-2) Forschungsmikroskop (maximale Vergrößerung 1250-fach) zur
Verfügung.
Bei den Heiz-Kühltischen
erfolgt die Aufheizung durch einen regelbaren elektrischen Widerstand, die Kühlung
mittels flüssigem Stickstoff, wodurch sich ein Meßbereich zwischen -180°C und +600 °c ergibt (näheres zum
apparativen Aufbau und Funktionsprinzip siehe POTY et aJ. 1976 und ROEDDER 1984). Die Kalibrierung wurde
mittels Reinstsubstanzen
bekannter
Schmelztemperaturen
vorgenommen.
Die Genauigkeit
der digitalen
Temperaturanzeige beträgt 0, 1°C. Die gemessenen Temperaturen wurden mit einer gerätespezifischen Eichkurve
korrigiert. Mit Mehrfachmessungen an verschiedenen Eichstandards und natürlichen Einschlüssen wurde die Reproduzierbarkeit geprüft. Nach der Klassifizierung des Einschlußinventars
wurden die Dickschliff - Bruchstücke
zunächst kryometrisch bearbeitet. Die Temperaturen der Phasenübergänge wurden grundsätzlich beim Erwärmen
bestimmt.
11.5 Bildauswertung
Die Korngrößenbestimmungen
für das Quarz-Paläopiezometer
wurden mit einem Grauwert- Video - Bildverarbeitungssystem der Fa. GESOTEC Soft- und Hardware GmbH (Typ: VIPER 2) durchgeführt. Dazu wurden
REM-Fotoaufnahmen
über eine Videokammera in ein 8 Bit (256 Helligkeitsstufen) - Computerbild verarbeitet. Die
Markierungen erfolgten über ein Graphiktablett. Das integrierte Funktionspaket "Geometrische Messungen" umfaßt
Funktionen für Flächen-, Umfang- und Längen- Messungen.
11.6 Massenspekrometrie (K-Ar)
Die K-Ar - Datierungen erfolgten mit einem Edelgas-Massenspektrometer
der Fa. VACUUM GENERATORS
(Typ VG 1200 C) im IGDL der Universität Göttingen. Das Verfahren der Probenaufbereitung
ist ausführlich bei
WELZEL (1991) dargestellt. Die Meßbedingungen und -ergebnisse sind der Tab. A2 zu entnehmen.
III PETROGRAPHIE
lII.l
Faziesdefinitionen und Klassifizierung von Eklogiten
Am Anfang dieses Kapitels ist es notwendig hervorzuheben, welche Mineralparagenesen die metamorphe Fazies
definieren. Mehrdeutigkeiten in der Terminologie sind vor allem darauf zurückzuführen,
daß die PT - Grenzen
verschiedener Paragenesen von der Zusammensetzung
der beteiligten Phasen abhängig sind, während die
"metamorphe Fazies" einen PT-Bereich definiert, der von der Gesteinszusammensetzung
unabhängig ist. Eine
allgemein gültige Eklogit- und Eklogit-Fazies - Definition von der "High Pressure Rocks Study Group" der lUGS
10
("International Union of Geoloical Societies") Subkomission für die Systematik metamorpher Gesteine liegt bisher
nicht vor. Die in dieser Arbeit verwendeten Fazies-Definitionen
richten sich nach einern Vorschlag von EVANS
(1990):
-
Eklogit - Fazies
Epidot-Blauschiefer
- Fazies
Lawsonit-Blauschiefer
- Fazies
Albit-Epidot-Amphibolit
- Fazies
- Amphibolit - Fazies
- Grünschiefer - Fazies
- Pumpellyit-Aktinolith
- Fazies
Omphazit + Granat + Quarz + HZO
Na-Amphibol + Epidot + Quarz + HZO
Na-Amphibol + Lawsonit
Albit + Aktinolith / Hornblende + Epidot (abwesend:
Na- Amphibol, An-Plagioklas, Grünschiefer- Paragenese)
Plagioklas + Aktinolith / Hornblende + HZO
Albit + Chlorit + Aktinolith + Epidot + Quarz + HZO
Pumpellyit + Aktinolth + Chlorit + Albit + Quarz + HZO
EV ANS (1990) demonstriert eindrucksvoll, daß die Koexistenz von Epidot-Blauschiefern
und Eklogiten durchaus
mit denselben P-P(HZO)- T Bedingungen erklärt werden kann, wenn Unterschiede in der Zusammensetzung der
aufbauenden Minerale (z.B. Fe/Mg und Fe/Al) bestehen. Die Ausdehnung des Epidot- Blauschieferfeldes hat
danach direkten Einfluß auf die Stabilitätslage des Albit-Epidot-(Aktinolith/Barroisit)-Amphibolit
Feldes, welches
das Epidot-Blauschiefervorn Grünschiefer - Feld trennt. Das Auftreten von Granat teilt das Epidot-Blauschiefer
_ Feld in eine niedrig temperierte, Granat-freie Zone und eine höher temperierte, Granat-führende
Zone. Die aus
thermodynamischen
Daten modellierten Phasendiagramme von EV ANS (1990) begrenzen die Eklogit-Paragenese
(Granat
+ Omphazit
(Jd Di )
+ Quarz)
in typisch metamafischen
Gesteinszusammensetzungen
auf
50 50
Umschließungsdrucke größer lZ-14 kbar.
Die Diskussion über die Bedeutung akzessorischer, wasserhaitiger Silikate wie Glaukophan, Phengit, Paragonit,
Phlogopit, Talk, Zoisit und Klinozoisit für die Eklogit- Definition ist noch nicht abgeschlossen (vgl. SMITH et al.
198Z, MOTTANA et al. 1990). Als untergeordnete
Phasen « 30 Vol.%) werden sie jedoch akzeptiert, wenn
texturelle und chemische Gesichtspunkte
ein Gleichgewicht mit primären Klinopyroxenen
und Granaten in
Eklogiten anzeigen.
Eine Ausweitung der Eklogit-Fazies - Definition auf metapelitische Gesteinszusammensetzungen
wird anerkannt,
wenn nachgewiesen ist, daß deutlich differierende Mineralvergesellschaftungen
wie Phengit + Granat :t Omphazit :t
Zoisit + Quarz in Metapeliten unter gleichen Stabilitäts bedingungen gebildet wurden, wie assoziierte basaltische
Lithologien (z.B. KOONS & THOMPSON 1985).
Die von CARSWELL (1990) vorgeschlagene und für diese Arbeit verwendete, temperaturabhängige
Klassifikation
von Eklogiten läßt sich mit der Eklogit-Gliederung
nach verschiedenen
geologischen Environments
von
COLEMAN et al. (1965) korrelieren (Typ A-C). Equilibrierungstemperaturen
für die drei vorgeschlagenen EklogitGruppen (LT - low temperature, MT-medium
temperature, HT - high temperature) können jeweils aus experimentell kalibrierten FeZ+ _MgZ+ - Austauschreaktionen zwischen koexistierenden Granaten und Klinopyroxenen
ermittelt werden (siehe Kapitel V.l.l.Z).
_ LT -Eklogite, größtenteils assoziert mit Blauschiefern, sind bei Temperaturen kleiner 550°C stabil und entwickeln sich in B- Typ (Benioff) Subduktionszonen.
Die maximale Stabilität der LT -Eklogit Vergesellschaftungen stimmt mit der von natürlich vorkommendem Glaukophan überein (MARESCH 1977). Lediglich
Mg-Glaukophane können im Bereich von 550 bis 650°C stabil sein (z.B. Hohe Tauern-Fenster,
HOLLAND
1988).
_ MT -Eklogite kommen im Temperaturbereich
von 550 bis 900°C vor. Sie sind assoziiert mit tektonisch
verdickter, kontinentaler Kruste der A- Typ (Ampferer) Subduktionszonen und Xenolith- Vergesellschaftungen
(hier aber meist Granat-Peridotite).
_ HT -Eklogite
Temperaturen
sind im Bereich
des oberen
größer 900°C stabil.
Mantels
unter anorogenen
Bedingungen
(ohne Subduktion)
bei
11
III.2
Herkunft der Proben und Beschreibung der Hauptgesteinseinheiten
Durch petrologische und mineralchemische (vgl. Kap. IV) Analysen konnten charakteristische Gesteinstypen mit
fazieskritischen Mineralparagenesen
unterschieden werden. Die vorliegenden Untersuchungen konzentrieren sich
zum einen auf metamorphe, klastische Sedimentgesteine mit Einschaltungen von Silikat-Marmoren
im Bereich
zwischen Tentena - Taripa und dem Poso - See (Arbeitsgebiet I) und zum anderen auf metamorphe, klastische
Sedimentgesteine assoziiert mit metamafischen Gesteinen aus Flußläufen mit genau definierten Einzugsgebieten in
der Küstenregion zwischen Mapane und Tambarana an der Westseite der Poso- Bucht (Arbeitsgebiet 11, s. Abb. 2).
Aus insgesamt 61 Gesteinsproben wurden 32 repräsentative Proben für detaillierte mineralchemische Untersuchungen ausgewählt. Die genauen Fundpunkte dieser Proben sind in Abb. 4 dargestellt .
........................
- ..
::::N~::::~~:::~~: :~-:::::::
-- .. _- -------------------------- ..... .._-----_-----
_-------_ ..
..-.."--•.•.•.•..•.-...•.
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----_
- .. _-------_
----- .. _-.•. _-
-..-..-..-..-..-..-..-..
-------.....
,,
,," \,
SU.129
:
,
SU.149
\
150
\
Taripd\
Abb. 4: Lage der Probenfundpunkte.
Quartäre Sedimentgesteine.
S
=
Metapelite, SM
Es konnten folgende petrologische Differenzierungen
1. Metasedimente:
=
_-------------------
I
SM
c.....
,
20 km
••....~ .•.
Silikat-Marmore,
und Untergliederungen
T
=
~~t~~tt~
\~~t~~t~~
Tertiäre Sedimentgesteine,
Q
=
vorgenommen werden:
Arbeitsgebiet I
- Glimmerschiefer (Proben SU-124, -135, -158) und Metaquarzite (Probe SU-125)
der Grünschiefer- bis Lawsonit-Blauschiefer - Fazies
- Silikat-Marmore (Proben SU-141, -144, -145, -146, -147, -148, -149, -150) der
Lawsonit-Blauschiefer - Fazies
Arbeitsgebiet 11
- Glimmerschiefer (Proben SU-I64, -180, -191, -233), Metaquarzite (Proben SU157, -163) und Silikat-Marmore (Probe SU-161) der Grünschiefer- bis EpidotBlauschiefer - Fazies
- Granat-Glimmerschiefer
(Proben SU-165, -167, -168, -168, -170, -171, -173,
-186) der Epidot- Blauschiefer - Fazies
12
Arbeitsgebiet 11
- Blauschiefer (SU-I66, -176) der Epidot-Blauschiefer
- Fazies (mit und ohne
Granat)
- Eklogitische Gesteine (SU-I77, -179) der Eklogit - Fazies (LT-Eklogite)
2. Metamafite:
Zusätzlich wurde eine Riebeckitschiefer - Probe (SU-234) aus dem Überschiebungsbereich
Osten von Zentral-Sulawesi (nahe Uwekuli, s. Abb. 4) untersucht.
der Ophiolith-Zone
im
111.2.1 Metasedimente
111.2.1.1 Metapelite
Metapelite haben den höchsten Anteil an der Gesamtheit der HP / MP - Gesteine in Zentral-Sulawesi.
In
Abhängigkeit
vom Metamorphosegrad
zeigen Metapelite eine besondere
Vielfalt an Mineralneuund
-umbildungen.
In den Arbeitsgebieten
I und II haben pelitische, pelitisch-mergelige
und untergeordnet psammitische Metasedimente einer monotonen Schieferserie die größte Verbreitung. Die ausgeprägte Foliation dieser Gesteine wird
durch eine Wechsellagerung von Quarz-Albit-(:t
Kalzit) - reichen, langgestreckten und oft linsenförmigen
Aggregaten mit Phyllosilikaten hervorgerufen, die sich in zusammenhängenden Ebenen zwischen den Aggregaten
hindurchziehen. Während sich die Dicke der Glimmerlagen im Bereich von Millimetern oder wenig darüber
bewegt, können die Quarz-Albit - Lagen und Linsen eine Mächtigkeit bis zu wenigen Zentimetern erreichen und
die Schieferungsflächen unterbrechen.
Übergänge zu dünnbankig-plattigen
Quarz-Glimmerschiefern
und Metaquarziten
treten in Bereichen mit
zunehmenden Quarz- und abnehmenden Glimmeranteilen auf. Mikrofältelung, z.T. lagenparallel, und BoudinageErscheinungen sind in den Glimmerschiefern weit verbreitet.
Graphit, fein verteilt oder in dünnen Lagen (mm-Bereich) angereichert, ist ein häufiges Nebengemengteil der
Glimmerschiefer
im Arbeitssgebiet
I, konnte aber in den Glimmerschiefern
des Arbeitsgebietes
II nicht
nachgewiesen werden. In Abhängigkeit der grünschieferfaziellen
Beeinflussung können in den Glimmerschiefern
des Arbeitsgebietes 11 makroskopisch frische Granatidioblasten bis rundliche Chlorit-Pseudomorphosen
nach Granat
beobachtet werden. Weit verbreitet sind Quarzlinsen, -knauern und -adern, die parallel oder quer zu den
Foliationsflächen eingelagert sind (ern-Bereich). Mitunter sind auch Karbonate an den Ausscheidungen beteiligt.
Die durchgreifende Verwitterung der metapelitischen Gesteine - es wurden Verwitterungs horizonte von 15 mund
mehr beobachtet - macht es schwierig, Probenmaterial für petrologisch-mineralchemische
Untersuchungen zu
entnehmen.
Folgende Mineralbestände
sind für die Blauschiefer-Metamorphose
kennzeichnend:
Arbeitsgebiet I
Phengit - Paragonit - Quarz - Glaukophan
- Lawsonit
Arbeitsgebiet
Phengit
Phengit
Phengit
Phengit
-
II
- Paragonit
- Paragonit
- Paragonit
- Paragonit
-
Quarz
Quarz
Quarz
Quarz
-
Glaukophan
Glaukophan
Glaukophan
Glaukophan
Epidot
Epidot
Epidot
Epidot
I
I - Granat - Chloritoid - Karpholit
I - Granat
I - Omphacit (Jd57_62Di38_43)
(:t Chlorit, :t Rutil, :t Ilmenit, :t Aragonit, :t Orthit, :t Biotit, :t Kalifeldspat,
:t Apatit)
Glaukophan ist in den geschonten Bereichen stabil erhalten geblieben, während in grünschieferfaziell beeinflußten
Bereichen der Glaukophan nach und nach von feinkörnigen Chlorit-Albitoder Chlorit- Ca-Amphibol-Albit
-
13
Gemengen ersetzt wird.
Als häufig vorhandene Paragenesen der Grünschiefer-Metamorphose
sind zu nennen:
Arbeitsgebiet I
Phengit - Chlorit - Quarz
Phengit - Chlorit - Quarz - Albit
Phengit - Chlorit - Quarz - Albit - Paragonit
Arbeitsgebiet 11
Phengit - Chlorit - Quarz - Albit - Paragonit - Epidot 11
Phengit - Chlorit - Quarz - Albit - Aktinolith - Epidot 11
)
(:t
Kalzit,
Die Mineralbestände
:t
Titanit,
Apatit,
:t
der untersuchten
:t
Magnetit,
metapelitischen
:t
Graphit)
Proben sind in Tab. A3 ausführlich
dargestellt.
111.2.1.2 Silikat - Marmore
Silikat-Marmo-re treten im Arbeitsgebiet I wegen ihrer relativen Verwitterungs resistenz gegenüber den umgebenden
Metapeliten deutlich hervor. Marmore sind im Sprachgebrauch der Petrographie metamorphe Gesteine mit mehr als
50 VoI.% Kalzit und / oder Dolomit.
Die Silikat-Marmore sind dünnplattige bis massige Gesteine mit einer ebenflächigen Lagentextur (mm-Bereich),
die durch einen Wechsel von polygonal-granoblastischen
Kalzit / Dolomit Gefügen mit Quarz - reichen Lagen
hervorgerufen wird. Eine mehr oder weniger deutliche Schieferung kommt durch die Beteiligung von eingeregelten
Hellglimmern zustande. Gefältelte Lagentexturen wurden nicht beobachtet.
Bereichsweise ist das Gestein durch pigmentierende Minerale leicht angefärbt: Chlorit (grünlich), Fe-Oxid (rötlichbraun) und Graphit (grau in verschiedenen Abstufungen). Die Übergänge zwischen Silikat-Marmoren und Metapeliten können sowohl scharf begrenzt sein, als auch kontinuierlich erfolgen (glimmerreiche Silikat-Marmore,
mergelige Metapelite).
Karbonatadern sind selten und treten nur diskordant zum Lagenbau auf.
V.d.M. erkennt
man, daß die Silikat-Marmore nicht oder kaum grünschieferfaziell
beeinflußt
Glaukophane sind in den Lagenbau eingeregelt und bevorzugt in silikatreichen Lagen zu finden.
Für die Silikat-Marmore
Kalzit
Kalzit
Kalzit
Kalzit
Kalzit
(:t
/
/
/
/
/
sind folgende Mineralbestände
Dolomit
Dolomit
Dolomit
Dolomit
Dolomit
Titanit,
:t
/
-
Apatit,
Siderit
Quarz
Quarz
Quarz
Quarz
:t
sind. Idiomorphe
charakteristisch:
- Quarz - Phengit - Albit - Chlorit
- Phengit - Albit - Chlorit - Paragonit - Lawsonit
- Phengit - Albit - Chlorit - Glaukophan
- Phengit - Albit - Chlorit - Glaukophan - Lawsonit
- Phengit - Paragonit - Lawsonit - Jadeit (Jd98_99Dil_2)
Graphit)
Eine Vermischung von terrigen-klastischenund biogenen Sedimentkomponenten
wird durch kontinuierliche
Übergänge von pelitischen Stoffbeständen zu reinen Karbonaten belegt. Für die Bildung von Glaukophan und
Lawsonit in den Silikat-Marmoren sind tuffogene Einschaltungen mögliche Edukte.
Die Mineralbestände
der untersuchten
Silikat-Marmore
sind in Tab. A3 ausführlich dargestellt.
14
111.2.2 Metamafite
111.2.2.1 Blauschiefer
Die untersuchten Blauschiefer sind fein- bis mittelkörnig und je nach grünschieferfazieller
Beeinflussung dunkelblau bis dunkel-grünblau.
Oft lassen sich schon im Handstück die Mineralvergesellschaftungen
Epidot - NaAmphibol bzw. Epidot - Granat identifizieren. U.d.M. erkennt man, daß die Na-Amphibole zum Teil von Chlorit
und Albit verdrängt werden. Hellglimmer (Phengit und / oder Paragonit) treten in variablen Anteilen auf, während
Omphacit und primärer Albit nicht beobachtet wurden. Na-Amphibol- und Na-Amphibol-Hellglimmer
- Lagen
zeigen bereichsweise eine Mikrofältelung. Die stabile Ti-Phase ist Titanit. Rutil bildet häufig Einschlüsse in
rotierten Granat-Idioblasten
und leistenförmigen Epidot-Poikiloblasten der Granat-Blauschiefer
- Probe.
Für die Blauschiefer ist folgender Mineralbestand
Na-Amphibol
Glaukophan
(Crossit / Glaukophan)
charakteristisch:
- Epidot - Phengit - Paragonit - Quarz
- Epidot - Granat - Phengit - Quarz
(:l: Titanit, :l: Apatit, :l: Chlorit, :l: Rutil, :l: Magnetit)
Grünschieferfazielle
Abbauprodukte sind: Chlorit, Albit, Kalzit
Die Mineralbestände
der untersuchten
Blauschiefer - Proben sind in Tab. A3 ausführlich dargestellt.
111.2.2.2 Eklogitische Gesteine
Eklogite entstehen unter hohem Druck und in verschiedenen Temperaturbereichen
(vgl. Kap. m.l) aus mafischem
Ausgangsmaterial (z.B. Gabbros, Diabase, Basalte). Alle Hauptminerale des Ausgangsgesteins werden mit Beginn
der Metamorphose, sofern sie noch unverwittert erhalten sind, mehr oder weniger vollständig in neue Minerale
umgewandelt.
Minerale der Hochdruckmetamorphose
bleiben nur bestehen, wenn für Mineralumund
-neubildungen während der grünschieferfaziellen
Gleichgewichtseinstellung
die Verfügbarkeit von Wasser nicht
ausreichend ist.
Hinweise auf reliktische Altbestände oder primär-texturelle Merkmale treten in den fein- bis mittelkörnigen, zum
Teil massig erscheinenden, intensiv polymetamorph überprägten LT -Eklogiten nicht auf. OH- und H20-haltige
HP-Minerale (Glaukophan, HP-Epidot, Phengit, Paragonit) zeigen an, daß während der Hochdruckmetamorphose
eine fluide Phase zugegen war und trockene Metamorphosebedingungen
auszuschließen sind. Omphacit wird von
den Korngrenzen aus sukzessiv fortschreitend durch Albit und Phengit retrograd verdrängt. Chlorit, Albit und
blaugrüne, Ca-reiche Amphibole werden auf Kosten des Glaukophans gebildet. Die grünschieferfazielle
AlbitBlastese zerstört bereichsweise ererbte Gefügeregelungen.
Folgende Paragenesen sind für die LT -Eklogite kennzeichnend:
Omphacit (Jd46_55Di54_45)
- Granat - Epidot I - Glaukophan
- Phengit - Paragonit
(:l: Rutil, :l:Ilmenit, :l:Chlorit, :l:Magnetit, :l: Kalzit,:l: Apatit,:l: Titanit)
Grünschieferfazielle Abbauprodukte sind: Chlorit, Albit, Epidot 11, Aktinolith
Albit-Epidot-Amphibolit-fazielle
Abbauprodukte
sind: Albit, Magnesio- und aktinolithische
Epidot 11
Die Mineralbestände
der untersuchten
LT -Eklogit - Proben sind in Tab. A3 ausführlich dargestellt.
Hornblende,
15
111.3 Gefügeuntersuchungen
In diesem Kapitel werden die wichtigsten Strukturen unterscheidbarer Deformationsereignisse dargestellt, soweit sie
aus den schwierigen Aufschlußverhältnissen
der beiden Arbeitsgebiete abgeleitet werden können. Im Arbeitsgebiet
11 konnten keine Gesteinsproben mit gesicherten Verbandsverhältnissen
entnommen werden. Im Gegensatz zum
Arbeitsgebiet I läßt sich die Interaktion von Deformation und Metamorphose an diesen Gesteinen nur bedingt
nachzeichnen. Strukturverhältnisse
zwischen Metapeliten und Metamafiten können daher in dieser Arbeit nicht
dargestellt werden.
Relative Bewegungspfade von Krustenteilen können sichtbar gemacht werden, indem man die Überprägung älterer
Deformationsstrukturen
durch jüngere nachzeichnet. Dies wird dann schwierig, wenn Aussagen über frühe,
polyphase Ereignisse gemacht werden sollen. In der folgenden Disskussion steht Dun (n=O,1,2 .. in chronologischer
Reihenfolge) für differenzierbare Deformationsphasen und Sx+n für metamorphe Foliationen.
Das charakteristische
strukturelle
Merkmal der untersuchten
Metasedimentgesteine
ist eine unterschiedlich
ausgeprägte, parallel angelegte Foliation (Sx)' In den metapelitischen Gesteinen wird diese Foliation durch mehr
oder weniger zusammenhängende Hellglimmer- und Chlorit-Züge nachgezeichnet. Nicht ganz so deutlich ist diese
Foliation in Silikat-Marmoren
ausgeprägt. Hier wird die feine Lamination durch einen Wechsel von granoblastischen Kalzit / Dolomit Lagen mit Quarz-reichen Lagen hervorgerufen. Parallel zur Foliation eingeregelte
Hellglimmer bilden selten zusammenhängende Strukturen.
HELMERS et al. (1989) beschreiben Glimmerschiefer von Südost-Sulawesi mit einer bereichsweise auftretenden,
reliktischen Sx-l Schieferung, die eine So Schichtfläche schneidet. Ähnliche Beobachtungen konnten in den metasedimentären Gesteinen von Zentral-Sulawesi nicht gemacht werden. Damit bleibt die Frage offen, ob Sx parallel
einer primären Schichtung (SO) angelegt wurde, oder ob ein jüngeres Ereignis (z.B. Albit-Blastese, Kalzit und
Dolomit Rekristallisation) die ererbten Gefügeelemente aufgelöst haben.
Im Zuge der HP-Metamorphose
bewirkte eine zweite Deformationsphase (Dx+l) häufig eine Mikrofältelung in
metamafischen und metapelitischen Gesteinen. Während der offene bis isoklinale Faltenbau (im mm- bis cmBereich) in metamafischen Gesteinen durch Na-Amphibollagen
nachgezeichnet wird, bilden in metapelitischen
Gesteinen polygonale Glimmerbögen den Faltenbau ab. Es entwickelte sich in diesen Bereichen eine schwach
ausgeprägte zweite Foliation (Sx+l) mit einer gut sichtbaren Lineation. In den Silikat-Marmoren
wurden keine
Anzeichen einer Mikrofältelung gefunden.
Eine Anzahl von Strukturen deutet auf eine nicht koaxiale Verformung während der plastischen Deformation hin:
prä- bis syntektonisch gewachsene Minerale, wie zum Beispiel Si-rotationale (Schneeball-) Granat- (Taf. 1, Fig. 2)
und Albit -Blasten mit kaum beanspruchten Quarz-Druckschattenhöfen,
asymmetrische Druckschattenbildungen
um rigide Erzminerale, Scherverzwilligung
von Kalzit / Dolomit in Silikat-Marmoren
und Scherbänder in
metapelitischen Gesteinen.
Quarzaggregate mit Pflastergefügen (Großwinkelkorngrenzen)
treten unter anderem in quarzreichen Lagen der
Silikat-Marmore, in rotierten Granat-Idioblasten
und Umbiegungen von Falten der Metapelite auf. Diese Quarze
zeigen undulöse Auslöschung und zum Teil eine Spröddeformation (Dx+2)' die auf eine späte, grünschieferfazielle
Beanspruchung zurückzuführen
ist. Deutliche Anzeichen einer Spröddeformation
zeigen auch Granat, Epidot,
Glaukophan und Hellglimmer. Zu dieser Deformationsphase gehören Glimmer-Scherbahnen
(Sx+2)' die die Sx+lFoliation schneiden und Quarz- bzw. Kalzitadern, die quer zum Lagenbau verlaufen.
Die HP-Gesteine aus den beiden Arbeitsgebieten zeigen mindestens drei Deformationen, von denen die erste (D )
x
mit der Versenkung und Verdickung ("underplating"), die zweite (Dx+l) mit der Heraushebung im duktildeformativen Stadium und die dritte (Dx+2) mit der Heraushebung im spröd-deformativen
Stadium (u.a verbunden
mit dem Kollisionsereignis) assoziiert ist.
16
IV MINERALCHEMIE
AN AUSGEWÄHLTEN HP / MP -METAMORPHITEN
In diesem Kapitel erfolgt eine detaillierte Diskussion der Ausbildung und Zusammensetzung aller relevanten
Mineralphasen. Bei der Darstellung der Mineralchemie wird besonders auf die Wechsel in der Zusammenstzung von
Hochdruckmineralen bis zu Mineralen der grünschieferfaziellen Metamorphose eingegangen (Substitutions-Trends),
um eine relative Abschätzung der PT -Bedingungen zu diskutieren. Da die Einzeldarstellung der Minerale kein
übersichtliches Bild über den Ablauf der Metamorphosebedingungen
ergibt, schließt sich im nachfolgenden Kapitel
eine Abschätzung der Bildungsbedingungen
an.
IV.1 Klinopyroxene ( Na - Pyroxene )
Es liegen
40 Mikrobereichsanalysen
von Na-Pyroxenen
vor. Eine
repräsentative
Auswahl
ist in Tab. A5
zusammengestellt.
Mit der Annahme einer vollständigen und idealen Besetzung der Kationenplätze wurden die Strukturformeln auf
der Basis von 4 Kationen berechnet. Abschätzungen des Fe3+ -Gehaltes aus Mikrosonden-Analysen
führen bei
verschiedenen Berechnungsarten gewöhnlich zu unterschiedlichen Ergebnissen. Gute Ergebnisse (z.B. ROBINSON
1980, LAIRD & ALBEE 1981) lassen sich mit folgenden Berechnungen erziehlen:
Unter der Vorraussetzung eines idealen Ladungsausgleiches wird jedem Element die äquivalente Menge an
Sauerstoffatomen
zugeordnet. Liegt die Sauerstoff-Summe
über 6.0 p.F ist die Analyse schlecht. Bei einer
Sauerstoff-Summe kleiner 6.0 p.F. ergibt der doppelte Betrag der Differenz zu 6.0 p.F. den Schätzwert für Fe3+.
Der Fe2+ -Gehalt errechnet sich aus der Differenz von Fe3+ zu Fe-Gesamt. Die VerteÜung des Al auf tetraedrische
und oktaedrische Positionen erfolgt durch: Aliv = 2-Si und Alvi = Alges_Aliv. Das Variationsdiagramm [Na_(Aliv_
Aliv)+Fe3+ +Cr; Abb. 5]' zeigt, daß die mit dieser Methode berechneten Strukturformeln
eine gute Korrelation
ergeben.
Da die Si-Werte stets nahe dem Idealwert von 2.0 p.F. liegen, ist der Anteil des Tschermakit-Austausches
(Aliv =
2-Si) sehr gering. Die Elemente Ti und K sind vernachlässigbar (unterhalb der Fehlergrenze von 0.01 p.F.). Weil
diese Elemente allgemein in Hochdruckpyroxenen
zurücktreten, werden sie bei der Endgliedberechnung
von
ESSENE & FYFE (1967) auch nicht berücksichtigt.
1
SU-141
0,8
•
SU-164
~
SU-177
o
0,6
Su-179
l>
co
Z
0,4
Abb.5:
0,2
Variationsdiagramm
Na
gegen (Alvi_Aliv)+Fe3+ +Cr
für Na-Pyroxene.
0,2
0,4
0,6
(AI[VI]-AI[IV])+Fe'"
+Cr
0,8
1
17
Die Mg/(Mg + Fe)- Verhältnisse der Omphacite und Na-Augite schwanken zwischen 0.43 und 0.79, während die
der Jadeite vernachlässigbar sind. Die Gehalte der Ureyit-Komponente
(Cr) erreichen nur in wenigen Fällen 0.01
p.F.
In Abb. 6 sind die analysierten Na-Pyroxene im Klassifikationsdiagramm
nach ESSENE & FYFE (1967) dargestellt.
Für die Endgliedberechnung der vorliegenden Na-Pyroxene wurde eine Kombination der Methoden von ESSENE
& FYFE (1967) und CAWTHORN & COLLERSON (1974) verwendet:
Nach Festlegung des Tschermakit-Austausches
( Aliv = 2-Si ) (ESSENE & FYFE) wird mit dem verbleibenden
vi
Al
die Jadeit-Komponente
und mit dem Überschuß
an Alkalien die Akmit-Komponente
berechnet
(CA WTHORN & COLLERSON). Die Augit-Komponente ergibt sich aus Jd + Ak + Aug = 100.
JADEIT
1
Abb.6:
SU-141
•
0,8
Darstellung
der
NaPyroxene
im
Dreieck
Jadeit-Akmit-Augit
nach
der
Nomenklatur
von
ESSENE & FYFE (1967).
SU-164
~
SU-177
0
.......
0,6
SU-179
l>
0
0
X
---0,4
0,2
0
0
AKMIT
0,2
0,4
( X 100 )
0,6
0,8
1
AUGIT
Die größten Fehler in der Endgliedberechnung beruhen vermutlich auf analytischen Fehlern bei der Na- und AlBestimmung. Diese Fehler können sich auf die Berechnung aller beteiligten Endglieder fortpflanzen. Um die Güte
der Analysen zu testen, wurden regelmäßig Mineralstandards zwischen jeder Meßserie gemessen. Dabei ergiebt sich
für die Hauptelemente ein Fehler von ca. 1%.
Bei den LT-Eklogit - Proben (SU-I77, SU-179) handelt es sich bis auf eine Ausnahme (Chloromelanit)
Omphacite der Zusammensetzung: 31-43 mol% Jadeit, 46-59 mol% Augit und 4-20 mol% Akmit.
um
Die Omphacite dieser Proben sind meist leicht zoniert. Die Jadeit/ Akmit- Verhältnisse nehmen vom Kern zum
Rand zu. Der Zonar bau deutet auf ein Wachstum unter ansteigenden PT-Bedingungen hin.
Unreine Jadeite treten in einer Silikat-Marmor
- Probe (SU-141) auf. Deutlich zonierte Na-Pyroxene mit
korrodierten Na-Augit - Kernen und Omphacit-Rändern enthält die 'Glimmerschiefer-Probe
SU-164.
Die Omphacite der LT -Eklogite treten zusammen mit anderen primären Hochdruckphasen auf: Granat, HP-Epidot,
Glaukophan und Rutil (s.a. Taf. I, Fig. I). Talk und Chloritoid wurden im Zusammenhang mit Omphacit nicht
beobachtet.
Häufig treten feinkörnige Omphacit-Aggregate
der untersuchten LT-Eklogit - Proben in Pseudomorphosen nach
Plagioklas und magmatischem Klinopyroxen auf. Dabei sind bedeutende Stoffaustausch- Vorgänge zwischen diesen
Bereichen notwendig.
18
Am Beispiel eklogitisierter gabbroider Gesteine der Ötztaler Alpen, Tirol, zeigt MILLER (1970), daß diopsidische
Augite zunächst entlang Korngrenzen und Mikrorissen zu Omphacit alterieren und schließlich ein Mosaik feinkörniger Omphacite bilden. Bei diesem Prozeß wird die Jadeit-Komponente
aus dem Albit-Anteil ursprünglicher
Plagioklase und die meist geringe Tschermak-Substitution
aus der Anorthit-Komponente
der Plagioklase abgeleitet.
Anzeichen einer duktilen Deformation der Omphacite können an Beispielen großer magmatischer KlinopyroxenPseudomorphosen der Probe SU-l77 verfolgt werden (Undulation, Subkornbildung, Rekristallisation).
Jadeitische Pyroxene im System Akmit-Augit-Jadeit
kommen gewöhnlich in Gesteinen vor, die unter HochdruckBedingungen der Blauschiefer- oder Eklogit-Fazies gebildet werden. Das Vorkommen von Omphaciten ist auf
Eklogite und mit ihnen eng assoziierte Gesteine begrenzt. Im allgemeinen werden Eklogite in Verbindung mit
Blauschiefern (LT - Eklogite siehe Kap. III.l) als Produkte einer Hochdruckmetamorphose
von magmatischen oder
metamorphen Ausgangsgesteinen betrachtet (Eklogit-Gruppe C nach COLEMAN et al. 1965).
IV.2
Granat
Granat tritt in LT -Eklogit-, Glaukophanschieferund Granat-Glimmerschiefer
- Proben auf.
Die Korngröße der meist porphyroblastischen Granat-Kristalle
ist von Probe zu Probe verschieden, sie beträgt
0.05-004 mm in den LT-Eklogiten (SU-177,SU-179), 0.1-2 mm im Glaukophanschiefer (SU-166) und 0.5-1 mm in
den Granat-Glimmerschiefern
(SU-165, -167, -168, -170, -173, -186).
Die Granate sind überwiegend hypideo- bis idiomorph ausgebildet. Einzelne Granat-Glimmerschiefer
zeigen gerundete Granatkristalle. Die Übergänge grünschieferfazieller
Beeinflussung sind fließend,
Chlorit-Hellglimmer
- Pseudomorphosen
- Proben
bis hin zu
nach Granat.
In allen Fällen ist der Granat eine prä- bis syn-deformative
Bildung, wie die Koexistenz mit allen in diesem
Stadium gebildeten Mineralphasen zeigt. Während des Wachstums gedrehte Granate mit s-förmig angeordneten
Quarzeinschlüssen (Taf. I, Fig. 2) und Druckschattenhöfe mit undeformiertem Quarz sind weit verbreitet.
Häufige Einschlüsse in den Granaten der LT -Eklogite sind Klinozoisit, Rutil/Ilmenit,
Lawsonit, Glaukophan,
Omphacit, Phengit, Chlorit und in denen der Granat-Glimmerschiefer
Klinozoisit, Lawsonit, Glaukophan, Phengit,
Chlorit, Rutil/Ilmenit.
Aus zwei LT -Eklogit-,
einer
Glaukophanschiefer-
und sechs Granat-Glimmerschiefer
- Proben
liegen
138
Granatanalysen vor.
Strukturformeln und Endgliedberechnungen
repräsentativer Analysen sind in Tab. A6 dargestellt. Die Berechnung
der Kationenverteilung wurde auf der Basis von 12 Sauerstoffatomen vorgenommen.
3
Eine Unterbesetzung
der Tetraederposition
wurde mit Al, Defizite in der Y-Position mit Fe + iterativ
ausgeglichen.
Die Si-Werte liegen sehr nahe dem Idealwert
von 3.0 p.F., es treten keine systematischen
Si-Defizite
auf. Im
allgemeinen sind die Granate Cr und Ti frei (0-0.01 p.F.).
In Abbildung 7 sind die Endgliedzusammensetzungen
der Granate in den Dreiecksdarstellungen (Alm + Spess) (Gross + Andr) - Pyrop und (Alm + Pyrop) - (Gross + Andr) - Spess dargestellt. Die Anteile der einzelnen
Endglied-Komponenten
zeigen folgende Variationen: Almandin 46-84 mol%, Grossular 11-33 mol%, Pyrop 2-18
mol%, Spessartin 0-20 mol%, Andradit 0-4 mol%.
Granat ist über einen weiten PT -Bereich stabil. Almandin-betonte
Gesteinen auftreten, werden bevorzugt unter Hochdruckbedingungen
gebildet (u.a. KEESMANN et al. 1971).
Varietäten, wie sie in den vorliegenden
der Granulit- und LT -Eklogit - Fazies
19
Pyrop
(A) 50
PIS)
SU.l66
a
40
50
SU.l77
~
0
A+S (A+P)
SU-179
•
30
G+A
40
30
20
W
00
10
20
Alm + Spess
20
~y
10
10
30
40
Gross + And -7
10
20
~Alm + Pyrop
30
Pyrop
(8) 50
50
40
40
30
Abb.7:
20
Darstellung
der GranatAnalysen in den Dreiecken
Pyrop
Almandin.
+
Spessartin
-Grossular
+
Andradit (I) und Spessartin
Almandin
+
PyropGrossular + Andradit (11)
für
verschiedene
Gesteinseinheiten:
(A)
Glaukophanschiefer
und
LT -Eklogite, (B) und (C)
Granat -Glimmerschiefer.
Die Pfeile markieren den
Trend
in der
Granatzusammensetzung
vom
Kern zum Rand.
10
0
40
50
Gross + And
30
00
~!
20
10
D~
00
10
20
Alm + Spess
30
40
Gross + And -7
10
20
~Alm + Pyrop
30
Pyrop
(C) 50
SU-170
a
40
50
SU-173
0
30
40
20
30
'bc.d'.
d'
00
Alm + Spess
~.
20
o~
10
10
20
30
40
Gross + And -7
~.
10
20
~Alm + Pyrop
10
30
Mit Hilfe der Mikrobereichsanalytik
konnten bei den u.d.M. gleichförmig farbig und isotrop erscheinenden
Granaten eine mehr oder weniger ausgeprägte chemische Zonierung nachgewiesen werden (Abb. 8). Es lassen sich
drei verschiedene Typen von kontinuierlichen Granatprofilen unterscheiden. Einschränkend muß jedoch beachtet
werden, daß die Zusammensetzung oft komplexer sein kann, als in dieser vereinfachten Darstellung.
A. Vom Kern zum Rand nehmen Almandin- und Pyrop-Anteile zu, während Grossular- und Spessartin-Anteile
abnehmen. Dieser Trend, der bei den LT-Eklogiten (SU-In,
SU-179) und der Granat-GlimmerschieferProbe SU -168 zu beobachten ist, läßt auf prograde Metamorphosebedingungen
schließen (FEDIUKOV A &
VEJNAR 1971). Ein Anstieg der Mg-Komponente vom Kern zum Rand wird als Zunahme des metamorphen
Grades (vor allem der Temperatur) interpretiert (z.B. RAHE IM 1975, TRACY et al. 1976, OBERHAENSLI
20
1980, TRACY
1982). Unter Epidot-Blauschiefer-
Kerne und Fe-reiche
und LT -Eklogit
- faziellen Bedingungen
sind Mn-reiche
Ränder typisch für eine prograde Metamorphoseentwicklung.
B. Die meisten Granate der Granat-Glimmerschiefer
SU-167 und SU-173 zeigen vom Kern zum Rand steigende
Pyrop- und Grossular-Anteile, sinkende Almandin- und konstante Spessartin-Anteile. In Bezug auf die Verteilung der Mg- und Mn-Komponenten (siehe A) ist ein Mineralwachsturn bei steigenden Temperaturen und
gleichbleibenden
C.
Drucken anzunehmen.
Der dritte Zonierungstyp ist in den Granat-Glimmerschiefern
SU -170 und SU -186 zu beobachten. Einer
deutlichen Abnahme des Grossular-Anteils
vom Kern zum Rand bei einer gleichzeitigen Zunahme des
Almandin-Anteils
stehen mehr oder weniger konstante Spessartin- und Pyrop-Anteile
gegenüber. Dieses
Zonierungsmuster
kann als Ergebnis eng begrenzter PT -Bedingungen diskutiert werden. Unterstützt wird
diese Annahme durch einen vergleichsweise hohen Volumenanteil
von Quarz und Chlorit in den
entsprechenden
Granatblasten
X
Probe
(A)
SU-179
------(8)
SU-173
(C)
X
Mg
X
Ca
Mn
I
I
I
I
I
I
I
I
I
I
I
I
0,4
0,6
0,8
0
0,1
0,2
0,1
0,2
0,3
0,4
0
0,1
0,2
..--..0
e-o
e--o
-..0
o--e
04
----------
---------o-e
---------eo
---.0
~
o-e
----------- -----------
SU-170
0--.
SU-186
o-e
SU-165
••
SU-166
~
~
e----<l
--.0
SU-167
-------
X
Fe [2+]
I
SU-168
SU-177
(Taf. I, Fig. 3).
...--0
Die Gleichgewichtsbeziehung
~
---------e>-e
•••
•
••
•
~
für die Granatbildung
0
•
----------
••
••
----------
•
•
o--e
o-e
•
0
••
kann durch die vereinfachte
Chlorit + Quarz = Granat + H20
•
0
Abb.8:
Beispiele
für
KernRandvergleiche
in
Granat. Gefüllte Kreise=
Kernzusammensetzungen,
offene
Kreise=
Randzusammensetzungen;
XFe2+
(AlmandinKomponente),
XMg
(Pyrop- Komponente),
XCa
(GrossularKomponente) und XMn
(Spessartin- Komponente)
in mol%/IOO. (A), (B)
und (C) = GranatprofilTypen.
Reaktion:
(HSU 1968)
ausgedrückt werden.
Chlorit-Granat
- Reaktionskurven
für die verschiedenen Endgliedzusammensetzungen
qualitative Modellierung der PT -Pfade, wie sie sich aus den Granat-Zonierungsmustern
Abb.9.
(Mn, Fe, Mg) und eine
A, Bund C ergeben, zeigt
21
,
ca
.c
\
C.
-'u
"
2 15
\
Mg-Chi + \
Q uarz
o
,Pyrop
,
.... ..•.
,,
,
+W
\
\
I
I
10
I
I
I
I
I
I
5
I
I
/
/
/
.•. " "
o
o
100
200
300
400
500
600
700
800
900
Temperatur (oC)
Abb. 9: PT-Diagramm
für Chlorit-Granat
- Reaktionen unter Berücksichtigung
der Mn-, Fe-, und MgEndgliedzusammensetzungen.
Die dick-gezeichneten
Reaktionskurven
wurden experimentell von HSU
(1968) und die dünn-gezeichneten
durch thermodynamische Extrapolation von BANNO et al. (1986)
bestimmt. Die gestrichelte Linie ist die vermutete univariante Reaktionskurve und der metastabile Verbreitungsbereich für Mg-Endglieder. ChI: Chlorit, W: Wasser. (A), (B) und (C) = Granatprofil- Typen.
IV.3 Amphibole
Insgesamt wurden 195 Amphibole aus 6 Silikat-Marmoren (SU-144, -145, -146, -148, -149, -150), 3 (Granat)Glimmerschiefern (SU-124, -167, -168) und 5 Metamafiten (SU-166, -176, -177, -179, -234) analysiert.
Na-Amphibole sind in allen oben aufgeführten Proben vorhanden. Je nach grünschieferfazieller
Beeinflussung
treten Na-Ca- und/oder Ca-Amphibole in (Granat)-Glimmerschiefern
und LT -Eklogiten auf.
Häufig erkennt man schon u.d.M. bei den überwiegend idiomorphen, isoliert s-parallel eingeregelten NaAmphibolkristallen der Silikat-Marmore regelmäßige und zum Teil oszillierende Zonierungsmuster.
Mit Hilfe des REM (BSD) lassen sich auch Zonarstrukturen der hypidio- bis idiomorphen Na-Amphibole aus den
Metamafit-Proben sichtbar machen (Taf. I, Fig. 4). Bereichsweise ist eine Mikrofältelung von Na-Amphibollagen
zu beobachten.
Na-Amphibole der (Granat)-Glimmerschiefer
zeigen optisch keinen Zonarbau, sie werden zum größten Teil
sukzessiv fortschreitend, grünschieferfaziell von Chlorit, Albit und blaugrünen, Ca-reichen Amphibolen verdrängt.
Repräsentative Mikrobereichsanalysen sind in den Tab. A 7 und A8 aufgeführt. Methoden für die Berechnung der
Strukturformeln von Amphibolen aus Mikrosondenanalysen werden z.B. von LEAKE (1981), LAIRD & ALBEE
(1981) und ROBINSON et al. (1982) diskutiert.
Die Strukturformelberechnung
erfolgt wie bei den Pyroxenen über eine Kationennormierung.
Im Gegensatz zu den
Pyroxenen kann bei den Amphibolen jedoch nicht von einer vollständigen und idealen Besetzung der Kationenplätze ausgegangen werden. Da der A-Platz von Amphibolen gar nicht bis vollständig besetzt sein kann (0-1.0
p.F.), müssen kristallchemische Vorgaben gemacht werden, um die Formelbesetzung aller übrigen Kationenplätze
zu optimieren.
Unsicherheiten zwischen abgeschätzten und wahren Fe3+ -Anteilen sind nicht zuletzt von der Wahl kristallchemischer
Vorgaben
abhängig
(vgl.
BROWN
1977). Aus dem
Vergleich
unterschiedlicher
Methoden
zur
22
Berechnung der Strukturformeln
haben sich zwei kristallchemische
Annahmen als geeignet erwiesen (ROBINSON et
al. 1982):
1.
2.
Für die Na-Amphibolreihe
wurde die Strukturformel
auf der Basis von 15 Kationen (ohne K; K nur auf A-
Platz und Na nur auf M4-Platz) normiert.
Die Strukturformel für Na-Ca- und Ca-Amphibole wurden durch eine Normierung auf 13 Kationen (ohne
Ca, Na und K) bestimmt. Für einen Teil der Ca-Amphibole führt dies rechnerisch zu einer Unterbesetzung
der M4-Position. Da aber auch die anderen Berechnungsverfahren
nicht zu befriedigenden
Ergebnissen
führen, spielen hier grundsätzliche Probleme der kristallchemischen Vorgaben eine Rolle. Analytische Fehler
von entsprechender Größe konnten durch Vergleiche mit Referenzproben ausgeschlossen werden.
In einem iterativen Verfahren
wurde die Gesamtladung
(= 2 x Sauerstoffäquivalente)
3
durch Fe + auf 46 Valenzen
aufgefüllt (ROBINSON et al. 1982):
«R4+ x 2) + (R3+ x 1,5) + (R2+ x 1) + (RI+ x 0.5)) ~ 23.
Analysen, bei denen die Summe der Sauerstoffäquivalente
größer als 23 war (sehr selten), wurden bei der Dar-
stellung nicht mitverwendet.
Die Verteilung der Kationen auf die entsprechenden Gitterplätze (T, MI-M3, M4, A) wurde nach einer von
ROBINSON et al. (1982) vorgeschlagenen
Reihenfolge
durchgeführt.
Alle Amphibole werden nach der
Nomenklatur der International Mineralogical Association benannt (LEAKE 1978).
IV.3.t
In der Abb.
10A-D
sind die untersuchten
Na-Amphibole
Na-Amphibole
dargestellt.
Bei den meisten analysierten Proben handelt es sich
sich in der Glimmerschiefer-Probe
SU-124 und
Glaukophanschiefer-Probe
SU-I66. Die analysierten
schiefer) SU-176 fallen fast alle ins Crossit-Feld und
im Klassifikationsdiagramm
nach LEAKE
(1978)
um echte Glaukophane. Mg-reiche Ferroglaukophane finden
neben Glaukophan im Silikat-Marmor
SU-144 und der
Amphibole der Glaukophanschiefer-Probe
(eigentlich Crossitdie der Probe SU-234 gänzlich ins Magnesioriebeckit-Feld.
M4
vi
In der Darstellung nach LEAKE (1978) sind die Tschermak- (Aliv Alvi = Si Mgvi), Glaukophan- (Na
Al =
CaM4 Mg vi) und Edenit- (NaA Aliv = Si) Substitutionen nicht sichtbar. Aus den in Tab. A4 aufgeführten
mittleren Zusammensetzungen der Na-Amphibole und der in Tab. I daraus abgeleiteten Endgliedberechnungen
jeder untersuchten Probe lassen sich die einzelnen Anteile der oben aufgeführten Substitutionen leicht ablesen.
iv
Eine geringe Tschermak-Substitution
ist fast immer vorhanden. Die mittleren Al - Werte sind bei den SilikatMarmoren und (Granat)-Glimmerschiefern
mit 0-0.07 p.F. am geringsten und bei den Metamafiten mit 0.05-0.18
p.F. am höchsten.
M4
Vi
Während die Glaukophan-Substitution
(eigentlich negative GI.-Subst. CaM4 Mgvi = Na
AI ) zu Aktinolith bei
den Silikat-Marmoren
und (Granat)-Glimmerschiefern
kaum eine Rolle spielt (mittlere NaM4/NaM4+CaM4 =
0.975-1.0), tritt sie bei den Metamafiten deutlicher hervor (mittlere NaM4/NaM4+CaM4 = 0.895-0.990).
M4
Die in den Tab. A4 und I nicht abzulesende Cummingtonit-Substitution
Ca
= MgM4 ist bei den untersuchten
Na-Amphibolen (außer Mg-Riebeckit) meist sehr gering (mittlere CaM4/CaM4+MgM4 = 0.02, im Einzelfall bis zu
0.15). Das mittlere CaM4/CaM4+MgM4 - Verhältnis der Mg-Riebeckite liegt bei 0.2.
Qualitative Temperatur und Druckaussagen, abgeleitet aus Substitutionsvariationen
innerhalb der Na-Amphibolreihe, oder Abhängigkeiten des Na-Amphibolchemismus
vom Gesamtgestein, sind schon oft diskutiert worden (z.B.
CHOPIN 1979, MUIR WOOD 1980, ERNST 1981, MEYER 1983, MARAYUMA et al. 1986).
23
(A)
(8)
Na-Amphibole: Na(Bj ~ 1,34; (Na+K)[Aj < 0,50
Na-Amphibole: Na(Bj ~ 1,34; (Na+K)[Aj < 0,50
o
o
Sammeldiagramm
RIEBECKIT
•
0,2
SU-144
•
0,2
FERRO.
SU-145
FERRO-
-
GLAUKOPHAN
0
GLAUKOPHAN
SU-146
0
~ 0,4
MAGNESlo.
+
Cl
~
RIEBECKIT
~O,6
•..? ~
•
..•
•
;;.
.;.
-
..
•
•••
~~:o
.
0,8
0,8
o
•
SU-149
•
SU-150
•
I-
*
•
MAGNESIO-
••
GLAUKOPHAN
1
SU-148
CROSSIT
RIEBECKIT
0,2
0,4
0,6
0,8
Fe"'/{Fe"'+AI[VI])
(C)
(0)
Na-Amphibole: Na(Bj ~ 1,34; (Na+K)[Aj < 0,50
Na-Amphibole: Na(B] ~ 1,34; (Na+K)[A] < 0,50
o
o
SU-167
SU-166
•
SU-168
0,2
"
FERRO-
SU-124
GLAUKOPHAN
-
•
~ 0,4
+
•
CROSSIT
• •
~
~0,6
FERRO-
111"
•
l>~
\p
0 l> l>
• ••
• •
0,8
GLAUKOPHAN
~
o
0,2
MAGNESIO-
GLAUKOPHAN
'0,4
0,6
Fe'''/{Fe'''+AI[VI])
0,8
1
0
ol>
l>
1
SU-234
0
.-•
p~ llI>-,
RIEBECKIT
CROSSIT
•• • •
l>
~0,6
"
0,8
l>
SU-179
0
0,4
Cl
MAGNESIO-
SU-177
GLAUKOPHAN
+
~
.. .
Cl
-
~
•
•
SU-176
0,2
RIEBECKIT
,
o
0,2
0,4
0,6
0,8
Fe"'/{Fe"'+AI[VI])
Abb. 10A-D: Darstellung der Na-Amphibolzusammensetzungen
im Klassifikationsdiagramm
nach LEAKE (1978).
(A) alle Analysen (B) Na-Amphibole aus Silikat-Marmoren, (C) Na-Amphibole aus (Granat)-Glimmerschiefern, (D) Na-Amphibole aus Metamafiten. Kern- und Rand-Zusammensetzungen
sind in dieser
Abbildung nicht getrennt dargestellt.
Das Auftreten
unterschiedlicher
Mg/Fe2+ - Verhältnisse von Na-Amphibolen
innerhalb
derselben tektonometamorphen Einheit des Untersuchungsgebietes,
besonders bei den Silikat-Marmoren, spiegelt offensichtlich eher
unterschiedliche Mg/Fe-Verhältnisse
des Gesamtgesteins wieder, als unterschiedliche Bildungsdrucke (vgl. EVANS
1990).
24
B
B
B
B
B
B
Gestein
A
SU-124 SU-144 SU-145 SU-146 SU-148 SU-149 SU-150
Probe
37,3
53,5
68,3
42,2
70,3
64,3
36,1
Glaukophan
26,2
47,7
26,2
27,9
56,4
43,1
22,7
Ferroqlaukophan
16,1
5,0
15,0
7,0
9,0
7,0
12,7
Mq-Riebeckit
97,5
99,5 100,0
99,5
99,5
98,0 100,0
SUMME
1,9
0,4
0,0
0,0
0,1
0,4
0,0
Tremolit
0,0
0,4
0,6
0,1
2,0
0,0
0,1
Tschermakit
0,0
2,5
0,5
0,0
0,5
0,5
2,0
SUMME
E
D
E
D
C
C
Gestein
SU-167 SU-168 SU-166 SU-176 SU-l77 SU-179
Probe
48,1
58,9
22,2
56,6
28,2
53,2
Glaukophan
29,3
25,7
44,6
32,1
40,4
31,5
Ferroqlaukophan
4,9
40,2
13,1
11,4
26,2
4,9
Mq-Riebeckit
90,5
89,5
94,5
99,5
99,0
98,5
SUMME
9,9
8,9
0,0
3,2
1,5
0,0
Tremolit
0,6
0,6
1,0
2,3
0,0
0,5
Tschermakit
9,5
10,5
5,5
0,5
1,0
1,5
SUMME
A
D
=
=
Gl~.-schiefer, B = Silikat-Marmore, C
Glaukophanschiefer, E
LT-Ekloqite
=
Tab. I: Endgliedberechnungen
Gesteinseinheiten.
(in mol%) aus mittleren
""LJ..'",
0,4
0,4
0,5
0,5
""
~
0,6
Granat-Gl~.-schiefer.,
Zusammensetzungen
(8)
(A)
=
der Glaukophane
unterschiedlicher
0,6
+
+
~
0,7
~
::;
0,8
::;
-;
a>
0,8
0,9
0,9
1
0,7
0
0,1
O~
Oß
OA
Fe"" (Fe'" + A1IVID
Oß
Oß
0)
1
0
0,1
0,2
0,3
0,4
0,5
0,6
0,7
Fe'''' (Fe'" + A1[VID
Abb. IIA,B:
Beispiele für Zonierungen von Na-Amphibolen
in Silikat-Marmoren
(A) und Metamafiten (B).
Gefüllte Vierecke = Kern-Zusammensetzung,
gefüllte Dreiecke = Zwischenzonen-Zusammensetzung,
offene Kreise = Rand-Zusammensetzung.
Unklar ist, ob das Auftreten von Crossit (Probe SU -176) von der Gesteinszusammensetzung kontrolliert wird, oder
ob die Crossit-Epidot
- Vergesellschaftung dieser Probe zusammen mit den Glaukophanschiefern
und LTEklogiten eine metamorphe Entwicklungsreihe darstellen, ähnlich wie es COLEMAN & LANPHENE (1971) für
"Hochdruck"-Blauschiefer
und S0RENSEN
(1986) für Glaukophan-führende
Grünschiefer
aus Kalifornien
(Franciscan bzw. Catalina) diskutierten.
Aus den vorliegenden Daten läßt sich auch nicht zweifelsfrei klären, ob mit zunehmender
Ca-Amphibolen) eine zunehmende Tschermak- und Glaukophan-Substitution
stattfindet.
Temperatur
(wie bei den
Optisch und chemisch zeigen die Na-Amphibole häufig einen deutlichen Zonarbau. Die Kern-Rand - bzw. KernZwischenzone-Rand
- Beziehungen sind in Abb. IIA,B dargestellt. Ein einheitlicher Zonierungstrend ist nicht zu
25
beobachten, es überwiegen im allgemeinen zum Rand hin abnehmende Fe3+ /Fe3+ + Alvi - Werte. Oszillierende
Zonierungsmuster, wie sie oft bei den Na-Amphibolen der Silikat-Marmore zu beobachten sind (Taf. 1, Fig. 5),
können nicht interpretiert werden.
IV.3.2 Na-Ca- und Ca-Amphibole
In einigen Proben (SU-I68, -167, -179, -180) werden die Na-Amphibole
von Chlorit und blaßgefärbten,
blaugrünen Hornblenden
(Winchit, Abb. 13; Mg-Hornblende,
Akt.-Hornblende
und Aktinolith,
Abb. 12)
überwachsen oder vollständig verdrängt (Taf. 1, Fig. 6, 7). Ausgehend von Rändern, Spalt- oder Bruchflächen,
erfolgt der Übergang von Na-Ca- zu Ca-Amphibolen meist kontinuierlich. Übergangsreihen zwischen Na- und
Na-Ca-Amphibolen
fehlen.
Ca-Amphibole:
1
TREMOLIT
(Ca+Na)[B] ~ 1,34;
TREM.
HBl
MAGNESIO.
HORNBLENDE
0,8
+
TSCH.
HBl
TSCHERMAKIT
0,6
SU-168
0
SU-177
c>
o •
c>
••
c>t>t>
(l)
LL
Na[B] < 0,67
SU-179
•
0>
~
.•.•.•..
0,4
SU-180
~
0>
~
0,2
FERRO-
FERRO-
FERRO-
FERRO-
AKTINOUTH
AKT.
HORNBLENDE
TSCH.
HBl
HBl
0
8
7,5
FERRO.
TSCHERMAKIT
6,5
7
6
Si
Abb. 12: Darstellung der Ca-Amphibolzusammensetzungen
1
im Klassifikationsdiagramm
Na-Ca-Amphibole:
.
nach LEAKE (1978).
(Ca+Na) [8] ~ 1,34 ; Na [8] 0,67 - 1,34
I
0,9
SUt>-177/
-Q)
u..
+
Abb. 13:
Darstellung
der
Na-Ca-Amphibolzusammensetzungen
im Klassifikationsdiagramm nach LEAKE (1978).
0,8
Cl
~
Cl
~
BARROISIT
0,7
0,6
WINCHIT
7,5
7
6,5
6
Si
Im Variationsdiagramm Abb. 14 sind die Glaukophan- und Tschermak-Substitutionen
dargestellt. Die GlaukophanSubstitution (NaM4/NaM4+CaM4) liegt meist zwischen 0.10 und 0.28, nur bei den Winchiten werden Werte bis zu
0.45 erreicht. Ein breites Variationsspektrum ist bei der Tschermak-Substitution
zu beobachten (Aliv = 0.02-0.98
p.F.). Die A-Platz-Besetzung (Edenit-Substitution)
reicht von 0 bis 0.35 p.F.
26
Na-Ca- und Ca-Amphibole
unterscheiden
sich nur wenig in ihren mittleren Eisengehalten von den NaAmphibolen (Na-Ca- und Ca-Amph.: M = 12.47 Gew.% FeO; Na-Amph.: M = 11.45 Gew.% FeO). Gegenüber den
Na-Amphibolen liegt das mittlere Mg/Mg+Fe2+ der Na-Ca- und Ca-Amphibole etwas ( Na-Ca- und Ca-Amph.:
M = 0.75; Na-Amph.: M = 0.64) und das mittlere Fe3+/Fe3+ +AI wesentlich höher (Na-Ca- und Ca-Amph.: M =
0.68; Na-Amph.:
M
=
0.14).
Die Mineralchemie der untersuchten Amphibole verdeutlicht das Nebeneinander (nicht Koexistenz) von NaAmphibolen mit Albit und Na-Ca- und Ca-Amphibolen, es fehlt eine vollständige, kontinuierliche Übergangsreihe
der Blauschiefer-Grünschiefer-
Transformation.
Glaukophan
21J-------------Glaukophan-S ubstitutio n
SU-168
e
SU-177
1,5
t>
LTsChermak-SubsUtuUon
SU-179
•
Winchit
Mg-Katophorit
Barroisit
SU-180
•
l> t>
t> !pe
0,5
tJt~~..
ce
o __
o
e
Abb.14:
Pargasit, Mg-Hbl
---'L....---L.--'-------'--.L--'---
Aktinolith, Edenit
0,5
1,5
(AI [VI] + Fe'" + Ti + er)
2
Tschermakit
Na-Ca- und Ca-Amphibole im NaM4
- (Alvi+Fe3+ +Ti+Cr) - Diagramm.
IV.4 Hellglimmer
Besonders für petrogenetische
Fragestellungen
stellen Hellglimmer eine wichtige Mineralgruppe
dar (siehe
Zusammenfassung GUIDOTTI 1984). Sie sind in allen untersuchten metapelitischen und untergeordnet auch in
metamafitischen
Gesteinen vertreten.
Die charakteristische Hellglimmer- Varietät ist Phengit. Mehr oder weniger zusammenhängende Hellglimmer-Züge,
lepidoblastische Verwachsungen und Bereiche mit einer unregelmäßig ausgeprägten Mikrofältelung sind weit
verbreitet. Häufig wird der fast isoklinale Faltenbau durch polygonales Glimmerwachstum abgebildet. Paragonit
tritt neben Phengit vorwiegend in metapelitischen Gesteinen auf und wird mit fortschreitender
grünschieferfazieller Beeinflussung durch Chlorit und Albit verdrängt (Taf. I, Fig. 8). In den Granat-Glimmerschiefer
Proben SU -167, SU -168 und SU -173 treten Paragonit- Phengit - Pseudomorphosen nach Disthen auf (Taf. 2, Fig.
I). Margerit wurde nicht beobachtet.
V.d.M. lassen sich Phengit
und Paragonit kaum voneinander unterscheiden.
Hellglimmer erfolgte durch Röntgendiffraktometrie
und Mikrobereichsanalysen
Die Identifikation
(REM-EDX).
unterschiedlicher
Insgesamt wurden 346 Hellglimmer (257 Phengite, 89 Paragonite) analysiert. Eine Auswahl repräsentativer Phengitund Paragonit-Analysen
sind in den Tab. A9 und AIO zusammengestellt. Die stöchiometrischen Berechnungen
erfolgten auf der Basis von 22 Sauerstoffatomen. Gegenüber der theoretischen Oxidsumme von 95.5 Gew.%, liegen
die beobachteten Oxidsummen stets etwas tiefer (Phengite: M = 94.3 Gew.%; Paragonite: M = 94.0 Gew.%).
27
Das Gesamt-Fe wurde bei den Phengiten als Fe2+ und bei den Paragoniten als Fe3+ dargestellt. Eine Abschätzung
des Fe3+ der Phengite. könnte im Prinzip auf die gleiche Art erfolgen, wie bei den Na-Pyroxenen
und
Amphibolen. Geringe analytische Fehler (z.B. beim Si und AI) können jedoch große Abweichungen bewirken. So
treten Fälle mit Fe3+ = 0 und Fe3+ = Feges auf. Vermutlich kommt der Mittelwert aller Fe3+ -Abschätzungen
(Fe3+ = 0,3 Feges) der Realität sehr nahe. Die Abbildung 18 zeigt, daß mit dieser Abschätzung eine gute
Korrelation verbunden ist.
Phengit- und Paragonit-Analysen
zeigen ein permanentes und deutliches Defizit der Zwischenschichtplätze
für
K+Na+Ca (Phengite: M = 1.70 p.F.; Paragonite: M = 1.68 p.F.) und einen leichten Überschuß der oktaedrischen Y_
Kationen (Phengite M=2,04 p.F., Paragonite M=2,03 p.F.).
Hellglimmer aus blauschieferfaziellen
Gesteinen anderer Regionen zeigen ebenfalls X-Kationen Defizite und YKationen Überschüsse [siehe z.B. BLACK 1975 (New Caledonia), OKAY 1980 (Türkei), S0RENSEN 1986
(Kalifornien), BRÖCKER 1990 (Griechenland)].
Bei diesen Kationensummen- Verteilungen kann es sich um echte X-Kationen Defizite und/oder um grundsätzliche
analytische Probleme bei der Bestimmung von Alkali-Elementen handeln (Volatisierung von Na und K unter dem
Elektronenstrahl). Konstante Probenströme und Oberflächenkontrollen
nach den Messungen mit dem REM zeigen
aber, daß ein Abdampfen von Alkalien gering ist.
Die Substitution 0.5(Mg+Fe2+)vi = Nax, wie z.B. von MEYER (1983) diskutiert, kann außerdem Einfluß auf die
Kationensummen-Anteile
haben.
IV.4.1 Phengite
In Abb. 15 sind die Phengite im Dreiecksdiagramm
wurden folgendermaßen berechnet:
Muskowit-Seladonit-Paragonit
dargestellt.
Die Endglieder
Paragonit = [Na/(Na+K)] x 100
Seladonit = [(Sij2)-3] x 100
Muskowit = 100-Paragonit-Seladonit
PARAGONIT
Abb. 15:
Darstellung der Phengitzusammensetzungen
unterschiedlicher
Gesteinseinheiten im Dreieck Muskowit-Seladonit-Paragonit.
0,8
---- -••••••
0,6
0
0
x
Glimmerschiefer
Metamafite
Silikat - Marmore
Granat - Glim.-schief.
0,4
0,2
0
0
MUSKOWIT
0,2
0,4
0,6
(X 100)
0,8
1
SELADONIT
Der Paragonit-Anteil variiert zwischen< I und I3 mol%, der Seladonit-Anteil
Muskowit-Anteil schwankt zwischen 31 und 82 mol%.
zwischen 14 und 69 mol% und der
28
Natur und Ausdehnung der beiden wichtigsten Substitutionen, der Paragonit- (Nax = KX) und der Seladonit[(Mg,Fe2+)vi Siiv = Alvi Aliv] Substitution, können durch metamorphe Bedingungen, Mineralvergesellschaftung
und Gesteinszusammensetzung stark beeinflußt sein (GUIDOTTII984).
Das Na/Na+K- Verhältnis von Muskowit ist
im wesentlichen durch den Seladonit-Gehalt beeinflußt. GUIDOTTI (1984) leitet aus Literaturvergleichen
von
Muskowit-Analysen
aus HP-Regionen ab, daß ein hoher Seladonit Gehalt eine Substitution von Na für K
verhindert. Unbekannt ist jedoch der Einfluß der Gesamtgesteinszusammensetzung
auf den Paragonit-Anteil in
Muskowiten solcher Regionen.
In der Literatur wird häufig eine inverse Korrelation zwischen Paragonit-Komponente
und Si pro Formeleinheit
beschrieben (z.ll. ENAMI 1983, BRÖCKER 1990). Phengit-Analysen
zahlreicher untersuchter Proben zeigen
ebenfalls eine inverse Korrelation (Abb. l6A-E).
(8)
(A)
14
8
1iP
••
0
6
Ci;
SU.l68
a.
I>
SU-171
•
SU-173
•
I>~
••
0
4
~I>
~
OcJI
0
0
I>
111
I>
2
SU-145
'15
8
Cl
.
6
Ci;
a.
6,4
6,2
6,6
6,8
7,2
7
7,4
6
6,2
6,4
6,6
(C)
6,8
•
12
SU-176
0
~10
C
I>
6
o
o
4
•• 8
•••
•••
SU-1n
•
0"
8
••
Ila
,
•
SU-179
0 I>
0
--
SU-149
•
7
7,2
SU.l50
7.4
•
I> I>
6,2
6,4
6,6
SU-124
12
SU-125
I>
•
~ 10
"20
SU-135
8
•
Cl
t'Il
Ci;
6
a.
•••••~
7
7,2
7,4
.--.
~
0
6,8
•
• •• I>
2
o
6
14
4
••
2
o
•.
•
tlIt
.1>1>1>
(0)
SU.l66
14
Ci;
•
SU.l48
Si
Si
a.
SU-147
'llq ••
2
•
•
••.i
~~
4
SU.l86
SU-146
0
I
t'Il
0
0
0
6
1iP
SU.l44
I>
~10
0
'15
0
•
12
SU-167
I>
Ir! •
• .C
SU-141
14
0
01>1>
•••
••••
~10
'15
•
••
12
SU.l65
6
6,2
6,4
6,6
6,8
7
7,2
7,4
Si
Si
(E)
14
SU-157
•
12
a
Abb. l6A-E:
SU.l58
l>
•••
~ 10
"20
1iP
8
.~.
•
Ci; 6
a.
•
CI)
4
•
0
6,2
6,4
SU.l64
I>
"I>
•• 1>
•
SU.l80
• ••
•
0
6
0
I>-IIJ
CXIl
00
2
SU-l63
6,6
6,8
Si
• ••
0
00
7
7,2
7,4
•
SU-191
I>
SU-233
•
Darstellung
der Paragonitsubstitution
für Phengite
unterschiedlicher
Gesteinseinheiten
im
Diagramm
Paragonit-Gehalt
in mol% gegen Si pro Formeleinheit:
(A) Phengite aus Granat-Glimmerschiefern,
(B) Phengite
aus Silikat-Marmoren,
(C) Phengite aus Metamafiten,
(D) und (E) Phengite aus Glimmerschiefern und Metaquarziten .
29
Obwohl dieser Trend nicht bei allen Proben zu erkennen ist, zeigen Analysen mit Si größer 7.0 p.F. ein deutlich
geringeres Paragonit-Intervall
« 1 bis 4 mol%) als der Großteil der Analysen mit Si zwischen 6.6 und 7.0 p.F. (2
bis 13 mol%). Analysen mit Si kleiner 6.6 p.F. haben im allgemeinen wieder niedrigere Paragonit-Anteile.
Die beobachteten Si-Gehalte der untersuchten Phengite, die Ausdruck der Seladonit-Substitution
sind, liegen mit
6.2 bis 7.4 p.F. in einem Bereich, wie er auch aus anderen HP-Gebieten beschrieben wird (s. Tab. 2). Die
Verteilung der Si-Werte von Phengiten einzelner Gesteinsgruppen (A bb. 17) zeigt entweder einzelne Häufigkeitsschwerpunkte wie bei den Granat-Glimmerschiefern
(6.7-6.8 p.F.) und Metamafiten (6.9-7.0 p.F.) oder eine
bimodale Verteilung der Häufigkeitsmaxima bei den Silikat-Marmoren (6.8-6.9 p.F. und 7.1-7.2 p.F.) und bei den
Glimmerschiefern (6.7-6.8 p.F. und 7.2-7.3 p.F.).
Das erste große Häufigkeitsgefälle
aus der Summe aller Si-Werte bei 7.0 p.F. stimmt mit dem Si-Gehalt pro
Formeleinheit überein, den GUIDOTTI (1984) als Grenze für die Mischkristallbildung zwischen idealem Muskowit
und Leukophyllit [K2(Mg2AI2)(Si8020)(OH)4] annimmt. Hier liegt die Vermutung nahe, daß mit dem beginnenden
Zusammenbruch der Muskowit-Struktur
ab etwa 6.8 bis 6.9 Si p.F. die Paragonit-Substitution
stark herabgesetzt
wird.
I GRANAT.
GLIMMERSCHIEFER
l
N
N
~t.~
6,1
I SILIKAT.
6,3 6,5
MARMORE
6,7 6,9 •...
7~:1~7~:3-7-.'5-
I
EIo
N
,
0,2
rJIL---------.-..-.
0,6
Si
1,0
1:4
(8
Mg+ Fe
N
N
~!
~l~~__
~~l~
~l~:1-6~:3~6~:5""~3
IMETABASITE
I
,;,
o
,
0,2
40
~-----
0,6
Si
N
1,0
1,4
20
(8
0,02
Mg+ Fe
IGLIMMERSCHIEFER I
N
30
0,2
0,6
1,0
_
1,4
1,8
Mg+ Fe
N
10
6,1
o
0,18
0,22
~l---.~~~_
~ll,--- _
0,02
0,06
0,1
0,14
0,18
0,22
0,18
0,22
N
30
20
10
0,14
Ti
50
40
20
0,1
N
&
Si
0,06
Ti
N
6,1 6,3 6,5 6,7 6,9 7.1 7,3 7,5
o
~L
O~-----=t
N
0,2
0,6
1,0
1,4
Mg+ Fe
1,8
Abb. 17: Histogramme zur Mineralchemie von Phengit: Häufigkeitsverteilung
Formeleinheit in Phengiten unterschiedlicher Gesteinseinheiten.
0,02
0,06
0,1
0,14
Ti
der Si-, Mg+Fe- und Ti-Gehalte
pro
Interessanterweise treten Phengite mit Si größer 7.0 p.F. in Silikat-Marmorund Glimmerschiefer-Proben,
nicht
aber in Granat-Glimmerschieferund Metamafit-Proben auf. Die Ursache beruht vermutlich auf unterschiedlichen
Oxidationszuständen
der Proben verschiedener Gesteinsgruppen, die aus mineralogischen Indikatoren abgeleitet
30
werden können (GUIDOTTI 1984). Während die entsprechenden Silikat-Marmorund Glimmerschiefer-Proben
Graphit führen, enthalten Granat-Glimmerschieferund Metamafit-Proben
Magnetit (TaL 2, Fig. 2) und untergeordnet auch Hämatit. Nach GUIDOTTI (1984) wird in Graphit-führenden
Gesteinen eine Mischreihe vom
idealen Muskowit zum Leukophyllit und in Magnetit- oder Hämatit-führenden
Gesteinen eine Mischreihe vom
idealen Muskowit zum Fe-Phengit
Die Tatsache,
Glimmerschiefer)
daß
blauschieferund
grünschieferfazielle
Metapelite
(Granat-Glimmerschiefer
und
sich in ihren Si-Werten kaum unterscheiden, deutet auf Ungleichgewichtsbedingungen
während
der Mitteldruck-Metamorphose
(A)
begünstigt.
hin.
(8)
2
2
SU.141
SU-165
D
D
SU-167
l>
1,6
SU-144
l>
1,6
SU-145
SU-168
0
0
~
~
+
~
SU-171
1,2
~
SU-l46
1,2
*
+
SU-173
•
•
0,8
SU.186
~
+
~
SU-147
•
0,8
SU-148
•
•
SU.149
0,4
0,4
SU.150
I
0
2,4
2,8
3,2
2
3,6
2,4
(AI + Fe'" + Cr) [VI)
(C)
2,8
3,2
3,6
(AI + Fe'" + Cr) [VI)
(0)
2
2
SU.124
SU-166
•
•
SU.176
1,6
SU.125
l>
1,6
•
SU-135
SU.1n
D
~
1,2
SU.179
0
~
+
~
~
,
,f
+
~
0,8
•
1,2
0,8
0,4
0,4
Muskovit
Muskovit
0
0
2
2,4
2,8
3,2
2
3,6
2,4
(E)
2,8
3,2
3,6
4
( AI + Fe'" + Cr) [VI)
(AI + Fe'" + Cr) [VI)
2
SU-157
a
SU-158
•
1,6
SU-163
0
~
1,2
SU-164
~
+
~
SU-180
•
0,8
SU.191
•
SU.233
0,4
•
Abb. 18A-E:
Variations diagramme (Mg+Fe2+) vi gegen (Al+Fe3++Cr)vi
(A)
Gesteinseinheiten:
für Phengite unterschiedlicher
(C)
Silikat-Marmore,
(B)
Granat -Glimmerschiefer,
und
(E) Glimmerschiefer
(D)
und
Metamafite,
Metaquarzite.
0
2
2,4
2,8
3,2
( AI + Fe'" + Cr) [VI)
3,6
4
31
HP-Region
Si
(p.F.)
Sifnos / Griechenland
Tinos / Griechenland
Catalina / Kalifornien
Franciscan / Kalifornien
Seward / Alaska
Sulawesi / Indonesien
6,4
6,5
6,2
6,7
6,2
6,2
-
Tab. 2: Zusammenstellung
von Literaturdaten
7,2
7,5
7,6
7,6
7,0
7,4
Autor
SCHLIESTEDT
1980
BRÖCKER
1990
SORENSEN
1986
MARUYAMA & LIOU 1987
EVANS & PATRICK
1987
diese Arbeit
über Si-Gehalte pro Formeleinheit
in Phengiten aus HP-Regionen.
Werden Seladonit- und (Fe3+ = Alvi)-Substitution mit maximaler Ausdehnung zusammen wirksam, so entsteht das
Endglied Seladonit [K2Fe3+(Mg,Fe2+)2(Sis02o) (OH).). Ohne Seladonit-Substitution
ist keine Fe3+ -Substitution
2
3
möglich (GUIDOTTI 1984). Obwohl Fe + und Fe + mit der Mikrobereichsanalyse
(EDX) nicht unterschieden
werden können, läßt sich eine Abschätzung (s.o.) vornehmen. Die Darstellung im Variationsdiagramm (Mg+Fe2+)vi
= (AI+Fe3++Cr)vi (Abb. 18) zeigt, daß mit der Abschätzung Fe3+ = 0.3Feges eine gute Korrelation verbunden ist.
Ohne diese Abschätzung treten wesentliche Abweichungen von der idealen Mischreihe Muskowit-Seladonit auf. Es
sollte jedoch nicht übersehen werden, daß neben der Fe3+ -Substitution auch die Oxidation (Fe2+)iv +H = (Fe3+)+[)
von Phengit-Mineralrändern
eine Rolle spielt (z.B. beobachtet bei den Proben: SU-166 Kern-Rand Zusammensetzung Tab. A9; SU-180 Taf. 2, Fig. 3).
Ebenso wie der Si-Wert, ist die Summe von Mg und Feges (Abb. 17) Ausdruck der Seladonit-Substitution.
Verglichen mit den d(060)-Röntgenpeaks
diffraktometrischer
Aufnahmen ausgewählter Metapelite (Abb. 19) zeigt
sich bei beiden Verfahren, daß die Phengite der Granat-Glimmerschiefer
nicht so hohe Mg+Feges-Werte erreichen,
wie die Phengite der Glimmerschiefer und Silikat-Marmore.
Obwohl GUIDOTTI & SASSI (1976) darauf hinweisen, daß Karbonate die Mineralchemie der Phengite beeinflussen
und deshalb keine bo-Reflexe röntgenographischer Messungen für die Frage der Zusammensetzung von Phengiten
herangezogen werden sollten, besteht bei den untersuchten karbonatreichen Proben eine gute Übereinstimmung mit
den Mikrobereichsanalysen (EDX) der entsprechenden Phengite.
Ein genereller Einfluß der Gesamtgesteinszusammensetzung
auf die Seladonit-Substitution
und damit auf die
Zusammensetzng von Phengiten ist bei den untersuchten Silikat-Marmoren und Glimmerschiefern wahrscheinlich.
1,512
1,510
1,508
E8
Glimmerschiefer
~
Granat-Glimmerschiefer
•
Silikat-Marmore
1,506
dOGO
1,504
Abb. 19:
1,502
1,500
1,498
0,0
0,2
0,4
(Mg+Fe
0,6
Total )n
10 10(OH)
0,8
2
1,0
Abhängigkeit des d060-Röntgenpeaks
vom (Mg+Fetot)-Gehalt
in Heilglimmern verschiedener
Gesteinseinheiten
(Regressionskurve
von MAXELL &
HOWER (1967).
32
Die Substitution von Ti auf die Oktaederposition von Phengiten wurde z.B. von GUIDOTTI et al. (1977) und
GUIDOTTI (1984) diskutiert. Faktoren die diese Substitution begrenzen sind die metamorphe Fazies, das
Vorkommen oder Fehlen einer Ti-gesättigten Phase wie Rutil oder Ilmenit und die Gesamtgesteinszusammensetzung.
Abgeleitet aus Literaturangaben über Ti-Werte von metamorphen Muskowiten sieht GUIDOTTI (1984) die obere
Grenze bei 0.16 p.F. Die meisten Ti-Werte liegen nach seinen Ermittlungen allerdings unter 0.10 p.F. (s.a.
CIPRIANI et al. 1971).
Phengite aus den untersuchten Granat-Glimmerschiefern,
Glimmerschiefern
und Metamafiten zeigen alle eine
geringe Ti-Substitution (Ti< 0.06 p.F.) mit einem Häufigkeitsmaximum
kleiner 0.02 p.F. bei Glimmerschiefern
und Metamafiten bzw. 0.02 bis 0.04 p.F. bei Granat-Glimmerschiefern.
Anders die Ti-Gehalte der Phengite aus den Silikat-Marmoren, sie zeigen ein breites Intervall von Werten zwischen
< 0.02 und 0.22 p.F. mit einer bimodalen Verteilung der Häufigkeitsmaxima bei< 0.02 bis 0.04 p.F. und bei 0.12
bis 0.14 p.F. Die für Phengite aus blauschieferfaziellen Gesteinen ungewöhnlich hohen Ti-Substitutionen
können
sowohl von der Gesamtgesteinszusammensetzung,
als auch durch das Fehlen einer Ti-gesättigten Phase beeinflußt
sein, nicht aber durch die metamorphe Fazies.
Die Konzentrationen an Cr und Mn sind unbedeutend und erreichen nur vereinzelt Werte bis 0.02 p.F ..
IV.4.2
Paragonit
Die beiden wichtigsten Substitutionen der untersuchten Paragonite sind im Dreieck Paragonit-Muskowit-Margarit
(Abb. 20) dargestellt.
Die Substitution von Paragonit zu Muskowit (K x = Nax) ist mit 1 bis 30 mol% (Schwerpunkt zwischen 5 und 20
mol%) deutlich stärker ausgeprägt als die Substitution zu Margarit (Cax Aliv = Nax Siiv) mit < 1 bis 11 mol%
(Schwerpunkt zwischen< 1 und 5 mol%).
Eine Abhängigkeit zwischen Endgliedzusammensetzung und einzelnen Gesteinseinheiten wurde nicht festgestellt.
MARGARIT
0,4
Abb.20:
0,3
Darstellung der Paragonitzusammensetzung
Paragonit- Muskowit- Margarit.
im Dreieck
o
~ 0,2
x
0,1
°o
PARAGONIT
0,1
0,2
(x 100)
0,3
0,4
MUSKOWIT
Bis auf wenige Ausnahmen liegen die Si-Werte über dem Idealwert von 6.0 p.F. (5.92 bis 6.48 p.F.). Aus diesem
Grund werden die erhöhten Mg+Fe-Gehalte (Abb. 21) der Paragonite auf eine Tschermak-Substitution
vom
Phengit- Typus zurückgeführt (siehe GUIDOTTI 1984).
Obwohl es in der Literatur nur wenige Daten über Fe2+/Fe3+ - Verhältnisse in Paragoniten gibt, kann die
Substitution Fe3+ = Alvi ignoriert werden, da das Feges stets sehr klein ist (M = 0.02 p.F.).
Die Gehalte an Ti, Mn und Cr sind vernachlässigbar gering (jeweils< 0.01 p.F.).
33
GUIDOTTI (1984) diskutiert eine qualitative Druckabschätzung für Paragonite_anhand
der Substitution durch
Muskowit. Unter der Vorraussetzung,
daß die Beziehung zwischen dem Volumen der kristallographischen
Einheitszelle und dem Na/(Na+K)- Verhältnis eine, wenn auch geringe, negative Volumenänderung mit sich bringt
Gesteinen höhere Drucke (bei einer vorge(CHATERJEE & FROESE 1975), führen bei blauschieferfaziellen
gebenen Temperatur)
vermutlich zu einem Anstieg des K-Gehaltes im Paragonit (GUIDOTTI 1984). Diese
Vermutung wird durch die Tatsache unterstützt, daß bei den untersuchten Paragoniten ein hoher K-Gehalt meist
auch mit einer hohen Tschermak-Substitution
verbunden ist.
N
N
30
30
20
20
10
10
o
0
5,96
6,12
6,28
6,44
6,6
0,04 0,12
0,2
0,28 0,36 0,44 0,52
Si
0,6
0,68
K
N
30
20
10
0,04
0,16
0,28
0,4
0,52
Mg + Fe
Abb, 21: Histogramme zur Mineralchemie
Gehalten pro Formeleinheit.
von Paragonit:
HäufigkeitsverteiIung
von Si-,
K-
und
(Mg+Fe)-
Das Diagramm Na/(Na+K) gegen Si (Abb. 22A-D) zeigt koexistierende Paragonit-Muskowit
- Mineralisationen aus
den verschiedenen Gesteinseinheiten. Zum Vergleich sind Bereiche unterschiedlicher Zusammensetzungen aus den
metamorphen Zonen des Sanbagawa-Subduktionsgürtels
(ENAMI 1983) dargestellt.
Die Paragonitzusammensetzungen
weichen deutlich von den Bereichen ab, die für die verschiedenen metamorphen
Zonen des Sambagawa-Subduktionsgürtels
ermittelt wurden. Aus den Zusammensetzungen
der entsprechenden
Phengite, zumindest bei den Glimmerschieferund Granat-Glimmerschiefer
- Proben, ist eine ähnliche Tendenz
zu ansteigenden metamorphen Bedingungen von der Granat- zur Biotit-Zone zu erkennen, wie sie von ENAMI
(1983) beschrieben wurde.
Bei den Phengitzusammensetzungen
unterhalb der Granat-Zone,
mit niedrigen Na-Werten, handelt es sich
entweder um Zersetzungsprodukte
nach Paragonit oder um Bildungen
innerhalb der prograden Chlorit-Zone
(Zuordnung der metamorphen Zonen nach BANNO 1986).
34
(B)
(A)
•
11
'i.:
11
SU-165
SU-124
D
11
11
SU-135
_
I>
Paragonit
I>
Paragonit
SU-168
11
+
•
•
11
CIl
z
SU-233
•
CIl
1,6
:>::
SU-158
Z
SU-167
SU-173
•
CIl
SU-186
Z 0,4
0,4
0
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li
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0
0
6,8
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Si
Si
(0)
(C)
2
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SU-141
11
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7,2
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8
•
Paragonit
0
•
SU-161
•
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-
CIl
CIl
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Z 0,4
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0
6
6,4
7,6
7,2
6,8
6,4
8
6,8
Si
Si
Metamorphe Zonen des Sambagawa - Subduktionsgürtels
Oligoklas - Zone
Abb.
Biotit - Zone
Granat - Zone
22A-D: Darstellung der Zusammensetzung koexistierender Paragonite und Muskowite verschiedener
Gesteinseinheiten
[(A) Glimmerschiefer,
(B) Granat-Glimmerschiefer,
(C) Silikat-Marmore,
(D)
Metamafite] im Diagramm Naj(Na+K) gegen Si-Gehalt pro Formeleinheit. Zum Vergleich sind Bereiche
unterschiedlicher Zusammensetzungen aus den metamorphen Zonen des Sanbagawa-Subduktionsgürtels
dargestellt (ENAMI 1983).
IV.5 Chlorit
Chlorit ist über einen weiten Temperatur-, Druck- und a(H20)-Bereich von der Diagenese bis zur Granulit- und
Eklogit-Fazies stabil (LAIRD 1988). Die untersuchten syn- bis postdeformativ gebildeten Chloritmineralisationen
sind Produkte einer deuterischen oder hydro thermalen Alteration primärer, HP-gebildeter Fe-Mg- Minerale, wie
Glimmer, Pyroxene, Amphibole und Granate. Mit zunehmender grünschieferfazieller Beeinflussung ist eine
Kornvergröberung
der Rekristallisate zu beobachten.
35
(A)
SU-166
0
SU-176
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0,8
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SU-234
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SU-144
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•
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Si
5,5
6
6,5
7
Si
SU-124
SU-170
0
0
SU-l35
I>
SU-180
I>
SU-157
0,8
0
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SU.l64
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SU-191
0,8
•
SU-l58
•
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0,2
SU-233
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0,4
0,2
4
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5
5,5
Si
6
6,5
7
°
4
4,5
5
5,5
6
6,5
7
Si
Abb. 23A-E: Darstellung der Chloritzusammensetzungen verschiedener Gesteinseinheiten im Nomenklaturfeld von
HEY (1954; normiert auf 28 0): (A) Metamafite, (B) Silikat-Marmore, (C) Granat-Glimmerschiefer, (D)
und (E) Glimmerschiefer und Metaquarzite.
36
Die verschiedenen Varietäten der Chlorit-Gruppe
lassen sich am besten durch quantitative chemische Analysen
unterscheiden. Repräsentative Mikrobereichsanalysen
von Chloriten aus vier verschiedenen Gesteinsvariationen
(Glimmerschiefer, Granat-Glimmerschiefer,
Silikat-Marmore und Metamafite) sind in Tab. All wiedergegeben.
Das größte Problem bei der Auswertung von Mikrobereichsanalysen von Chloriten (wie auch bei Amphibolen und
Hellglimmern), ist die Normierung der Daten zu einer Stukturformel. Im allgemeinen wird die Strukturformel von
Chloriten auf der Basis von 14 Sauerstoffatomen berechnet und das gesamte Eisen als Fe2+ verrechnet (LAIRD
1988). Naßchemische Analysen (FOSTER 1962) zeigen, daß Mg-reiche Chlorite bis zu 4 Gew.% Fe203 und Fereiche Chlorite bis zu 20 Gew.% Fe203 enthalten. Es ist jedoch unklar, wie viele Anteile Fe203 durch eine
sekundäre Oxidation der Minerale gebildet werden können.
Die Kationensumme liegt mit einem Mittelwert von 9.99 p.F. (aus 165 Analysen) sehr nahe dem Idealwert von 10
p.F. Die Gehalte an K (bis 0.05 p.F.) und Na (bis 0.12 p.F.) können wegen submikroskopischen Verwachsungen
von Chlorit mit Phengit und / oder Paragonit teilweise überhöht sein.
Die Darstellung im Klassifikationsdiagramm
nach HEY (1954, Abb. 23) zeigt für die einzelnen Gesteinsgruppen
eine mehr oder weniger starke Variation in der Chloritzusammensetzung. Interessanterweise ergeben sich innerhalb
einzelner Proben keine großen Variationen in der Zusammensetzung, außer in Proben, in denen pro grade und
retrograde Chlorite vorkommen (z.B. Probe SU-167). Die trioktaedrischen
14 A - Normal-Chlorite
der untersuchten Gesteinseinheiten bilden eine fast vollständige Mischreihe zwischen den Mg- und Fe- Endgliedern:
_ Mg-Chlorite ( Pennin, nur Rieb.-schief. Probe 234; Klinochlor, nur Silikat-Marmor
- Mg Fe- und Fe Mg-Chlorite ( Pyknochlorit, Ripidolith )
- Fe-Chlorite
(Brunsvigit, Aphrosiderit, Bavalit ).
Probe 161 )
(A)
1,75
(Gra.)-Glim.schief.
c
1,5
Silikat-Marmor
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~ 1,25
«
Metamafite
•
0,75
0,75
Abb.24A,B:
1,75
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1,25
AI [IV]
(8)
(Gra.)-Glim.schief.
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Metamafite
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Mg + Fe)
0,8
•
l>
~
Variationsdiagramme für Chlorit:
(A) Alvi gegen Aliv -Diagramm
veranschaulicht
die Substitution
(Siiv Mg vi = Aliv Alvi), (B)
(Aliv +2Ti+Cr-l)
gegen
Mg/(Mg+ Fe)- Diagramm
veranschaulicht
die Korrelation
zwischen
ansteigender
Tschermak/
DioktaederSubstitution
und
ansteigender
(nach
(Mg = Fe2+)-Substitution
LAIRD 1988).
37
Der Ersatz von Mg durch Fe (Mg = Fe2+ -Substitution) findet hauptsächlich bei einem Si-Wert zwischen 2.5 und 3
p.F. statt. Das Fe/(Fe+Mg)-Verhältnis
variiert zwischen< 0.01 und 0.90 (vgl. BAILEY 1988: 0.01-0.96).
Die zweite wichtige Substitution
Si und Mg ( Siiv Mgvi = Aliv
eine deutliche Korrelation. Für
schuß von Alvi über Aliv. Bei
durch Fe3+ hin.
ist der gekoppelte Ersatz von Al auf der Tetraederund Oktaederposition durch
vi
iv
Al
). Die Darstellung im Variationsdiagramm Al gegen Alvi (Abb. 24A) zeigt
(Granat)-Glimmerschiefer
und Silikat-Marmore besteht kein systematischer Überden Metamafiten deutet ein leichter Alvi-Überschuß
auf einen Ersatz von Alvi
Das Variations diagramm Aliv+2Ti+Cr-l gegen Mg/(Mg+Fe) (Abb. 24B, nach LAIRD 1988) veranschaulicht die
Korrelation zwischen ansteigender Tschermak-/Dioktaeder-Substitution
und ansteigender Mg = Fe2+ -Substitution
für die Entwicklung von HP- über MP- zu LP-Fazies Chloriten. ALBEE (1962) weist darauf hin, daß die
Chloritzusammensetzung
ebenso von der Gesamtgesteinszusammensetzung
kontrolliert
sein kann, wie vom
metamorphen Grad. Da im vorliegenden Fall die Chloritzusammensetzung aus den verschiedenen Gesteinseinheiten
denselben Substitutionstrend zeigen, muß von einer Dominanz des PT -Einflusses ausgegangen werden.
IV.6 Biotlt
Als akzessorisches Gemengteil tritt grün bis grünbrauner
Biotit in einer Glimmerschiefer-,
Glimmerschieferund einer LT -Eklogit- Probe auf. Die unregelmäßig begrenzten Neubildungen
Chlorit verwachsen und daher u.d.M. kaum zu unterscheiden.
zwei Granatsind stets mit
Eine Auswahl repräsentativer Mikrobereichsanalysen,
die den Chemismus der untersuchten Biotite verdeutlichen,
sind in Tab. A12 aufgeführt. Die Berechnung der Strukturformel erfolgte auf der Basis von 22 Sauerstoffatomen
("wasserfreie" Analysen). Das Gesamteisen wurde als FeO verrechnet. Literaturangaben
über Fe3+ -Gehalte
(naßchemische Analysen) aus metapelitischen Gesteinen von 0.1 bis 0.3 p.E. werden nicht unbedingt als Grenzwerte angesehen (GUIDOTTI 1984).
Die untersuchten Biotite entsprechen im wesentlichen der Phlogopit-Annit Mischreihe. Abbildung 25 verdeutlicht,
daß die kombinierte Substitution Alvi Aliv = (Fe, Mg, Mn) vi Siiv (Anteile an Eastonit- und SiderophyllitKomponente) nicht vorhanden bzw. gering ist.
3,0
EASTONIT
SIDEROPHYLLIT
SU.164
2,8
•
SU.167
o
:>
2,6
SU.168
o
SU.179
<i:
t>
2,4
0
2,2
PHLOGOPIT
2,0
0
0,2
0
0 0
Abb.25:
•
••
0,4
ANNIT
0,6
Fe / ( Fe + Mg)
0,8
1,0
Darstellung der Biotitzusammensetzungen im Klassifikationsdiagramm Aliv gegen Fe/(Fe+Mg).
38
IV.7
Epidot / Klinozoisit und Orthit
Epidot / Klinozoisit und Orthit sind während der gesamten Hochdruck- und Grünschiefermetamorphose
stabil. Der
Verbreitungsbereich von Epidot / Klinozoisit beschränkt sich auf die (Granat-) Glimmerschiefer und Metamafite.
Orthit (Taf. 2,Fig. 7) ist ausschließlich in (Granat-) Glimmerschiefern enthalten und bildet häufig den Kernbereich
von Epidotmineralen. Für die meisten Epidotminerale ist ein schaliger Aufbau charakteristisch. Typischerweise
hebt sich eine äußere, stark pleochroitische von einer inneren, schwach pleochroitischen Zone ab. Dies repräsentiert vermutlich ein Überwachsen des blauschieferfaziell gebildeten Epidot I durch grünschieferfaziell gebildeten
Epidot 11 (Taf. 2, Fig. 3).
Zusammensetzung und Chemismus ausgewählter Epidot / Klinozoisit- und Orthit-Analysen
sind in Tab. A14
wiedergegeben. Die Berechnung der Strukturformel erfolgte durch eine Normierung auf 8 Kationen. Nach dem
Auffüllen der Oktaederposition mit Fe3+, wurde überschüssiges Fe als Fe2+ berechnet.
Während die Gehalte an K20 stets Null oder vernachlässigbar gering sind, können MgO, MnO, Na20 und Ti02
bei einzelnen Analysen (besonders beim Orthit) angereichert sein (MgO bis 1,07 Gew.%, MnO bis 1,94 Gew.%,
Na20 bis 0,57 Gew.%, Ti02 bis 0,6 Gew.%). Die analysierten Orthite (Tab. A14) unterscheiden sich vom Epidot
durch hohe Gehalte an seltenen Erden, vor allem Cer und Lanthan (Ce 0,06 - 0,49 p.F., M= 0,23 p.F.; La 0,02 0,25 p.F., M= 0,12 p.F.).
Die Pistazit-Komponente
(Fe3+/Fe3+ +AlV1)
Abb. 26) und liegt damit in einem Bereich,
ralisationen beschrieben wurde (z.B. Sifnos
einschlüsse in Granat der LT-Eklogit-Probe
schwankt im allgemeinen zwischen 0,10 und 0,31 (= 10-31 mol%,
wie er auch von anderen hochdruckfaziell gebildeten Epidotmine- SCHLIESTEDT 1986, Tinos - BRÖCKER 1990). KlinozoisitSU-179 und der Granat-Glimmerschiefer-Probe
SU-168 haben die
niedrigsten Pistazit- Werte von 0,03-0,05 (= 3-5 mol%).
N
15
Im Klinozoisit
/ Epidot
DOrthit
Klinozoisit
10
Epidot
5
o
o
0,05
0,1
0,15
0,2
0.25
0,3
0.35
Fe [3+] / ( Fe [3+] + AI [VI])
Abb. 26: Histogramm
zur Mineralchemie von Klinozoisit,
Komponente [Fe3+ /(Fe3+ +Alvi)).
Epidot und Orthit: Häufigkeitsverteiiung
der Pistazit-
Die anfangs erwähnte optische Zonierung entspricht einer chemischen Zonierung (Taf. 2, Fig. 3). Ausdruck dieser
chemischen Zonierung ist die Pistazit-Komponente: Fe-ärmeren Kernzonen (Epidot I, Ps= 10-23 mol%) stehen Fereichere Randzonen (Epidot 11, Ps= 22-31 mol%) gegenüber. Dieser Zonarbau entspricht einem Kristallwachstum
bei geändertem Fe3+ -Angebot, wobei eine Resorption älterer Kernbereiche nicht ausgeschlossen ist.
39
In der LT -Eklogit-Probe SU-I77 findet man rechteckig begrenzte und bis zu I cm große, xenomorphe EpidotPflaster als Pseudomorphosen nach einer älteren Mineralphase (vermutlich Lawsonit).
IV.8
Lawsonit
Selten sind in den blauschieferfaziellen
und LT -eklogitischen
Gesteinen
Lawsonite erhalten geblieben
(Glimmerschiefer SU-124; Silikat-Marmor SU-141, SU-144, SU-150; LT-Eklogit SU-179). Während in den Metasedimentgesteinen leistenförmige Lawsonitminerale als Nebengemengteil in quarzreichen Lagen auftreten, sind in
der LT -Eklogit-Probe nur reliktische Lawsonit-Einschlüsse,
z.T. verwachsen mit Omphacit und/oder Glaukophan,
in Granatblasten erhalten geblieben (Taf. I, Fig. I und Taf. 2, Fig. 4).
Die Zusammensetzung von Lawsonit (Tab. AB) aus den verschiedenen Gesteinseinheiten
ist bemerkenswert
gleichförmig und liegt nahe der idealen Strukturformel
CaAl2Si20TH20 (OH)2' Die Substitution von AlVI durch
Fe3+ ist stets gering (Metapelite: bis 0,02 p.F.; LT -Eklogit: bis 0,04 p.F.).
IV.9 Feldspäte
In allen untersuchten Gesteinseinheiten kommen syndeformative albitreiche Plagioklase mit Rotationsgefügen und
grünschieferfaziell gesprosste Albit-Blasten vor, die häufig ererbte Schieferungsmerkmale zerstören.
Alkalifeldspäte wurden als akzessorische Gemengteile in zwei Glimmerschieferund zwei Granat-Glimmerschiefer - Proben beobachtet.
Insgesamt wurden 40 Plagioklas- und 14 Alkalifeldspatanalysen
durchgeführt. Beispiele repräsentativer Analysen
zeigt Tab. A15. Die Strukturformel wurde auf der Basis von 8 Sauerstoffatomen ermittelt.
Der
Mittelwert
der
Plagioklaszusammensetzung
liegt
bei
Ab99,3AnO,70rO
und
der
der
Alkalifeldspatzusammensetzung
bei Or97,8Ab2,2AnO' Bereichsweise hohe modale Albitanteile in Glimmerschiefern und
Granat-Glimmerschiefern
können durch eine erhöhte Na- Verfügbarkeit während der Grünschiefermetamorphose
erklärt werden (siehe Kap. VI).
IV.IO
Fe-Chloritoid
und Mg-Karpholit
Fe-Mg Chloritoid aus granatführenden,
metapelitischen Gesteinen von West-Zentral Sulawesi und der Insel
Kabaena und Fe-Karpholit aus Lawsonit-führenden,
metapelitischen Gesteinen von Ost-Zentral Sulawesi wurden
von W.P. de ROEVER (1947, 1951, 1956) beschrieben.
Die Paragenese Fe-Chloritoid - Mg-Karpholit konnte nun auch mit Hilfe der Mikrobereichsanalyse (REM-EDX)
in einer Granat-Glimmerschieferund einer Glimmerschiefer-Probe
(SU-173 bzw. SU-124) von West-Zentral
Sulawesi nachgewiesen werden. HP-metapelitische Gesteine mit der Paragenese Fe-Chloritoid - Mg-Karpholit sind
bisher nur aus wenigen Gebieten bekannt z.B. West-Kreta (SEIDEL 1978, VISWANATHAN & SEIDEL 1979);
Samos (OKRUSCH 1981); Zentral-Kalabrien
(DUBOIS 1976, DUBOIS & KIENAST 1975, E.W.F. de ROEVER &
BEUNK 1971); West-Alpen (GOFFE et al. 1973).
Fe-Chloritoid tritt außerdem in der Glimmerschiefer-Probe
SU-233 und als gepanzerte Relikte in Granatblasten
der Probe SU-186 auf (Taf. 2, Fig. 5).
In Tab. AI6 sind Chemismus und Strukturformeln repräsentativer Chloritoid- und Karpholitanalysen aufgeführt.
Die Si-Molzahl der Chloritoidanalysen, berechnet auf der Basis von 12 Sauerstoffatomen, liegt zwischen 1,99 und
2,02 p.F. (M= 2,00 p.F.). Wie auch bei anderen Orthosilikaten findet kein Ersatz von Si durch AI statt. Größere
Variationen treten in der gemischten Oktaederposition [(Fe2+,Mg,Mn)2(AI,Fe3+)] auf. Am stärksten ausgeprägt ist
die Substitution
von Fe2+ durch Mg. Der Fe/Fe+Mg-Quotient
liegt zwischen 0,72 und 0,90 (Granat-
40
Glimmerschiefer SU -173: 0,73-0,77; Granat-Glimmerschiefer
SU -186: 0,89-0,90; Glimmerschiefer SU -124: 0,820,86; Glimmerschiefer
SU-233: 0,72-0,81). Damit liegt die Zusammensetzung der Chloritoide aus der GranatGlimmerschiefer - Probe SU-173 und der Glimmerschiefer-Probe
SU-233 an der Grenze zum Fe-Mg Chloritoid
(25-50 mol% Mg-Endglied).
Die Strukturformel
der Karpholite wurde auf 5 Kationen berechnet. Wie bei den Chloritoidanalysen
ist die
Substitution von Fe2+ durch Mg am stärksten ausgeprägt (Granat-Glimmerschiefer
SU -173: Fe/Fe+Mg= 0,19-0,24;
Glimmerschiefer
SU-124: Fe/Fe+Mg= 0,29-0,43). Während nennenwerte Gehalte an Alkalien bisher nur aus
manganreichen Karpholiten beschrieben wurden (z.B. CHASHKA et al. 1973: K20= 4,07 Gew.%, Na20= 0,68
Gew.%), enthalten die untersuchten Mg-Karpholite 0,21-1,12 Gew.% (M= 0,60 Gew.%) Na20.
Die Bedeutung koexistierender Chloritoid-Karpholit
Mineralisationen erkannte E.W.F. de ROEVER (1977): beide
Phasen werden mit steigendem Metamorphosegrad Mg-reicher. Im schematischen T -x - Diagramm (Abb. 27) nach
E.W.F. de ROEVER (1977) ist die Fe/Mg-Verteilung
analysierter Chloritoid-Karpholit
- Paare dargestellt. Die
Gleichgewichtsbeziehungen
basieren auf Daten koexistierender
(Fe,Mg) Karpholit-Chloritoid
- Paare von
Kalabrien (DUBOIS 1976) und Vianos/Kreta (SEIDEL & OKRUSCH 1977).
Die vorliegenden Analysenergebnisse
bestätigen die Temperaturabhängigkeit
der Gleichgewichtseinstellungen,
lassen aber auf eine abweichende Steigung für den Verlauf der Gleichgewichtsbeziehung
Chloritoid + Karpholit +
Quarz = Chloritoid + Quarz schließen. Neben unterschiedlichen Druckverhältnissen und Gesamtgesteinszusammensetzungen kann auch die von SEIDEL & OKRUSCH (1977) aufgestellte "Gleit-Gleichgewichts"-Reaktion:
(Fe,Mg)-Karpholitl
+ Chlorit 1 =
(Fe,Mg)-Karpholitl_2
+ (Fe,Mg)-Chloritoidl_2
+ Chloritl_2
(Fe,Mg)-Chloritoid2 + Chlorit2 + Quarz + H20
einen Einfluß auf die Gleichgewichtslage
von Chloritoid-Karpholit
+ Quarz + H20 =
- Paaren haben.
Hoher P H 2 0
Chloritoid + Karpholit +
T
Quarz
~ Chloritoid +
:
Quarz
(Mg ,Fe )-Karpholit
(Fe ,Mg)-Karpholit
Abb.27:
50
Mg
l>
o
Kalabrien (DUSOlS
1976)
VianosiKreta
(SEIDEL & OKRUSCH
1977)
1'-,,::>1
e
t
Fe
Granat.Glimmerschiefer
Glimmerschiefer
I Probe 173
I Probe 124
Chloritoid aus Granatzerfalli
Probe 186
Darstellung von Fe/Mg- Verhältnissen
koexistierender
(Fe, Mg) bzw. (Mg, Fe)Karpholit - Chloritoid Paare
im schematischen
T-X
Diagramm nach E.W.F. de
ROEVER (1977) und SEIDEL
& OKRUSCH (1977).
41
IV.ll
Rutil, Ilmenit und Titanit
Hochdruckfaziell gebildeter Rutil aus Granat-Glimmerschiefern,
Granat-Glaukophanschiefern
und LT -Eklogiten
tritt häufig nur noch als gepanzerter Einschluß in Granat, Phengit oder Epidot auf und wird retrograd durch
Ilmenit und/oder Titanit ersetzt (Taf. 2, Fig. 6, 7).
Titanit ist die wichtigste grünschieferfazielle
Ti-Phase aller untersuchten Gesteinseinheiten und bildet entweder
hypideomorphe Kristalle (Silikat-Marmore und Glimmerschiefer) oder Säume um hochdruckfaziellen Rutil.
Rutil und Ilmenit haben praktisch
(Mg ,Mn) = Fe2+ ist stets gering.
stöchiometrische
Zusammensetzungen
(Ti02
und FeTi0 );
3
die Substitution
Einige Titanit-Analysen
sind in Tab. Al7 zusammengestellt. Die Schwankungsbreite der AI 0 Gehalte von 1,18
2 r
bis 5,67 Gew% zeigt, daß es sich um Tief- bis Mitteldruck - Titanite handelt (FRANZ & SPEAR 1985). Die
Gehalte an Fe203 können maximal 1,34 Gew.% ausmachen, liegen aber meist zwischen 0,2 und 0,5 Gew.%. Die
Oxidsumme reicht von 97,17 bis 100,55 Gew.% (M= 99,1 Gew.%) und liegt damit meist unterhalb des Idealwertes
für reinen CaTiSi05 von 100 Gew.%. Die dominierende Rolle bei der Kristall-Chemie von Titaniten spielt die
= AI (OH,F) (FRANTZ & SPEAR 1985), die zum hypothetischen Endglied CaAISi0 (OH,F)
Substitution Ti
4
führt (OH und F wurden nicht analysiert). Systhematische Analysenfehler bei den Hauptelementen und die
Substitution Si4+ = 4H+ (ROSENBERG 1974) sind für die beobachteten Oxidsummen-Defizite
auszuschließen, da
zum einen Oxidsummen von 100 Gew.% öfters erreicht werden und zum anderen der durchschnittliche Si0 2
Gehalt von 30,79 Gew.% leicht über dem Idealwert von 30,65 Gew.% liegt.
°
Abb.28:
Silikat-Marmore
Im.!
Gra.-Glimm.-schiefer
0,9
W
Ti
Metamafite
0,8
Glim.-schiefer
[2j
0,7
0,1
0,2
AI+ Fe'"
0,3
0,4
Variationsdiagramm
Ti gegen
AI+Fe3+ für Titanite unterschiedlicher
Gesteinseinheiten.
In Abb. 28 ist Ti gegen
(Al+Fe3+)
aufgetragen.
Es
besteht
eine
fast perfekte,
inverse Korrelation zwischen Ti
und
(Al+Fe3+).
Während
Titanite aus Silikat-Marmoren,
Granat-Glimmerschiefern
und
Metamafiten
relativ
eng
3
begrenzte
(Al+Fe +)- Werte
aufweisen,
zeigen
die der
Glimmerschiefer
eine
breite
Streuung.
Die Reaktion Rutil + Kalzit + Quarz = Titanit + CO2 (SCHUlUNG & VINK 1967) kontrolliert im wesentlichen
die Stabilität von Titanit und Rutil. Unter retrograden PT -Bedingungen läßt das Auftreten von Titanit statt Rutil
auf einen sehr niedrigen CO2-Partialdruck der fluiden Phase schließen (z.B. ERNST 1972).
IV.12
Karbonate,
Erze, Apatit und Graphit
Kalzit, Dolomit und untergeordnet auch Siderit sind die Hauptbestandteile der Silikat-Marmore. Für ausgewählte
Silikat-Marmorproben
wurde das Kalzit-Dolomit Geothermometer nach POWELL et al. (1984) angewendet (s. Kap.
V.I.1.5). Kalzit-Cluster (Taf. 2, Fig. 7) oder dispers verteilte Kalzite treten in allen übrigen Gesteinseinheiten mit
wechselnden Volumenanteilen auf.
42
Hämatit und Magnetit sind als akzessorische Gemengteile in Granat-Glimmerschiefern,
Metamafiten und teilweise
in Glimmerschiefern
vorhanden. Während die tafelförmig ausgebildeten
Hämatitkristalle
stets Korrosionserscheinungen zeigen und bis zu 5,5 Gew.% Ti02 (Ilmenit-Komponente)
enthalten, hat der Magnetit ideomorphe
Kristallformen und eine stöchiometrische Zusammensetzung (Fe304). Abgeleitet aus Strukturbeziehungen
stellt der
Magnetit gegenüber dem Hämatit eine jüngere Phase dar. Es wird vermutet, daß Hämatit eine reliktische Phase des
primären Mineralbestandes ist.
Pyrit kann in allen untersuchten
Gesteinseinheiten
auftreten.
Apatit ist in allen untersuchten Gesteinseinheiten
ein weitverbreitetes Nebengemengteil und ist während der
gesamten HP-Metamorphose
stabil. Neben dispers verteilten Apatitkristallen
sind auch Mineralanhäufungen,
vermutlich durch Sammelkristallisation entstanden, zu beobachten (Taf. 2, Fig. 8).
Die vorliegenden Proben wurden nicht systematisch auf Graphit hin untersucht. Nach einer speziellen Gesteinsaufbereitung
wurde an vier ausgewählten Graphit-führenden
Silikat-Marmor-Proben
der Ordnungsgrad
im
Graphitgitter röntgendiffraktometrisch
(Meßmethode nach LANDIS 1971) ermittelt. Die Kristallinität (Dx= 2.5,
4.8,11.3 und 13.9) entspricht nach der Klassifizierung von LANDIS (1971) einem Ordnungsgrad von dl und d2 (s.
Kap. V.I.l.6).
v
ABSCHÄTZUNG
V.l
DER BILDUNGSBEDINGUNGEN
Geothermobarometrie
Die Bestimmung von PT-Bedingungen
metamorpher Gesteine (Geothermometrie
und Geobarometrie)
ist ein
wesentlicher Bestandteil innerhalb der petrologischen Mineralogie. In der Regel können Temperaturen und Drucke
bei geochemischen Prozessen nicht direkt ermittelt werden. Selbst oberflächennahe Gesteinseinheiten bis einige
Kilometer Tiefe können nur mit sehr aufwendigen Bohrungen erschlossen werden.
Bei der Ermittlung von Bildungstemperaturen und -drucken von Mineralen ist man auf experimentell bestimmte
und/oder thermodynamisch
berechnete Phasen-Gleichgewichte
angewiesen, um eine vergleichende Geothermobarometrie metamorpher Mineralvergesellschaftungen
zu ermöglichen. Das Grundprinzip der Geothermobarometrie
basiert auf einer physikalisch-chemischen
Gleichgewichtseinstellung
von Mineralphasen während der maximalen
PT -Bedingungen der Metamorphose. Diese Gleichgewichtseinstellung muß bei abnehmenden PT -Bedingungen stabil
bleiben. Dies ist wegen der katalytischen Wirkung von Wasser bzw. der fluiden Phase besonders dann möglich,
wenn mit steigendem Metamorphosegrad die noch vorhandenen fluiden Phasen abgegeben oder chemisch gebunden
werden und das System während des retrograden Stadiums relativ trocken ist.
Eingefrorene Mineralgleichgewichte
bleiben sonst nur dann erhalten, wenn die metamorphen Gesteine schnell in
niedrige PT-Regime gelangen. Eine langsame Abkühlungsrate und damit verbundene erhöhte Fluid-Gesteins Austauschreaktionen führen gewöhnlich zu retrograden Gleichgewichtsentwicklungen
(z.B. BOHLEN & LINDSLEY
1987).
Die Geothermobarometrie
ist eine zuverlässige Methode und findet sinnvolle Anwendungen, wenn allgemeine
Randbedingungen (vgl. ESSENE 1982, HODGES & CROWLEY 1985, HODGES & McKENNA 1987, BOHLEN &
LINDSLEY 1987) berücksichtigt
werden. Übertragungen
oder Extrapolationen
experimenteller
und thermodynamischer Kalibrierungen auf natürliche, strukturell vergleichbare Mineralvergesellschaftungen
sind im Einzelfall genauso kritisch zu diskutieren,
wie spätere Änderungen in der chemischen Zusammensetzung
(z.B.
Als
Fe2+ /Fe3+ _Verhältnis) und Fehler bei der Abschätzung des Fe3+ -Gehaltes aus Mikrobereichsanalysen.
Geothermometer bzw. Geobarometer eignen sich alle Reaktionen, deren Gleichgewichtskonstanten
eine große bzw.
43
geringe Steigung dP / dT im PT-Diagramm aufweisen. Dies wurde auch unter Berücksichtigung petrographischmikrostuktureller Beobachtungen und mineralchemischer Daten bei der Auswahl repräsentativer Mineralpaare für
ein gegebenes Geothermometer
bzw. Geobarometer
berücksichtigt.
Mit denselben Mineralpaaren
wurden
gegebenenfalls Berechnungen für verschiedene Kalibrierungen durchgeführt.
Die wichtigsten PT -Berechnungen
und Gleichgewichtsreaktionen
sind in Abbildung 32 dargestellt.
V.l.I Geothermometrie
V.l.l.I
Elementverteilungen
Aus der Verteilung von Elementen zwischen verschiedenen Phasen in einem Gestein können Aussagen über
chemische Gleichgewichtsbedingungen
abgeleitet werden. Der Fe2+ -Mg - Austausch zwischen koexistierenden
Silikatmineralen ist geochemisch gut untersucht und belegt. Beide Kationen sind sich chemisch sehr ähnlich: sie
haben die gleiche Ladung, ungefähr den gleichen Ionenradius und werden bei vielen Silikatmineralen nur auf
einem bestimmten Gitterplatz- Typ eingebaut. Seine Anwendung findet der Fe2+ - Mg - Austausch innerhalb der
Geothermometrie, da die entsprechenden Reaktionen von einer geringen Volumenänderung, aber von einer großen
Entropieänderung
begleitet werden (ESSENE 1982) und damit fast druckunabhängig sind. Die in dieser Arbeit
verwendeten Geothermometer (Granat-Omphacit,
Granat-Phengit
und Granat-Chlorit)
werden in den Kapiteln
V.l.l.2, V.l.l.3 und V.1.1.4 beschrieben.
Aus der Fe2+ -Mg - Verteilung (XMg=Mg/Mg+Fe2+)
koexistierender
verschiedenen untersuchten Gesteinseinheiten folgende Fraktionierungsreihen
HP-Minerale
ergeben sich für
mit abnehmendem Mg-Anteil:
die
Silikat-Marmore: Phengit (M XMg=0,83) > Glaukophan (M XMg=0,68) > Chlorit (M XMg=0,53)
Granat-Glimmerschiefer:
Phengit (M XMg=0,82) > Glaukophan (M XMg=0,65) > Chlorit (M X =0,53) >
Mg
Chloritoid (M XMg=0,24) > Granat (M XMg=0,04 bzw. 0,15)
Metamafite: Phengit (M XMg=O, 78) ~ Omphacit (M XMg=0,75) > Glaukophan (M XMg=0,66) > Chlorit
(M XMg=0,54) » Granat (M XMg=0,05 bzw. 0,15).
Die Regelmäßigkeiten in der Elementverteilung zwischen den aufgeführten Phasen lassen - zumindest in Bezug auf
Fe2+ und Mg - auf eine generelle chemische Equilibrierung während der HP-Metamorphose schließen. Bei den
LT -Eklogiten können im Einzelfall Umkehrungen im XMg-Anteil von Phengit und Omphacit auftreten. Der Fe2+_
Anteil der Phengite wurde mit der Abschätzung Fe3+= 0,3 Fege. ermittelt (vgl. Kap. IVA). Die erstaunlich
konstanten Mg- Anteile bei der beobachteten Abfolge von Phengit, Glaukophan, Chlorit und Granat aus
metamafischen- und metapelitischen Gesteinen sprechen für eine chemisch homogene Entwicklung während der
HP-Metamorphose, unabhängig von der Gesteinszusammensetzung.
Ähnliche Mg-Fraktionierungsreihen
Gesteinen von Sifnos/Griechenland
Reihen abnehmenden Mg-Anteils:
wurden von SCHLIESTEDT (1980) und MEYER (1983) an mafischen HPbzw. aus den Alpen (Allalin-Gabbro)
ermittelt., Es ergaben sich folgende
Phengit > Omphacit > Glaukophan » Granat
Talk> Phengit ~ Omphacit ~ Glaukophan > Chlorit>
Mg-Chloritoid
> Granat
(SCHLIESTEDT 1980)
(MEYER 1983).
Die Fe2+ -Mg - Verteilungen zwischen Granat-Omphacit-,
Granat-Phengitund Granat-Chlorit - Paaren, deren
Nachbarschaft eine Gleichgewichtsbeziehung
vermuten lassen, sind in den Nernst-Diagrammen
der Abb. 29
von der
dargestellt.
Obwohl der Betrag der Verteilungs koeffizienten
[KDI,n=(Fe2+ /Mg)I/(Fe2+ /Mg)n]
Zusammensetzung abhängig ist, sind die relativen Verhältnisse wegen der chemischen Gleichgewichtseinstellung
von diesem Effekt nicht betroffen. In den Diagrammen der Abb. 29 sind die mittleren Verteilungskoeffizienten
44
(K ) mit einem Fehlerintervall
D
Abschätzungen).
von jeweils
Granat-Phengit
30
:f:
10% angegeben
(kalkuliert
30 Granat-Omphacit
aus analytischen
Fehlern
und Fe3+-
30 Granat-Chlorit
24,7
iii
c
/
~
9,9
C>
I.
Oi
~ 20
+'
~
/
20,4
I
1.'1
11/
Cl>
~
0
0
0
1
(Fe[2+J I Mg) Pheng~
SU 165
SU 186
c
I!;
10
10
SU 166
SU 167
l>
SU 177
SU 179
•
0
(Fe[2+]I
2
1
1
Mg) Omphacit
(Fe[2+]I
SU 177
SU 179
SU 165
SU 186
•
c
Mg) Chlorit
SU 166
l>
SU167
SU 168
SU 177
SU 179
•
Abb. 29: Nernst-Diagramme zur Fe2+ -Mg - Verteilung zwischen koexistierenden Phasen (Granat-Phengit, GranatOmphacit, Granat-Chlorit). Durchgezogene Linien mit Zahl: mittlerer KD = «Fe2+ /Mg)I / (Fe2+/Mg)n)'
gestrichelte Linien: Abweichung von :f: 10% vom mittleren KD.
Die Bestimmung des Verteilungskoeffizienten
erfordert intensive und sorgfältige Mikrobereichsanalytik.
Um
einheitlich den Zustand des maximalen Metamorphosegrades zu erfassen, wurden die Randzusammensetzungen
idiomorpher Granate (Volumendiffusion im Granat ist bei Temperaturen < 600-700 .C vernachlässigbar, TRACY
1982) und chemisch nicht oder nur wenig zonierter Omphacite, Phengite und Chlorite verrechnet. Eine Ausnahme
bilden drei Analysenpaare von Omphacit-Einschlüssen
innerhalb von Granatblasten der LT -Eklogit - Probe SU2
177. Die systematische Entwicklung in der Fe + -Mg - Verteilung zwischen koexistierenden
Mineralpaaren
einzelner Probengruppen
spricht für die Existenz einer metamorphen
Zonierung,
die sich u.a. in den
Mineralvergesellschaftungen
der Granat-Glimmerschiefergruppe
(Zuordnung nach ENAMI 1983) Albit-ChloritGranat (Granat-Zone) und Albit-Chlorit-Granat-Biotit
(Albit-Biotit - Zone) widerspiegelt.
V.1.1.2 Granat - Omphaclt Geothermometer
Die Fe2+ -Mg - Verteilung zwischen koexistierenden Granat-Klinopyroxen
- Paaren ist stark temperaturabhängig
und bildet ein wichtiges Mineralthermometer für Eklogite und eklogitische Gesteinstypen. Der Austausch zwischen
Fe2+ und Mg kann durch die Reaktion
ausgedrückt werden. Die PT -Abhängigkeit des Verteilungskoeffizienten
(KD) wurde von RAHEIM & GREEN
(1974) experimentell für Eklogite mit basaltischer Zusammensetzung im Bereich von 20-40 kbar und 600-1400 .C
mit einem Na-armen Klinopyroxen und einem Ca-armen Granat kalibriert. ELLIS & GREEN (1979) zeigten
an hand experimenteller Studien, daß Variationen im Grossular-Gehalt [Ca/(Ca+Mg+Fe)) von Granaten bedeutende
45
Auswirkungen auf den Verteilungskoeffizienten
(KD) haben. Sie kalibrierten das Mineralthermometer
von 24-30 kbar und 750-1300 °C neu, indem sie KD als Funktion von T, P und XCa,Gra bestimmten:
im Bereich
T (OK) = [3104 XCa,Gra + 3030 + 10,86 P(kbar)] / (InKD + 1,9034).
Zusätzliche experimentelle Daten und Neuabschätzungen führten zu überarbeiteten Kalibrierungen (z.B. POWELL
1985, KROGH 1988), die deutliche Unterschiede im Temperaturbereich
< 500-600 °C zeigen.
Während die berechneten Temperaturabweichungen
aus den KD- Thermometern von ELLIS & GREEN (1979) und
POWELL (1985)
T (OK) = [2790 + 10 P(kbar) + 3140 XCa,Gra] / (1,735 + InKD)
gering sind (CARSWELL & GIBB 1987), liegen die Temperaturen aus dem Thermometer von KROGH (1988)
deutlich tiefer. KROGH (1988) stellte fest, daß die von ELLIS & GREEN (1979) ermittelte lineare Beziehung
zwischen InKD und XCa,Gra im Zusammensetzungsbereich
XCa,Gra=0,10-0,50
eher einem Potenzgesetz entspricht:
T (OK) = [-6173 (XCa,Gra)2 + 6731 XCa,Gra + 1878 + 10 P(kbar)] / (lnKD + 1,393).
Der Jadeit-Gehalt von Klinopyroxenen aus metamafischen Eklogiten soll nach KOONS (1984) und KROGH (1988)
keinen Einfluß auf den Verteilungskoeffizienten
KD haben.
Die mit dem Granat-Omphacit
- Thermometer ermittelten Temperaturen für die beiden LT -Eklogit - Proben SU177 und SU-179 (berechnet für einen Umschließungsdruck von 13 kbar, vgl. Kap. V.L2) reichen von 530 bis 560
°C (nach ELLIS & GREEN 1979), von 510 bis 540°C (nach POWELL 1985) und von 480 bis 510 °C (nach
KROGH 1988). Temperaturen
aus Omphacit-Einschlüssen
in Granatblasten der Probe SU-I77 liegen etwas
niedriger (520-530 °C nach ELLIS & GREEN 1979; 500-510 °C nach POWELL 1985; 470-480 °C nach KROGH
1988) und repräsentieren vermutlich die Temperaturen während der Hochdruck-Kristallisation.
Der GrossularGehalt (XCa,Gra) von Granaten, die für die thermometrischen Berechnungen verwendet wurden, liegen zwischen
0,26 und 0,31.
Aus dem Vergleich mit dem Granat-Phengit
Geothermometer (vgl. Kap. V.LL3) scheint die Kalibrierung von
POWELL (1985) für die bearbeiteten LT-Eklogite gegenwärtig die beste Methode darzustellen.
Da die experimentellen Bestimmungen von ELLIS & GREEN (1979) und POWELL (1985) nur bis 750°C hinunter
ausgeführt wurden, bedeutet die Anwendung dieser Geothermometer auf die vorliegenden LT -Eklogite eine
Extrapolation von 200-250 °c. Die entsprechenden Daten zur Granat-Omphacit
Thermometrie sind in Tab. AI8
dargestellt.
V.l.l.3
Granat - Phengit Geothermometer
Phengitischer Hellglimmer ist eine wichtige HP-Mineralphase
(vgl. Kap. IVA.l) und wegen der Fe2+ -Mg
Austauschreaktion
mit Granat ein potentielles Geothermometer
mit weiten Anwendungsmöglichkeiten
in
verschiedenen HP-Fazies - Gesteinen (Eklogite und Metapelite). Die Granat-Phengit Fe2+ -Mg Austauschreaktion
kann ausgedrückt werden durch:
Auf der Basis experimenteller Daten von RAHEIM & GREEN (1974) kalibrierten KROGH & RAHEIM (1978) ein
vorläufiges Thermometer für den begrenzten Bereich basaltischer Gesteinszusammensetzung.
46
Tatsächlich ist der Verteilungskoeffizient
sondern auch vorn CaO-Gehalt
und
KD aber nicht nur abhängig von Temperatur und Umschließungsdruck,
dem MgO/(MgO+FeO)- Verhältnis der Gesamtgesteinszusammensetzung
(GREEN & HELLMAN 1982).
Experimentelle Untersuchungen mit natürlichen Phengiten im Bereich von 20- 35 kbar und 800-1000 °C führten
zur Kalibrierung
eines Geothermometers
für drei verschiedene
Gesteinszusammensetzungen
(GREEN &
HELLMAN
1982):
A - für Systeme mit niedrigem Ca-Anteil und XMg ~ 67
T("K) = 5560 + 0,036 P(bar) / InKD + 4,65
B - für Systeme mit niedrigem Ca-Anteil und XMg ~ 20-30
T("K) = 5680 + 0,036 P(bar) / InKD + 4,48
C - für basaltische Systeme und XMg ~ 67
T(OK) = 5170 + 0,036 P(bar) / InKD + 4,17
Diese Kalibrierung soll auch für den Temperaturbereich
kleiner 800°C ihre Gültigkeit haben. Aus Vergleichen
zwischen Phengitzusammensetzungen
untersuchter
Gesteinseinheiten
und denen aus Gesteinsgruppen
unterschiedlicher Zusammensetzung von GREEN & HELLMAN (1982) kommt für die Metamafit-Proben
ihr System C
(basal tisch mit X
~ 67) und für die Metapelit-Proben ihr System A (pelitisch, niedriger Ca-Gehalt, XMg ~ 67)
Mg
in Frage. Die Abschätzung des Fe3+ -Gehaltes von Phengiten ist in Kapitel IVA ausführlich diskutiert und dargestellt.
Bei einem Umschließungsdruck
von 13 kbar (vgl. Kap. V.1.2) liegen die ermittelten Temperaturen aus dem
Thermometer nach GREEN & HELLMAN (1982) für die LT-Eklogite zwischen 530 und 550°C und für die
Granat-Glimmerschiefer
- Probe SU-167 zwischen 560 und 570°C.
Die Temperaturen
der GranatGlimmerschiefer
- Proben SU-165, SU-186 und der Glaukophanschiefer-Probe
SU-166 liegen bei einem
angenommenen Umschließungsdruck
von 10 kbar (vgl. Kap. V.1.2) zwischen 470 und 490°C. Die entsprechenden
Daten zur Granat-Phengit Thermometrie sind in Tab. AI9 dargestellt.
V.1.1.4 Granat - Chlorit Geothermometer
Granat, Chlorit und Quarz koexistieren in vielen metapelitischen Gesteinen. Wenn diese Minerale im Gleichgewicht
gebildet werden, kann der Fe2+ -Mg Austausch zwischen Granat und Chlorit zur Temperaturbestimmung
verwendet
werden (GHENT et al. 1987a, GRAMBLING 1990). Die Temperaturabhängigkeit
wird nach GRAMBLING (1990)
durch das Reaktionsgleichgewicht
gesteuert.
Während das Granat-Chlorit Geothermometer von GHENT et al. (1987a) aus der Kombination des experimentell
kalibrierten Granat-Biotit Thermometers von FERRY & SPEAR (1978) und dem empirisch ermittelten GranatBiotit Thermometer von LANG & RICE (1985) abgeleitet wurde, basiert das Geothermometer von GRAMBLING
(1990) auf thermodynamischen Berechnungen [KO=(Mg/Fe)Gra/(Mg/Fe)chl]:
T (OK) = 2109,92 + 0,00608 P(bar) / 0,6867 - InKO
T ("K) = 0,05 P(bar) + 4607 InKO + 24156 / 19,02
Beide Geothermometer
(GHENT et al. 1987a)
(GRAMBLING 1990)
weichen weniger als 10% voneinander ab.
Bei der Auswahl koexistierender Granat-Chlorit Paare wurde darauf geachtet, daß kein Chlorit aus dem grünschieferfaziellen Zersatz von Granat für die Temperaturberechnungen
verwendet wurden. Oie Temperaturen liegen
47
für die beiden Granat-Glimmerschiefer
- Proben SU -165 und SU -186 (bei einem Umschließungsdruck
von
10 kbar. vgl. Kap. V.I.2) zwischen 450 und 465°C (nach GHENT et al. 1987a) bzw. 460 und 475°C (nach
GRAMBLING
1990) und für die Granat-Glimmerschiefer
- Proben SU -167 und SU -168 (bei einem
Umschließungsdruck
von 13 kbar. vgl. Kap. V.I.2) zwischen 540 und 570°C (nach GHENT et al. 1987a und
Grambling 1990). Zusammen mit den Ergebnissen der Granat-Phengit
Thermometrie,
spiegeln die Temperaturverteilungen die schon in Kapitel IVA.2 erwähnten Unterschiede in der Mineralvergesellschaftung
innerhalb
der Granat-Glimmerschiefergruppe
wider (Granat-Zone, Albit-Biotit - Zone).
Die entsprechenden
Daten zur Granat-Chlorit
V.1.1.5
Thermometrie
sind in Tab. A20 dargestellt.
Kalzit - Dolomit Geothermometer
Das Kalzit-Dolomit Thermometer von POWELL et al. (1984) wurde bei 3 und 5 kbar für das System CaCO
r
MgCOrFeC03
im Bereich von 300-500 °c kalibriert. Es beruht auf temperaturabhänigen
Löslichkeitsunterschieden von Mg in Kalzit, der in direkter Nachbarschaft von Dolomit auftritt und einer experimentell
ermittelten Pe-Korrektur. Bei Temperaturen über 500°C und einer mittleren Sauerstoffaktivität wird in Anwesenheit von Magnetit (oder Hämatit) die Löslichkeit für PeC03 in Karbonaten stark herabgesetzt, während die
koexistierenden
Karbonate unterhalb dieser Temperatur eine beachtliche Menge PeC03 enthalten können
(POWELL et al. 1984). Obwohl Dolomit vielmehr Pe einbauen kann als der koexistierende Kalzit, kann der Kalzit
mehr Pe enthalten als Mg (GOLDSMITH et al. 1962).
Im Xpe,dol gegen XMg,CC-Diagramm (Abb. 30) von POWELL et al. (1984) sind die korrespondierenden
Isothermen für Kalzit-Dolomit Vergesellschaftungen und die Ergebnisse für fünf exemplarisch bearbeitete SilikatMarmor - Proben (SU-141, -142, -145, -148, -149) dargestellt.
0,4
0,3
~
SU 141
•
•t>
SU 142
SU 148
[J
SU149
SU 145
0
"0
ai 0,2
u..
x
Abb.30:
0,1
Kalzit
Dolomit
Geothermometer
für
ausgewählte
SilikatMarmor - Proben (nach
POWELL et al. 1984).
o
o
0,01
0,02
Insgesamt stehen einer breiten Streuung der XMg,cc-Gehalte
gegenüber, die sich allerdings in zwei voneinander getrennte
SU-149; 11: 0,3-0,4 für SU-141, SU-142). Die Unterschiede
der Karbonatvergesellschaftung
zurückzuführen: SU-141 und
SU-149 Kalzit-Dolomit.
0,03
0,04
0,05
0,06
0,07
XMg,CC
(0,005-0,045) relativ eng begrenzte Xpe,dol-Gehalte
Bereiche gliedern (I: 0,125-0,18 für SU-145, SU-148,
im Xpe,dol-Gehalt sind auf folgende Unterschiede in
SU-142 Kalzit-Dolomit-Siderit,
SU-145, SU-148 und
48
Da der MgCOrGehalt
im Kalzit mit ansteigendem metamorphen Grad zunimmt, werden die Temperaturen
Kalzit-Dolomit Gleichgewichtseinstellung
der einzelnen Proben für maximale MgCOrGehalte
angegeben:
SU-14l
SU-142
SU-145
Der Fehler,
der sich zusammensetzt
Isothermen, beträgt etwa
:I:
SU-148
SU-149
375 - 400°C
400 - 425 °C
490 - 510°C
aus Analysenfehler
für die
450 - 475°C
490 - 510 °C
der Karbonatzusammensetzung
und
FestJegung
der
30°C.
DACHS (1990) berechnete aus einem experimentell neu bestimmten Kalzit-Dolomit
Solvus und einer von
ANOVITZ & ESSENE (1987) thermodynamisch modellierten Fe-Korrektur ein überarbeitetes Geothermometer (für
einen Druck von 5 kbar), basierend auf den FeCOr und MgCOrAnteilen
im Kalzit der Kalzit-Dolomit Vergesellschaftung. Temperaturen, die aus diesem Geothermometer abgeleitet wurden, liegen ca. 10-20 °C unterhalb der
ermittelten Temperaturen aus dem Thermometer von POWELL et al. (1984).
Zusammen mit den in Kapitel V.l.2 abgeleiteten Druckbedingungen für die Silikat-Marmore muß davon ausgegangen werden, daß die primäre HP-Karbonatphase
Aragonit war (JOHANNES & PUHAN 1971). BROWN et al.
(1962) zeigten, daß bei T > ca. 400°C eine schnelle Inversion von Aragonit zu Kalzit während der retrograden
Metamorphose stattfindet.
Aragonit sollte während der maximalen Versenkungsmetamorphose
die primäre Karbonatphase gewesen sein ( vgl.
JOHANNES & PUHAN 1971, CARLSON & ROSENFELD 1981). Diese Hypothese wird durch das Vorkommen
von prismatischen Kalzit-Pseudomorphosen,
die als ehemalige Aragonit-Prismen interpretiert werden, bestärkt.
V.1.1.6 Graphit Geothermometer
Die Ergebnisse der röntgendiffraktometrischen
Untersuchungen
an vier ausgewählten Silikat-Marmor
- Proben sind
in Tab. 3 dargestellt.
SU - 141
2,5
Ordnungsklasse
nach LANDIS (1971)
d2
SU - 142
4,8
d1
SU - 145
13,9
d1
SU - 149
11,3
d1
Probe
Ordnungs grad
(Dx)
Tab. 3:
Ordnungsgrad im Graphit-Kristallgitter
aus Silikat-Marmoren.
Nach LANDIS (1971) 1st der Ordnungsgrad 1m GraphIt-KrIStallgItter
temperaturabhängig
und irreversibel. Da
jedoch Analysenparameter
wie Schichtdicke der Präparate, unterschiedliche Korngrößen und Dämpfungsrate am
Röntgendiffraktometer
einen direkten Einfluß auf den Dx-Wert haben, sollte die Bestimmung des Ordnungsgrades
nur für ein qualitatives Geothermometer Verwendung finden. Die Stabilitäts felder von Graphiten unterschiedlicher
Kristallinität im PT-Diagramm (Abb. 31) nach LANDIS (1971) lassen für die untersuchten Silikat-Marmore auf
einen Temperaturbereich
der Graphitkristallisation
von ca. 350-500 °C schließen. Quantitative Temperaturbestimmungen lassen sich mit dem Kalzit-Graphit-Isotopen
- Thermometer (z.B. BOTTINGA 1969, WADA &
SUZUKI 1983) erreichen. Die Anwendung dieser Methode wurde allerdings im Rahmen dieser Arbeit nicht weiter
verfolgt.
49
0,5
Graphit-d
0,5-1
3
3-15
Graphit-d
30
1,2
: Graphit
10
: (vollständig
geordnet)
1
I
-
(''Cl
.D
1
1
8
I
~
::::s:::
ü
CI:
0
Lawsonit
- Albit -
4
~~
,I
1
0
,,~o..<:(
.
2
'!! 1
tf} 1 '"
~ ::)1
0.. a..1
Zeollt
&-
1
1
I
200
300
TEMPERATUR
V.l.2
~
,8
~
I
~
100
V.l.2.1
1
~
0.,
Chlorit
Abb. 31:
Stabilitätsfelder
von
Graphiten unterschiedlicher
Kristallinität
(nach
LANDIS 1971).
f"
6
:J
1
1
1
I
400
500
600
(Oe)
Geobarometrie
Jadeit (Omphacit) + Quarz Geobarometer
Die Anwendung des Jadeit (Omphacit) + Quarz Geobarometers
experimentell gut untersuchten Reaktion:
für Gesteine der Eklogit-Fazies
beruht auf der
Obwohl die beiden Omphacit-führenden
LT-Eklogit - Proben SU-I77 und SU-179 Quarz untersättigt sind, wurde
freier Quarz koexistierend mit Omphacit nachgewiesen. HOLLAND (1980) führte experimentelle Druckbestimmungen (f 0,5 kbar) für die Reaktion Ab = Jd + Qz bei Temperaturen zwischen 600 und 1200 °C durch.
Aufgrund thermodynamischer Daten wird vermutet, daß die Abweichung bei einer Extrapolation zu niedrigeren
Temperaturen gering ist (HOLLAND 1980). Die Festlegung der uni varianten Gleichgewichtskurve dieser Reaktion
stimmt gut mit den früheren experimentellen
Bestimmungen für den Temperaturbereich
500-600 °C durch
NEWTON & SMITH (1967) überein.
Die Beziehung zwischen Jadeit und Diopsid ist gekennzeichnet durch die Substitution NaM2 AIMI = CaM2
MgM1. Nach ROSSI (1982) und HOLLAND (1983) gibt es Hinweise, daß Omphacit mit der Zusammensetzung
Jd50Di50 ein strukturelles Endglied innerhalb der Jadeit - Diopsid Mischreihe darstellt und daß bei T < 600°C
deutliche Mischungslücken
zwischen Jadeit - Omphacit und Omphacit - Diopsid bestehen. Für strukturell
geordnete Omphacite (Raumgruppe P2/n) nahe der idealen Zusammensetzung von Jd Di
können unter der An50 50
nahme, daß aJd,cpx = XJd,cpx' sinnvolle Druckabschätzungen (Minimum-Druck) erfolgen (HOLLAND 1983, Abb.
32).
Die Zusammensetzung primärer Omphacite aus den untersuchten LT -Eklogiten reicht von Jd46-55Di54_45 für die
Probe SU-I77 und von Jd41-49Di59_51 für die Probe SU-179. Nach HOLLAND (1983) ergibt sich mit diesen
Jadeit-Gehalten im Temperaturbereich 500-550 °C (vgl. Kap. V.l.l.2) ein Minimum-Druck von 11-13 kbar.
50
-ro'~
-~
X(Jd) = 1,0
X(Jd) = 0,9
30
X(Jd) = 0,8
X(Jd) = 0,7
.0
X(Jd) = 0,5
25
Ü
::::>
X(Jd) = 0,3
a:
0 20
X(Jd) = 0,2
15
X(Jd) = 0,1
10
5
400
600
1000
800
TEMPERATUR
(
1200
.e)
Abb. 32: Univariante Reaktionskurve für Albit = Jadeit + Quarz (nach HOLLAND 1980) und Isoplethen für
Jadeitgehalte XJd in ungeordneten (C2/c) und geordneten (P2/n) Klinopyroxenen, die mit Albit und
Quarz koexistieren (nach HOLLAND 1983).
Die Silikat-Marmor - Probe SU-141 enthält Jadeite mit der Zusammensetzung Jd98_99Dil_2' Im Temperaturbereich von 375 bis 400°C liegt der Minimum-Druckbereich
(HOLLAND 1983) zwischen 10 und 11 kbar.
V.1.2.2 Phengit Geobarometer
Die Druckabhängigkeit
des Seladonit-Einbaus in muskowitische Hellglimmer wurde zuerst von VELDE (1965,
1967) formuliert. Seine experimentellen Arbeiten bei 2 und 4,5 kbar extrapolierte er zu höheren Drucken.
Detailliertere Experimente zu höheren Drucken (24 kbar) im System KMASH (mit Wasser-Überschuß)
von
MASSONNE & SCHREYER (1987) zeigen, daß im Temperaturbereich
von 300 bis 600°C die Isochoren zu
steileren Lagen nicht gekrümmt sind, wie bei VELDE (1967), sondern daß ein nahezu lineares Anwachsen im Si4+_
Gehalt mit zunehmendem Druck und ein leichtes Abfallen mit zunehmender Temperatur verbunden ist. Da der
Seladonit-Einbau natürlicher Phengite in der kritischen Paragenese Phengit-Biotit-Kalifeldspat-Quarz
maximal ist,
liefert die Zusammensetzung von Phengiten, die nicht mit dieser Vergesellschaftung koexistieren lediglich eine
Minimum-Druck Abschätzung. Die Voraussetzung, daß wenigstens ein weiteres Mg-Fe Silikat an der Paragenese
beteiligt ist, ist bei den untersuchten Gesteinsproben gegeben.
MASSONNE & SCHREYER (1987) zeigten, daß die Phengitzusammensetzung
nicht nur mit dem einfachen,
binären Mischungssystem zwischen Muskowit-Seladonit
zu erklären ist, sondern daß die Überbesetzung der
Oktaederposition mit Werten bis zu 2,10 p.F. (vgl. hierzu Kap. IVA.l) eher auf ein ternäres Mischungssystem
zwischen Muskowit-Seladonit-Phlogopit
schließen läßt.
Texturelle Hinweise für die Bildung von niedrig-Si Phengit + Phlogopit auf Kosten von hoch-Si Phengit in der
begrenzenden Vergesellschaftung mit Kalifeldspat und Quarz gibt es nur für die beiden Granat-Glimmerschiefer
Proben SU-167 und SU-168. Maximale Si-Gehalte von 6,9 bis 7,0 p.F. (vgl. Kap. IVA.I) ergeben nach
MASSONNE & SCHREYER (1987) im Temperaturbereich von 500-570 °C einen Druck von 12 bis 14 kbar.
Für alle anderen untersuchten Gesteinsproben erfolgen Mindest-Druck
Abschätzungen nach MASSONNE &
SCHREYER (1987). Die beiden LT-Eklogit - Proben SU-I77 und SU-179 erreichen mit 6,9 bis 7,0 Si p.F. im
51
Temperaturbereich von 500-550 .C Minimum-Drucke von 12-13,5 kbar. Mit Si-Gehalten bis 6,8 p.F. bildeten sich
die Phengite der beiden Granat-Glimmerschiefer
- Proben SU-165 und SU-186 sowie die beiden BlauschieferProben SU-166 und SU-176 bei einem Minimum-Druck von 10-11 kbar im Temperaturbereich von 430-480 .C.
Da Karbonate die Mineralchemie von Phengiten beeinflussen (GUIDOTTI & SASSI 1976) und abweichende
Oxidations zustände in Silikat-Marmoren
und Glimmerschiefern
die Bildung einer Mischreihe von idealem
Muskowit zum Leukophyllit begünstigen (vgl. Kap. IVA.l), können für diese Gesteinseinheiten keine Druckabschätzungen über den Si-Gehalt in Phengiten erfolgen.
V.l.2.3 Ca - Amphibol Geobarometer
In einigen Proben werden die Na-Amphibole von Winchiten, Magnesio-Hornblenden,
aktinolithischen Hornblenden
und/oder Aktinolithen überwachsen (vgl. Kap. IV.3.2). Die Koexistenz von Na-Amphibolen
mit Albit und
blaugrünen Hornblenden stellt vermutlich ein metastabil erhaltenes Übergangsstadium
der Blauschiefer (LTEklogit) - Grünschiefer Transformation
dar. Die Korrelation zwischen Crossit-Komponente
(NaM4) in CaAmphibolen und Bildungsdruck wurde von SHmO & MIY ASHIRO (1959) festgestellt.
Glaukophan
2
SU-168
c
SU-177
I>
1,5
SU-179
•
Taramith
SU-180
•
I> I>
------ --
0,5
Abb.33:
--------
o
--------------
o
Aktinolith
0,5
1
1,5
AI [IV]
2
Variations diagramm für Amphibolanalysen
NaM4 gegen Aliv (nach BROWN 1977) zur
Darstellung
von Druckabhängigkeiten
der
Crossit-Gehalte.
Aus Vergleichen von Ca-Amphibolzusammensetzungen
mit Mineralvergesellschaftungen
aus drei Gebieten mit
unterschiedlichen
Metamorphosegraden
kalibrierte BROWN (1977) ein relatives Ca-Amphibol
Barometer. Bei
vorgegebenen PT -Bedingungen sollen Ca-Amphibole, die mit Fe-Oxid, Albit und Chlorit koexistieren bestimmte
Na-Gehalte auf der M4-Position einbauen.
Im Variationsdiagramm NaM4 gegen Aliv, mit den von BROWN (1977) ermittelten Isochoren (Abb. 33), sind die
Zusammensetzungen der untersuchten Na-Ca- und Ca-Amphibole dargestellt. Aus dem Streubereich der dargestellten Wertepaare im BROWN-Diagramm ergibt sich für die Bildung von Na-Ca- und Ca-Amphibolen ein
Druckbereich von 3-6 kbar.
V.2 Experimentelle Gleichgewichtsbedingungen
für Paragenesen der HP- und der MP-Metamorphose
In metamorphen Gesteinen sind die Mineralvergesellschaftungen
und Mineralzusammensetzungen
abhängig von den
aktuellen P- T -X - Bedingungen des mafischen bzw. pelitischen Protolithes. Der Wechsel in der Mineralzusammensetzung innerhalb der HP-Metamorphose oder von der HP- zur MP-Metamorphose ist bereits in Kapitel
IV eingehend dargestellt und diskutiert. Beispiele hierfür sind:
52
Die Paragenese Granat + Klinopyroxen + Rutil der LT - Eklogite: Granat wird im Druckbereich von 10-13 kbar
bei Temperaturen zwischen 480-560 .C Mg-reicher und der Klinopyroxen bewegt sich in der Zusammensetzung
von
vom Chloromelanit in das Omphacit Feld (Verlust der Fe3+ Komponente) bis zur Idealzusammensetzung
Jd50Di50,
In Abhängigkeit von der Verfügbarkeit neuer Komponenten tendiert z.B. Zoisit dazu Fe3+ (u.a. vom Klinopyroxen abgegeben) aufzunehmen und wechselt über Klinozoisit mit zunehmendem Fe-Angebot zu Epidot.
Während der MP-Metamorphose
bilden sich um alte, HP-fazielle
Epidote bei frei verfügbarem
Fe3+ -Angebot
Epidotsäume mit den höchsten Pistazit-Anteilen.
In diesem Kapitel liegt der Schwerpunkt auf den Gleichgewichtsbeziehungen
von Mineralvergesellschaftungen,
das Ergebnis einer polymetamorphen Geschichte des Gesteines widerspiegeln (HP- und MP-Metamorphose).
diskutierten
Reaktionen
die
Die
sind in Abb. 34 dargestellt.
V.2.t
HP-Metamorphose
Neben der Geothermobarometrie
lassen sich PT-Beziehungen anhand von beobachteten Paragenesen oder Einzelmineralen, deren experimentell
ermittelte oder thermodynamisch
berechnete Stabilitätsfelder
bekannt sind,
abschätzen. Bereiche der Überschneidung verschiedener Stabilitätsfelder engen die PT -Bedingungen ein.
Für metamafische Gesteine findet der Übergang von der Blauschiefer- Vergesellschaftung
Eklogit- Vergesellschaftung Granat + Klinopyroxen + Paragonit + H20 im Druckbereich
bei Temperaturen um 500 .C statt (OH et al. 1988).
Glaukophan + Epidot zur
zwischen 10 und 15 kbar
MARESCH (1977) ermittelte das Stabilitätsfeld eines natürlichen Glaukophans von der Ile de Groix, der ein
Eine obere
ähnliches Mg/Mg+Fe2+ - Verhältnis aufweist wie die Glaukophane der untersuchten HP-Gesteine.
thermische Stabilitätsgrenze für Drucke größer 10 kbar liegt danach bei etwa 550 .C. Zu niedrigeren Drucken hin
nimmt die Temperatur der Glaukophanstabilität ab (untere Druckstabilität 4 kbar bei 200-340 .C).
MOODY et al. (1983) ermittelten für Bedingungen des HM-Puffers die Reaktionsgrenze Ilmenit = Titanit. Die
Bildung von Ilmenit aus Rutil (anstelle von Titanit) in den Granat-Glimmerschiefern
SV-167, -168, -170 und den
LT -Eklogit - Proben SV-I77 und SV-179, erfordert Temperaturen ~ 500 .C.
NEWTON & KENNEDY (1963) kalibrierten die Lawsonit-out I Zoisit-in
33 kbar) und NITSCH (1972) für niedrige P-Bedingungen (4-7 kbar):
Lawsonit = Zoisit + Disthen + Quarz + H20
Lawsonit = Zoisit + Alumo-Silikat + Pyrophyllit + H20
bzw. Lawsonit + Quarz = Zoisit + Pyrophyllit + H20
Reaktion für hohe P-Bedingungen
(NEWTON & KENNEDY
(NITSCH 1972)
(NITSCH 1972)
(12-
1963)
Lawsonit wurde außer als Pseudomorphosen und als gepanzerte Relikte in Granatblasten der LT - Eklogite in
verschiedenen
Silikat-Marmor
Proben
und
einer
Glimmerschieferprobe
beobachtet.
Zoisit
(bzw.
Klinozoisit/Epidot)
tritt in diesen Proben nicht auf. Für den Druckbereich von 6-11 kbar ist daraus eine
Maximum- Temperatur von 390-470 .C abzuleiten (NEWTON & KENNEDY 1963 und NITSCH 1972).
53
"" 50
14
E
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6
20
3
4
10
2
o
o
100
200
300
400
Temperatur
Abb. 34: PT-Bedingungen
der
(Lawsonit-Blauschiefer
Akt. = Aktinolith.
Reaktionen:
(la)
(lb)
(2a)
(2b)
(2c)
(3)
(4)
(5)
metamorphen
- Fazies),
Zonen
A
+ H20
(KD= 27,36)
(KD= 12,04)
600
700
(Oe)
(Epidot-Blauschiefer-
C (grünschieferfazielle
Jadeit + Quarz = Albit
Cpx (Jd = 50%) + Quarz = Albit
Phengit-Barometer
Si = 7,0 p.F.
Phengit-Barometer
Si = 6,8 p.F.
Phengit-Barometer
Si = 6,4 p.F.
Kalzit = Aragonit
Stabilitätskurve
von Glaukophan
Lawsonit + Quarz = Zoisit + Pyrophyllit
500
und
LT -Eklogit
Gleichgewichtseinstellung).
_ Fazies),
Bar
= Barrosilit,
(HOLLAND
1980)
(HOLLAND
1983)
(MASSONNE
& SCHREYER
1987)
(MASSONNE
& SCHREYER
1987)
(MASSONNE
& SCHREYER
1987)
(JOHANNES
& PUHAN 1971)
(MARESCH
1977)
(NITSCH 1972)
(GREEN
& HELLMAN
1982)
(GREEN
& HELLMAN
1982)
(6a)
Granat-Phengit
Geothermometer
(6b)
Granat-Phengit
Geothermometer
(7a)
(POWELL 1985)
Granat-Omphacit
Geothermometer
(KD= 25,25)
(POWELL 1985)
Granat-Omphacit
Geothermometer
(KD= 18,74)
Stabilitätsfeld
von Barroisit
(ERNST 1979)
Oberer Stabilitätsbereich
der Paragenese: Aktinolith
- Epidot - Chlorit - Albit (APTED & LIOU 1983)
Mikrothermometrie:
H20-NaCI
- Isochore für Th = 16SOC, Tm = -8.C (berechnet
nach Daten von
BROWN 1989, vgl. Kap. VI)
(7b)
(8)
(9)
(lOa)
(lOb) Mikrothermometrie:
H20-NaCI
BROWN 1989, vgl. Kap. VI)
- Isochore
für Th = 230.C,
Tm = -2.C
(berechnet
nach Daten
von
B
54
Die von HEINRICH & AL THA US (1988) experimentell
Lawsonit + Albit
läßt für die Blauschiefer-Proben
=
ermittelte Reaktion:
Zoisit + Paragonit + Quarz + H20
und die Granat-Glimmerschiefer
- Proben SU-165, -170, -186 auf Minimum-
Temperaturen von 380-450 .C im Druckbereich 7-12 kbar schließen.
Das Auftreten von Zoisit (bzw. KlinozoisitjEpidot
im System mit erhöhtem Fe3+ -Angebot) und Disthen-Pseudomorphosen in Anwesenheit von Quarz in den Granat-Glimmerschiefer
- Proben SU-167 und SU-168 erfordert für
von 460-530 .C (NEWTON & KENNEDY
einen P(H 0) = P(tot) von 11 bis 15 kbar eine Minimum-Temperatur
2
1963). Für P(H 0) < P(tot) verschiebt sich die Reaktion allerdings zu tieferen Temperaturen.
2
Im Vergleich mit Subduktions-Kollisions
Gürteln wie den Alpen (GOFFE & CHOPIN 1986) fehlen in den HPGesteinen von Zentral-Sulawesi die Paragenesen Talk-Chloritoid, Talk-Phengit (CHOPIN 1981) oder Talk-Jadeit
(MUIR WOOD 1980). Danach ergibt sich für die metapelitischen Gesteine im Temperaturbereich
von 450-550 .C
eine Begrenzung auf<
13-15 kbar.
Paragonit + Biotit (enthalten in den Granat-Glimmerschiefer
- Proben SU-167 und SU-168) sind nur stabil, wenn
mit steigender Temperatur die Granat-Chlorit Stabilität zusammenbricht und Paragenesen mit Alumosilikat oder
Staurolith entstehen (GUIDOTTI 1984).
Staurolith tritt in den untersuchten Gesteinsproben nicht auf. In Metapeliten, die - wie im vorliegenden Fall - mit
Paragonit-führenden,
Disthen-freien Eklogiten assoziiert sind, tritt die Paragenese Staurolith + Disthen + Chloritoid
+ Granat im Druckbereich von 13-17 kbar bei Temperaturen über 600 .C :t:25 .C auf (BROWN & FROBES 1986).
ALBEE (1972) leitete aus Sauerstoff-Isotopendaten
koexistierender
Quarz-Magnetit
Paare ein thermisches
Stabilitätsminimum
für Staurolith von 550 .C ab.
V.2.2
MP - Metamorphose
Während die Gesteine unter HP-metamorphen Bedingungen durch eine große Anzahl von Phasen charakterisiert
sind, die scharf definierte Isograden-Reaktionen
abbilden, laufen unter abnehmenden PT -Bedingungen vor allem
kontinuierliche Reaktionen ab (vgl. Kap. IV). Dabei haben spät-metamorphe Ereignisse viele prograde Mineralvergesellschaftungen verdrängt (z.B. Albitisierung, Chloritisierung, Änderungen der chemischen Zusammensetzung
verschiedener Minerale). Da die Blauschiefer (LT -Eklogit) - Grünschiefer Transformation unter anderem durch
den Zugang und die Verfügbarkeit von Wasser kontrolliert ist (vgl. Kap. VI), spiegeln die verschiedenen Überprägungen das unterschiedliche Verhalten der Lithologien in ihren Hydrations-/DehydrationsReaktionen wider. Im
folgenden werden die Stabilitäten grünschieferfazieller Minerale und Paragenesen dargestellt.
Die charakteristische Grünschiefer-Paragenese
Epidot + Chlorit + Aktinolith + Albit verlangt nach NITSCH (1971)
eine Minimum-Temperatur
von 350 .C. Nach LIOU et al. (1974) liegt im basalt ischen System die obere thermische
Stabilitätsgrenze dieser Grünschiefervergesellschaftung,
in Abhängigkeit vom Druck, zwischen 475 und 540 .C.
Höhere Temperaturen führen zu Chlorit-freien Paragenesen, tiefere Temperaturen zu Aktinolith-freien
Paragenesen.
Das angegebene Temperatur-Intervall
und die absolute Temperaturgrenze
der Übergangszone zur Amphibolit+ H20) ist allerdings sehr stark vom f(02) abhängig (MOODY et
Paragenese (Plagioklas + Aktinolith/Hornblende
al. 1983). Eine hohe Sauerstoff-Fugazität
(im Bereich des HM-Puffers) öffnet das Temperatur-Intervall
um 30 .C,
während eine tiefe Sauerstoff-Fugazität
(im Bereich des IM-Puffers) den Bereich auf 150 .C erweitert. Das verbreitete Auftreten von Magnetit in LT -Eklogit-, Blauschiefer- und Granat-Glimmerschiefer
- Proben und der
Glimmerschieferprobe
SU -180 deutet bei diesen Gesteinen auf eine relativ hohe Sauerstoff -Fugazität hin. Die
« 1% An). Magnetit wurde in Silikat-Marmoren und
Plagioklaszusammensetzung
bleibt sehr Albit-reich
Glimmerschiefern
nur vereinzelt beobachtet.
55
Aus der vorangegangenen Diskussion lassen sich für die grünschieferfazielle
gruppen folgende Temperaturabschätzungen
machen:
Beeinflussung
einzelner
Gesteins-
und
- Aktinolith + Magnetit - führende LT -Eklogite, Granat-Glimmerschiefer
Glimmerschiefer: T ~ 470 - 520°C
- Aktinolit - freie, Magnetit - führende Blauschiefer, Granat-Glimmerschiefer
und vereinzelt Glimmerschiefer, Silikat-Marmore: T < 470°C
- Aktinolith + Magnetit - freie Glimmerschiefer und Silikat-Marmore: T < 400°C
Titanit ist die stabile Ti-Phase in allen untersuchten Gesteinseinheiten während der Grünschiefermetamorphose.
Die Querung der Reaktionskurve Ilmenit = Titanit (MOODY et al. 1983) unter den Bedingungen des HM-Puffers
führt bei Temperaturen<
500°C zur Bildung von Titanit aus Ilmenit und Rutil.
Aus der chemischen Entwicklung der Ca-Amphibole, dargestellt im BROWN-Diagramm (1977) (Abb. 33) wird im
Stabilitätsbereich von Aktinolith + Magnetit (470-520 °C s.o.) ein Druckbereich von 3-5 kbar postuliert.
Einen Hinweis darauf, daß die beiden LT-Eklogit - Proben SU-I77 und SU-179 vor der grünschieferfaziellen
Überprägung von der Albit-Epidot-Amphibolit
- Fazies beeinflußt wurden, liefert die Paragenese Albit +
Aktinolith/Hornblende
+ Epidot (ohne Na-Amphibol, Plagioklas und Grünschiefer-Paragenese).
Der Nachweis von
Magnesio-Hornblende
und aktinolithischer Hornblende in diesen Proben begrenzt den Entstehungsbereich
dieser
Paragenese auf Drucke größer 5 kbar.
Aufgrund der pe troge ne tischen Beziehung von Jadeit-armen Alkalipyroxenen mit Alkaliamphibolen (Mg-Riebeckit)
in der Riebeckitschiefer-Probe
(SU-234, aus dem Ophiolit-Überschiebungsbereich
von Zentral-Sulawesi), läßt sich
nach POPP & GILBERT (1972) die Druckkomponente auf< 3 kbar eingrenzen.
VI MIKROTHERMOMETRIE
FLUIDER EINSCHLÜSSE
Fluide Einschlüsse sind die einzigen direkten Hinweise auf physiko-chemische Parameter der bei metamorphen und
magmatisch bis hydrothermalen
Prozessen wirkenden volatilen Phasen. Grundlagen
mikro thermometrischer
Untersuchungen sind u.a. in ROEDDER & BODNAR (1980), HOLLISTER & CRAWFORD (1981) und ROEDDER
(1984) ausführlich erläutert.
Die kryometrischen
Untersuchungen
der Fluid-Einschlüsse
liefern neben der Salinitätsbestimmung
aus
Schmelztemperaturen (Tm) bestimmter Phasen, Hinweise über die in der Einschlußlösung vorkommenden Ionen, da
das erste Schmelzen (Te = eutektische Temperatur) von der Art und Vielfalt der gelösten Ionen abhängt. Die
Berechnung der Isochoren aus den Ergebnissen der Fluid-Einschlußmessungen
für das System H20 - NaCI erfolgte
nach Daten von BROWN (1989).
Untersuchungsmethodik
und apparative Ausstattung sind in Kap. 11.4 beschrieben.
VI.!
Untersuchungsergebnisse
Ziel der mikrothermometrischen
Untersuchungen
ist, die Entwicklung
der Fluid-Regime
und die
Bildungsbedingungen
fluid-induzierter
Prozesse zu rekonstruieren,
die mit der Subduktionsmetamorphose
verbunden sind. Die Auswahl des Proben materials erfolgte daher unter dem Aspekt, Informationen über FluidEinschlüsse zu erhalten, die eventuell den verschiedenen Deformationsereignissen
(vgl. Kap. III.3) zugeordnet
56
werden
können.
Aus
mikrothermometrisch
den
beiden
Arbeitsgebieten
(vgl.
Kap.
111.2) wurden
insgesamt
15
Proben
untersucht:
Arbeitsgebiet
SU -126
SU -129
SU -138
SU -139
SU -140
I
Quarz
Quarz
Quarz
Quarz
Quarz
-
Linse
Linse
Linse
Ader
Ader
SU-141 Quarz + Kalzit
SU-143 Quarz + Kalzit
SU -146 Quarz + Kalzit
SU-151 Quarz
SU -152 Kalzit - Ader
Arbeitsgebiet
SU -160
SU-165
SU -166
SU -168
SU -170
11
Quarz - Ader
Quarz
Quarz + Granat
Quarz + Granat
Quarz
(parallel zur Foliation Sx aus Glimmerschiefer)
(quer zur Foliation Sx aus Glimmerschiefer)
(parallel zur Foliation Sx aus Glimmerschiefer)
(parallel zur Foliation Sx aus Glimmerschiefer)
(quer zur Foliation Sx aus Glimmerschiefer)
(aus Silikat-Marmor)
(aus Silikat-Marmor)
(aus Silikat-Marmor)
(aus Silikat-Marmor)
(quer zur Foliation Sx aus Silikat-Marmor)
(quer zur Foliation Sx aus Granat-Glimmerschiefer)
(aus Granat-Glimmerschiefer)
(aus Granat-Blauschiefer)
(aus Granat-Glimmerschiefer)
(aus Granat-Glimmerschiefer)
Das Fluid-Regime
des spröd-deformativen
Stadiums läßt sich am ehesten mit der Analyse von primären und
pseudosekundären Fluid-Einschlüssen aus Quarz- und Kalzit-Kluftmineralisationen
der (Granat-) Glimmerschiefer
und Silikat-Marmore aus den Arbeitsgebieten I und 11 bestimmen.
Die Ergebnisse aus Untersuchungen von Fluid-Einschlüssen
in Quarz / Kalzit und Quarz / Granat der SilikatMarmore bzw. Granat-Glimmerschiefer
und Blauschiefer können Aufschluß über das Fluid-Regime während der
Heraushebung im duktil-deformativen
Stadium geben.
Die Größen der untersuchten Fluid-Einschlüsse in Quarz und Kalzit der Kluftmineralisationen
liegen meist unter
15 Jlm (Durchmesser) und in Quarz, Kalzit und Granat der metamorphen Gesteine meist unter 10 Jlm
(Durchmesser). In allen Mineralphasen konnten nur wässrige Fluid-Einschlüsse
beobachtet werden (einphasig:
Wasserlösung; zweiphasig: Wasserlösung und Wasserdampf-Phase). Das erste (eutektische) Schmelzen (Te) erfolgt
generell im Bereich des H20 - NaCl Eutektikums (-20,8 °C; ROEDDER 1962) zwischen -22 und -20°C. Es
konnten keine CO2- oder CH4- führenden Einschlüsse beobachtet werden.
Quarz- und Kalzit-Kluftmineralisationen
der beiden Arbeitsgebiete
pseudosekundäre Fluid-Einschllisse, die oft perfekte Negativkristall-Formen
Die in den Tm- Th - Diagrammen
folgende Korrelationen
(Abb. 35, Tab. A21) dargestellten
enthalten
zeigen.
überwiegend
primäre
Messungen aus Kluftmineralisationen
und
lassen
erkennen:
Fluid-Einschlüsse in den Quarz-Kluftmineralisationen
des Arbeitsgebietes I enthalten schwach-salinare Lösungen
mit 0 - 4,2 Gew.% NaCl-äquiv. Die gemessenen Th-Werte liegen für primäre Einschlüsse zwischen 145 und 170°C
und für pseudosekundäre bis sekundäre zwischen 120 und 160°C. Einphasige Einschlüsse, auf Ebenen angeordnet,
haben stets geringe Salinitäten ( < 1,5 Gew.% NaCI-äquiv.).
Primäre Fluid-Einschlüsse
der Kalzit-Kluftmineralisation
aus dem Silikat Marmor zeigen im Vergleich zu denen
aus Quarz-Kluftmineralisationen
ähnliche Homogenisierungstemperaturen
(165 bis 180°C), aber mit 0 bis 1,0
Gew.% NaCl-äquiv. niedrigere Salinitäten.
L
57
Fluid-Einschlüsse
in den Quarz-Kluftmineralisationen
aus dem Granat-Glimmerschiefer
des Arbeitsgebietes II
weisen mit 3,3 bis 6,3 Gew.% NaCI-äquiv. höhersalinare Lösungen auf und die Homogenisierungstemperaturen
ergeben Werte zwischen 160 und 260°C.
HELMERS et al. (1989) führten mikrothermometrische Untersuchungen an Fluid-Einschlüssen in postmetamorphen
Quarzadern der blauschieferfaziellen
Gesteine von Südost-Sulawesi (zwischen Kolaka und Tomboli) durch. Sie
analysierten ausnahmslos wässrige Fluid-Einschlüsse
mit Salinitäten bis zu 10 Gew.% NaCI-äquiv.
und
Homogenisierungstemperaturen
bis zu 220°C.
Die epigenetischen Einschlüsse der Quarz-, Kalzit- und Granat-Mineralisationen
der Silikat-Marmore bzw. der
Granat-Glimmerschiefer
und Blauschiefer erscheinen grundsätzlich entlang planarer Einschlußspuren ("trails"), die
verheilte Mikrorupturen
des Wirtsminerals darstellen. Isolierte oder (sporadisch) in dreidimensionalen
Gruppen
auftretende primäre Fluid-Einschlüsse
sind selten und auf Quarzmineralisationen
begrenzt. Sie zeigen stets
Dekrepitationsoder Reequilibrierungserscheinungen
("Ieakage"); eine mikrothermometrische
Bestimmung von
Phasenübergängen war daher nicht sinnvoll.
10
5
Mischung mit
meteorischen Wässern
I
0
Ü
~Q)
- -5
0
Cl
N
Q)
:J
c: c:
:J t'll
.t:I..c:
Q)
c.!!? ~
E
I-
-10
l!:1!!
,C}
t'll ..c:
-15
Z ~
o
Arbeitsgebiet
J
•
Arbeitsgebiet
11
:J
"tJ
-20
0
50
100
150
200
250
300
Th (Oe)
Abb. 35: Darstellung mikrothermometrischer
Meßwerte von Fluid-Einschlüssen
untersuchten Arbeitsgebiete im Th/Tm - Diagramm.
aus Quarz und Kalzit der beiden
Für die Quarz- und Kalzit-Mineralisationen
der Silikat-Marmore
konnten die Salinitäten der wässrigen
Einschlußlösungen mit 0 bis 4,1 Gew.% NaCI-äquiv. bzw. 0,5 bis 3,3 Gew.% NaCI-äquiv. bestimmt werden. Die
gemessenen Th-Werte liegen bei den Quarz-Mineralisationen
zwischen 150 und 230°C und bei den KalzitMineralisationen zwischen 110 und 225°C.
In den untersuchten Fluid-Einschlüssen der Quarz- und Granat-Mineralisationen
der Granat-Glimmerschiefer
und
Blauschiefer sind die höchsten beobachteten salinaren Lösungen enthalten (siehe Tab. A21, Abb. 35): Quarz 0,5 bis
17,9 Gew.% NaCI-äquiv. und Granat 10,9 bis 12,0 Gew.% NaCI-äquiv. Die Th- Werte bewegen sich für die FluidEinschlüsse der Quarz- und Granat-Mineralisationen
der Blauschieferprobe SU-I66 zwischen 125 und 180°C und
für die Quarz- und Granat-Mineralisationen
der Granat-Glimmerschiefer
- Probe SU-168 zwischen 150 und 260
°C. In der Blauschiefer-Probe
treten die höchsten Salinitäten im Th-Bereich von 165 und 180°C auf und in der
Granat-Glimmerschiefer
- Probe im Bereich von 210 bis 250 °C.
58
VI.2 Interpretation
Unter Berücksichtigung der Einschluß- Vergesellschaftungen und der Mineral-Stabilitäts-Kalkulationen
(vgl. Kap.
V) können aus den ermittelten mikro thermometrischen Daten einige wesentliche Rückschlüsse auf die Variation der
Fluid-Zusammensetzungen
im spät- bis postdeformativen Stadium der Subduktions-Metamorphite
gezogen werden.
Fluid-Einschlüsse, die die maximalen PT-Bedingungen der Metamorphose widerspiegeln, können nur dann erhalten
werden, wenn die Abkühlung
entlang einer Isochore erfolgt. Bei Abweichungen
von einem derartigen
Heraushebungspfad treten innerhalb der Fluid-Einschlüsse differenzielle Druckunterschiede (Einschlußinterndruck
_ Umschließungsdruck)
auf, die zur Veränderung der primären PVT -Bedingungen führen können (HOLLISTER et
al. 1979, STERNER & BODNAR 1989; REUTEL 1991).
Die Heraushebung der Subduktions-Metamorphite
erfolgte unter nahezu isothermalen Bedingungen (vgl. Kap. V),
was zunächst zu einem internen Überdruck
in den früh gebildeten Fluid-Einschlüssen,
dann, mit dem
Überschreiten einer differenziellen Druckschwelle, zu einer geringen Abnahme der Fluid-Dichte und zu "leakage"
primärer Einschlüsse und schließlich zur Dekrepitation führte. Eine fundamentale Vorraussetzung beim Studium
von Fluid-Einschlüssen
ist, daß die Einschlüsse geschlossen bleiben, d.h. ein konstantes Volumen-System bilden.
Geologische Interpretationen,
die allein auf Studien von Fluid-Einschlüssen
in metamorphen Gesteinen beruhen,
können zu fehlerhaften Resultaten führen, wenn die Mechanismen und Bedingungen unter denen Reequilibrierung
und Dekrepitation
stattfinden
nicht erkannt werden.
Wenn auch die Dichte und Zusammensetzung solcher primär gebildeter Fluid-Einschlüsse ungewiß bleibt, so ist
doch sicher anzunehmen, daß während der blauschieferfaziellen Metamorphose eine fluide Phase beteiligt war. Die
Anwesenheit OH- und H 0-haltiger
HP-Minerale (vgl. Kap. IV und V), verbunden mit Texturen, die ein
2
hydrothermales Wachstum in monomineralischen Lagen und Gängen andeuten, lassen vermuten, daß auch während
der LT-Eklogit - Bildung eine fluide Phase anwesend war. (s.a. ESSENE + FYFE 1967, HOLLAND 1979,
YOKOY AMA et al 1986, SCHLIESTEDT 1990). Hinweise auf die Fluid-Zusammensetzung
geben kontinuierliche
Phasengleichgewichte:
Die Lawsonit-Stabilität
(oder ersetzt durch Klinozoisit / Glimmer - Pseudomorphosen) und das generelle Fehlen
einer Kalzit + Rutil + Quarz Vergesellschaftung in den untersuchten Metamafiten lassen auf ein H20-reiches Fluid
schließen ( X(C0 ) < 0,1; SCHLIESTEDT 1986, GHENT 1987b). Ein berechnetes isothermales (450 oe) P-X(C02)2
Diagramm von EV ANS (1990) begrenzt die Fluid-Zusammensetzung
für die Mineralvergesellschaftungen
Glaukophan + Epidot und Glaukophan + Epidot + Omphacit für Epidot-Blauschiefer
und LT -Eklogite sogar auf
X(C0 ) < 0,004. Das bedeutet, daß für die Abschätzung der Bildungsbedingungen anhand von Entwässerungs2
Reaktionen mit P(tot) = P(H 0) gerechnet werden darf. Dekarbonatisierungs-Reaktionen
wurden nicht beobachtet.
2
Erste Hinweise auf eine mikro thermometrisch erfaßbare Fluid-Aktivität
sind verheilte Mikrorisse mit FluidEinschlüssen in Granat und Quarz der Granat- Glimmerschiefer und Blauschiefer. In ihrer Zusammensetzung
deutlich von den schwach-salinaren
Fluid-Einschlüssen
sekundärer Einschlußbahnen
des spröd-deformativen
Stadiums getrennt, gehören die höhersalinaren Fluid-Einschlüsse vermutlich noch zum duktil-deformativen
Stadium
oder zum Übergangs bereich. Diese Hypothese stützt sich auf folgende Überlegungen:
Eine Fluid-Aktivität
während einer Deformation kann das Ergebnis eines Anstieges der Permeabilität sein
(RUTTER & BRODlE 1985) und / oder durch Volumenänderung hervorgerufen werden (SIBSON et al. 1975,
FYFE et al. 1978). Bei Volumenänderungen,
die meist mit Dehydrations-Reaktionen
verbunden sind, kann
vorübergehend die lokale Porosität erhöht werden; d.h. ein Fluid, das aus einer Reaktion stammt, wird solange auf
der Seite der Reaktanden verbleiben, bis der Fluid-Druck lokal die geringste Hauptspannung überschreitet und
Mikrorisse induziert werden, sogar im duktilen Bereich.
Die NaCI-Dominanz der Einschlußlösungen läßt sich, bezogen auf diesen Prozeß, mit dem Abbau einer Na-reichen
Phase erklären. Die einzige primäre Na-Phase, die sowohl in der Blauschiefer-Probe,
als auch in der GranatGlimmerschiefer - Probe auftritt, ist Glaukophan. Glaukophan wird in der Granat-Glimmerschiefer
- Probe SU168 im Druckbereich von 3 bis 5 kbar zu Chlorit + Aktinolith :t Albit (vgl. Kap. VA.2) abgebaut. Aus der
Einschluß-Dichte
von 0,87 bis 0,92 g/cm3 (entsprechend 210-250 °C), einer Druck-Korrektur
für den Bereich 3
59
bis 5 kbar
(Abb.
dungs temperaturen
36) und
den
in Kapitel
V.2.2
diskutierten
Mineralstabilitäten
ergeben
sich
Fluid-Bil-
von 470 bis 520°C.
Analog zu diesen Berechnungen ergeben sich für die Fluid-Einschlüsse
der Blauschiefer-Probe
SU-166, mit
Einschluß-Dichten von 0,95 bis 0,96 g/cm3 (entsprechend 165-180 0C), Bildungstemperaturen
von 370 bis 450°C
(Abb.36).
Nach diesem Modell verlaufen die PT -Pfade im Druckbereich von 3 bis 5 kbar nur noch in einem sehr spitzen
Winkel zu den Isochoren (Abb. 36). Einschlüsse, die in diesem Bereich gebildet werden, erfahren keine großen
Druckdifferenzen und können stabil erhalten bleiben.
1,04
-
11
•...
~ 10
~ 9
.0
~
()
8
0
7
::l
•...
H20
k.P.
- -
= 7 Gew.% NaCI-äquiv.
= kritischer Punkt
1,01
PT. Pfade
0,97
0,93
0,87
6
5
0,80
4
Abb.36:
PT -Diagramm
mit
den
Isochoren des NaCl-H20 Systems (7 Gew.% NaCläquiv.).
kompiliert
nach
BROWN (1989).
3
2
100
200
300
400
Temperatur
500
600
700
(Oe)
In geringeren Tiefen (kleiner 3 kbar), wo bruchhafte Verformung stattfindet, können Fluide der DehydrationsReaktionen schnell abgegeben werden, was zu massiven Bruchsystemen, einer Durchmischung mit meteorischen
Wässern und damit zu der Anlage eines hydrothermalen Systems führt.
Entsprechend
dem unterschiedlichen
Verlauf
der PT -Pfade
setzt die Bruchbildung
in den GranatGlimmerschiefern (Arbeitsgebiet 11) bei Temperaturen von ca. 470°C (Max. Th = 260°C; entspricht 0,86 g/cm3)
und in den Glimmerschiefern und Silikat-Marmoren (Arbeitsgebiet I) im Druckbereich von 2-3 kbar zwischen 310
und 370°C ( Max. Th = 180°C; entspricht 0,95 g/cm3) ein.
Die Durchmischung der Fluide aus Dehydrations-Reaktionen
mit meteorischen Wässern führt bei den FluidEinschlüssen der Kluftmineralisationen
aus metapelitischen Gesteinen zu einer gekoppelten Temperaturund
Salinitätsabnahme (6,3 Gew.% NaCI-äquiv. bei 260 oe auf< 1,5 Gew.% NaCI-äquiv. bei einphasigen Einschlüssen).
Silikat-Marmore zeigen kaum Anzeichen von Dehydrations-Reaktionen
(vgl. Kap. III.2.1.2). Dementsprechend
bildeten sich nur schwach-salinare
Fluid-Einschlüsse
in den Kalzit-Kluftmineralisationen.
Sekundäre FluidEinschlüsse in Quarz- und Kalzit-Mineralisationen
der Silikat-Marmore enthalten salinare Lösungen bis zu 4,1
Gew.% NaCI-äquiv. Jedoch sind diese hohen Werte auf glimmerreiche Zwischenlagen beschränkt.
60
VII
RHEOLOGISCHE
EIGENSCHAFTEN DER SUBDUKTIONS-METAMORPHITE
PROGRADEN BEDINGUNGEN
UNTER
Eine wichtige Aufgabe der Geowissenschaften ist es, die Beziehung zwischen Deformation und Metamorphose zu
verstehen. Das rheologische Verhalten von Gesteinen während der retrograden Subduktions-Metamorphose
ist
überwiegend durch plastische Deformation gekennzeichnet. Dagegen ist über das rheologische Verhalten von Gesteinen während des prograden Metamorphose-Stadiums
wenig bekannt. Im allgemeinen werden existierende
Deformationsstrukturen
durch postdeformative Prozesse ausgelöscht. Metamorphe Reaktionen, die den Temperaturhöhepunkt markieren, überprägen früher deformierte Gesteine, so daß sich eine grobe Textur und eine Schieferung
entwickelt, die ehemalige Deformations- Texturen überlagern.
Unter bestimmten Vorraussetzungen können jedoch Ereignisse der prograden Deformation überliefert werden. So
ein Ereignis ist z.B. die Korngrößen-Reduktion
unter den Bedingungen der Deformation (z.B. TWISS 1977,
BRODlE & R UTTER 1985). Die Vorraussetzungen sind zum einen, daß ein kritisches PT-Intervall, in dem die
Keimbildungsrate eines Minerals ansteigt, schnell überschritten wird, so daß der Sättigungsbereich konserviert wird
(RUBIE 1983) und zum anderen, daß retrograde Prozesse die ererbte Deformations- Textur nicht zerstören. Die
erste Vorraussetzung ist bei der Subduktion von Plattengrenzen erfüllt. Im zweiten Fall treten ererbte Texturen der
prograden Deformation, die nicht retrograd überprägt sind, nur in den untersuchten Silikat-Marmor Gesteinen
(ungestörte Sx-Foliation) und als gepanzerte Relikte in Si-rotationalen Granatblasten auf (S-förmige Quarz-Einschlußbahnen und -Aggregate).
Unter Anwendung des Korngrößen-Paläopiezometers
dynamisch rekristallisierter Quarzkörner (TWISS 1977) soll im
folgenden eine mögliche Bedeutung der Korngröße für die Bestimmung rheologischer Eigenschaften
der
Subduktions-Metamorphite
unter prograden
Bedingungen
diskutiert
werden. Wegen der Ungenauigkeiten
verschiedener Parameter,' wie z.B. rheologische Eigenschaften von Nachbarmineralen (Kalzit / Dolomit, Aragonit
bzw. Granat) oder freie Energie an Grenzflächen benachbarter Quarzkörner, wird das Quarz-Piezometer als ein
qualitatives Verfahren betrachtet und die Ergebnisse sollten nicht überinterpretiert werden.
Die Korngröße von dynamisch rekristallisierten Quarzmineralen ist sowohl von der Keimbildungsrate, als auch von
der Wachstumsrate abhängig (TWISS 1977). Eine hohe Keimbildungsrate führt zu kleinen Korngrößen, die eine
superplastische Deformation begünstigen. Wenn die Keimbildungsrate kleiner ist als die Wachstumsrate, werden die
Minerale grobkörniger und ein duktiles Verhalten der Gesteine durch superplastische Deformation würde sich nicht
entwickeln (RUBIE 1983). Während der superplastischen Deformation ist die Abhängigkeit zwischen angelegter
Spannung (plastische Fließ-Spannung oder Differenzial-Spannung)
und der Quarz-Korngröße gegeben durch:
(J
(MPa)
=
360 d-I ,81 (mm)
(TWISS 1977).
Die Korngrößenmessungen
erfolgten an dynamisch rekristallisierten
Quarzkörnern in quarzreichen Lagen der
Silikat-Marmore SU -135, -141, -145, -147, -149, -150, in quarzreichen Granatblasten der Granat-Glimmerschiefer
SU -167, -168, -170, -171, -186 und zum Vergleich an statisch rekristallisierten Quarzkörnern in Druckschattenbereichen rotierter Granatblasten der Granat-Glimmerschiefer
- Probe SU-168.
Für die Bestimmung der mittleren Korndurchmesser
wurden zunächst mit dem Raster-Elektronen-Mikroskop
Fotografien von repräsentativen Bereichen hergestellt, die dann mit Hilfe eines rechnergesteuerten
BildanalyseSystems (s. Kap. 11.5) ausgewertet wurden. Dabei wurden die Korngrenzenlinien digital vermessen und durch ein
Software-Programm
planimetrisch ausgewertet. Die Anzahl der Korngrößenmessungen
an Quarz-Individuen
liegt
zwischen 100. und 400 pro Probe.
Die Darstellung der Stukturanalysen erfolgt in Variogrammen (Abb. 37A-C), die die räumliche Verteilung der
Daten verdeutlichen. Eine glockenförmige Verteilungskurve ist Ausdruck dafür, daß extreme Meßwerte selten,
mittlere Meßwerte dagegen viel häufiger vorkommen (z.B. bei Schnittlagenverteilungen
eines Kreises sind
61
Schnittlagen, die den Durchmesser repräsentieren am häufigsten). Das Maximum der Verteilungskurve liefert den
Wert des durchschnittlichen
Korndurchmessers; steile Kurvenflanken zeigen, daß die meisten Meßwerte einander
sehr ähneln und nur wenige extreme Meßwerte auftreten und eine flache Kurve ist Ausdruck einer geringen
Häufung ähnlicher Werte.
A)
N
70
60
50
40
30
20
10
•.........
o
B)
o
100
150
200
,":--"
250
300
350
400
250
300
350
400
250
300
350
400
N
70
60
50
40
30
20
10
o
C)
•.•.....•
o
N
70
60
50
40
30
20
10
o
o
50
100
150
200
lJm
Abb. 37A-C: Darstellung der Korngrößenmessungen
Marmoren, (B) Granatblasten verschiedener
Granatblasten.
von Quarz-Individuen
Granat-Glimmerschiefer
(Quarz-Piezometer)
aus (A) Silikatund (C) Druckschattenbereichen
der
62
Die dargestellten Häufigkeitsverteilungen
für Silikat-Marmor - und Granat-Glimmerschiefer
- Proben entsprechen
einer eingipfligen (unimodalen) Kurve, die sich von einer glockenförmigen Kurve durch eine leichte Assymmetrie
unterscheidet: die Häufigkeitsmaxima sind zu niedrigen Korndurchmessern verschoben. Die Assymmetrie verstärkt
sich mit zunehmenden durchschnittlichen Korndurchmessern und gleichzeitig ist eine Verflachung der Verteilungskurven festzustellen (in extremer Weise für statisch rekristallisierte Quarzkörner im Druckschatten von Granatblasten).
Die regionale Verteilung der plastischen Fließspannung (Differential-Spannung)
für die Lawsonit- Blauschieferund Epidot-Blauschieferfaziellen
Gebiete, berechnet mit dem Geopiezometer von TWISS (1977), zeigt eine leichte
Abnahme mit ansteigenden metamorphen Temperaturen (Abb. 38, nach TORIUMI 1982, 1990).
Kleine Quarz-Korndurchmesser
in Silikat-Marmoren lassen auf eine relativ hohe superplastische Deformation unter
einer Differential-Spannung
von ca. 35 bis 50 MPa schließen. Die Jadeit-führende Silikat-Marmor - Probe SU-141
zeigt mit einer Differential-Spannung
von ca. 35 MPa vergleichbare Werte, wie die Granat-Glimmerschiefer
Proben SU -170, -171, -186. Die niedrigste Differential-Sannung
von ca. 30 MPa und damit die niedrigste superplastische Deformation zeigen die Granat-Glimmerschiefer
- Proben SU-167 und SU-168, die, abgeleitet aus
mineralchemischen Untersuchungen (vgl. Kap. IV und V), die maximalen beobachteten Metamorphose-Bedingungen repräsentieren.
Nebenmaxima bei den Granat-Glimmerschiefer
- Proben könnten eventuell auf neue
Rekristallisations-Phasen
unter höheren Temperaturen hinweisen, z.B. erneutes Einsetzen rotationaler Bewegungen
der Granatblasten.
Für die statisch rekristallisieten Quarzkörner in Druckschattenbereichen
von rotierten Granatblasten gilt, daß die
Keimbildungsrate
kleiner war als die Wachstumsrate. Die Mineralkörner sind grobkörniger, zeigen sehr wenig
undulöse Auslöschung und die Häufigkeitsverteilungs-Kurve
ist flach, d.h. die Meßwerte streuen sehr stark. Wegen
der großen Streuung der gemessenen Daten wurde der Mittelwert, bezogen auf die Variationsweite, empirisch
ermittelt. Allgemein muß berücksichtigt
werden, daß eine Verflachung der Häufigkeitskurve
die Standardabweichung vergrößert.
500
10
Quarz in
Granatblasten
Quarz in
Silikat-Marmoren
(Lawsonil-Blauschiefer
- Fazies)
(Epidot.Blauschiefer
- Fazies)
.,
m
Cl
100
•
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•
•
•
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c
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Maximum
0
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0..
30
Quarz im
Druckschatten
von
Granatblasten
Cl
C
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C
C
50
90
Nebenmaximum
140
Abb.38:
'"
a.
~
.!!!
Li:
Iillill konstruiertes Maximum
10
~
Entwicklung der Korngrößen
rekristallisierter
Quarze und
daraus
abgeleitete
Fließspannungen für die LawsonitBlauschiefer- und die EpidotBlauschiefer
Zone (nach
TORIUMI 1990).
Der nachgewiesene Deformationsgradient
kann stellenweise den chemischen Potentialgradienten und damit auch die
Rate der diffusiven Massenbewegung innerhalb von Körnern ("Nabarro-Herring
creep") oder entlang von Korngrenzen ("Coble creep": WHITE 1976) erhöhen. Kleine Quarzkörner können die Diffusionsentfernung
für Wasser
verringern (Anstieg der Korngrenzenfläche
pro Volumen) und eine intrakristalline
Diffusion von "nassen
63
Kornrändern" aus in die Körner hinein erhöhen (KRONENBERG et al. 1983). Wasserangereicherte kleine Quarzkörner können dann leichter durch hydrolytische Entfestigung deformiert werden, als trockene (GRIGGS &
BLACK 1965, KRONENBERG & TULLIS 1984). Da die Übertragung von gerichteter Deformation über Korngrenzen erfolgt, ist es wahrscheinlich, daß die durchgreifende Deformation der Subduktions-Metamorphite
(Dx)
bei ausreichenden Fluid-Angebot von einem diffusiven Transport flüchtiger Bestandteile begleitet worden ist.
Sedimente und Gesteine verlieren während der Subduktion bis in Tiefen von ca. 30 bis 40 km bis zu 5 Gew.%
(über 10 Vol.%) H20 (FYFE et al. 1978). Die Anwesenheit und konstante Lieferung solch hoher H20-Beträge läßt
vermuten, daß der Porendruck entlang der Subduktions-Plattengrenze
oberhalb ca. 30 km sehr hoch ist. Eine
Deformationsbündelung
entsteht oft entlang von Zonen mit vielen Schichtsilikaten, was zu einem advektivem
Fluidfluß auf diskreten Bahnen führen kann. Für die Kombination von kanalisierter Advektion parallel der
Foliation (Sx) und Diffusion zwischen den Schichtsilikat-reichen
Lagen verwendete FERRY (1982, 1983) den
Begriff "Infiltration". Es wird vermutet, daß eine Infiltration von wasserreichen Fluiden innerhalb der untersuchten
Gesteinseinheiten - zumindest für Glimmerschiefer und Granat-Glimmerschiefer
- nicht nur im grünschieferfaziellen retrograden Stadium, sondern auch im prograden Stadium während der Quarz-Rekristallisationsphase
stattfand.
Die kristalline Textur der Silikat-Marmor Gesteine zeigt allerdings nur geringe Hinweise auf einen größeren
Zuwachs von Porosität oder Permeabilität in glimmerreichen Zwischenlagen. Daher wird vermutet, daß entweder
die Porosität durch spätere Karbonat-Rekristallisation
wieder verschlossen wurde, oder daß ein Volumenverlust der
metamorphen Gesteine erfolgte. Solch ein Volumenverlust würde vermutlich im Umfeld (d.h. in LawsonitBlauschiefer-faziellen
Glimmerschiefern)
eine verstärkte Produktion von Brüchen hervorrufen und damit den
advektiven Fluidfluß noch erhöhen.
VIII
GEOCHRONOLOGIE
UND PALÄOGEOGRAPHISCHE
REKONSTRUKTIONEN
In diesem Kapitel werden auf der Basis von stratigraphischen
und geochronologischen Literaturdaten,
sowie
eigenen
radiometrischen
Altersdatierungen
chronologische
Aspekte
diskutiert,
die die Stadien
der
Subduktionsereignisse voneinander abgrenzen. Die Stadien der Ereignisse können zusammengefaßt werden als:
1. prä-metamorphe Bildung der Ausgangsgesteine und Transport zum Tiefseegraben
2. maximale Metamorphose unter HP-Bedingungen und nachfolgende Dekompression
Abkühlung während der Heraushebung
3. post-metamorphe Heraushebung durch Kollisionstektonik
und
Die Einteilung
chronologischer
bzw. stratigraphischer
Abschnitte
richtet sich nach einer vorläufigen
Zusammenstellung von SNELLING (1985). Die paläogeographischen Rekonstruktionen beruhen im wesentlichen auf
den zusammenfassenden
Darstellungen von HILDE et al. (1977), SMITH et al. (1981), HAMIL TON (1979),
WILLIAMS et al. (1988) und AUDLEY-CHARLES
et al. (1988). Modifikationen dieser Modelle für den Bereich
der Subduktionszone von Sulawesi ergeben sich aus den petrogenetischen und geochronologischen Ergebnissen
dieser Arbeit.
VIII.!
Prä-metamorphes
Stadium
Die ältesten Gesteine von Süd-Sulawesi sind polymetamorphe Grundgebirgsgesteine,
die diskordant
Sedimentgesteinen der unteren Kreide (ca. 130 Ma) überlagert werden (SASAJIMA et al. 1980).
In zwei kleinen Erosionsfenstern im Südwesten des Süd-Armes treten ultramafische(u.a. Glaukophan-Schiefer,
Eklogite und Glimmerschiefer) auf (SUKAMTO 1982).
von Tiefsee-
und metamorphe
Gesteine
64
Die K-Ar Mineraldatierung
an Muskowiten eines Granat-Glimmerschiefers
liefert ein Alter von 111 Ma (J.D.
OBRADOVICH in HAMIL TON 1979). Zusammen mit HP-Gesteinen im Südosten von Kalimantan bilden diese
Gesteine vermutlich Relikte einer im späten Jura angelegten Subduktionszone (Abb. 39). HAlLE et al. (1977)
schließen aus paläomagnetischen Daten, daß Borneo während der Kreide um ca. 50. gegen den Uhrzeigersinn
rotiert ist. Diese Rotation könnte, abgeleitet aus den Ergebnissen dieser Arbeit, zunächst eine Verflachung und eine
rückwärtige Verlagerung der Borneo-Subduktionszone
eingeleitet, in der späten Kreide zum Abreißen der
subduzierenden Platte und gleichzeitig zu der Bildung einer neuen Subduktionszone, der Sulawesi-Subduktionszone,
geführt haben (Abb. 39, 40, 41).
Die Ausgangsgesteine der hauptsächlich pelitischen und psammitischen Schiefer, Meta-Karbonatund MetamafitGesteine in Zentral Sulawesi sind vermutlich marine Tonsteine, Kieselschiefer
und silikatische Sandsteine,
Kalksteine, basaltische bis gabbroide Gesteine und vulkanische Tuffe. Diese lithologische Vergesellschaftung
stimmt gut mit denen aus anderen rezenten und fossilen Subduktionskomplexen
überein (z.B. LASH 1985,
BRÖCKER 1990). Nach der Bildung und dem Transport zum Tiefseegraben wurden die Ausgangsgesteine
wahrscheinlich durch eine Vielzahl von tektonischen Prozessen überprägt, was zu einer Vermischung und zur
Bildung eines verdickten akkretionären Komplexes führte (s.a. MOORE et al. 1985, BROWN & WESTBROOK
1988, MOORE 1989).
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..............
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120 Ma
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.
.':::.',', ..'. ': .... :. Eurasische Platte .: ::. ':.',.:::::::
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Phoenix
Plane
A
Sunda
Schelf
B
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Therys
III
-;"/'#,."#;,/,,,-,,
Abb. 39: Paläogeographische Rekonstruktion der südostasiatischen Region (120 Ma, Untere Kreide; basierend auf
Daten von SMITH et al. 1981, u.a. siehe Text) und schematisches Querprofil im Bereich der BorneoSubduktionszone. A,B,C = Profilpunkte.
65
Spaltspuren-Datierungen
an Zirkonen vulkanogener Gesteine vom westlichen Inselbogen (SASAJIMA et aJ. 1980)
belegen eine magmatische Aktivität (Langi Vulkankette) paleozänen Alters (63 :1:2,2 Ma). Die Anlage der
Subduktionszone erfolgte daher möglicherweise schon in der späten Ober-Kreide .
..........
......
......
:
: Eurasische
.
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Plane
90Ma
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Kula
Plane
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Indische Platte
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~
Phoenix
Platte
Borneo
A
B
10
+
20
+
Tbely, m
30
40
Abb. 40: Paläogeographische Rekonstruktion der südostasiatischen Region (90 Ma., Obere Kreide; basierend auf
Daten von SMITH et al. 1981, u.a. siehe Text) und schematisches Querprofil im Bereich der BorneoSubduktionszone. A,B,C = Profilpunkte.
VIII.2
Metamorphose
- Stadium
Bei Plattengeschwindigkeiten
von 5-10 cm/Jahr (ENGEBRETSON et al. 1985) beträgt die Zeitspanne zwischen
beginnender Versenkung von Gesteinsmaterial und der maximalen Versenkungstiefe vermutlich nur 700.000 - I
Mill. Jahre, wenn der durchschnittliche Einfal1swinkel der Subduktionsfläche 45° beträgt. Das Alter der maximalen
Metamorphose unter HP-Bedingungen beträgt demnach ca. 60-65 Ma.
Am Ende des Eozän erlischt die Vulkantätigkeit auf dem westlichen Inselbogen und es beginnt eine lange Periode
(bis zum Beginn des mittleren Miozän) mit karbonatischen Ablagerungen (Tonassa Kalksteine, HAMILTON 1979,
SASAJIMA et al. 1980). HAMIL TON (I 979) vermutet einen Stillstand der Subduktionsprozesse
für diesen
Zeitraum. Die zeitliche Lücke im Inselbogenvulkanismus kann aber auch andere Ursachen haben.
66
.................
.
.
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60Ma
Philippinische
Platte
Telhys III ?
Pazifische
Platte
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TClhysllI
o
A
Borneo
B
Thelys
III
I---"'~""""--
10
20
30
40
Abb. 41: Paläogeographische Rekonstruktion der südostasiatischen Region (60 Ma, Paleozän; basierend auf Daten
von SMITH et al. 1981, u.a. siehe Text) und schematisches Querprofil im Bereich der Borneo- und der
Sulawesi-Subduktionszone.
Folgende Hauptfaktoren
A,B,C
=
Profilpunkte.
sind für die Entstehung eines Inselbogenvulkanismus
notwendig (McGEARY et al. 1985):
1. das Ausgangsmaterial für den Vulkanismus - hergeleitet aus der abtauchenden Platte oder aus dem
darüberliegenden asthenosphärischen Keil.
2. eine Wärmequelle - für Dehydrationsreaktionen
und für die Schmelzbildung innerhalb der Asthenosphäre
3. Spannungsverhältnisse durch Massentransport in der überlagernden Lithosphäre.
Fehlt einer dieser Faktoren, dann folgt daraus ein Stillstand der vulkanischen Aktivität. Ein denkbarer Prozeß für
die Entstehung der Vulkanlücke könnte die Subduktion eines ozeanischen Plateaus oder eines ozeanischen Rückens
sein. Beispiele dafür sind Subduktionsgebiete in Peru und Chile, Nankai Trog (Japan) und New Guinea, wo mit
der rezenten Subduktion ozeanischer Plateaus und ozeanischer Rücken der Einfallswinkel der subduzierenden Platte
so flach wird « 15°), daß kein ausreichend mächtiger asthenosphärischer Keil mehr existiert, um das Ausgangsmaterial und die thermischen Bedingungen für den Vulkanismus zu liefern (McGEARY et al 1985).
Diesem Modell steht jedoch entgegen, daß sich bei einem flachen Einfallswinkel der subduzierenden Platte kein
Randbecken (back-are basin) bildet. Die beginnende Öffnung der Makassar-Meeresenge (extending back-are basin)
67
im mittleren Paläogen (HAMIL TON 1979), verbunden mit Extension und Neubildung von Kruste, läßt eher auf
ein relativ steiles Einfallen der subduzierenden Platte schließen (Abb. 42). Diese Subduktionsgeometrie
würde mit
dem "Low-stress" Mariana-Subduktionstyp
nach der Klassifizierung
von UYEDA & KANAMOR (1979) in
Übereinstimmung stehen. In diesen Subduktionszonen sind praktisch alle oberflächennahen
Bereiche der Kruste
zwischen der Tiefseerinne und dem Randbecken durch Extension geprägt. McGEARY et a1. (1985) vermuten, daß
solch ein System nur schwach gestört zu werden braucht (z.B. Subduktion eines ozeanischen Plateaus), um den
Spannungs zustand im lithosphärischen
Anteil des Inselbogens zu ändern und damit die Bildung eines
Inselvulkanismus zu verhindern. Bei diesem Prozeß gehen McGEAR Y et al. CI985) davon aus, daß die Subduktion
von ozeanischen Plateaus die mechanische Koppelung zwischen der unteren und der oberen Platte, und damit den
Betrag der Kompressionsspannung,
erniedrigt.
Die wichtigsten Vorraussetzungen
für einen andesitischen
Inselbogenvulkanismus, wie er in West-Sulawesi erst wieder ab mitte Miozän auftritt (HAMIL TON 1979), scheinen
ein asthenosphärischer
Keil, Wasser und entweder eine Krustenmächtigkeit
von mindestens 25 km oder eine
Kompressionsspannung im Inselbogen zu sein (GILL 1981).
40Ma
Pazifische
Plane
B
B
Abb. 42: Paläogeographische Rekonstruktion der südostasiatischen Region (40 Ma, Oberes Eozän; basierend auf
Daten von SMITH et al. 1981, u.a. siehe Text) und schematisches Querprofil im Bereich der Borneo- und
der Sulawesi-Subduktionszone.
A,B = Profilpunkte.
Radiometrische Altersbstimmungen an Mineralen basieren auf der Annahme, daß radioaktive Systeme wie Rb-Sr
und K-Ar sich während einer definierten, für die einzelnen Minerale temperaturabhängigen
Zeitspanne schließen
und keine Diffusion von Tochternukliden mehr stattfindet. Das Alter, das von jedem System bestimmt wird,
68
kennzeichnet das Alter während der Schließung (Abkühlalter). Weil die verschiedenen Systeme bei verschiedenen
Temperaturen geöffnet und geschlossen werden, kann die thermische Geschichte einer Gesteinsprobe durch eine
kombinierte radiometrische Altersbestimmung abgeschätzt werden.
Nachdem die maximale Metamorphose erreicht war, durchliefen
verschiedene Schließungstemperaturen
(aus: JÄGER 1979):
500'
350'
:t
:t
50' C
50' C
Rb - Sr
K - Ar
die HP-Gesteine
während
der Abkühlung
Muskovit / Phengit
Muskovit / Phengit
Die K-Ar Mineraldatierungen
an Phengiten wurden am Institut für Geologie und Dynamik der Lithosphäre
(Göttingen) durchgeführt.
Die bearbeitete Granat-Glimmerschiefer
- Probe SU -173 stammt aus der EpidotBlauschiefer Zone und die Silikat-Marmor - Probe SU-146 aus der Lawsonit-Blauschiefer
Zone. Setzt man für
beide Proben eine gleiche Abkühlungsrate und eine Abkühlung zu gleicher Zeit vorraus, sollte die höhergradige
Gesteinsprobe jüngere Mineralalter haben, als die niedriggradige, die die Schließungstemperatur
für Phengite von
350' :t50' C eher durchlaufen haben müßte. Die K-Ar Untersuchungsergebnisse
liefern Phengit-Abkühlalter
für
die Granat-Glimmerschiefer
- Probe von 38,8 :!:I,O Ma und für die Silikat-Marmor - Probe von 50,2 :!:1,2 Ma und
lassen damit die Annahme einer synchronen Heraushebung wahrscheinlich werden.
Zusätzlich wurden K-Ar Altersdatierungen
von Mineralfraktionen
kleiner 2 IJm der Granat-Glimmerschiefer
Probe SU-173 und den Glimmerschiefer-Proben
SU-133 und SU-134 durchgeführt. Mit der K-Ar Altersdatierung
von Mineralfraktionen
kleiner 2 IJm kann das jüngste Ereignis in einem Gestein erfaßt werden (vgI. WEMMER
1991).
Für die grünschieferfaziell kaum überprägten Phengite der Granat-Glimmerschiefer
- Probe sollte das K-Ar Alter
der Mineralfraktion kleiner 2 IJm gleich oder, bei geringer NeueinsteIlung älterer Glimmer, ein etwas niedrigeres
Mischalter aufweisen als das K-Ar Phengit-Mineralalter.
Ungewöhnlicherweise
ergab die Analyse der Mineralfraktion kleiner 2 IJm einen etwas höheren Alterswert von 42,7 :!:1,8 Ma, der damit geringfügig außerhalb der
Fehlerbereiche
für die beiden Datenwerte liegt.
VIII.3
Post - metamorphes Stadium
Im Gegensatz zu den Granat-Glimmerschiefern
der Epidot-Blauschiefer
Zone zeigen die Glimmerschiefer der
Lawsonit-Blauschiefer
Zone ein hohes Ausmaß an retrograden, grünschieferfaziellen
Reaktionen und sind durchgreifend zerschert. Mit Alterswerten von 18,8 :t0,7 Ma bzw. 18,6 :t0,7 Ma liefern die Mineralfraktionen
kleiner
2 IJm der Glimmerschiefer-Proben
SU-133 bzw. SU-134 übereinstimmende K-Ar Alter der jüngeren Überprägung.
Spaltspuren-Datierungen
von Zirkonen aus granodioritischen und Quarzdioritischen Intrusiva bzw. vulkanischen
Gesteinen des westlichen Inselbogens (SASAJIMA et aI. 1980) ergeben Alter von 19 i:3,4 Ma bzw. 13 :!:2,8 Ma und
werden zusammen mit paläomagnetischen Daten einem großen tektonischen Ereignis (I9 bis 13 Ma) zugeordnet,
das für eine Rotation des Untersuchungsgebietes gegen den Uhrzeigersinn von ca. 40' verantwortlich war.
Die übereinstimmenden
Altersdaten der jüngsten Deformationsgeschichte
aus den voneinander unabhängigen
Bestimmungsmethoden und aus unterschiedlichen Gesteinsarten werden mit dem Kollisionsbeginn der Banggai-Sula
Plattform mit dem Subduktionskomplex in Verbindung gebracht (Abb. 43).
Das Kollisionsereignis
wird im südwestlichen Teil des Inselbogens von andesitischem Vulkanismus, GranitIntrusionen und von einer starken Heraushebung der paläogenen Sequenzen begleitet (HAMIL TON 1979). Die
endgültige Heraushebung der Subduktions-Metamorphite
über das Meersespiegelniveau erfolgte nach SASAJIMA et
al. (I980) allerdings erst mit einer zweiten großen Deformationswelle im Plio- bis Pleistozän (Abb. 44).
69
Bezogen auf die diskutierten Änderungen der Subduktionsgeometrie im späten Eozän (Kap. VIII.2) , ist durch das
Kollisionsereignis von Krustenfragmenten
mit der Subduktionszone zu Beginn des mittleren Miozän ein veränderter
Spannungszustand im Inselbogenbereich wahrscheinlich.
Die Folge ist eine erhöhte mechanische Koppelung zwischen den Platten und ein kompressiver Spannungszustand in
der Kruste der oberen Platte über den gesamten Subduktionsbereich.
Eine unmittelbare Konsequenz ist die
Bewegung der Subduktionszone gegen die Polarität des Bogens und damit eine Verflachung der Subduktion.
Krustale Überschiebungen und tektonische bzw. magmatische Unterplattung (underplating) bewirken im Bereich
des Inselbogens eine starke isostatisch-tektonische
Hebung. Im magmatischen Bogen von West-Sulawesi dominieren
nun intermediäre bis saure Intrusiva und andesitische Vulkanite (s.o.) .
. ....
,
.•.
20Ma
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.
..... ,
.•
I
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/.,
Pazifische
Platte
~
'V
A
B
30
40
Abb. 43: Paläogeographische Rekonstruktion der südostasiatischen Region (20 Ma, Beginn des mittleren Miozän;
basierend auf Daten von SMITH et al. 1981, u.a. siehe Text) und schematisches Querprofil im Brereich
der Borneo- und der Sulawesi-Subduktionszone. A,B = Profilpunkte, S. = Sulawesi.
Mit der Kollision der Banggai-Sula Inseln ist eine Situation eingetreten, in der ein nicht subduzierbares kontinentales Lithosphärenfragment
(Terran) an einer Subduktionszone anlegt. Die Folge ist eine Verlagerung der
Subduktionszone, verbunden mit einem Polaritätswechsel, auf die West-Seite des Inselbogens (Nord-Sulawesi Tiefseegraben).
70
heute
Paziflsche
Platte
."""_._'-
.J/
A
Cl
Neu Guinea
B
+
+
+
~,
ti
Abb. 44: Paläogeographische
Rekonstruktion
der südostasiatischen Region (10 Ma, Obere Miozän und heute;
basierend auf Daten von SMITH et al. 1981, u.a. siehe Text) und schematisches Querprofil im Bereich
der Borneo- und der Sulawesi-Subduktionszone.
A,B = Profilpunkte, S. = Sulawesi.
Stratigraphische Untersuchungen
von SUKAMTO & SIMANDJUNTAK
(1983) und SIMANDJUNTAK
(1986)
zeigen, daß zwischen den mesozoischen Gesteinen von Ost-Sulawesi und den Banggai-Sula Inseln, die allgemein als
verfrachteter Teil des Australien-New Guinea - Kontinentalrandes angesehen werden (HAMILTON 1979), eine
starke geologische Affinität
besteht. Zusammen
mit strukturellen
Hinweisen
schließen
SUKAMTO
&
SIMANDJUNTAK (1983) daraus, daß die Blauschieferzone eine Kollisions-Sutur darstellt.
IX ZUSAMMENFASSENDE DISKUSSION
Die metamorphen Gesteine von Zentral-Sulawesi dokumentieren die Prozesse der Subduktion, Heraushebung und
Kollision während der fortschreitenden Konvergenz zwischen der Australischen und der Eurasischen Platte. Das
Ausgangsmaterial für die zusammenhängenden Subduktions-Metamorphite
sind vermutlich Flachwasser- bis Tiefseesedimente mit tuffogenen Einschaltungen und Teile der subduzierenden ozeanischen Kruste.
Entsprechend den Spaltspurendatierungen
von SASAJIMA et al. (1980) erreichte die HP-Metamorphose
im
Paläogen (ca. 60-65 Ma) ihren Höhepunkt. Im Eozän (ca. 45 Ma) folgte eine regionale Grünschiefer- und eine
71
örtlich begrenzte Albit-Epidot-Amphibolit
- fazielle Gleichgewichtseinstellung,
die bei den verschiedenen
Gesteinseinheiten
zu graduellen Unterschieden
in der Auslöschung früherer HP-Mineralvergesellschaftungen
führte. Der metamorphe Grad steigt von der Lawsonit-Blauschiefer
- Fazies im Osten (Poso See, Tentena - Taripa)
bis zur Epidot-Blauschieferund LT -Eklogit - Fazies im Westen (Tineba Bergkette, Mapane - Tambarana)
kontinuierlich
an.
In Anlehnung an die Benennung der klassischen HP-metamorphen
Region des Sanbagawa-Metamorphosegürtels
(Japan) wird hier der Vorschlag gemacht, die Epidot-Blauschieferund LT -Eklogit - faziellen Gesteine der
Tineba-Bergkette als Tineba-Metamorphosegürtel
und die Lawsonit-Blauschiefer
- faziellen Gesteine nach dem im
Arbeitsgebiet liegenden Ort Taripa, als Taripa-Metamorphosegürtel
zu benennen.
Im Gegensatz zu den maximalen Metamorphosebedingungen
und der Heraushebungsgeschichte,
ist die
Versenkungsgeschichte
der metasedimentären und metamafischen Gesteine sehr viel schwieriger nachzuzeichnen
und daher auch weniger gut bekannt. Zeugnisse über die prograde Entwicklung der HP-Metamorphose sind selten.
Neben Mineralzonierungen
in Granat und Omphacit, die auf ein Wachstum unter prograden Bedingungen
hinweisen, zeigen vor allem Einschlüsse von Glaukophan, Acmit-reichem Omphacit und Lawsonit in Granatkernen,
daß die Gesteine des höchsten Metamorphosegrades während der Versenkungsgeschichte
die Bedingungen der
Lawsonit-Blauschiefer
- Fazies durchlaufen haben.
Eine wässrige fluide Phase spielt schon unter prograden Metamorphosebedingungen
eine große Rolle bei der
Homogenisierung und Gleichgewichtseinstellung
von Isotopen- und Elementverteilungen
in rekristallisierten und
neugebildeten Mineralen. Der für diesen Prozeß notwendige diffusive Stofftransport ist entscheidend von dem
Deformationsgradienten
abhängig, der zwischen den Lawsonit- und Epidot- Blauschiefer - faziellen Gesteinen
nachgewiesen wurde.
Die durchgeflihrten
geothermobarometrischen
Berechnungen und abgeleitete Mineralstabilitäten
aus kritischen,
univarianten
Reaktionen
führen zu der Bestimmung maximaler PT -Bedingungen
und basieren auf den
physikalisch-chemischen
Gleichgewichtseinstellungen
der entsprechenden Mineralphasen bzw. -paragenesen.
Im Verlauf der prograden Hochdruckmetamorphose
erreichen die Epidot-Blauschieferund LT -Eklogit - faziellen
Gesteine des Tineba-Metamorphosegürtels
eine maximale Temperatur von 500-570 °C bei einem Druck um 13 kbar
und die Lawsonit-Blauschiefer
- faziellen Gesteine des Taripa- Metamorphosegürtels eine maximale Temperatur
von 400-450 °C bei einem Druck um ll kbar (Abb. 45). Entsprechend den Verhältnissen in einer Subduktionszone,
lassen die Bedingungen der Hochdruckmetamorphose
auf einen geringen geothermischen Gradienten während der
Versenkung schließen (ca. 11°C/km).
Die unter prograden Bedingungen durch penetrative Deformation (Dx) entstandene, in allen Gesteinseinheiten
deutlich ausgeprägte Foliation (Sx) wird in den metapelitischen und metamafischen Gesteinen während und nach
den maximalen Metamorphosebedingungen
durch eine zweite Deformation (Dx+ I) überprägt (Mikrofältelung,
zweite Foliation SX+l' Mineralrotationen).
Das weitverbreitete Vorkommen von OH- und H20-haltigen HP-Mineralen wie Phengit, Paragonit, Glaukophan,
Lawsonit und / oder Epidot zeigt die Anwesenheit einer fluiden Phase von der Lawsonit-Blauschieferbis zur LTEklogit - Fazies an. Deutliche Hinweise auf eine niedrige CO2-Fugazität der beteiligten flüchtigen Phase liefert
die Anwesenheit oder die ehemalige Anwesenheit (Pseudomorphosen) von Lawsonit und EpidotjKlinozoisit und das
Auftreten von Titanit anstelle der Paragenese Rutil + Kalzit + Quarz.
Die mehr oder weniger verbreitete Deformation im Zusammenhang mit der eozänen, grünschieferfaziellen
Gleichgewichtseinstellung
ist das Ergebnis einer kontinuierlichen,
angenähert isothermalen Dekompression der
metamorphen Einheiten während der Heraushebung.
72
50
14
'C'
ctl
.0
....-
612
6
E
40
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a..
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I
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c.>
6
20
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Cl
4
10
2
o
o
100
200
300
500
400
Temperatur
600
700
( Oe)
Abb. 45: PTt-pfad der Subduktions-Metamorphite
von Zentral-Sulawesi.
Eklogit
Fazies
B
Lawsonit-Blauschiefer
G leichgewich tseinstell ung.
A = Epidot-Blauschieferund LTFazies,
e
grünschieferfazielle
Für die Grünschiefer-Metamorphose
werden Drucke zwischen 3 und 6 kbar und Temperaturen zwischen 450 und
und LT -Eklogit - faziellen Gesteine) bzw. zwischen 370 und 450 oe (Lawsonit520 oe (Epidot-BlauschieferBlauschiefer - faziellen Gesteine) für wahrscheinlich gehalten (Abb. 41). In diesem Druck- und Temperaturbereich
tritt eine erste, mikrothermometrisch erfaßbare Fluid-Aktivität auf, die wegen ihrer Na-Dominanz mit dem Abbau
von Glaukophan
in Verbindung
gebracht wird. Die Blauschiefer-Grünschiefer
Transformation
wird im
wesentlichen durch den Zugang und die Verfügbarkeit von H20 kontrolliert.
Vom oberen Eozän bis zum Beginn des mittleren Miozän erfolgt, vermutlich im Zusammenhang mit einer
veränderten Subduktionsgeometrie,
eine isobare Abkühlung auf Temperaturen kleiner 350 oe. Mit dem Übergang
von der duktilen zur bruchhaften Deformation (Dx+2) entstehen massive Bruchsysteme und eine Durchmischung
von Fluiden aus Dehydrations-Reaktionen
mit meteorischen Wässern.
Die endgültige Heraushebung der Subduktions-Metamorphite
beginnt mit der KoIlision von Fragmenten des
australischen Kontinentalrandes (Abb. 46, Banggai-Sula - Inseln) zu Beginn des mittleren Miozän (ca. 19 Ma).
Die dargelegten PTt-Bedingungen
lassen auf Hebungsraten von ca. 0,15 bis 0,2 ern/Jahr in dem Zeitintervall
zwischen maximaler Versenkung und dem Übergang von der duktilen zur bruchhaften Verformung schließen.
73
N
t
BANDA SEE
tJTANIMBAR
o
500
km
Abb. 46: Schematische
Darstellung
der
verdrifteten
Krustenfragmente
(gepunktet)
des
australischen
Kontinentalrandes
(nach PIGRAM & PANGGABEAN
1984). I = Inselbogen, 2 = Reste eines
4 = Reste eines Vorlandbeckens,
5 = vereinzelte HP-Gesteine
Vorlandbeckens,
3 = HP-Gesteine,
(BROUWER 1934), 6 = ozeanische Kruste, 7 = Kollisionsbereich, 8 = Banggai-Sula Krustenfragment
(Terran). A,B = Profillinie der Abb. 48.
Die
Heraushebung
von
Subduktions-Metamorphiten
durch
hydrostatischen
Auftrieb,
isostatische
Gleichgewichtseinstellung
und Unterplattung (underplating) wurde in verschiedenen Modellentwürfen (z.B. ERNST
1971 und 1988, COWAN & SILLING 1978, CLOOS 1985, PLATT 1986) diskutiert. Die Tatsache, daß bei den
untersuchten Epidot-Blauschieferund LT -Eklogit - faziellen Gesteinen die HP- Mineralvergesellschaftungen
erhalten geblieben sind, läßt auf eine rasche, adiabatische Heraushebung schließen, die nicht allein durch
Erosionsprozesse erklärt werden kann (vgI. DRAPER & BONE 1981). Es ist nicht einfach ein Modell zu entwerfen,
das die angenähert isothermale Heraushebung mit mittleren durchschnittlichen
Heraushebungsraten
von ca. 0,2
ern/Jahr allein durch Überschiebung und Verdickung erklären kann (z.B. ENGLAND & THOMPSON 1984,
THOMPSON & ENGLAND 1984, RUBIE 1984). Daher sind Überlegungen notwendig, wie das Zusammenspiel
akkretionärer Pozesse die Kinematik eines Subduktionssystems beeinflußt und ob bestimmte tektonische Situationen
zu rascher Heraushebung führen können.
Ein wichtiger Prozeß ist die Loslösung magmatischer und vor allem sedimentärer Gesteine von der subduzierenden
Platte. Das Wachstum von Akkretionskeilen
erfolgt sowohl durch frontale Abscherung (offscraping) am
Tiefseegraben (SEELEY et aI. 1974), als auch durch akkretionäre Unterplattung (accretionary underplating) von
subduzierten Gt:steinen (MOORE et aI. 1982). Für den Ablauf dieser tektonischen Prozesse haben neben der
Verteilung von Fluiden (z.B. MOORE et aI. 1987, MOORE 1989) auch folgende Faktoren eine wesentliche
Bedeutung: absolute Plattenkonvergenzgeschwindigkeiten,
Alter der subduzierenden
Lithosphäre,
Betrag der
Sediment-Subduktion
im Verhältnis zur frontalen Abscherung,
Subduktions-Geometrie
und Plateau- oder
Ozeanrücken-Subduktion
(vgI. KARIG et aI. 1976).
Tektonische Heraushebung bei krustaler Extension senkrecht zur Subduktionszone wird vermutlich durch einen
übers teilten akkretionären Keil hervorgerufen (PLATT 1986). Strukturdaten aus verschiedenen blauschieferfaziellen
Regionen (z.B. GOTTSCHALK & OLDOW 1988) stimmen mit dem Modell von PLATT überein.
74
Ob es sich bei der Heraushebung der untersuchten Subduktions-Metamorphite
vornehmlich um Erosions- oder
Extensionsprozesse handelt, kann aus dem Verlauf des Metamorphosepfades
bestimmt werden. Vorraussetzung
dafür sind die in dieser Arbeit ermittelten petrologischen Datensätze, die die Form des PTt-pfades präzise festlegen.
Während gerundete Metamorphoseschleifen
nahe des Temperaturmaximums
auf beträchtliche Aufheizungen bei
beginnender Dekompression und langsamer Heraushebung (Erosion) hinweisen, kennzeichnet ein abrupter Wechsel
von annähernd isobarer Aufheizung zu annähernd isothermaler Dekompression, wie im vorliegenden Fall (Abb.
45), schnelle Heraushebungsprozesse
(Extension).
Die paläogeographischen
Rekonstruktionen
der südost-asiatischen
Subduktionszone im Grenzbereich der Eurasischen, Australischen
Region (Kap. VII) zeigen, daß die paläogene
und der Pazifisch-Philippinischen
Platte einen
gebogenen Verlauf hatte.
Die nach Norden gerichtete Subduktion des Sunda Bogens geht im Bereich der untersuchten Subduktionszone in
eine westliche Richtung über. Die relative Bewegungsrichtung zwischen der Australischen und der Eurasischen
Platte läßt im betreffenden
Zeitintervall
(vgl. SMITH et al. 1981) auf eine nach Norden gerichtete
Plattenkonvergenz
schließen. Das bedeutet für den untersuchten Subduktionskomplex
eine Subduktion mit
zunehmendem Winkel zwischen der Konvergenzrichtung und der Senkrechten zum Inselbogen unter den angenähert
Nord-Nordost - Süd-Südwest verlaufenden Inselbogen von West-Sulawesi.
Im Zusammenhang mit Subduktionen, die nicht senkrecht zum Inselbogen verlaufen, beschreiben HUCHON &
LePICHON (1984, Sunda Bogen), RYAN & SCHOLL (1989, Aleuten Bogen) und AVE LALLEMANT & GUTH
(1990, Antillen Bogen) Strukturelemente,
wie z.B. Verwerfungen senkrecht zur Subduktionszone oder bogenparallele "strike-slip" Störungen, die auf subduktionsparallele
Extension schließen lassen. Diese Extension
entwickelt sich jedoch nur in Regionen, wo der Inselbogen und die Subduktionszone einen gebogenen Verlauf
aufweisen (AVE LALLEMANT & GUTH 1990, BEHRMANN 1990).
Die Abbildung
47 zeigt ein Modell nach AVE LALLEMANT
& GUTH
(1990) für den Fall einer schrägen
Subduktion:
Der Vektor Vs ist die Richtung der relativen Plattenkonvergenz-Geschwindigkeit.
Aus dieser Richtung wird neues
Material entweder durch frontale Akkretion oder durch Unterplattung dem Orogenkeil angegliedert. Der ForearcBereich ist in dem Modell durch vier Zylinderschnitte dargestellt.
Solange die Subduktion senkrecht zum Inselbogen verläuft (Abb. 47C), kommen keine Bewegungen zwischen den
Forearc-Bereichen parallel zum Inselbogens vor. Mit steigendem Winkel (a) zwischen der Konvergenzrichtung
und
der Senkrechten zum Inselbogen (Abb. 47A) findet eine Rotation in Richtung des steilsten Gefälles statt, also in
Richtung der Subduktionskrümmung.
Die bogen parallele Geschwindigkeit
VT = lVI sina vergrößert sich und die
Zylinderschnitte bewegen sich auseinander. Nur in einem Spezialfall, wenn a = 90., ist die Deformation nicht
rotational, sondern es entwickelt sich eine reine Scherung (pure shear flow, Abb. 47B).
Die Abb. 47A'und 47B' zeigen vereinfachte Querschnitte für einen zunehmenden Winkel der Subduktionskonvergenz zum Inselbogen von a = 20. auf a = 90•. Für das Ausgangsstadium mit a = 20. beträgt die maximal
mögliche bogenparallele Verschiebung des Forearc-Bereiches
VT = IVI sin20. = l/S lVI. Es bilden sich LT-Eklogite
in 40 km Tiefe (= 13 kbar).
Steigt die Subduktionsschräge auf a = 90. an, wird der Forearc-Bereich mit einer bogenparallelen Geschwindigkeit
VT = lVI sin90. = lVI , die gleich der Plattengeschwindigkeit ist, verschoben.
Eine Verdreifachung der bogenparallelen Geschwindigkeit führt zu einer Verdreifachung der Länge des ForearcBereiches und konsequenterweise
zu einer Reduzierung der Mächtigkeit auf 1/s des Ausgangsstadiums. Die
Wiederherstellung des isostatischen Gleichgewichtes erfordert in diesem Rechenbeispiel eine Heraushebung der LTEklogite von 40 km auf 13 km Tiefe.
Die Mechanik dieser Bewegungsabläufe ist kompliziert und bedarf in Zukunft noch eingehender petrologischtektonischer Studien.
75
o
(W
- SULAWESI)
13km:J=:1' ==========-'"
o
= 90'
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I
'"
=
20'
VT
=
1/3 lVI
Abb. 47: Analogmodell für inselbogenparallele Extension im Forearc-Becken der Java-Sulawesi Subduktionszone
durch ansteigende Schräge einer relativen Plattenkonvergenz.
V - relativer Konvergenzvektor , VS und VT - senkrechte und parallele Komponente von V zum Inselbogen,
e - Einfallswinkel der Subduktionszone, a - Winkel der schrägen Konvergenz. A: Vier Zylinderschnitte , die
das Forearc-Becken
darstellen, rotieren als Folge von VS und werden entlang des Platten randes mit der
Gescwindigkeit VT=IVlsina dextral verschoben. A': Vereinfachter Querschnitt durch A mit a=20. und
VT=l /3IV1. B: Vier Zylinderschnitte
rotieren als folge von VS und trennen sich, weil VT ansteigt. B':
Vereinfachter Querschnitt durch B mit a=90. und Vr=IVI. Weitere Ausführungen siehe Text. C: Subduktion
verläuft senkrecht zum Inselbogen, a=O.
Betrachtet man über den untersuchten Bereich der beiden Arbeitsgebiete hinaus den gesamten Subduktions- und
Obduktions bereich von Sulawesi, so ergibt sich folgende Gliederung (s.a. Abb. 46) und schematisches Querprofil
(Abb. 48a,b):
1. Süd- und Nordarm bilden zusammen mit zentralen Teilen der Insel einen ca. ]000 km langen Inselbogen, dessen
rezente Vulkan tätigkeit auf den Norden beschrängt ist.
2. An der Grenze zu den metamorphen Gesteinseinheiten der Subduktionszone im Osten, treten Sedimentgesteine
eines reliktischen Vorlandbeckens auf (Tonschiefer, Phyllite, Grauwacken, Sandsteine etc.), die zum Teil im
tektonischen Kontakt mit dem Inselbogen-Massiv stehen (Granit, Granodiorit, andesitische und basaltische
Ergußgesteine).
3. Der in dieser Arbeit untersuchte HP-Gürtel liegt im westlichen Zentralgebiet der Insel. In diesem Gürtel nimmt
der Metamorphosegrad der metasedimentären und metamafischen Gesteine von Westen nach Osten ab.
4. Schwach-metamorphe Sedimentgesteine des Subduktionskomplexes und Gesteine des oben erwähnten
reliktischen Vorlandbeckens' schließen sich nach Osten an.
5. Im östlichen Bereich des Zentralgebietes beschreibt BROUWER (1934) das Auftreten vereinzelter
Blauschiefergesteine.
76
6. Der Ostarm und Teile des Südostarmes bilden einen Gürtel obduzierter ozeanischer Kruste (s.a. HUFENBACH
in Vorb.).
7. Der Kollisionsbereich zwischen dem Banggai-Sula - Mikrokontinent (8) und der obduzierten ozeanischen Kruste
im östlichen Teil des Ostarmes, setzt sich aus verschuppten, jurassisch bis miozänen SchelfrandSedimentgesteinen und herausgehobenen quartären Korallenriffen zusammen.
-w-
-E-
OPHIOLITHKOMPLEX
a)
..B
A
20
Km 40
50
I
100 km
I
60
80
OPHIOLITHKOMPLEX
b)
A
20
I(J)
TERRAN
@
...~-:-::-:
..;;;;:;. - B
.:::::::::::::::
+ :~:i.;~~:::.
Km 40
60
80
Abb. 48: Schematisches Querprofil des Subduktions- und Obduktionskomplexes von Sulawesi. a) Überschiebungsansatz der ozeanischen Kruste vor oder am Tiefseegraben, b) Überschiebungsansatz
der ozeanischen
Kruste im Übergangsbereich von der bruchhaften- zur duktilen Deformation, zwischen Tiefseegraben
und Inselbogen. I = Inselbogen, 2 = Reste eines Vorlandbeckens, 3 = HP-Gesteine, 4 = Reste eines
Vorlandbeckens, 5 = vereinzelte HP-Gesteine (BROUWER 1934), 6 = ozeanische Kruste, 7 = Kollisionsbereich, 8 = Banggai-Sula Krustenfragment (Terran).
Auffällig ist, daß der Akkretionskeil des Subduktionskomplexes von Sulawesi fehlt. Ähnliche Beobachtungen haben
PRICE & A UDLEY -CHARLES (I983, 1987) bei der Kollisionszone von Timor gemacht, wobei sie das Fehlen des
Akkretionskeils auf Überschiebungsmechanismen
des zerstückelten Randes der Australischen Platte zurückführen.
Der aufgeschlossene Bereich des Subduktionskomplexes von Sulawesi beträgt zwischen dem Inselbogen im Westen
und der obduzierten ozeanischen Kruste im Osten ca. 75 km. Strukturen vergleichbarer Subduktionskomplexe (vgl.
PAVUS & BRUHN 1983) lassen darauf schließen, daß bei normalen Wärmebedingungen von 40-50 mW/m2 in
Subduktionszonen der Tiefseegraben ca. 175-200 km vom inneren Rand des Subduktionskomplexes entfern liegt.
Demnach müssen mindestens 100 km des vorderen Subduktionsbereiches von der ozeanischen Kruste überfahren
(Abb. 48a) oder, wenn die Überschiebung hinter dem Tiefseegraben im Bereich der Übergangszone von der
duktilen zur bruchhaften
Deformation
stattfand (Abb. 48b), abgetragen worden sein, einschließlich des
Akkretionskeils.
Über den engeren Bereich hinaus, hat die geotektonische Situation von Sulawesi modellhaften Charakter für die
Antwort auf offene Fragen der Kinematik und Dynamik von Subduktionszonen in Verbindung mit Terranekollisionen. In der geologischen Zukunft wird Indonesien zwischen dem Australischen mit dem Eurasischen
Kontinent stärker in die Kollision einbezogen werden und diese Region wird den komplexen Kontinentkollisionen
ähneln, die heute in den Alpen und der varistischen Region beobachtet werden.
77
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ABKüRZUNGEN
REM
EDX
WDX
BSD
P
T
t
X
V
HP
MP
SU-XXX
p.F.
M
Ma
u.d.M.
K
D
-
Rasterelektronenmikroskop
Energie-dilpersive Röntgenstrahlung
Wellenlängen-dispersive Röntgenstrahlung
Rückatreuelektronen-Detektor
Druck
Temperatur
Zeit
Zusammensetzung
Volumen
Hochdruck
Mitteldruck
Probennummer
pro Formeleinheit
Mittelwert
Millionen Jahre
unter dem Mikroskop
Verteilungskoeffizient
Gesteinsnamen
GS
GQ
SM
GG
GLS
RS
EK
-
Glimmerschiefer
Glimmerquarzit
Silikat-Marmor
Granat-Glimmerschiefer
Glaukophanschiefer
Riebeckitschiefer
Eklogit
Mineralnamen
ab
ap
an
ahbl
akf
akt
bio
cc
chi
c1d
cpx
cr
di
ep
fgl
gl
gt
hem
jd
kar
law
mhbl
mrb
mus
om
-
Albit
Apatit
Anorthit
aktinolithische Hornblende
Alkalifeldspat
Aktinolith
Biom
Kalzit
Chlorit
Chloritoid
Klinopyroxen
Crossit
Diopsid
Epidot
Ferro-Glaukophan
Glaukophan
Granat
Hämatit
Jadeit
Karpholit
Lawsonit
Magnesio-Hornblende
Magnesioriebeckit
Muskowit (Phengit)
Omphacit
ort
or
pa
qz
sph
wi
zo/
klz
-
Orthit
Orthoklas
Paragonit
Quarz
(Sphen) Titanit
Winchit
Zoisit/
Klinozoisit
0,00700
0,00480
7,47
9,46
11,9633
12/2375
3,9948
81,3419
98,9960
49,9832
57,0297
der
1/0
1/2
1/8
0/7
0/7
Ma )
steinseinheiten.
E SU-179
E SU-177
E = LT-Eklogite.
D = Glaukophanschiefer
C = Granat-Glimmerschiefer
B
Ge-
Glaukophane
Zusammenset-
(
20 - Fehler
unterschiedlicher
zung
Mittlere
Tab. A4:
38/8
50,2
42/7
18/8
18/8
( Ma )
Alter
= Silikat-Marmore
0,00500
2,87
3,6026
57,1645
40 Ar
(% )
Kalium :
40K: 0/01167%
K20/K: 0,8301
D SU-176
0,00500
5,99
3,5823
40 Ar
(n1/g) STP
(g/mol) :
39/9623
:
40,0000
:
39,1020
:
Luftkorrektur:
40Ar/36ArVerhältnis =
298,7
A = Glimmerschiefer
0,00720
(Fehler VaKo)
(Gew.%)
5,89
K20
K20
Atommassen
ges Ar
40 Ar
ges K
Zerfallskonstanten (l/a):
lambda e
5/810E - 11
lambda
4,962E - 10
lambda Lges: 5/543E - 10
D SU-166
C SU-168
C SU-167
B SU-160
B SU-149
B SU-148
B SU-146
B SU-146
B SU-144
A SU-124
SU - 133
< 2um
SU - 134
<2um
SU - 173
< 2um
SU - 146
Phengit
SU - 173
Phengit
Probe
Molares
Normvol. :
(ml): 22413,8
Speikisotopie:
40 Ar
0,0099980%
38 Ar
99,9890000%
36 Ar
0/0009998%
zur KlAr Altersbestimmung
Standard Temperature Pressure
o C; 760 mm Hg
(STP)
NOrmbedingungen (OIN 1343)
273,15 K; 1013,25 mbar
Argonisotopie:
40 Ar
99,6000%
38 Ar
0/0630%
36 Ar
0/3370%
Tabelle A2: Oatenblatt
~
i:3~~:;:;~~~~><
????????
dP
o
U1
•....
g-
00000"'0'"
'"
"'0
0
W
cnb]n~cn>S:z
•..•• lD III 1\j •..•••.••.•
10 III
00
00
Quarz
Albit
Alkalifeldspat
Kalzit/Dolomit
Siderit
Muskovit
Paraqonit
Lawsonit
Chlorit
Chloritoid
Karpholit
Biotit
Na-Amphibol
Ca-Amphibol
Granat
Jadeit
Omphacit
Na-Pyroxen
Zoisit/Epidot
Orthit
Apatit
Titanit
Ilmenit
Rutil
Magnetit
Hämatit
Pyrit
Graphit
Probe
Gesteinseinheit
der untersuchten Proben.
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
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X
X
X
X
X
X
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X
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X
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X
X
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X
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X
X
X
X
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X
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X
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X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
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X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
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X
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X
X
X
X
X
X
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X
X
X
X
X
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X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
X
GS GQ GS SM SM SM SM SM SM SM SM SM GQ GQ SM GQ GS GG GLS GG GG GG GS GG GLS EK EK GS GG GS GS RS
SU- SU- SU- SU- SU- SU- SU- SU- SU- SU- SU- SU- SU- SU- SU- SU- SU- SU- SU- SU- SU- SU- SU- SU- SU- SU- SU- SU- SU- SU- SU- SU124 125 135 141 142 144 145 146 147 148 149 150 157 158 161 163 164 165 166 167 168 170 171 173 176 177 179 180 186 191 233 234
Tabelle A3: Mineralparagenesen
1,00
4,00
1,00
4,00
* Fe203 berechnet, Erläuterung im Text
0,99
4,00
1,00
4,00
1,00
4,00
1,00
4,00
1,00
0,01
0,97
0,01
0,00
1,00
4,00
1,00
4,00
0,99
4,00
SUMME
KAT.-SUMME
1,00
0,46
0,51
0,03
0,00
1,00
0,76
0,18
0,05
0,01
1,00
0,76
0,19
0,04
0,01
1,00
0,86
0,10
0,04
0,00
0,99
0,01
0,97
0,02
0,00
1,00
0,41
0,54
0,05
0,00
1,00
0,37
0,60
0,03
0,00
1,01
0,02
0,97
0,00
0,00
SUMME
Ca
Na
Mg
K
2,00
0,40
0,00
0,00
0,12
0,12
0,00
0,36
2,00
0,06
0,00
0,00
0,08
0,37
0,01
0,48
2,00
0,05
0,00
0,00
0,06
0,40
0,01
0,48
2,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,39
0,01
0,60
2,01
0,88
0,00
0,00
0,04
0,08
0,00
0,00
2,00
0,43
0,00
0,00
0,12
0,19
0,00
0,26
2,01
0,88
0,00
0,00
0,04
0,07
0,00
0,00
2,00
0,38
0,00
0,00
0,12
0,23
0,00
0,27
2,00
0,85
0,00
0,00
0,08
0,08
0,00
0,00
SUMME
Al (VI)
Ti
Cr
Fe3t*
Fe2t
Mn
Mg
1,99
0,01
2,00
0,00
2,00
0,00
5,94
1,00
4,00
1,00
4,00
1,00
4,00
1,00
4,00
1,00
0,51
0,48
0,01
0,00
1,00
0,49
0,50
0,01
0,00
1,00
0,50
0,47
0,03
0,00
1,00
0,49
0,48
0,03
0,00
2,00
0,31
0,00
0,00
0,16
0,10
0,00
0,43
2,00
0,42
0,00
0,00
0,04
0,09
0,01
0,44
2,00
0,40
0,00
0,01
0,04
0,11
0,00
0,44
2,00
0,43
0,00
0,00
0,06
0,08
0,00
0,43
1,00
4,00
1,00
4,00
1,00
4,00
1,00
0,55
0,42
0,03
0,00
2,00
0,38
0,00
0,00
0,02
0,12
0,00
0,48
2,00
0,32
0,00
0,00
0,18
0,09
0,00
0,41
5,99
1,99
0,01
1,00
0,47
0,53
0,00
0,00
55,40
0,00
7,54
0,00
7,25
0,00
9,02
14,94
5,93
0,00
55,82
0,00
8,15
0,00
6,97
0,00
8,83
14,42
5,94
0,00
1,00
4,00
1,00
0,58
0,41
0,01
0,00
1,00
4,00
0,56
0,42
0,02
0,00
1,00
2,00
0,34
0,00
0,00
0,06
0,15
0,00
0,45
1,99
0,01
1,99
0,01
2,00
0,31
0,00
0,00
0,08
0,14
0,00
0,47
5,97
5,96
99,97 100,08 100,13
55,89
0,00
9,26
0,00
4,53
0,00
9,56
14,56
6,17
0,00
2,00
0,00
5,91
99,24
55,63
0,00
7,48
0,00
8,97
0,00
7,66
12,01
7,49
0,00
1,00
0,50
0,47
0,03
0,00
2,00
0,40
0,00
0,00
0,04
0,14
0,00
0,42
2,00
0,00
2,00
0,00
2,00
0,00
1,99
0,01
2,00
0,00
5,98
99,57
56,11
0,00
9,19
0,00
5,85
0,00
8,55
13,05
6,82
0,00
5,92
99,67
99,77
5,98
55,52
0,00
7,28
0,00
8,64
0,00
8,22
13,16
6,85
0,00
56,51
0,00
9,99
0,00
4,36
0,20
8,49
13,01
7,21
0,00
5,97
99,80
56,03
0,00
10,36
0,00
4,77
0,00
8,69
12,93
7,02
0,00
5,98
99,95
99,82
2,00
0,00
5,96
99,95
56,42
0,00
9,72
0,01
4,92
0,00
8,79
13,25
6,84
0,00
55,59
0,00
9,59
0,00
8,02
0,00
7,36
11,87
7,39
0,00
2,00
0,00
99,99
99,93 100,06
53,57
0,00
1,29
0,00
14,02
0,29
9,36
18,62
2,51
0,29
5,97
99,28
98,96 100,17
52,66
0,00
1,12
0,00
14,42
0,43
9,95
18,63
2,52
0,26
53,25
0,00
0,00
0,00
12,55
0,27
11,22
21,35
1,42
0,00
55,71
0,00
10,25
0,00
10,41
0,00
5,45
9,46
8,65
0,00
6,02
54,93
0,00
8,84
0,00
11,55
0,00
5,85
10,46
7,65
0,00
5,94
100,23
SUMME
von Klinopyroxenen.
EK
EK
EK
EK
EK
EK
EK
EK
EK
GS
EK
GS
GS
GS
GS
SU-164 SU-164 SU-164 SU-164 SU-164 SU-l77 SU-l77 SU-l77 SU-l77 SU-l77 SU-l77 SU-l77 SU-179 SU-179 SU-179
om
om
om
om
om
om
om
om
om
om
om
Na-aug Na-aug Na-aug
om
13
1
4
5
10
12
4
6
8
7
11
3
5
4
3
Rand
Kern
Rand
Rand
Kern
Rand
Rand
Kern
Kern
Rand
59,06
0,00
21,79
0,00
4,09
0,00
0,27
0,37
14,59
0,00
58,50
0,00
21,55
0,00
3,89
0,00
0,30
0,29
14,43
0,00
SM
SM
SU-141 SU-1U
jd
jd
3
5
(EDX)
Sauerstoff auf der Basis von 4 Kationen:
5,94
5,96
5,98
5,98
MOLZAHLEN
2,00
2,00
2,01
2,01
Si
0,00
0,00
0,00
0,00
Al (IV)
58,43
0,00
21,06
0,00
5,57
0,00
0,17
0,44
14,56
0,00
SM
SU-1U
jd
1
GEW.%
Si02
Ti02
A1203
Cr203
FeO*
MnO
MgO
CaO
Na20
K20
Gestein
Nununer
Mineral
Nununer
Bemerk.
Tabelle A5: Ausgewählte Mikrobereichsanalysen
\D
0
(EDX)
von Granaten,
3,00
8,00
3,00
8,00
3,00
8,00
2,00
1,67
0,61
0,13
0,57
0,02
0,00
3,00
8,00
2,00
1,86
0,02
0,55
0,55
0,02
0,00
3,00
8,00
2,00
1,83
0,02
0,54
0,61
0,00
0,00
3,00
8,00
2,00
2,02
0,06
0,30
0,62
0,00
0,00
5UMME
KAT.-5UMME
2,00
2,18
0,09
0,12
0,60
0,01
0,00
3,00
1,96
0,00
0,00
0,04
2,00
2,14
0,15
0,11
0,59
0,01
0,00
3,00
1,95
0,00
0,00
0,05
5UMME
Fe2+
Mn
Mg
Ca
Na
K
3,00
1,98
0,00
0,00
0,02
3,00
1,98
0,00
0,00
0,02
3,00
1,99
0,00
0,00
0,01
3,00
2,00
0,00
0,00
0,00
37,58
21,01
0,00
0,95
30,57
2,49
7,22
0,00
0,00
0,00
5UMME
Al VI
Ti
Cr
Fe3+
99,29
37,97
21,02
0,00
0,28
28,23
4,58
7,24
0,00
0,00
0,00
3,00
0,00
99,79
37,81
21,03
0,00
0,35
28,85
4,69
6,46
0,10
0,00
0,00
Kationen auf der Basis von 12 5auerstoffatomen
MOLZAHLEN
5i
2,97
2,99
2,99
3,00
3,00
Al IV
0,03
0,01
0,01
0,00
0,00
99,60
37,05
20,89
0,00
9,01
25,10
1,08
6,55
0,11
0,00
0,00
99,82
99,79
5UMME
36,96
21,00
0,00
1,28
32,43
0,96
6,89
0,08
0,00
0,00
99,32
36,81
21,28
0,00
2,20
31,73
0,88
6,80
0,09
0,00
0,00
2,99
7,99
2,00
2,04
0,06
0,45
0,42
0,02
0,00
3,00
1,99
0,00
0,00
0,01
2,97
0,03
99,96
37,47
21,66
0,00
0,93
30,97
3,84
4,95
0,14
0,00
0,00
3,00
8,00
2,00
1,99
0,09
0,39
0,50
0,03
0,00
3,00
2,00
0,00
0,00
0,00
2,98
0,02
99,82
37,51
21,61
0,00
1,44
29,93
3,33
5,82
0,18
0,00
0,00
36,64
21,27
0,00
1,05
35,82
0,74
4,56
0,13
0,00
0,00
37,94
21,50
0,00
1,35
31,13
3,90
4,01
0,17
0,00
0,00
3,00
8,00
2,00
2,35
0,03
0,11
0,48
0,03
0,00
3,00
2,00
0,00
0,00
0,00
2,99
0,01
3,01
8,01
2,00
2,43
0,07
0,09
0,40
0,02
0,00
3,00
2,00
0,00
0,00
0,00
2,97
0,03
2,99
7,99
2,00
2,06
0,09
0,46
0,35
0,03
0,00
3,00
2,00
0,00
0,00
0,00
3,00
0,00
99,91 100,21 100,00
36,92
21,13
0,00
0,49
34,77
0,92
5,50
0,18
0,00
0,00
3,00
8,00
2,00
2,26
0,09
0,33
0,32
0,00
0,00
3,00
1,99
0,00
0,00
0,01
3,00
0,00
99,94
37,74
21,24
0,00
1,38
33,01
2,79
3,78
0,00
0,00
0,00
3,00
8,00
2,00
1,62
0,14
0,31
0,91
0,02
0,00
3,00
1,89
0,00
0,00
0,11
2,99
0,01
99,73
37,62
20,38
0,00
2,05
26,14
2,67
10,73
0,14
0,00
0,00
3,00
8,00
2,00
1,77
0,06
0,37
0,80
0,00
0,00
3,00
1,91
0,01
0,00
0,08
3,00
0,00
99,75
37,92
20,40
0,00
0,84
27,88
3,15
9,40
0,00
0,00
0,16
3,00
8,00
2,00
1,42
0,37
0,24
0,96
0,01
0,00
3,00
1,89
0,00
0,00
0,11
3,00
0,00
99,36
37,68
20,19
0,00
5,46
22,84
1,98
11,13
0,08
0,00
0,00
3,00
8,00
2,00
1,78
0,02
0,38
0,80
0,02
0,00
3,00
1,93
0,00
0,00
0,07
3,00
0,00
99,60
37,78
20,91
0,00
0,23
27,88
3,25
9,44
0,11
0,00
0,00
3,00
8,00
2,00
1,54
0,33
0,15
0,98
0,00
0,00
3,00
1,94
0,00
0,00
0,06
3,00
0,00
99,28
37,28
20,69
0,00
4,80
23,81
1,27
11,43
0,00
0,00
0,00
2,99
7,99
2,00
2,12
0,09
0,10
0,68
0,00
0,00
3,00
1,99
0,00
0,00
0,01
3,00
0,00
99,61
37,22
20,94
0,00
1,26
31,50
0,84
7,85
0,00
0,00
0,00
EK
EK
EK
EK
EK
GG
GG
GL5
GL5
GG
GG
GG
GG
GG
GG
GG
GG
GG
5U-165 5U-166 5U-166 5U-167 5U-167 5U-167 5U-168 5U-168 5U-170 5U-170 5U-173 5U-173 5U-177 5U-177 5U-177 5U-179 5U-179 5U-186
gt
gt
gt
gt
gt
gt
gt
gt
gt
gt
gt
gt
gt
gt
gt
gt
gt
gt
A10
1
12
14
15
1
2
7
10
6
10
6
6
3
6
8
3
8
Rand
Kern
Kern
Rand
Rand
Kern
Mitte
Rand
Kern
Rand
Kern
Kern
Kern
Kern
Rand
Rand
Rand
Kern
GEW.%
5i02
A1203
Cr203
MnO
FeO
MgO
CaO
Na20
K20
Ti02
Gestein
Nummer
Mineral
Nummer
Bemerk.
Tabelle A6: Ausgewählte Mikrobereichsanalysen
\D
(EDX)
von Na-Amphibolen.
15,00
15,00
15,00
0,00
2,00
5,00
1,93
0,05
0,02
* Fe203 berechnet, Erläuterung im Text
15,00
2,00
0,00
5,00
1,96
0,03
0,01
8,00
1,69
0,26
0,00
0,00
1,09
0,00
1,96
0,00
15,00
0,00
2,00
2,00
0,00
0,00
5,00
8,00
1,93
0,06
0,00
0,00
0,79
0,02
2,18
0,02
15,00
2,00
0,00
5,00
2,00
0,00
0,00
8,00
1,75
0,28
0,00
0,00
1,39
0,00
1,55
0,03
15,00
2,00
0,00
5,00
2,00
0,00
0,00
8,00
1,69
0,36
0,00
0,02
1,35
0,00
1,51
0,07
15,00
0,00
2,00
5,00
2,00
0,00
0,00
8,00
1,59
0,48
0,00
0,02
1,65
0,00
1,21
0,05
0,00
15,00
15,00
2,00
5,00
1,93
0,03
0,04
0,00
2,00
5,00
2,00
0,00
0,00
8,00
1,77
0,14
0,00
0,00
1,31
0,00
1,78
0,00
15,00
0,00
2,00
5,00
1,91
0,09
0,00
8,00
1,65
0,36
0,00
0,02
1,21
0,02
1,74
0,00
KAT.-SUMME
2,00
0,00
5,00
1,91
0,04
0,05
8,00
1,69
0,18
0,00
0,00
1,16
0,00
1,96
0,01
2,00
0,00
K
Na
Ca
Mg
8,00
1,78
0,10
0,00
0,00
1,62
0,00
1,50
0,00
SUMME
97,87
5,00
1,91
0,00
0,09
98,36
58,90
10,64
0,00
0,00
12,25
8,68
0,21
7,19
0,00
0,00
SUMME
98,18
57,39
10,03
0,00
0,00
14,69
8,30
0,47
7,48
0,00
0,00
8,00
1,52
0,54
0,00
0,00
1,16
0,00
1,71
0,07
98,14
56,51
9,92
0,00
0,00
18,05
5,79
0,35
7,36
0,00
0,20
8,00
1,81
0,10
0,00
0,00
1,81
0,00
1,28
0,00
98,02
98,09
57,30
10,75
0,00
0,00
14,73
7,26
0,46
7,48
0,00
0,16
SUMME
Al (Vl)
Fe3+*
Cr
Ti
Fe2+
Mn
Mg
Ca
98,08
57,64
10,84
0,00
0,00
14,39
7,45
0,23
7,47
0,00
0,00
59,51
12,07
0,00
0,21
7,57
10,85
0,15
7,73
0,00
0,00
8,00
0,00
97,86
58,26
10,66
0,00
0,00
11,84
9,70
0,33
7,29
0,00
0,00
7,91
0,09
98,05
57,25
10,67
0,00
0,19
13,60
8,49
0,18
7,30
0,00
0,18
22,93
98,28
58,35
10,50
0,00
0,00
11,73
9,59
0,70
7,18
0,00
0,00
22,73
98,11
SUMME
57,97
11,04
0,00
0,00
14,59
7,38
0,27
7,03
0,00
0,00
Anzahl Sauerstoff Bei Berechnung mit Fe(tot) = Fe++ auf 15 Kationen, ohne K:
22,95 22,95 22,91 22,82 22,87 22,97 22,86 22,82 22,76
MOLZAHLEN
7,99
7,91
7,97
8,00
7,97
7,93
7,95
Si
8,00
7,95
0,03
0,07
0,05
Al (lV)
0,00
0,05
0,01
0,09
0,00
0,03
58,16
10,62
0,00
0,00
16,07
6,36
0,00
6,90
0,00
0,00
15,00
0,00
2,00
1,97
0,03
0,00
5,00
8,00
1,85
0,18
0,00
0,00
0,99
0,00
1,97
0,01
7,93
0,07
22,91
97,50
58,03
11,89
0,00
0,00
10,22
9,66
0,25
7,45
0,00
0,00
15,00
0,00
2,00
5,00
1,93
0,07
0,00
8,00
0,97
1,14
0,00
0,00
0,99
0,00
1,84
0,06
7,81
0,19
22,43
98,03
55,97
7,01
0,00
0,00
18,21
8,84
0,85
7,15
0,00
0,00
15,00
2,00
0,00
5,00
1,86
0,12
0,02
8,00
1,61
0,28
0,00
0,00
0,67
0,00
2,44
0,00
7,97
0,03
22,86
97,23
58,62
10,25
0,00
0,00
8,34
12,16
0,80
7,06
0,00
0,00
15,00
2,00
0,00
5,00
1,80
0,19
0,01
8,00
1,59
0,30
0,00
0,00
1,07
0,00
2,04
0,00
7,91
0,09
22,85
98,04
57,67
10,39
0,00
0,00
11,93
10,02
1,27
6,76
0,00
0,00
GLS
GLS
SM
SM
SM
SM
SM
SM
SM
GG
GG
GG
EK
EK
GS
SU-124 SU-144 SU-144 SU-148 SU-148 SU-149 SU-150 SU-150 SU-166 SU-166 SU-167 SU-168 SU-176 SU-l77 SU-l77
gl
gl
gl
gl
gl
fg1
gl
gl
gl
cr
gl
gl
fg1
fg1
gl
11
2
15
1
2
2
2
4
2
2
13
6
3
3
3
Rand
Rand
Kern
Kern
Rand
Kern
Rand
Kern
Rand
Kern
Kern
GEW.%
Si02
A1203
Cr203
MnO
FeO
MgO
CaO
Na20
K20
Ti02
Gestein
Nummer
Mineral
Nummer
Bemerk.
Tabelle A7: Ausgewählte Mikrobereichsanalysen
97,67
58,12
11,39
0,00
0,00
7,75
12,20
1,43
6,78
0,00
0,00
15,00
2,00
0,00
5,00
1,55
0,39
0,06
8,00
1,53
0,08
0,00
0,00
1,09
0,02
2,28
0,00
7,92
0,08
15,00
2,00
0,00
5,00
1,78
0,21
0,01
8,00
1,67
0,24
0,00
0,00
0,64
0,00
'2,45
0,00
7,86
0,14
22,9,6 22,88
97,16
57,27
9,85
0,00
0,14
10,16
11,32
2,63
5,79
0,00
0,00
15,00
2,00
0,00
5,00
1,48
0,33
0,19
8,00
0,04
1,34
0,04
0,02
0,78
0,04
2,74
0,00
8,00
0,00
22,33
97,44
56,78
0,22
0,33
0,33
17,99
13,96
2,19
5,42
0,08
0,14
EK
EK
RS
SU-179 SU-179 SU-234
gl
gl
mrb
11
12
7
Rand
Kern
\0
N
55,37
1,40
0,00
0,16
11,11
17,28
11,39
1,14
0,00
0,00
97,85
GEW.%
Si02
A1203
Cr203
MnO
FeO
MgO
CaO
Na20
K20
Ti02
SUMME
97,23
53,63
3,54
0,00
0,00
12,35
15,45
10,52
1,59
0,15
0,00
GG
168
akt
4
97,05
54,82
1,37
0,00
0,00
11,26
17,21
11,56
0,83
0,00
0,00
GG
168
akt
7
98,20
53,50
5,97
0,00
0,24
11,58
14,94
9,62
2,15
0,20
0,00
GG
168
ahbl
13
98,93
55,35
2,46
0,00
0,00
12,15
16,57
10,87
1,32
0,21
0,00
EK
177
akt
2
97,94
53,23
4,37
0,00
0,16
12,92
15,04
10,13
1,99
0,10
0,00
EK
177
akt
3
96,89
53,01
4,25
0,00
0,33
12,70
14,66
9,80
1,81
0,13
0,20
EK
177
akt
5
(EDX)
97,90
48,95
7,16
0,00
0,24
18,04
10,75
10,08
2,40
0,28
0,00
EK
177
akt
A4
97,60
54,24
5,63
0,00
0,00
12,86
13,83
7,95
2,98
0,11
0,00
EK
177
wi
B2
97,28
55,29
6,06
0,14
0,18
11,16
13,86
6,62
3,89
0,08
0,00
EK
177
wi
B6
von Hornblenden.
* Fe203 berechnet, Erläuterung im Text
Anzahl Sauerstoff bei Berechnung mit Fe (tot) = Fe++ auf 13 Kationen, ohne Ca, Na, K.
22,80 22,78 22,79 22,76 22,77 22,74 22,72 22,74 22,73 22,79
MOLZAHLEN
Si
7,80
7,64
7,79
7,50
7,73
7,54
7,58
7,17
7,64
7,75
Al (IV)
0,20
0,36
0,21
0,50
0,27
0,46
0,42
0,83
0,25
0,36
SUMME
8,.00 8,00
8,00
8,00
8,00
8,00
8,00
8,00
8,00
8,00
Al (VI)
0,03
0,24
0,02
0,49
0,14
0,27
0,30
0,41
0,58
0,75
Ti
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,02
0,00
0,00
0,00
Cr
0,01
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,02
Fe+H*
0,40
0,44
0,42
0,48
0,46
0,52
0,56
0,52
0,54
0,42
FeH
0,91
1,03
0,92
0,88
0,96
1,01
0,96
1,69
0,97
0,89
Mg
3,63
3,28
3,64
3,12
3,44
3,18
3,12
2,35
2,91
2,90
Mn
0,02
0,01
0,00
0,03
0,00
0,02
0,04
0,03
0,00
0,02
SUMME
5,00
5,00
5,00
5,00
5,00
5,00
5,00
5,00
5,00
5,00
Ca
1,72
1,60
1,76
1,45
1,63
1,54
1,50
1,58
1,20
0,99
Na
0,28
0,40
0,23
0,55
0,36
0,46
0,50
0,42
0,80
1,01
SUMME
2,00
2,00
1,99
2,00
1,99
2,00
2,00
2,00
2,00
2,00
Na
0,03
0,04
0,00
0,03
0,00
0,09
0,00
0,26
0,01
0,05
K
0,00
0,03
0,00
0,03
0,04
0,02
0,02
0,05
0,02
0,01
SUMME
0,03
0,07
0,00
0,06
0,04
0,11
0,02
0,31
0,03
0,06
KAT.-SUMME 15,03 15,07 14,99 15,06 15,03 15,11 15,02 15,31 15,03 15,06
GG
168
akt
3
Gestein
Nummer
Mineral
Nummer
Tabelle A8: Ausgewählte Mikrobereichsanalysen
22,78
7,64
0,36
8,00
0,16
0,00
0,00
0,44
0,99
3,38
0,03
5,00
1,73
0,26
1,99
0,00
0,04
0,04
15,03
7,58
0,42
8,00
0,65
0,00
0,01
0,52
0,54
3,28
0,00
5,00
1,14
0,86
2,00
0,08
0,02
0,10
15,10
97,37
53,65
3,09
0,00
0,22
12,03
15,93
11,32
0,93
0,20
0,00
EK
179
akt
3
22,74
97,51
54,57
6,54
0,13
0,00
9,12
15,86
7,70
3,49
0,10
0,00
EK
177
wi
B9
0,35
15,35
2,00
0,28
0,07
5,00
1,56
0,44
8,00
0,60
0,00
0,00
0,46
1,44
2,47
0,03
7,02
0,98
22,77
97,91
48,42
9,24
0,00
0,21
15,62
11,43
10,03
2,58
0,38
0,00
EK
179
mhb1
5
0,29
15,29
2,00
0,24
0,05
5,00
1,57
0,43
8,00
0,50
0,00
0,00
0,42
1,27
2,78
0,03
7,22
0,78
22,79
98,47
50,54
7,56
0,00
0,26
14,15
13,02
10,23
2,41
0,30
0,00
EK
179
mhbl
6
0,18
15,18
2,00
0,17
0,01
5,00
1,65
0,35
8,00
0,24
0,00
0,00
0,36
1,06
3,32
0,02
7,55
0,45
22,82
97,94
53,22
4,11
0,00
0,14
12,00
15,68
10,82
1,90
0,07
0,00
EK
179
akt
7
0,04
15,02
1,98
0,00
0,04
5,00
1,58
0,40
8,00
0,05
0,00
0,02
0,72
1,32
2,84
0,05
7,60
0,40
22,64
97,45
52,46
2,65
0,13
0,42
16,81
13,14
10,16
1,44
0,24
0,00
GS
180
akt
2
0,09
15,09
2,00
0,04
0,05
5,00
1,61
0,39
8,00
0,01
0,00
0,00
0,72
1,24
2,98
0,05
7,57
0,43
22,64
97,87
52,47
2,60
0,00
0,43
16,26
13,86
10,45
1,54
0,26
0,00
GS
180
akt
3
0,16
15,16
2,00
0,11
0,05
5,00
1,58
0,42
8,00
0,12
0,00
0,00
0,56
1,45
2,83
0,04
7,58
0,42
22,72
97,84
52,34
3,15
0,00
0,35
16,57
13,11
10,16
1,90
0,26
0,00
GS
180
akt
6
w
\0
(EDX)
von Muskoviten.
* Gesamt-Fe
=
FeO
13,90
1,82
13,94
1,84
13,88
1,82
13,90
1,88
13,96
1,80
1,82
13,88
1,92
14,00
SUMME
KAT.-SUMME
4,08
1,74
0,04
0,04
4,12
1,74
0,08
0,00
4,10
1,76
0,04
0,00
4,06
1,72
0,10
0,00
4,08
1,74
0,14
0,00
4,04
1,74
0,06
0,04
4,08
1,82
0,10
0,00
SUMME
K
Na
Ca
8,00
2,96
0,10
0,00
0,32
0,00
0,70
94,88
94,83
1,94
14,04
4,10
1,90
0,04
0,00
8,00
2,72
0,02
0,00
0,46
0,00
0,90
7,34
0,66
54,73
21,32
0,00
0,00
4,09
4,48
0,00
0,17
9,90
0,19
51,04
25,94
0,00
0,00
2,77
3,49
0,34
0,17
10,14
0,94
8,00
2,86
0,12
0,00
0,20
0,00
0,88
94,66
52,12
24,78
0,00
0,00
1,86
4,41
0,00
0,41
10,05
1,09
94,72
6,86
1,14
95,31
93,44
51,57
25,28
0,00
0,00
1,50
4,67
0,30
0,25
10,21
0,88
6,96
1,04
95,34
95,32
5UMME
52,37
24,98
0,00
0,00
1,36
4,87
0,00
0,28
10,30
1,15
51,44
23,68
0,00
0,00
1,47
5,15
0,00
0,13
10,20
1,37
Kationen auf der Basis von 22 Sauerstoffatomen
MOLZAHLEN
6,96
6,90
6,78
6,86
6,98
5i
1,04
1,10
1,14
1,02
Al (IV)
1,22
8,00
8,00
8,00
8,00
SUMME
8,00
2,88
2,76
2,88
3,06
3,10
Al (VI)
0,14
0,12
0,08
0,04
0,02
Ti
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
Cr
0,16
0,16
0,16
0,44
0,28
Fe*
0,00
0,00
0,00
0,00
Mn
0,00
0,92
1,04
0,96
Mq
0,54
0,68
51,49
26,98
0,00
0,00
2,48
3,41
0,00
0,54
10,21
0,23
50,43
27,03
0,00
0,00
3,84
2,65
0,00
0,39
10,62
0,36
1,94
14,00
4,06
1,84
0,10
0,00
8,00
3,12
0,02
0,02
0,34
0,00
0,56
4,08
1,80
0,12
0,00
1,92
14,00
4,04
1,78
0,18
0,00
1,96
14,00
4,02
1,76
0,10
0,00
1,86
13,88
4,08
1,76
0,12
0,00
1,88
13,96
4,04
1,76
0,14
0,00
1,90
13,94
4,08
1,82
0,08
0,00
1,98
14,00
1,74
13,80
1,80
13,96
1,90
13,98
4,02
1,86
0,12
0,00
4,06
1,62
0,12
0,00
4,16
1,72
0,08
0,00
8,00
2,98
0,04
0,00
0,42
0,00
0,64
8,00
3,18
0,04
0,00
0,22
0,00
0,60
8,00
3,12
0,00
0,00
0,20
0,00
0,70
8,00
2,94
0,02
0,00
0,36
0,00
0,76
8,00
3,14
0,00
0,00
0,28
0,00
0,62
8,00
3,18
0,02
0,00
0,54
0,00
0,34
8,00
3,10
0,02
0,00
0,24
0,00
0,66
8,00
3,20
0,02
0,00
0,24
0,00
0,60
6,88
1,12
6,74
1,26
8,00
3,10
0,02
0,00
0,54
0,00
0,50
6,68
1,32
94,64
95,87
94,17
6,70
1,30
95,61
49,64
27,12
0,00
0,00
3,81
3,21
0,00
0,47
10,39
0,00
50,41
28,70
0,00
0,00
2,03
3,04
0,00
0,71
10,51
0,47
52,08
26,17
0,00
0,00
1,72
3,46
0,00
0,40
10,34
0,00
GS
SU-180
mus
5
Rand
6,98
1,02
94,00
94,37
95,27
52,31
25,25
0,00
0,00
3,18
3,77
0,00
0,42
10,38
0,30
GS
180
mus
2
Kern
6,98
1,02
50,96
26,77
0,00
0,00
2,44
3,10
0,00
0,52
10,21
0,00
49,37
27,60
0,00
0,00
4,76
1,68
0,00
0,32
10,42
0,22
50,65
27,63
0,00
0,00
2,15
3,29
0,00
0,43
10,93
0,19
6,76
1,24
93,10
50,74
27,07
0,00
0,00
2,16
3,00
0,00
0,43
9,47
0,23
6,88
1,12
6,74
1,26
94,29
94,59
6,82
1,18
49,45
27,21
0,00
0,00
4,71
2,46
0,00
0,30
9,89
0,27
50,36
26,97
0,24
0,00
3,06
2,77
0,00
0,38
10,65
0,16
EK
GLS
EK
GG
GG
GLS
GG
SM
SM
GS
GG
SM
SM
SM
SM
GQ
SU-135 SU-l41 SU-145 SU-146 SU-148 SU-149 SU-150 SU-164 5U-165 SU-166 SU-167 SU-168 SU-171 SU-l76 SU-177 SU-179
mus
mus
mus
mus
mus
mus
mus
mus
mus
mus
mus
mus
mus
mus
mus
mus
8
4
8
4
3
4
1
3
8
4
6
2
8
5
2
8
GEW.%
5i02
A1203
Cr203
MnO
FeO*
MgO
CaO
Na20
K20
Ti02
Gestein
Nummer
Mineral
Nummer
Bemerk.
Tabelle A9: Ausgewählte Mikrobereichsanalysen
~
.l:>.
=
Gesamt-Fe
4,06
0,36
1,50
0,00
1,86
13,92
Fe203
1,84
13,90
1,78
13,86
4,06
0,16
1,68
0,00
1,72
13,82
4,10
0,06
1,58
0,08
1,74
13,78
4,04
0,08
1,66
0,00
8,00
4,00
0,00
0,04
0,00
0,00
0,00
1,82
13,82
4,00
0,04
1,74
0,04
4,08
0,10
1,68
0,00
8,00
3,98
0,00
0,02
0,00
0,10
0,00
SUMME
K
Na
Ca
8,00
3,92
0,00
0,08
0,00
0,06
0,00
8,00
3,94
0,00
0,00
0,00
0,06
0,00
8,00
3,96
0,00
0,06
0,00
0,04
0,00
8,00
4,02
0,00
0,04
0,00
0,02
0,00
48,11
38,11
0,00
0,00
0,00
0,32
0,36
6,99
0,29
0,00
SUMME
Al (VI)
Cr
Fe*
Mn
Mg
Ti
94,09
48,25
38,59
0,00
0,00
0,32
0,00
0,00
6,66
0,54
0,00
6,20
1,80
94,55
47,26
38,93
0,00
0,00
0,20
0,51
0,51
6,32
0,36
0,00
Kationen auf der Basis von 22 Sauerstoffatomen
MOLZAHLEN
Si
6,06
6,06
6,06
6,08
6,18
Al (IV)
1,94
1,94
1,94
1,92
1,82
93,97
46,96
38,49
0,00
0,00
0,78
0,26
0,00
5,94
2,12
0,00
94,18
95,08
SUMME
46,91
38,73
0,00
0,00
0,50
0,20
0,00
6,68
0,95
0,00
94,36
47,53
39,65
0,00
0,00
0,41
0,15
0,00
6,79
0,55
0,00
SUMME
KAT.-SUMME
(EDX)
von Paragoniten.
1,76
13,76
4,00
0,10
1,62
0,04
8,00
3,96
0,00
0,00
0,00
0,04
0,00
6,20
1,80
94,80
48,73
38,41
0,00
0,00
0,00
0,20
0,34
6,57
0,55
0,00
1,90
13,96
4,06
0,50
1,40
0,00
8,00
3,86
0,00
0,10
0,00
0,10
0,00
6,08
1,92
94,69
46,93
37,80
0,00
0,00
0,92
0,48
0,00
5,58
2,98
0,00
1,86
13,94
4,08
0,20
1,66
0,00
8,00
3,96
0,00
0,04
0,00
0,08
0,00
6,06
1,94
95,05
47,31
39,15
0,00
0,00
0,34
0,38
0,00
6,67
1,20
0,00
1,84
13,84
4,00
0,04
1,78
0,02
8,00
3,96
0,00
0,04
0,00
0,00
0,00
6,16
1,84
94,87
48,27
38,49
0,00
0,00
0,44
0,00
0,15
7,22
0,30
0,00
1,80
13,88
4,08
0,12
1,68
0,00
8,00
3,94
0,00
0,06
0,04
0,04
0,00
6,20
1,80
93,17
47,62
37,38
0,00
0,00
0,56
0,22
0,00
6,69
0,70
0,00
1,76
13,80
4,04
0,06
1,68
0,02
8,00
4,00
0,00
0,04
0,00
0,00
0,00
6,20
1,80
93,62
48,06
38,08
0,00
0,00
0,32
0,00
0,13
6,68
0,35
0,00
GQ
GQ
GQ
SM
GS
SM
SM
GG
GG
GG
GG
GG
SU-135 SU-135 SU-135 SU-141 SU-158 SU-161 SU-161 SU-165 SU-165 SU-167 SU-167 SU-167
pa
pa
pa
pa
pa
pa
pa
pa
pa
pa
pa
pa
2
13
7
2
3
5
11
12
5
5
3
5
GEW.%
Si02
A1203
Cr203
MnO
Fe203*
MgO
CaO
Na20
K20
ri02
Gestein
Nununer
Mineral
Nununer
Tabelle A1O: Ausgewählte Mikrobereichsanalysen
1,88
13,90
4,02
0,10
1,76
0,02
8,00
3,94
0,00
0,02
0,00
0,06
0,00
6,08
1,92
96,19
48,30
39,43
0,00
0,00
0,22
0,29
0,11
7,16
0,68
0,00
GG
SU-168
pa
4
1,74
13,78
4,04
0,16
1,54
0,04
8,00
3,94
0,00
0,06
0,04
0,00
0,00
6,18
1,82
93,48
47,71
37,74
0,00
0,00
0,55
0,12
0,29
6,15
0,92
0,00
1,86
13,88
4,02
0,22
1,64
0,00
8,00
3,86
0,00
0,08
0,00
0,08
0,00
6,28
1,72
92,94
47,98
36,16
0,00
0,00
0,67
0,37
0,00
6,47
1,29
0,00
1,74
13,76
4,02
0,16
1,58
0,00
8,00
3,82
0,00
0,08
0,00
0,12
0,00
6,28
1,72
93,53
48,55
36,38
0,00
0,00
0,78
0,62
0,00
6,29
0,91
0,00
1,70
13,74
4,04
0,06
1,64
0,00
8,00
4,00
0,00
0,04
0,00
0,00
0,00
6,22
1,78
95,49
49,20
38,83
0,00
0,00
0,35
0,00
0,00
6,70
0,41
0,00
GG
GLS
GLS
GG
SU-173 SU-176 SU-176 SU-186
pa
pa
pa
pa
7
1
2
2
1,72
13,72
4,00
0,26
1,46
0,00
8,00
3,94
0,00
0,04
0,00
0,02
0,00
6,26
1,74
93,17
48,20
37,09
0,00
0,00
0,35
0,14
0,00
5,79
1,60
0,00
GS
SU-233
pa
8
\J:)
VI
(EDX)
von Chloriten.
90,12
88,67
5UMME
88,73
26,57
19,87
0,00
0,20
27,03
14,66
0,16
0,24
0,00
0,00
88,89
27,43
18,24
0,00
0,14
26,17
16,68
0,23
0,00
0,00
0;00
88,48
30,81
18,17
0,00
0,23
13,71
25,37
0,00
0,19
0,00
0,00
9,98
5UMME
=
9,99
2,70
2,66
0,00
0,00
2,83
0,02
1,76
0,00
0,02
0,00
* Gesamt-Fe
2,78
2,49
0,00
0,00
2,65
0,01
2,03
0,00
0,02
0,00
MOLZAHLEN
5i
Al
Ti
Cr
Fe*
Mn
Mg
Ca
Na
K
FeO
10,00
2,79
2,46
0,00
0,00
2,37
0,02
2,29
0,02
0,05
0,00
10,01
2,86
2,24
0,00
0,00
2,28
0,01
2,59
0,03
0,00
0,00
9,97
3,01
2,09
0,00
0,00
1,12
0,02
3,69
0,00
0,04
0,00
Kationen auf der Basis von 14 5auerstoffatomen
25,46
21,29
0,00
0,24
31,93
11,12
0,00
0,08
0,00
0,00
26,10
19,83
0,00
0,15
29,70
12,81
0,00
0,08
0,00
0,00
10,01
2,70
2,64
0,00
0,00
2,82
0,00
1,81
0,00
0,04
0,00
88,70
25,12
20,82
0,00
0,00
31,28
11,27
0,00
0,21
0,00
0,00
10,00
2,90
2,23
0,00
0,00
0,10
0,00
4,73
0,00
0,04
0,00
89,72
32,15
20,97
0,00
0,00
1,23
35,13
0,00
0,24
0,00
0,00
10,00
2,83
2,29
0,00
0,00
2,11
0,02
2,71
0,00
0,04
0,00
87,56
27,02
18,59
0,00
0,26
24,08
17,39
0,00
0,22
0,00
0,00
10,01
9,99
2,72
2,50
0,00
0,00
3,20
0,01
1,56
0,00
0,00
0,00
88,07
88,29
2,61
2,73
0,00
0,00
3,13
0,02
1,41
0,00
0,11
0,00
24,63
19,17
0,00
0,15
34,64
9,48
0,00
0,00
0,00
0,00
23,83
21,10
0,00
0,27
34,00
8,58
0,00
0,51
0,00
0,00
9,99
2,76
2,44
0,00
0,00
2,01
0,02
2,76
0,00
0,00
0,00
88,33
26,76.
20,10
0,00
0,17
23,33
17,97
0,00
0,00
0,00
0,00
2,89
2,22
0,00
0,00
2,02
0,03
2,79
0,00
0,03
0,02
10,00
10,01
87,38
87,87
2,83
2,29
0,00
0,00
1,80
0,01
3,06
0,00
0,02
0,00
27,61
18,05
0,00
0,32
23,16
17,93
0,00
0,15
0,16
0,00
27,77
19,25
0,00
0,21
21,01
19,63
0,00
0,00
0,00
0,00
10,00
2,66
2,70
0,01
0,00
3,86
0,02
0,70
0,00
0,05
0,00
88,02
23,19
19,99
0,00
0,24
40,19
4,07
0,00
0,20
0,00
0,14
10,01
2,82
2,35
0,00
0,00
2,09
0,02
2,73
0,00
0,00
0,00
87,70
26,96
19,07
0,00
0,23
23,91
17,53
0,00
0,00
0,00
0,00
10,00
2,81
2,34
0,00
0,00
2,10
0,03
2,69
0,00
0,03
0,00
88,90
27,34
19,23
0,00
0,30
24,33
17,54
0,00
0,16
0,00
0,00
10,01
2,82
2,35
0,00
0,00
1,59
0,03
3,17
0,00
0,05
0,00
88,34
27,96
19,76
0,00
0,39
18,83
21,12
0,00
0,28
0,00
0,00
9,98
2,67
2,68
0,00
0,00
1,89
0,00
2,67
0,00
0,07
0,00
87,21
25,80
21,94
0,00
0,00
21,81
17,31
0,00
0,35
0,00
0,00
EK
EK
GG
GL5
G5
GG
GG
GG
5M
5M
5M
GQ
5M
G5
GG
GG
G5
GQ
5U-124 5U-135 5U-141 5U-144 5U-148 5U-158 5U-161 5U-164 5U-165 5U-167 5U-167 5U-167 5U-168 5U-170 5U-176 5U-177 5U-179 5U-233
ch1
ch1
ch1
ch1
ch1
ch1
ch1
ch1
ch1
ch1
ch1
ch1
ch1
ch1
ch1
ch1
ch1
ch1
11
4
2
2
11
18
23
9
2
4
12
1
2
2
6
3
6
3
GEW.%
5i02
A1203
Cr203
MnO
FeO*
MgO
CaO
Na20
K20
Ti02
Gestein
Nummer
Mineral
Nummer
Tabelle All: Ausgewählte Mikrobereichsanalysen
\0
0-
97
Tabelle A12: Ausgewählte Mikrobereichsanalysen
Gestein
Nummer
Mineral
Nummer
GS
GS
GS
GG
SU-164 SU-164 SU-164 SU-167
bio
bio
bio
bio
2
3
5
2
GG
167
bio
3
(EDX)
von Biotiten.
GG
GG
GG
SU-167 SU-168 SU-168
bio
bio
bio
6
2
3
EK
179
bio
1
EK
SU-179
bio
2
GEW.%
Si02
Ti02
Al203
Cr203
FeO*
MnO
MgO
CaO
Na20
K20
39,72
0,56
12,14
0,00
18,44
0,13
15,88
0,00
0,14
7,24
40,44
0,39
12,68
0,00
15,48
0,00
17,05
0,00
0,08
8,68
41,00
0,53
12,54
0,00
15,74
0,15
15,44
0,00
0,25
8,53
40,71
0,00
14,10
0,14
16,61
0,00
15,30
0,00
0,07
8,57
40,32
0,00
14,61
0,00
16,48
0,00
14,85
0,00
0,21
8,96
40,19
0,00
13,07
0,00
17,12
0,14
14,06
0,00
0,21
8,59
38,47
0,24
17,44
0,00
17,99
0,32
11,24
0,00
0,17
9,60
40,52
0,21
14,93
0,00
13,99
0,00
16,52
0,00
0,09
9,34
40,94
0,00
15,35
0,12
18,17
0,15
12,99
0,00
0,09
8,72
40,61
0,00
15,89
0,00
17,39
0,27
13,03
0,00
0,33
7,94
SUMME
94,25
94,80
94,18
95,50
55,11
93,38
95,47
95,60
96,53
95,46
=
Kationen auf der Basis von
MOLZAHLEN
Si
6,00
6,00
Al
2,16
2,22
Ti
0,06
0,04
Cr
0,00
0,00
Fe*
2,33
1,92
Mn
0,02
0,00
Mg
3,57
3,77
Ca
0,00
0,00
Na
0,04
0,02
K
1,39
1,64
22 Sauerstoffatomen
6,00
2,16
0,06
0,00
1,93
0,02
3,37
0,00
0,07
1,59
6,00
2,46
0,00
0,01
2,06
0,00
3,38
0,00
0,02
1,62
6,00
2,63
0,00
0,00
2,00
0,00
3,22
0,00
0,06
1,66
6,00
2,30
0,00
0,00
2,14
0,02
3,13
0,00
0,06
1,64
5,78
3,09
0,03
0,00
2,26
0,04
2,52
0,00
0,05
1,84
5,94
2,58
0,02
0,00
1,72
0,00
3,61
0,00
0,03
1,75
6,02
2,66
0,00
0,01
2,24
0,02
2,85
0,00
0,03
1,64
6,00
2,77
0,00
0,00
2,15
0,03
2,87
0,00
0,10
1,50
KAT.-SUMME
15,20
15,55
15,57
15,29
15,61
15,65
15,47
15,42
15,57
15,61
* Gesamt-Fe
Tabelle A13: Ausgewählte Mikrobereichsanalysen
Gestein
Nummer
Mineral
Nummer
(EDX)
FeO
von Lawsoniten.
GS
GS
SM
SM
SM
SM
SM
SM
EK
EK
SU-124 SU-124 SU-l41 SU-141 SU-l44 SU-150 SU-150 SU-150 SU-179 SU-179
1aw
1aw
1aw
1aw
1aw
1aw
1aw
1aw
1aw
1aw
1
12
1
2
1
1
4
5
2
4
GEW.%
Si02
Al 203
MnO
FeO
MgO
CaO
Na20
Ti02
39,13
31,87
0,00
0,22
0,00
16,73
0,00
0,63
39,20
31,80
0,00
0,34
0,00
16,55
0,00
0,25
39,30
32,25
0,00
0,15
0,11
17,26
0,00
0,00
39,26
32,50
0,00
0,17
0,29
16,90
0,11
0,00
38,84
31,37
0,00
0,35
0,00
17,32
0,00
0,20
38,69
31,94
0,00
0,28
0,15
17,26
0,00
0,00
38,83
31,90
0,00
0,38
0,15
17,63
0,00
0,16
38,91
31,90
0,00
0,31
0,19
17,48
0,00
0,43
39,17
30,53
0,00
0,78
0,00
17,78
0,00
0,31
39,35
30,43
0,00
0,93
0,00
17,81
0,00
0,45
SUMME
88,58
88,14
89,07
89,23
88,08
88,32
89,05
89,22
88,57
88,97
Kationen auf der Basis von 10 Sauerstoffatomen
MOLZAHLEN
Si
2,02
2,02
2,02
2,02
2,00
Al
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
2,01
0,00
2,01
0,00
2,01
0,00
2,03
0,00
2,03
0,00
SUMME
Al
Ti
Fe3+
2,02
1,96
0,03
0,01
2,02
1,98
0,00
0,02
2,02
1,98
0,00
0,01
2,02
1,98
0,00
0,02
2,00
1,97
0,01
0,02
2,01
1,98
0,00
0,01
2,01
1,96
0,01
0,02
2,01
1,96
0,02
0,01
2,03
1,91
0,01
0,04
2,03
1,89
0,02
0,04
SUMME
Mg
Fe2+
Mn
Na
Ca
2,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,99
2,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,98
1,99
0,01
0,00
0,00
0,00
0,98
2,00
0,01
0,00
0,00
0,01
0,97
2,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,99
1,99
0,01
0,00
0,00
0,00
0,98
1,99
0,01
0,00
0,00
0,00
0,98
1,99
0,02
0,00
0,00
0,00
0,98
1,96
0,00
0,00
0,00
0,00
1,00
1,95
0,00
0,00
0,00
0,00
1,00
SUMME
KAT.-SUMME
0,99
5,01
0,98
5,00
0,99
5,00
0,99
5,01
0,99
4,99
0,99
4,99
0,99
4,99
1,00
5,00
1,00
4,99
1,00
4,98
(EDX) von Zoisiten/Klinozoisiten,
Epidoten und Orthiten.
U,
0,27
8,00
0,30
0,31
0,18
0,04
0,13
0,17
0,23
0,04
0,14
0,24
0,24
0,20
0,15
0,17
0,23
Pistazit
2,00
8,00
1,99
2,00
8,00
2,00
8,00
2,00
8,00
2,00
8,00
2,00
8,00
2,00
8,00
2,00
8,00
2,00
8,00
2,00
8,00
2,00
8,00
2,00
8,00
2,00
8,00
2,00
8,00
2,00
8,00
2,00
8,00
SUMME
KAT.-5UMME
3,00
0,32
0,00
1,16
0,00
0,00
0,00
0,33
0,19
3,00
0,03
0,01
1,95
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
3,00
0,06
0,13
1,10
0,05
0,00
0,00
0,42
0,24
3,00
0,03
0,02
1,95
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
3,00
0,00
0,00
2,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
3,00
0,01
0,00
1,98
0,00
0,01
0,00
0,00
0,00
3,00
0,00
0,03
1,97
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
3,00
0,03
0,00
1,97
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
3,00
0,16
0,02
1,82
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
3,00
0,07
0,05
1,72
0,03
0,00
0,00
0,08
0,05
3,00
0,10
0,03
1,82
0,05
0,00
0,00
0,00
0,00
3,00
0,08
0,08
1,55
0,00
0,00
0,00
0,18
0,11
3,00
0,09
0,04
1,87
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
3,00
0,09
0,02
1,89
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
3,00
0,15
0,08
1,05
0,00
0,00
0,00
0,47
0,25
3,00
0,13
0,02
1,52
0,00
0,00
0,00
0,22
0,11
3,00
0,16
0,03
1,09
0,07
0,14
0,00
0,32
0,19
SUMME
FeH
Mg
Ca
Na
Mn
K
Ce
La
0,20
0,15
2,00
8,00
3,00
0,25
0,02
1,39
0,00
0,00
0,00
0,23
0,11
U,4tl
0,00
U,tl!
0,02
0,01
0,01
U,~'J
0,00
u,'J:.!
0,02
U,:l4
0,00
U,!!
0,00
U,J'J
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0,00
0,00
0,00
U,!!
U,4J
0,00
U,/J
U,4:l
0,00
3,00
2,54
3,00
2,38
3,01
2,11
3,00
2,06
3,00
0,00
97,15
36,61
24,11
0,00
9,57
0,14
14,48
0,00
0,00
0,00
8,44
3,80
3,00
0,00
3,00
2,46
3,01
0,00
97,89
97,31
3,00
2,89
3,00
2,59
3,00
2,49
3,00
0,00
3,00
0,00
3,00
2,31
I!
0,00
0,00
3,00
2,89
3,00
2,57
3,00
2,27
98,92
98,23
36,10
21,93
0,00
12,05
0,00
11,72
0,00
0,00
0,13
10,30
5,66
37,88
22,54
0,00
13,82
0,12
22,95
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
3,00
0,00
33,90
19,08
0,00
12,90
0,95
11,14
0,27
0,00
0,26
13,19
7,23
38,62
27,11
0,00
8,81
0,22
23,47
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
2,99
0,01
97,22
97,60
3,00
0,00
97,42
97,41
39,14
31,93
0,00
1,68
0,00
24,47
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
38,78
28,25
0,17
6,16
0,00
23,89
0,00
0,00
0,35
0,00
0,00
3,00
0,00
39,05
26,80
0,00
7,56
0,23
23,61
0,00
0,00
0,17
0,00
0,00
38,16
24,79
0,00
11,05
0,00
23,41
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
U,tlU
U,I'J
0,03
U,:lU
U,tl~
0,03
3,00
2,18
3,00
2,55
3,00
2,29
3,00
2,40
3,00
2,50
3,00
2,29
SUMME
Al
~'e1"1"1"
Ti
3,00
0,00
98,24
97,71
97,92
3,00
0,00
3,00
0,00
3,00
0,00
Strukturformel, berechnet auf 8 Kationen
MOLZAHLEN
2,95
3,00
3,00
3,00
Si
0,00
0,00
0,05
Al
0,00
40,58
31,43
0,00
4,28
0,20
21,75
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
37,59
27,18
0,20
7,51
0,46
19,96
0,17
0,00
0,00
2,94
1,70
38,72
24,51
0,00
12,56
0,27
21,56
0,30
0,00
0,00
0,00
0,00
3,00
0,00
98,18
97,25
98,69
98,29
98,44
98,15
SUMME
37,15
26,10
0,00
7,61
0,67
17,21
0,00
0,00
0,16
6,09
3,19
38,85
26,05
0,00
10,70
0,15
22,54
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
32,97
20,19
0,00
12,19
0,58
10,71
0,00
0,00
0,44
14,53
7,08
38,22
24,51
0,00
12,18
0,32
22,02
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
36,77
24,93
0,00
8,67
0,16
16,79
0,00
0,00
0,00
7,45
3,67
34,89
21,66
1,94
11,17
0,19
11,31
0,42
0,00
0,41
10,31
5,85
G5
GG
G5
G5
EK
EK
G5
GL5
EK
GG
GG
GG
GG
GL5
GL5
G5
GQ
GQ
5U-135 5U-157 5U-164 5U-166 5U-166 5U-167 5U-168 5U-168 5U-168 5U-176 5U-177 5U-179 5U-179 5U-180 5U-180 5U-180 5U-186 5U-233
ort
ep
ort
ep
ort
ep
kzo/ep zo/kzo
zo/kzo
ep
ep
ort
ort
ep
ep
ort
ort
ort
01
6
03
03
4
3
6
8
04
2
2
5
02
1
6
01
02
01
Rand
Kern
Kern
Kern Einseh. Kern
Kern Einseh.
Rand
Kern
Rand
Kern
Kern
Rand
GEW.%
5i02
A1203
MnO
FeO
MgO
CaO
Na20
K20
Ti02
Ce02
La203
Gestein
Nununer
Mineral
Nwmner
Bemerk.
Tabelle A14: Ausgewählte Mikrobereichsanalysen
\D
00
=
FeO
5,00
* Gesamt-Fe
4,99
KAT.-SUMME
5,00
2,99
1,01
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
1,00
0,00
0,00
99,98
68,49
19,62
0,00
0,00
0,00
0,22
0,00
11,51
0,14
0,00
GQ
157
ab
1
4,99
3,00
1,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,99
0,00
0,00
5,00
2,99
1,01
0,00
0,00
0,00
0,01
0,00
0,98
0,01
0,00
8 Sauerstoffatomen
Kationen auf der Basis von
MOLZAHLEN
Si
3,01
3,00
Al
1,00
0,99
Cr
0,00
0,00
Fe*
0,01
0,00
Mn
0,00
0,00
Mg
0,00
0,00
Ca
0,00
0,00
Na
0,98
1,00
K
0,00
0,00
Ti
0,00
0,00
68,84
19,61
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
11,59
0,00
0,00
99,81 100,06 100,28 100,04
68,80
19,73
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
11,75
0,00
0,00
SUMME
69,32
18,96
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
11,78
0,00
0,00
SM
148
ab
1
68,51
19,55
0,00
0,18
0,00
0,00
0,00
11,57
0,00
0,00
SM
146
ab
3
GEW.%
Si02
Al203
Cr203
FeO*
MnO
MgO
CaO
Na20
K20
Ti02
SM
144
ab
1
SM
141
ab
1
Gestein
Nummer
Mineral
Nummer
5,01
2,98
1,01
0,00
0,00
0,00
0,01
0,00
0,02
0,99
0,00
99,76
64,08
18,45
0,00
0,00
0,00
0,13
0,00
0,23
16,87
0,00
GQ
157
akf
1
Tabelle AlS: Ausgewählte Mikrobereichsanalysen
5,01
2,99
0,99
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,03
1,00
0,00
99,23
63,98
18,03
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,36
16,86
0,00
GQ
157
akf
2
5,00
3,00
1,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,03
0,97
0,00
98,59
63,99
18,06
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,29
16,25
0,00
5,00
3,01
0,99
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,04
0,96
0,00
99,13
64,65
17,96
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,38
16,14
0,00
GS
164
akf
2
5,00
3,01
0,99
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,02
0,98
0,00
99,89
65,08
18,10
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,23
16,48
0,00
GS
164
akf
4
von Feldspäten.
GS
164
akf
1
(EDX)
68,88
19,08
0,00
0,88
0,00
0,00
0,00
11,40
0,00
0,00
GG
167
ab
2
4,99
3,00
1,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,99
0,00
0,00
4,99
3,00
1,00
0,00
0,03
0,00
0,00
0,00
0,96
0,00
0,00
99,50 100,24
68,44
19,60
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
11,46
0,00
0,00
GG
165
ab
2
5,00
3,00
1,00
0,00
0,00
0,02
0,00
0,00
0,01
0,97
0,00
99,18
65,66
17,12
0,00
0,00
0,41
0,00
0,00
0,12
15,87
0,00
GG
167
akf
1
5,01
3,00
1,01
0,00
0,00
0,01
0,00
0,00
0,02
0,97
0,00
99,74
65,82
17,35
0,00
0,00
0,30
0,00
0,00
0,20
16,07
0,00
GG
167
akf
3
5,00
2,97
1,02
0,00
0,02
0,00
0,02
0,01
0,96
0,00
0,00
99,76
67,69
19,72
0,00
0,45
0,00
0,23
0,28
11,39
0,00
0,00
GG
168
ab
1
4,99
3,01
1,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,02
0,96
0,00
99,52
65,97
17,90
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,24
15,41
0,00
GG
168
akf
6
68,71
19,63
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
11,59
0,21
0,00
GS
180
ab
1
5,01
2,99
0,99
0,00
0,02
0,00
0,02
0,02
0,97
0,00
0,00
4,99
3,00
1,01
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,97
0,01
0,00
99,26 100,14
67,57
19,01
0,00
0,62
0,00
0,26
0,48
11,32
0,00
0,00
EI<
177
ab
2
\0
\0
100
Tabelle Al6: Ausgewählte Mikrobereichsanalysen
und Karpholiten
Gestein
Nummer
Mineral
Nummer
GG
GS
GG
GG
GS
GS
SU-124 SU-124 SU-173 SU-173 SU-186 SU-233
ctd
ctd
ctd
ctd
ctd
ctd
7
1
4
6
6
3
(EDX)
von Chloritoiden
GS
GS
SU-124 SU-124
kar
kar
4
3
GG
SU-173
kar
3
GG
SU-173
kar
5
GEIL %
Si02
Al203
Ti02
FeO
MnO
MgO
CaO
Na20
K20
24,01
40,04
0,00
24,89
0,00
2,93
0,00
0,00
0,00
24,58
40,15
0,00
24,89
0,00
3,00
0,00
0,11
0,00
24,73
41,12
0,00
22,31
0,19
3,68
0,00
0,00
0,00
24,41
41,03
0,00
22,84
0,37
3,57
0,18
0,00
0,00
24,08
41,11
0,00
25,92
0,30
1,49
0,00
0,08
0,00
24,61
40,32
0,00
25,09
0,16
2,84
0,00
0,00
0,00
37,80
32,22
0,87
8,56
0,00
6,13
0,69
0,77
0,00
37,46
32,38
0,88
6,06
0,00
8,13
0,76
0,50
0,00
39,14
32,23
0,44
5,73
0,00
9,91
0,50
0,21
0,00
39,01
32,47
0,51
5,01
0,00
10,04
0,82
0,32
0,00
SUMME
91,87
92,73
92,03
92,40
92,98
93,02
87,04
86,17
88,16
88,18
Strukturformel, berechnet
auf 5 Kationen:
Kationen auf der Basis
von 12 Sauerstoffatomen:
MOLZAHLEN
1,99
2,01
Si
3,92
3,89
Al
0,00
Ti
0,00
0,08
0,11
Fe3+
2,00
3,98
0,00
0,02
1,99
3,95
0,00
0,05
1,99
3,99
0,00
0,01
2,01
3,88
0,00
0,12
2,00
1,98
0,03
0,00
2,00
1,99
0,03
0,00
2,00
1,91
0,02
0,07
2,00
1,92
0,02
0,06
SUMME
Fe2+
Mn
Mg
Ca
Na
K
4,00
1,65
0,00
0,36
0,00
0,00
0,00
4,00
1,61
0,00
0,36
0,00
0,02
0,00
4,00
1,53
0,01
0,46
0,00
0,00
0,00
4,00
1,51
0,03
0,44
0,02
0,00
0,00
4,00
1,78
0,02
0,19
0,00
0,01
0,00
4,00
1,62
0,01
0,35
0,00
0,00
0,00
2,01
0,38
0,00
0,49
0,04
0,08
0,00
2,02
0,26
0,00
0,63
0,04
0,05
0,00
2,00
0,23
0,00
0,72
0,03
0,02
0,00
2,00
0,20
0,00
0,73
0,04
0,03
0,00
SUMME
KAT.-SUMME
2,01
8,00
1,99
8,00
2,00
8,00
2,00
7,99
2,00
7,99
1,98
7,99
0,99
5,00
0,98
5,00
1,00
5,00
1,00
5,00
Tabelle Al?: Ausgewählte Mikrobereichsanalysen
Gestein
Nummer
Mineral
Nummer
GG
SM
SM
SM
GS
GG
SU-l44 SU-148 SU-149 SU-164 SU-167 SU-168
sph
sph
sph
sph
sph
sph
2
1
2
2
3
5
(EDX)
von Titaniten.
GLS
EK
GS
SU-176 SU-179 SU-180
sph
sph
sph
1
1
3
GS
SU-191
sph
5
GEW.%
Si02
Al203
Cr203
Fe203*
MgO
CaO
Ti02
30,56
1,72
0,00
0,00
0,00
28,52
37,61
30,35
1,30
0,00
0,47
0,00
27,77
39,02
30,76
3,84
0,22
0,00
0,00
28,38
35,62
31,06
3,82
0,00
0,00
0,00
28,37
36,29
31,05
2,32
0,00
0,27
0,00
28,93
37,15
30,68
. 3,16
0,00
0,27
0,00
27,70
36,91
30,61
2,30
0,00
0,00
0,00
28,24
37,43
31,04
1,69
0,00
0,00
0,00
28,66
38,46
30,67
3,30
0,00
0,00
0,00
28,64
36,67
30,92
4,92
0,00
1,34
1,41
26,67
33,03
SUMME
98,41
98,91
98,82
99,54
99,72
98,72
98,58
99,85
99,28
98,29
Kationen auf der Basis von
Molzahlen
1,00
1,00
Si
0,05
Al
0,07
0,00
Cr
0,00
0,01
0,00
Fe*
0,00
0,00
Mg
Ca
1,00
0,98
0,95
0,96
Ti
3,02
3,00
KAT.-SUMME
* Gesamt-Fe
=
5 Sauerstoffatomen
1,00
0,15
0,01
0,00
0,00
0,99
0,87
1,00
0,14
0,00
0,00
0,00
0,98
0,88
1,00
0,09
0,00
0,01
0,00
1,00
0,90
1,00
0,12
0,00
0,01
0,00
0,97
0,90
1,00
0,09
0,00
0,00
0,00
0,99
0,92
1,00
0,07
0,00
0,00
0,00
1,00
0,94
1,00
0,12
0,00
0,00
0,00
1,00
0,89
1,00
0,19
0,00
0,04
0,07
0,92
0,80
3,02
3,00
3,00
3,00
3,00
3,01
3,01
3,02
Fe203
101
Tabelle AlB: Daten zur Granat-Omphacit
Probe
Paar
5U-177
GTOM
GTOM
GTOM
Einsch1. GTOM
GTOM
GTOM
5U-179
GTOM
GTOM
GTOM
1
2
3
4
5
6
1
3
4
Qmphacit
Fe2+/Mg
0,233
0,222
0,250
0,211
0,310
0,333
0,273
0,250
0,333
Granat
Fe2+/Mg
4,938
4,757
4,973
4,917
7,826
7,708
5,394
4,684
7,125
1n Kd
X (Ca)
3,054
3,065
2,990
3,149
3,229
3,142
2,984
2,931
3,063
0,287
0,267
0,257
0,276
0,290
0,282
0,288
0,267
0,309
Tabelle Al9: Daten zur Granat-Phengit
Probe
5U-165
5U-166
5U-167
5U-186
5U- 177
5U-179
Paar
GWH
GTPH
GTPH
GTPH
GTPH
GTPH
GWH
GTPH
GWH
GTPH
GTPH
GWH
GTPH
GTPH
GTPH
GWH
GTPH
GTPH
GTPH
GWH
GTPH
GWH
1
2
3
1
2
4
6
2
3
4
1
2
4
1
2
3
5
6
1
2
3
5
Phengit
Fe2+/Mg
0,700
0,739
0,895
0,826
0,720
0,607
1,048
0,452
0,281
0,273
0,833
0,737
0,778
0,355
0,351
0,316
0,282
0,324
0,286
0,263
0,364
0,417
Granat
Fe2+/Mg
19,450
17,920
21,700
18,583
16,920
13,563
24,111
6,182
3,382
3,389
21,900
20,182
20,545
6,167
5,875
4,973
4,658
5,143
4,684
4,513
5,394
6,667
5U-165
5U-166
5U-167
5U-168
5U-177
5U-179
5U-186
Paar
GTCH
GTCH
GTCH
GTCH
GTCH
GTCH
GTCH
GTCH
GTCH
GTCH
GTCH
GTCH
GTCH
GTCH
GTCH
GTCH
GTCH
GTCH
GTCH
GTCH
GTCH
GTCH
GTCH
1
2
3
1
3
1
2
3
1
3
4
1
2
4
5
1
2
3
4
2
3
4
5
Chlorit
Mg/Fe2+
0,540
0,523
0,450
0,992
0,869
1,589
1,373
1,531
1,661
1,381
1,008
1,568
1,697
1,547
1,535
1,295
1,716
1,398
1,729
0,528
0,495
0,497
0,495
* berechnet für 10 kbar
Granat
Mg/Fe 2+
0,056
0,051
0,046
0,111
0,097
0,236
0,195
0,224
0,221
0,196
0,141
0,201
0,203
0,203
0,191
0,164
0,222
0,185
0,213
0,053
0,050
0,050
0,049
T (OC) für 13 kbar nach
E+G
KROGH
POWELL
546
499
525
532
482
510
538
487
516
524
475
502
520
472
499
529
480
507
559
512
537
554
505
532
558
512
538
Thermometrie
Kd
1n Kd
27,786
24,249
24,246
22,498
23,500
22,344
23,007
13,677
12,036
12,414
26,291
27,384
26,070
17,372
16,738
15,737
16,518
16,022
16,378
17,160
14,819
15,988
3,325
3,188
3,188
3,113
3,157
3,107
3,136
2,616
2,488
2,519
3,269
3,310
3,261
2,855
2,818
2,756
2,804
2,774
2,796
2,843
2,696
2,772
Tabelle A20: Daten zur Granat-Chlorit
Probe
Thermometrie.
T (OC)
für 10 kbar
469
482
482
486
482
487
484
T (OC)
für 13 kbar
557
571
568
475
471
475
530
534
541
535
539
536
531
548
539
Thermometrie.
Kd
1n Kd
0,104
0,098
0,102
0,112
0,112
0,149'
0,142
0,146
0,133
0,142
0,139
0,128
0,120
0,131
0,124
0,127
0,129
0,132
0,123
0,100
0,101
0,101
0,099
-2,263
-2,323
-2,283
-2,189
-2,189
-1,904
-1,952
-1,924
-2,017
-1,952
-1,973
-2,056
-2,120
-2,033
-2,087
-2,064
-2,048
-2,025
-2,096
-2,303
-2,293
-2,293
-2,313
, berechnet für
T (OC) nach
GRAMBLING
475*
460*
470*
493*
493*
570'
558'
565'
542'
558'
553'
533'
518'
539'
526'
531'
535'
541'
523'
465*
468*
468*
463*
13 kbar
T (OC) nach
GHENT et a1.
463*
448*
458*
482*
482*
572'
556'
565'
536'
556'
550'
525'
507'
532'
516'
523'
527'
534'
513'
453*
455*
455*
450*
102
Tabelle A21: Tm-Th - Diagramme
-20
Kluftquarze aus
Arbeitsgebiet I
-15
E
Jl,
-10
E
Prim. + pseudosek.,
2-phasige F.1.
t-
-5
~
0
50
IOD
200
ISO
300
250
Th (OC)
-20
SU-138
•
SU-139
Kluftquarze aus
Arbeitsgebiet I
Prim. + pseudosek.,
2-phasige F.1.
-15
"
pJl
SU-l40
I>
-10
~
-5
••
0
50
IOD
ISO
200
250
300
Th (0C)
-20
SU-141
•
SU-143
II
-15
Quarz aus Silikat-Marmoren
Arbeitsgebiet I
p-
Sek., 2-phasige F.1.
~
Jl
SU-146
I>
-10
-5
•
IIIb
0
50
200
ISO
IOD
250
300
Th (OC)
-20
SU-141
•
SU-143
Kalzit aus Silikat-Marmoren
Arbeitsgebiet I
II
-15
SU-146
pJl
I>
-10
E
Sek., 2-phasige F.1.
t-
-5
~
50
100
•••
ISO
Th (0C)
200
250
300
103
Tabelle A22: Tm-Th - Diagramme
Arbeitsgebiet I
.20
SU.151
•
SU-151 Quarz aus Silikat-Marmor
Sek., 2-phasige F.I
SU-152 Kluftkalzit
Prim. + pseudosek., 2-phasige F.1.
SU.152
.15
0
SU.I60
E
üi
C>
.10
E
I-
.5
SU-160 Kluftquarz aus
~~C>
l>C>~c>l>C>lt>
~
Arbeitsgebiet 11
Prim. + pseudosek., 2-phasige F.1.
50
100
200
150
250
300
Th (OC)
.20
.15
Arbeitsgebiet 11
E
SU-165 Quarz aus Gra.-Glim.-schief.
SU-166 Quarz aus Glauk.-schief.
jjj
Ul
8D
#",
D
.10
1Q
~
d8
.5
Sek., 2-phasige F.1.
II! D
D
0
50
100
150
4 ....
•
200
250
300
Th (OC)
.20
.15
Arbeitsgebiet 11
Quarz aus Gra.-Glimmerschiefer
Sek., 2-phasige F.1.
E
Ul
jjj
.10
••••••••
.5
41IDD
•
~
-<
50
100
200
150
250
300
250
300
Th (OC)
.20
-15
Arbeitsgebiet 11
SU-166 Granat aus Glauk.-schiefer
SU-168 Granat aus Gra.-Glim.-schief.
f'
üi
-10
••
E
I-
.5
0
r:a'ff'DD
D
Sek., 2-phasige F.1.
50
100
200
150
Th (OC)
TAFEL 1
Fig.l:
LT-Eklogit SU-I77 (Tineba Metamorphosegürtel), REM-BSD - Aufnahme:
Omphacit (om) und Glaukophan (gi) der Hochdruckparagenese Omphacit + Glaukophan + Granat (gt) +
HP-Epidot (ep) + Phengit (mus) werden grünschieferfaziell von Albit (ab) bzw. Ca-Amphibol (akt) verdrängt. Reliktischer Lawsonit-Einschluß ist im Granatblasten erhalten geblieben.
Untere Bildkante entspricht 0,2 mm.
Fig. 2:
Granat-Glimmerschiefer
SU-186 (Tineba-Metamorphosegürtel),
REM-BSD - Aufnahme:
Während des Wachstums gedrehter Granat (gt) mit s-förmig angeordneten
Quarzeinschlüssen
("Schneeballgranat").
Untere Bildkante entspricht 2,35 mm.
(qz)
Fig. 3:
Glimmerschiefer SU-l70 (Tineba-Metamorphosegürtel),
REM-BSD - Aufnahme:
Rotierter Granatblast (gt) mit Druckschattenhöfen und hohem Volumenanteil von Quarz (qz) und Chlorit
(chI).
Untere Bildkante entspricht 2,1 mm.
Fig. 4:
Granat-Glaukophanschiefer
SU-I66 (Tineba-Metamorphosegürtel),
REM-BSD - Aufnahme:
Zonarstrukturen in hypidio- bis idiomorphen Na-Amphibolen (gi). Quarz (qz), Epidot (ep).
Untere Bildkante entspricht 0,17 mm.
Fig. 5:
Silikat-Marmor SU-149 (Taripa-Metamorphosegürtel),
REM-EDX - Aufnahme:
Oszillierende Zonierungsmuster in idiomorph-ausgebildeten
Glaukophanen (gI). Kalzit (ce), Phengit (mus).
Untere Bildkante entspricht 0,25 mm.
Fig. 6:
Granat-Glimmerschiefer
SU-168 (Tineba-Metamorphosegürtel),
REM-BSD - Aufnahme:
Glaukophan (gI) wird rand lieh von Ca-Amphibolen (akt) ve'rdrängt.
Untere Bildkante entspricht 0,25 mm.
Fig. 7:
Granat-Glimmerschiefer
SU-168 (Tineba-Metamorphosegürtel),
REM-BSD - Aufnahme:
Fast vollständige Verdrängung von Glaukophan (gi) durch Ca-Amphibole (akt) und Chlorit (chI).
Untere Bildkante entspricht 0,15 mm.
Fig. 8:
Granat-Glimmerschiefer
SU 168 (Tineba-Metamorphosegürtel),
REM-BSD - Aufnahme:
Mit fortschreitender grünschieferfaziellen Gleichgewichtseinstellung
wird Paragonit (pa) von Chlorit (chI)
und Albit (ab) verdrängt. Phengit (mus).
Untere Bildkante entspricht 0,7 mm.
TAFEL 2
Fig. 1:
Granat-Glimmerschiefer SU-168 (Tineba-Metamorphosegürtel), REM-BSD - Aufnahme:
Paragonit (pa) - Phengit (mus) - Pseudomorphose nach Disthen in Chlorit (chI) - Adern eines alterierten
Granatblasten (gt). Epidot (ep).
Untere Bildkante entspricht 0,13 mm.
Fig. 2:
Granat-Glaukophanschiefer SU-I66 (Tineba-Metamorphosegürtel), REM-BSD - Aufnahme:
Korrodierter Hämatitkristall (hem) mit idiomorphem Magnetit-Saum.
Untere Bildkante entspricht 0,22 mm.
Fig.3:
Glimmerschiefer SU-180 (Tineba-Metamorphosegürtel), REM-BSD - Aufnahme:
Blauschieferfaziell gebildeter Epidot (ep I) wird von grünschieferfaziell gebildeten Epidot (ep H) überwachsen. Die Phengit (mus) - Mineralränder zeigen sekundäre Oxidationserscheinungen. Quarz (qz),
Titanit (sph), Apatit (ap) und Kalzit (ce).
Untere Bildkante entspricht 0,11 mm.
Fig.4:
LT-Eklogit SU-179 (Tineba-MetamorphosegürteI), REM-BSD - Aufnahme:
Reliktischer Lawsonit (law) - Einschluß in einem Granatblasten (gt).
Untere Bildkante entspricht 0,08 mm.
Fig.5:
Granat-Glimmerschiefer SU-186 (Tineba-Metamorphosegürtel), REM-BSD - Aufnahme:
Gepanzerte Chloritoid (eId) - Relikte in einem rotierten Granatblasten (gt). Quarz (qz).
Untere Bildkante entspricht 0,59 mm.
Fig. 6:
Granat-Glaukophanschiefer SU-166 (Tineba-Metamorphosegürtel, REM-BSD - Aufnahme:
Ilmenit (il) - Entmischungen im Rutil (ru) - Einschluß eines Granatblasten (gt).
Untere Bildkante entspricht 0,25 mm.
Fig.7:
Granat-Glimmerschiefer SU-l70 (Tineba-MetamorphosegürteI), REM-BSD - Aufnahme:
Rutil (ru) wird bei der grünschieferfaziellen Gleichgewichtseinstellung von Titanit (sph) verdrängt. Orthit
(ort), Kalzit (ce) - Cluster.
Untere Bildkante entspricht 0,32 mm.
Fig. 8:
Granat-Glaukophanschiefer SU-I66 (Tineba-Metamorphosegürtel), REM-BSD - Aufnahme:
Vermutlich durch Sammelkristallisation entstandene Mineralanhäufung von Apatitkristallen.
(gI), Epidot (ep).
Untere Bildkante entspricht 0,41 mm.
Glaukophan
Tafel 2
hem
I..
"'1
1!.tJj,
(l"
(
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,I
.'
GÖTTINGER
ARBEITEN
ZUR
GEOLOGIE
UND
PALÄONTOLOGIE
1:
2:
3:
4:
5:
6:
7:
8:
9:
10:
11:
12:
13:
14:
15:
16:
17:
18:
19:
20:
21:
22:
23:
24:
GROOS, Helga (1969): Mitteldevonische Ostracoden zwischen Ruhr und Sieg (Rechtsrheinisches Schiefergebirge). - 110 S., 48 Abb., 3 Tab., 20 Taf., 8 Beil.
DM 12,50
GRIMM, Arnulf (1969): Die Grundwasserverhältnisse
im Raum Kassel (Nord hessen) unter besonderer
Berücksichtigung der Hydrochemie. - 143 S., 23 Abb., 8 Tab., 1 Taf., 21 Beil.
DM 20,00
FÜTTERER, Dieter (1969): Die Sedimente der nördlichen Adria vor der Küste Istriens.
57 S., 25 Abb.
DM 6,60
GEISSLER, Horst (1969): Zur Stratigraphie und Fazies der Finnentroper Schichten sowie zur Ökologie ihrer
Fauna (Mittlere Givet-Stufe, nordöstliches Sauerland, Rheinisches Schiefergebirge).
67 S., 31 Abb.,4 Tab., 1 Taf.
DM 11,20
H. MARTIN-Festschrift
(1970): VIII + 166 S., 41 Abb., 4 Tab., 11 Taf.
DM 20,00
SCHMIDT, Albert (1970): Geologische und petrologische Untersuchungen
im Grenzbereich Weiler Schiefer/Gneis von Urbeis (Schuppenzone von Lubine/Vogesen). - 31 S., 6 Abb., 2 Taf.
DM 6,80
PAUL, Josef (1970): Sedimentgeologische Untersuchungen im Limski kanal und vor der istrischen Küste
(nördliche Adria). - 75 S., 43 Abb., 25 Tab.
DM 10,80
DANIELS, Curt H. v. (1970): Quantitative ökologische Analyse der zeitlichen und räumlichen Verteilung
rezenter Foraminiferen im Limski kanal bei Rovinj (nördliche Adria). - 109 S., 8 Taf.
DM 16,00
JAHNKE, Hans (1971): Fauna und Alter der Erbslochgrauwacke
(Brachiopoden und Trilobiten, UnterDevon, Rheinisches Schiefergebirge und Harz). - 105 S., 50 Abb., 11 Taf.
DM 18,40
EDER, Wolfgang (1971): Riff-nahe detritische Kalke bei Balve im Rheinischen Schiefergebirge (MittelDevon, Garbecker Kalk). - 66 S., 14 Abb., 6 Tab., 5 Taf.
DM 11,60
AHRENDT, Hans (1972): Zur Stratigraphie, Petrographie und zum tektonischen Aufbau der Canavese-Zone
und ihrer Lage zur Insubrischen Linie zwischen Biella und Cuorgne (Nord italien).
89 S., 38 Abb., 4 Taf., 7 Beil.
DM 18,00
LANGENSTRASSEN,
Frank (1972): Zur Fazies und Stratigraphie der Eifel-Stufe im östlichen Sauer land
(Rheinisches Schiefergebirge, Bl. Schmallenberg und Girkhausen). - 106 S., 4 Taf.
DM 18,40
UFFENORDE, Henning (1972): Ökologie und jahreszeitliche Verteilung rezenter benthonischer Ostracoden
des Limski kanal bei Rovinj {nördliche Adria). - 121 S., 41 Abb., 5 Tab., 12 Taf.
DM 18,80
GROOTE-BIDLINGMAIER,
Michael v. (1974): Tektonik und Metamorphose im Grenzbereich DamaraPrädamara, südwestlich Windhoek (Südwestafrika). - 80 S.,50 Abb.
DM 15,20
FAUPEL, Jürgen (1974): Geologisch-mineralogische
Untersuchungen
am Donkerhoek-Granit
(KaribibDistrict, Südwestafrika). - 95 S., 48 Abb., 8 Tab., 2 Beil.
DM 17,20
ENGEL, Wolfgang (1974): Sedimentologische
Untersuchungen
im Flysch des Beckens von Ajdovscina(Slowenien). - 65 S., 11 Abb., 1 Tab., 3 Taf.
DM 14,40
FAUPEL, Myrsini (1975): Die Ostrakoden des Kasseler Meeressandes (Oberoligozän) in Nordhessen.
77 S., 3 Abb., I Tab., 13 Taf.
DM 22,00
RIBBERT, Karl-Heinz
(1975): Stratigraphische
und sedimentologische Untersuchungen
im Unterkarbon
nördlich des Oberharzer Diabaszuges (NW-Harz). - 58 S., 19 Abb., 2 Tab.
DM 12,80
NIEBERDING, Franz (1976): Die Grenze der zentralen Granitzone südwestlich Otjimbingwe (KaribibDistrict, Südwestafrika): Intrusionsverband, Tektonik, Petrographie. - 78 S., 7 Taf.
DM 15,60
<;INAR, Cemil (1978): Marine Flachwasserfazies in den Honseler Schichten (Givet-Stufe, Lüdenscheider
Mulde, Rechtsrheinisches Schiefergebirge). - 77 S., 28 Abb., 4 Profile, 11 Taf.
DM 16,40
LIESCHE, Stefan (1980): Die tektonische Gesteinsdeformation
im Gebiet des Latroper Sattels und der
Wittgensteiner Mulde im östlichen Rheinischen Schiefergebirge. - 89 S., 7 Taf.
DM 17,20
HEINRICHS, Till (1980): Lithostratigraphische
Untersuchungen
in der Fig Tree Gruppe des Barberton
Greenstone Belt zwischen Umsoli und Lomati (Südafrika). - 118 S., 42 Abb., 13 Tab.
DM 20,00
VIETH, Jutta (1980): Thelodontier-, Acanthodier- und Elasmobranchier-Schuppen
aus dem Unter-Devon der
Kanadischen Arktis (Agnatha, Pisces). - 69 S., 27 Abb., 10 Taf.
DM 22,80
VOLLBRECHT, Axel (1981): Tektongenetische Entwicklung der Münchberger Gneismasse (Quarzkorngefüge- Untersuchungen und Mikrothermometrie an Flüssigkeitseinschlüssen).
122 S., 60 Abb., I Tab.
DM 21,00
25:
26:
27:
28:
29:
30:
31:
32:
33:
34:
35:
36:
37:
38:
39:
40:
41:
42:
43:
44:
45:
46:
47:
48:
49:
50:
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DM 19,80
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DM 20,00