pdf - Geowissenschaftlichen Museum Göttingen

GÖTTINGER
ARBEITEN
ZUR
GEOLOGIE
UND
PALÄONTOLOGIE
Nr.35
Stephan Teufel
Vergleichende U-Pb- und Rb-Sr-Altersbestimmungen
an Gesteinen des Übergangs bereiches
Saxothuringikum/Moldanubikum,
NE-Bayern
1988
Im Selbstverlag der Geologischen Institute
der Georg- August- Universität Göttingen
Göttinger Arb. Geol. Paläont.
87 S., 36 Abb., 15Tab., 4 Taf.
Göttingen, 27. 6. 1988
•••
35
Stephan Teufel
Vergleichende U-Pb- und Rb-Sr-Altersbestimmungen an Gesteinen
des Übergangsbereiches SaxothuringikumjMoldanubikum, NE-Bayern
Als Dissertation eingereicht am 21.5. 1987
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 Llthosphere
Redaktion
Dr. Helga Uffenorde
Institut und Museum für Geologie und Paläontologie
Goldschmidt-Straße 3
0-3400 Göttingen
ISS
N 0534-0403
@ Geologische Institute, Universität Göttingen
Offsetdruck KINZEL, Göttingen
TEUFEL, S. (1988): Verl'leichende U-Pb- und Rb-Sr-AJtersbftUmmunlen
thurinpkum/Moldanubikum,
tburincian/Moldanubian
NE. Bayem. (Compuative
tran.ition
an G•• teinen da Oberlanpbeniehu
U-Pb and Rb.Sr &CedeterminationJ
aone, NE-Bavaria.) • Göttinler
Arb. GeoL. Pallont.,
on roch
Saxo.
of the Saxo-
n: 87 S., 36 Abb.,
15 Tab.,
4 Tat.; Göttinl.n.
Baud on leochronolol(ieal data a model rOt th. m.tamorphie evolution of the Moldanubian/Su:othurin(ian
IOne and th. Dappe unit of tbe IOne of Etbendori'-Voherutrau8
(ZEV) ie preMnted. U-Pb inveltilation.
tran.ition
on detrit •.1
sireon. from both &reU reveal upper intereept •.••• of 2.4 - 2.6 G•., .•.hieh are iDt.rpreted U the "Ie of orolenie eYente
in the lOure' •.•.••..Tha lo.•.•r inlereapt aa' of about 630 M•. dat.nnined
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U inherited. Tharerore tha Mdimentation 01 tb •• rocke mu.t be of La•• r P&leolOie "I'. Pre- to synmetamor-
phie m•.ematie n.nt • .,.. d •.ted in th. ZEV at •.bout
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M•. (bualUe efru.ion),
460
M•. and SlO Ma (It'anitie intru-
sion.). Coneordant monuit. al" •.•.• eonaid.red •. \!Mful tool for d•.Unl m.tamorphie nent.: 320 M., low-pret.ure
m.tarnorphi.m in Mold./Sax.; 380 Ma, medium.preaure metarnorphiem in th. ZEV. Thi ••.• e ie eonfirm-el by th. Jo•• r
int.re.pt
a,' of abeut 390 Ma d.t.nnined
lircon, monuit.,
with d.trital sireoru .ith
.uhednJ
overp'O.the.
leochronol0rY, Hereynian oropny, matamorphiam, e:ry.talJin. nappes, paraan.i •• , onholß,i •• , eatho-
dolumineee:.nc., detritu., Rb Sr daUnl
S. Teufel, In.Utut fOr GlOlol(i. und Dynamik der Lithoepbin,
GoldKhmidtetr. 3, 0.3-400 Göttin,en
SUMMARY
V-Pb and Rb-Sr age determinations were carried out on metamorphic and magmatic rocks of the Moldanubian and
Saxothuringian unit and of the zone of Erbendorf - Vohenstrauß (ZEV) for dating orogenic events. In addition, the
morphologic features of zircons and monazites were studied using scanning electron microscopy; the internal structures of zircons were examined using cathodoluminescence.
Monazites from paragneisses yield concordant ages that date the last metamorphic overprinting at about 320 Ma in
the Moldanubian and Saxothurinigian units and at about 380 Ma in the ZEV. Monazites from different mineral
zones of both tectono-metamorphic
units give the same ages within analytical error. This is not consistent with an
interpretation of such age determinations as cooling ages. If monazites only date the cooling of rocks below 5300 C
as suggested by PURDY & JÄGER (1976), they should have lower ages in high-grade metamorphic rocks and
higher ages in low-grade metamorphic rocks. The resistance of an older monazite generation (upper intercept age
of 455 Ma) during subsequent metamorphism (lower intercept age of 290 Ma) is clearly shown by discordant
monazite ages from Moldanubian metasediments. High-temperature mylonitization under amphibolite-facies conditions at about 333 :1:3Ma was dated with xenotime from rocks of a ductile shear zone now situated at the boundary
between the Moldanubian and ZEV.
Zircons from Moldanubian and ZEV paragneisses with upper intercept ages of 2.4 - 2.6 Ga indicate orogenic
events in the source area. The lower intercept ages of detrital Moldanubian zircons were caused by Pb losses
through polymetamorphic overprinting. In comparing the results on Moldanubian zircons with age determinations
on zircons from Lower Paleozoic Saxothuringian quartzites, polyepisodic Pb losses at about 560 Ma and about 320
Ma can be proven for the Moldanubian zircons. The younger age is consistent with the concordant monazite age.
Overgrowths on zircon crystals caused by metamorphism are only observed in high-grade metamorphic paragneisses
from the ZEV. Like the concordant monazite ages from these rocks, the lower intercept age of the zircons also
points to the age of medium-pressure metamorphism in the ZEV at about 390 Ma.
Investigations on zircons from granites and metagranites show good correlation in grain shape, V concentration and
position of U-Pb data in the concordia diagram. The populations of V-poor zircons consist of euhedral magmatically grown crystals and rounded detrital ones. The results of the age determinations reflect this mixture. V-Pb
11
data are situated elose to the lower intercept age, which is interpreted as the magmatic event. Upper intercept ages
are indicative of portions of older crustal material. This type of data was obtained on one augengneiss from the
ZEV and on the Saxothuringian "Epigneiss", which date the magmatic formation of the source rocks about 450 460 Ma ago.
In contrast, U-rich zircons of the Moldanubian sillgranites and of one orthogneiss from the
nantly euhedral. U-Pb data are also elose to the concordia curve, but were influenced by Pb
recent uplift. Due to the older cores in these zircons observed with cathodoluminescence and
age determinations the upper intercept ages must be regarded as the maximum age of the
events.
ZEV are predomiloss caused by subbased on additional
Paleozoic magmatic
The results of Rb-Sr whole rock analyses on paragneisses of the Moldanubian and of the ZEV scatter too much so
that they do not define an isochrone. However, with this method the synmetamorphic intrusion of .a granitic source
rock has been dated on orthogneiss sampies from the ZEV. Rb-Sr ages of biotites (s. 370 Ma) show the rapid
cooling of the ZEV at the end of the medium-pressure metamorphism (380 - 390 Ma).
All these results are part of the current structural model for the Saxothuringian-Moldanubian
transition zone.
However, the two tectono-metamorphic
units, i.e., the Saxothuringian/Moldanubian
(Iow-pressure unit) and the
ZEV nappe unit (medium-pressure unit) can be distinguished based on their different geochronological evolution.
ZUSAMMENFASSUNG
An Metamorphiten und Magmatiten des Saxothuringikums und des Moldanubikums sowie der Zone von Erbendorf - Vohenstrauß (ZEV) wurden mit Hilfe des U-Pb-Systems und des Rb-Sr-Systems gesteinsbildende Ereignisse
datiert. Zur Interpretation der Altersbestimmungen an Zirkonen und Monaziten wurden neben morphologischen
Merkmalen auch Internstrukturen
von Zirkonen berücksichtigt, die mit Hilfe von Kathodolumineszenz
sichtbar
gemacht wurden.
Monazite aus Paragneisen datieren mit konkordanten Alterswerten die letzte metamorphe Überprägung (Saxothuringikum/Moldanubikum:
320 Ma; ZEV: 380 Ma). Dabei geben Monazite aus den verschiedenen Mineralzonen der
beiden tektonometamorphen
Einheiten innerhalb der Fehlergrenze dieselben Alterswerte. Diese Beobachtung steht
nicht im Einklang mit einer Interpretation solcher Altersbestimmungen generell als Abkühlalter. Im Fall, daß, wie
von PURDY & JÄGER (1976) vorgeschlagen, Monazite die Abkühlung eines Gesteins unter 5300 C datieren, sollten sie in hochmetamorphen Gesteinen niedrigere Alterswerte anzeigen als in Gesteinen aus schwächer metamorphen Bereichen. Die Resistenz einer älteren Monazitgeneration aus den Edukten (oberer Schnittpunkt: 455 Ma)
während einer nachfolgenden Metamorphose wird deutlich an hand diskordanter Monazitalter aus moldanubischen
Metasedimenten. An Xenotimen aus einer duktilen Scherzone im heutigen Grenzbereich Moldanubikum/ZEV
wurde eine mylonitische Deformationsphase unter amphibolitfaziellen Bedingungen mit 333 :t3 Ma datiert.
Zirkone aus Paragneisen des Moldanubikums und der ZEV weisen mit oberen Schnittpunktsaltern von 2,4 - 2,6 Ga
auf gesteinsbildende Ereignisse im Liefergebiet hin. Die U-Pb-Datierungen
an moldanubischen, detritisch gerundeten Zirkonen zeigen untere Schnittpunktsalter um 530 Ma. Datierungen an vergleichbaren detritischen Zirkonen
aus altpaläozoischen Quarziten des Saxothuringikums ergaben ein um ca. 30 Ma älteres Schnittpunktsalter, das von
den Bearbeitern aufgrund der stratigraphischen Einordnung der Sedimente ins Kambro-Ordovizium
als detritisch
ererbt angesehen wurde (GRAUERT et al. 1973). Ein Vergleich mit diesen Untersuchungen macht die Korrelation
von Kristallmorphologie und Systematik der U-Pb-Daten deutlich. Danach wird das untere Schnittpunktsalter der
moldanubischen Zirkone ebenfalls als ererbtes Alter angesehen. Die geringe Altersdifferenz zwischen beiden Datierungen wird auf einen nochmaligen Bleiverlust der moldanubischen Zirkone durch die variszische Niederdruckmetamorphose
zurückgeführt.
Daraus ergibt sich für die Interpretation der moldanubischen Zirkone die
III
Modellvorstellung eines poly-episodischen Bleiverlustes. Ein metamorphes Neuwachstum von Zirkon ist nur in
hochamphibolitfaziellen
Paragneisen der ZEV zu verzeichnen. Das untere Schnittpunktsalter dieser Zirkone weist
ebenso wie konkordante Monazitalter auf die gesteinsprägende Mitteldruckmetamorphose
vor 380 - 390 Ma hin.
Die Untersuchungen an Zirkonen aus Graniten und Metagraniten ergaben eine Korrelation von Kornform, uKonzentration und Lage der U-Pb-Datenpunkte
im Concordiadiagramm.
Die Populationen U-armer Zirkone
bestehen sowohl aus idiomorphen, magmatisch gewachsenen Kristallen, als auch aus detritisch gerundeten. Diese
Mischung spiegelt sich auch in den Ergebnissen der Altersbestimmungen
wider. Die U-Pb-Datenpunkte
liegen
nahe am unteren Schnittpunktsalter,
das als magmatisches Ereignis interpretiert wird. Die oberen Schnittpunkte
weisen auf Anteile älteren Krustenmaterials hin. Altersbestimmungen diesen Typs ergaben sich für einen Augengneis aus der ZEV und den Epigneis aus dem Saxothuringikum. Sie datieren die Bildung der Edukte vor 450 - 460
Ma.
Im Gegensatz dazu besitzen U-reiche Zirkone der moldanubischen Sillgranite und eines Orthogneises aus der ZEV
meist idiomorphe, langprismatische Kornformen. Die U-Pb-Datenpunkte
nehmen ebenfalls eine Concordia-nahe
Lage ein, liegen aber auf einer Discordia mit einem sehr jungen unteren Schnittpunktsalter. Dieses wird mit der
jüngeren Hebungsgeschichte in Verbindung gesetzt. Die Existenz älterer Kerne in den Zirkonen, wie sie bei
Kathodolumineszenzuntersuchungen
sichtbar wurden, und der Vergleich mit zusätzlichen Altersbestimmungen
lassen in beiden Fällen nur die Interpretation des oberen Schnittpunktsalters als maximales Intrusionsalter zu.
Die Ergebnisse von Rb-Sr-Gesamtgesteinsuntersuchungen
an Paragneisen aus dem Moldanubikum und aus der
ZEV streuen zu stark, als daß sie eindeutige Isochronen definieren würden. Dagegen ließ sich an Orthogesteinen
mit Hilfe von Rb-Sr-Gesamtgesteinsuntersuchungen
in der ZEV die synmetamorphe Intrusion eines Granits belegen. Rb-Sr-Biotitalter
« 370 Ma) deuten auf eine rasche Abkühlung der ZEV nach der Mitteldruckmetamorphose
(380 - 390 Ma) hin.
Insgesamt sind diese Ergebnisse als Bestandteil des aktuellen strukturgeologischen Modells für den moldanubischsaxothuringischen Übergangs bereich zu verstehen. Dabei kÖnnen die beiden tektonometamorphen Einheiten MoldanubikumjSaxothuringikum
(niederdruckmetamorph)
und ZEV (mitteldruckmetamorphe
Decke) aufgrund ihrer
unterschiedlichen geochronologischen Entwicklung deutlich gegeneinander abgegrenzt werden.
IV
VORWORT
Die vorliegende Arbeit entstand auf Anregung von Dr. H. Ahrendt (Göttingen) und Dr. B.T. Hansen (Münster) im
Rahmen der Voruntersuchungen
zum Kontinentalen Tiefbohrprogramm der Bundesrepublik Deutschland. Beiden
danke ich herzlich für die Betreuung, ihre stete Diskussionsbereitschaft sowie die kritische Durchsicht des Manuskripts. Das Referat für diese Arbeit wurde freundlicherweise von Prof. Dr. K. Weber übernommen, der stets
großes Interesse am Fortgang der Untersuchungen zeigte und sie durch zahlreiche Anregungen unterstützte. Prof.
Dr. K.H. Wedepohl übernahm freundlicherweise das Korreferat.
Mein besonderer Dank gilt Herrn Prof.
der Altersbestimmungen an Monaziten
zahlreiche, kritische Diskussionen. Herr
rere Gesamtgesteinsproben aus der ZEV
Dr. B. Grauert (Münster), der meine Aufmerksamkeit auf die Problematik
lenkte. Ihm danke ich für wertvolle Anregungen und Hinweise sowie für
Priv. Doz. Dr. H. Köhler (München) überließ mir freundlicherweise meh(Probennr. Rl90 A-G), wofür ich ihm sehr zu Dank verpflichtet bin.
Zu großem Dank verpflichtet bin ich auch den Mitgliedern der Arbeitsgruppe "Oberpfalz" im Kontinentalen Tiefbohrprogramm, die durch ihre stlindige Diskussionsbereitschaft
reges Interesse am Fortgang der Untersuchungen
zeigten und sie durch zahlreiche Anregungen förderten: Prof. Dr. W. Schreyer, C. Wagener-Lohse (Bochum), Prof.
Dr. P. Blümel (Darmstadt), F. Heinicke, Dr. E. Stein, Dr. A. Vollbrecht und H. de Wall (Göttingen).
An dieser Stelle möchte ich den Mitarbeitern und Kommilitonen am Zentrallabor für Geochronologie in Münster
für die Einarbeitung in die massenspektrometrischen
Analysenmethoden, aber auch für die freundliche Aufnahme
in der Arbeitsgruppe meinen Dank aussprechen, insbesondere: Dr. G. Bachmann, Frau H. Baier, Dr. D. Buhl,
Dr. A. Deutsch. Dr. F. Henjes-Kunst.
Weiterhin sei allen Kommilitonen und Institutsangehörigen am IGDL gedankt, die mich mit Rat und Tat unterstützt haben, insbesondere: J.-F. Adam, K. Frentzel-Beyme (REM-Untersuchungen),
F. Heidelbach, R. Neuser
(Kathodolumineszenz-Untersuchungen),
H. Ocklenburg und nicht zuletzt R.B. Philipps.
Bei der Ausführung technischer Arbeiten waren mir in Münster Frau E. Andreas und Herr P. Löbke (Dünnschliffe) und in Göttingen Frau C. Kaubisch (Druckvorlagen) und Herr W. Kleinitzke (Fotoarbeiten) behilflich.
Dafür bedanke ich mich herzlich.
Besonders herzlich danke ich Dr. K. Mengel für seine tatkrliftige Unterstützung
dieser Arbeit.
Der Deutschen Forschungsgemeinschaft
schungsprojektes Ah 17/5 gedankt.
im Endstadium
sei an dieser Stelle für die finanzielle Unterstützung
der Fertigstellung
im Rahmen des For-
INHALTSVERZEICHNIS
Seite
EINFÜHRUNG
1
2
2.1
2.2
3
II
1
1.1
1.2
1.3
1.3.1
1.3.2
1.4
1.4.1
1.4.2
2
2.1
2.2
3
3.1
3.1.1
3.1.2
3.1.3
3.2
3.3
3.4
3.5
3.6
Einleitung
Stand der Forschung
Geologisch - petrologischer Überblick
Geochronologischer Überblick
Pro benmaterial
3
3
3
7
10
METHODIK
10
Die U- Th-Pb Methode
Grundlagen
Das Concordiadiagramm
Zirkon
Vorkommen und chemische Zusammensetzung
Altersbestimmungen an Zirkon
Monazit
Vorkommen und chemische Zusammensetzung
Altersbestimmungen an Monazit
Die Rb-Sr- Methode
Grundlagen
Altersbestimmungen nach der Rb-Sr-Methode
Analyseverfahren
Pro benaufbereitung
Gesam tgesteins- und Mineralpro ben
U - Pb-Chemie
Rb -Sr- Chemie
Massenspektrometrie
Verwendete Konstanten
Die Isotopenverdünnungsmethode
Altersberechnung und Fehlerbetrachtung
Beglei tende Untersuchungen
11
11
12
13
13
13
17
17
17
18
18
19
22
22
22
23
23
23
24
24
25
26
U-PB-DATIERUNGEN
SAXOTHURINGIKUMS
III
1.1
1.1.1
1.1.2
1.2
1.2.1
1.2.2
2
2.1
2.2
2.3
3
AN GESTEINEN DES MOLDANUBIKUMS UND DES
(NIEDERDRUCKMET AMORPHE EINHEIT)
Moldanubikum
Cordieri t- Kalifeldspat - Zone
Altersbestimmungen an Zirkon
Altersbestimmungen an Monazit und Xenotim
Sillimani t- Kalifeldspatzone
Bioti t-Sillimani t-Gneis
Sillgranit
Saxoth uringikum
Muscovi t-Sillimani t- Zone
Andal usi t- Zone
Ep igneis
27
27
27
27
31
33
33
34
36
36
37
37
2
IV
I
1.1
1.2
2
2.1
2.2
U-PB-DATIERUNGEN
AN GESTEINEN DER ZONE VON ERBENDORFVOHENSTRAUSS (Z E V, MITTEL DRUCK METAMORPHE EINHEIT)
39
Paragneise
Granat - Disthen-Gneis
Bioti t- Plagioklas-Gneis
Metamorphe Magmatite
Augengneis
Orthogneis
39
39
40
42
42
44
RB-SR-UNTERSUCHUNGEN
AN GESTEINEN DES MOLDANUBIKUMS
SAXOTHURINGIKUMS
(NIEDERDRUCKMETAMORPHE
EINHEIT)
V
Gesamtgesteinsuntersuchungen
an moldanubischen
Cordierit -Sillimanit - Gneis
Sillgranit
Alters bestimmungen an Mineralen
I
1.1
1.2
2
VI
I
1.1
1.2
1.3
2
2.1
3
VII
I
2
3
3.1
3.2
4
Gesteinen
51
Gesam tgesteinsun tersuch ungen
Granat - Disthen -Gneis
Orthogneis
Amphiboli t
Klein bereichs untersuch ungen
Bänderamphibolit
Altersbestimmungen an Mineralen
51
51
52
53
54
54
56
DISKUSSION
58
R b-Sr-Gesam tgesteinsun tersuch ungen
Mineralal ter / Monazi tal ter
Zirkondatierungen
Orthogesteine
Paragneise
Geochronologisches En twickl ungsmodell
58
58
61
61
61
63
(Tab. AI - All)
TAFEL I - 4
45
45
47
49
RB-SR-UNTERSUCHUNGEN
AN GESTEINEN DER ZONE VON ERBENDORFVOHENSTRAUSS (Z E V, MITTEL DRUCK METAMORPHE EINHEIT)
LITERA TUR VERZEICHNIS
ANHANG
UND DES .... 45
66
:
76
3
I
EINFÜHRUNG
1.1 Einleitung
Der Gesamtrahmen für diese Untersuchungen war durch die Voruntersuchungen zum Kontinentalen Tiefbohrprogramm der Bundesrepublik Deutschland gegeben, dessen Forschungsziele wie folgt formuliert sind (KTB 1986: I):
"Forschungskonzeption und Zielsetzungen des Deutschen Kontinentalen Tiefbohrprogramms sind definiert worden
als ein Projekt der Grundlagenforschung über die physikalischen und chemischen Bedingungen und Prozesse in der
tieferen kontinentalen Kruste mit dem Ziel, den strukturellen Aufbau, die Dynamik und Evolution intrakontinentaler Krustenbereiche zu verstehen. Dabei sollten im Zentrum der Forschungen fundamentale Konzepte der Geowissenschaften stehen, an deren Überprüfung eine Vielzahl unterschiedlicher Disziplinen interessiert sind."
Als Zielgebiet für die Bohrlokation wurde u.a. das Kristallingebiet im Übergangsbereich von Saxothuringikum zu
Moldanubikum in der nördlichen OberpfalzjNE-Bayern
ausgewählt. Über diesen Bereich herrschen unterschiedliche geologische Auffassungen mit großen Konsequenzen für die zeitliche Einstufung der beiden Einheiten.
STETTNER (1975, 1979) nimmt für die hochmetamorphen moldanubischen Gneise ein assyntisches (= cadomisches)
Metamorphosealter , wohingegen er die Überprägung
der altpaläozoischen,
saxothuringischen
Sedimente als
frühvariszisch einstuft. Dagegen wurden nach SCHREYER (1966) Saxothuringikum und Moldanubikum während
einer gemeinsamen Niederdruckmetamorphose
miteinander verschweißt, sodaß das Alter der Überprägung in beiden Einheiten variszisch sein müßte.
Neben dieser Frage nach dem Alter der gesteinsprägenden Metamorphose in diesem Gebiet war bislang die zeitliche Einstufung eines weitreichenden Deckentransports, wie er aufgrund neuerer Untersuchungen in der Münchberger Gneismasse und ihrer Umgebung gefordert wurde (BEHR et al. 1980, 1982; VOLLBRECHT 1981;
FRANKE 1984), offen.
Ferner sollten die geochronologischen Untersuchungen einen Vergleich zwischen moldanubisch-saxothuringischem
Übergangs bereich und der Zone von Erbendorf - Vohenstrauß ermöglichen. Diese wird von VOLL (1960) als Teil
des Saxothuringikums, von STETTNER (1975, 1979) aber als Unterlage des Moldanubikums angesehen.
Eine obere Zeitmarke ist für beide Frages!ellungen
dierten Granitmassive gegeben.
durch die posttektonischen,
während des Oberkarbons
intru-
1.2 Stand der Forschung
1.2.1
Geologlsch-petrologischer
Überblick
Die Gliederung des mitteleuropäischen
Variszikums in die von SE nach NW aufeinanderfolgenden
Einheiten
Moldanubikum, Saxothuringikum und Rhenoherzynikum geht auf KOSSMA T (1927) zurück. Die einzelnen Zonen
sind durch den Metamorphosegrad sowie dem Anteil postkinematischer Granitplutone gekennzeichnet. Während die
Metamorphose der devonischen und karbonischen Sedimente in der rhenoherzynischen Zone der "very low-gradeFazies" (WINKLER 1979) zuzuordnen ist, nimmt der Metamorphosegrad nach Süden hin bis in den Bereich der hohen Amphibolitfazies im Moldanubikum zu. Im Sinne der modernen Plattentektonik werden diese Zonengrenzen als
ehemals aktive Plattengrenzen, bzw. Suturen gedeutet (z.B.: WEBER 1986a, b).
Das nordostbayerische Grundgebirge, das sich von Süden nach Norden über das Gebiet des Bayerischen Waldes,
des Oberpfälzer Waldes, des Fichtelgebirges und des Frankenwaldes erstreckt, ist seit der Mitte des vorigen Jahrhunderts Gegenstand zahlreicher geologischer Untersuchungen
(u.a.: GÜMBEL 1879, KOSSMAT 1927, v.
GAERTNER 1951, v. GAERTNER & SCHMITZ 1968, WURM, A. 1925 a u. b, 1961).
4
Das Arbeitsgebiet umfaßt folgende lithologische Einheiten (Abb. I): im Süden hochmetamorphe, moldanubische
Cordierit-Sillimanit-Gneise
und Biotit-Sillimanit-Gneise,
die z.T. diaphtoritisch
überprägt sind (SCHREYER
1966), daran nach Norden anschließend das Saxothuringikum mit Glimmerschiefern des Waldsassener Schiefergebirges und schwach metamorphen Sedimenten des Fichtelgebirges.
Abb. I: Geologische Übersichtskarte des nordostbayerischen
weiß = Tertiär (aus: de WALL 1987)
Grundbegirges:
Kreuze
posttektonische
Granite,
Große Bereiche von Moldanubikum und Saxothuringikum sind durchsetzt von weiträumigen, posttektonischen
Granitintrusionen. Westlich dieser Granitmassive liegt die Zone von Erbendorf - Vohenstrauß (ZEV) mit einer lithologisch bunten Abfolge von z.T. hoch metamorphen granulitischen Gneisen, (Granat- )Amphiboliten, Augengneisen
und Graphitquarziten
(VOLL 1960), die im N durch die Erbendorfer Linie und im S durch die Luhe-Linie
begrenzt ist. An seinem Westrand werden die Einheiten des nordostbayerischen Grundgebirges an der NW-SE verlaufenden Fränkischen Linie gegen das permo-mesozoisches Deckgebirge versetzt.
Eine lithostratigraphische
Gliederung von Moldanubikum und Saxothuringikum findet sich bei v. GAERTNER
(1951), v. GAERTNER & SCHMITZ (1968) und STETTNER (1975, 1980). Diese Lithostratigraphie
beruht auf
Vergleichen mit der Abfolge der schwach metamorphen Sedimente des Tepla-Barrandiums
in Innerböhmen
(VEJNAR 1965, ZOUBEK 1979). Dabei bestehen in den Auffassungen dieser Autoren z.T. erhebliche Unterschiede. STETTNER (1979, 1981) sieht in den monotonen moldanubischen Gneisen Gesteine präkambrischen Ursprungs. Ebenfalls dem Präkambrium ordnet STETTNER (1980) die untersten Schichtglieder der Arzberger Serie
zu, die im Bereich des Fichtelgebirgssattels
aufgeschlossen ist. Diese Einstufung steht in Widerspruch zu v.
GAERTNER (1951) und v. GAERTNER & SCHMITZ (1968), die diese Gesteine ins Kambrium einordnen. Demgegenüber herrscht Übereinstimmung zwischen STETTNER (1980), v. GAERTNER (1951) und v. GAERTNER &
5
SCHMITZ (1968) über die stratigraphische Position des mittleren und oberen Teils der Arzberger Serie als Kambrium sowie der darüberliegenden Frauenbach-, Phycoden- und Gräfenthaler-Schichten
als Ordovizium.
Sowohl v. GAERTNER & SCHMITZ (1968), als auch STETTNER (1979) sehen eine strukturelle Diskordanz zwischen den beiden Einheiten Moldanubikum und Saxothuringikum, die sich in steilstehenden Faltenachsen der moldanubischen Gneise gegenüber einem flach lagernden "s" der saxothuringischen Glimmerschiefer abzeichnet. Die
Autoren sehen darin ein weiteres Argument für die oben angesprochene unterschiedliche Altersstellung der moldanubischen und saxothuringischen
Gesteine.
In Widerspruch dazu steht die Auffassung von STEIN et al. (1986) u. STEIN (1987), die anhand der Faltungsgefüge
eine kontinuierliche Entwicklung vom Moldanubikum ins Saxothuringikum während einer polyphasen Deformation
nachwiesen (Abb. 2).
Abb. 2: Beziehung zwischen Deformation und Kristallisation im saxothuringisch-moldanubischen,
Verlauf der Niederdruck-Hochtemperaturmetamorphose,
(STEIN & WAGENER-LOHSE,
Grenzbereich im
in: STEIN et al.
1986)
Aus petrologischer Sicht bestand die Vorstellung eines metamorphen Überganges vom Saxothuringikum ins
Moldanubikum seit der phasenpetrologischen Bearbeitung des Grenzbereiches bei Tirschenreuth-Mähring
durch
SCHREYER (1966). Danach vollzieht sich der Übergang kontinuierlich in einer von N nach S steigenden, prograden Niederdruck-jHochtemperaturmetamorphose,
nachgewiesen anhand der folgenden metamorphen Indexminerale
(SCHREYER 1966):
Einheit
Gestein
Paragenese
Saxothuringikum
Glimmerschiefer
Biotit
Moldanubikum
Biot-Sill-Gneis
Sillimanit
Cord-Sill-Gneis
Cordierit - Sillimanit - Kalifeldspat
Muscovit
Andalusit
Kalifeldspat
Da v. GAERTNER
(1951) diese Glimmerschiefer
als metamorphe Äquivalente der ordovizischen Frauenbachquarzite und Phycodenschichten ansieht, leitet SCHREYER (1966) ein variszisches Alter der gesteinsprägenden
Metamorphose ab. Diese Modellvorstellung eines metamorphen Übergangs wurde durch die Detailkartierung sowie
durch thermo- und barometrische Abschätzungen an den Gesteinen bestätigt (WAGENER-LOHSE & BLÜMEL
1984, 1986) (Abb. 3).
Weitere Bestätigung hierfür erbrachte der Vergleich der Beziehungen von Deformation und metamorpher Kristallisation im Verlaufe dieses Profils (STEIN & WAGENER-LOHSE, in: STEIN et al. 1986). Hierbei zeigt sich ein
6
DDR
CSSR
Bayreuth
o
A - Andalusit
B - Biotit
C-Cordierit
Ch-Chlori t
D-Disthen
G-Granat
K-Kalifeldspat
M- Muskovit
Opx- Orthopyroxen
S-Si Ilimani t
St-Staurolith
~
HP- Relikte
:!:Granulitrelikte
@ Bohrlokation
Abb. 3: Isogradenkarte des Zielgebietes der KTB-Bohrlokation
LOHSE, in: K TB 1986: 17)
50km
und seiner Umgebung (BLÜMEL, WAGENER-
7
von Süden nach Norden abnehmendes
phasen (Abb. 2).
relatives Alter des Metamorphosehöhepunktes
in Bezug auf die Faltungs-
Dieser Bereich, der Moldanubikum und Saxothuringikum umspannt, wird aufgrund der geologisch-petrologischen
Ergebnisse in der vorliegenden Arbeit nach BLÜMEL (1984, 1986) als Niederdruckmetamorohe
Einheit (NDE)
bezeichnet. Aus petrologischer Sicht erscheint die Metamorphosegeschichte der NDE polyphas. Anhand von reliktischen Granat- und Disthen-Einschlüssen
in Mineralen der Niederdruck-jHochtemperatur-Paragenese
leiten BLÜMEL (1982, 1983) und WAGENER-LOHSE & BLÜMEL (1986) ein älteres, druckbetontes Metamorphosestadium
ab.
Eine eingehende Bearbeitung der Zone von Erbendorf - Vohenstrauß (ZEV), insbesondere des südlichen Teils mit
einem hohen Anteil an Metabasiten und hochmetamorpher Granat-Disthen-Gneise
erfolgte durch VOLL (1960).
Aufgrund eines vom Moldanubikum abweichenden Deformationsplanes ordnet er die ZEV dem Saxothuringikum
zu und legt die Grenze zwischen Saxothuringikum und Moldanubikum mit der E-W verlaufenden Luhe-Linie
zusammen. STETTNER (1975) sieht diese Gesteine als assyntisch (cadomisch) geprägtes Oberproterozoikum.
Nach VOLL (1960) und BLÜMEL (1982) fand die gesteins prägende Metamorphose in der ZEV unter druckbetonten Bedingungen statt. Auch in der ZEV ist eine Abfolge unterschiedlicher Metamorphosezonen in Nord - SüdRichtung (s. Abb. 3) zu beobachten (FRANK 1986, BLÜMEL 1986). Aufgrund einer ähnlich bunten Gesteinsabfolge sowie einer ebenfalls druckbetonten Metamorphose sieht BLÜMEL (1986) Analogien zwischen der allochthon
in saxothuringischen Sedimenten gelegenen kristallinen Deckeneinheit der Münchberger Gneismasse und der ZEV,
die er unter dem Begriff der Mitteldruckmetamorphen
Einheit (MDE) zusammenfaßt.
BEHR et al. (1980, 1982) und FRANKE (1984) leiten die Herkunft der Münchberger Gneismasse aus dem Bereich
der Erbendorfer Linie (im Sinne einer großräumigen Sutur) ab. Diese Interpretation
wird allerdings durch die
Ergebnisse geophysikalischer und geologisch-petrologischer
Arbeiten im Rahmen der KTB- Voruntersuchungen
(K TB 1985, 1986) in Frage gestellt, wonach die ZEV selbst als allochthone Deckeneinheit anzusehen ist und die
Erbendorfer Linie somit lediglich eine Deckengrenze darstellt. BLÜMEL (1983, 1986) sieht in der ZEV und im
mitteldruckmetamorphen
Kristallingebiet
von Tepla-Domazlice,
CSSR, die Hüllgesteine der moldanubischen
niederdruckmetamorphen
Serien.
Eine relative Alterseinstufung der Niederdruckmetamorphose
in Moldanubikum und Saxothuringikum ist
kontinuierlichen metamorphen Übergang zwischen beiden Einheiten gegeben, wo paläozoische Sedimente
des Fichtelgebirges und des Frankenwaldes von ihr erfaßt werden. Daraus ergibt sich ein variszisches
Orogenese. Ein neueres Entwicklungsmodell
aus strukturgeologischer
Sicht, das diesen Grenzbereich
Suturzone interpretiert, wurde von WEBER (l986b) vorgeschlagen.
1.2.2 Geochronologlscher
durch den
im Raum
Alter der
als breite
Überblick
a) Moldanubikum und Saxothuringikum
Die ersten geochronologischen Untersuchungen an Gesteinen des nordostbayerischen
Grundgebirges gehen auf
an Biotiten moldanubischer
DAVIS & SCHREYER (1962) und FISCHER et al. (1968) zurück. Rb-Sr-Analysen
Metasedimente der beiden erstgenannten Autoren ergaben Alterswerte von 320 - 330 Ma, die sie als Hinweis auf
eine variszische Regionalmetamorphose des Gebietes ansahen. FISCHER et al. (1968) bestimmten K-Ar-Alter an
Hornblenden mehrerer moldanubischer Amphibolite. Sie erhielten für' den Gabbroamphibolit
des Neukirchener
Massivs im Bayerischen Wald ein bemerkenswert hohes Alter von 385 1: 12 Ma, das sich deutlich von den übrigen
variszischen Hornblendealtern abhebt.
GRAUERT et al. (1973) führten U-Pb-Datierungen
an detritischen Zirkonen aus kambro-ordovizischen
Quarziten
des Saxothuringikums und dem moldanubischen Osserquarzit durch. Die Datenpunkte länglich-hypidiomorpher
8
Zirkone liegen schwach diskordant bei -600 Ma, die der stärker gerundeten Korntypen streuen über einen weiten
Bereich im Concordiadiagramm. Insgesamt definieren sie eine Discordia mit den Schnittpunktsaltern 2260 Ma und
560 Ma. Beide Alter werden als detritisch ererbt angesehen und deuten somit auf das Alter gesteinsbildender Prozesse im ehemaligen Liefergebiet der Sedimente hin.
Rb-Sr-Gesamtgesteinsisochronen
an moldanubischen Anatexiten und Diatexiten ergaben Alterswerte zwischen
430 Ma und 490 Ma (GRAUERT et al. 1973, 1974; GEBAUER 1975, KÖHLER & MÜLLER-SOHNIUS
1980,
1985). Sie werden als Alter einer sogenannten kaledonischen Anatexis aufgefaßt.
Anhand konkordanter Zirkon- und Monazitalter sowie Rb-Sr-Kleinbereichsmessungen
wurde in moldanubischen
Paragneisen eine starke variszische Überprägung vor ca. 320 Ma nachgewiesen (GRAUERT et al. 1974, TEMBUSCH & GRAUERT 1983, SCHULZ-SCHMALSCHLÄGER
et al. 1984).
b) Münchberger Gneismasse
Altersbestimmungen
nach der Rb-Sr-Methode
ergaben für die Augengneise der Liegendserie ein Alter von
499 ;t20 Ma, das als Bildungsalter des granitischen Eduktes angesehen wird (SÖLLNER et al. 198Ia). In den Sedimenten der Liegendserie kommt es während eines kaledonischen Metamorphoseereignisses
vor 490 ;t22 Ma zu
einer Sr- Isotopenhomogenisierung (SÖLLNER et al. 1981a).
GEBAUER & GRÜNENFELDER (1979b) führten U-Pb-Analysen an Zirkonen des Eklogits vom Weißenstein und
eines benachbarten Metagabbros durch. Die Datenpunkte liegen auf einer Discordia mit Schnittpunktsaltern
bei
525 +40/-31 Ma und 380 +14/-22 Ma, die sie als Bildungsalter des basaltischen Eduktes und als Alter der Hochdruckmetamorphose
interpretieren. Sm-Nd- und Rb-Sr-Untersuchungen
an Mineralen der Hochdruckparagenese
des Weißensteiner Eklogits ergaben übereinstimmende Isochronenalter von 395 ;t4 Ma, bzw. 394 ;t14 Ma (STOSCH
& LUGMAIR 1986). K-Ar- und Rb-Sr-Mineralalter
weisen ebenfalls auf diesen Zeitraum für das Metamorphoseereignis in der Münchberger Gneismasse hin. K-Ar und Rb-Sr-Altersbestimmungen
an Biotiten, Muscoviten und
Phengiten ergaben überwiegend Alterswerte von 370 - 390 Ma (SÖLLNER et al. 1981b, GEBAUER & GRÜNENFELDER 1979b, SCHÜSSLER et al. 1986). Nur wenige Daten aus der Hangendserie um 320 Ma deuten auf
eine jüngere Einstellung der Biotite hin (SÖLLNER et al. 1981b). In neuerer Zeit wurde von Müller-Sohnius et al.
(1987) auf der Basis von K-Ar-Mineraldatierungen
ein Modell zur Abkühlung der Münchberger Gneismasse vorgestellt, das für den Zeitraum von 400 - 380 Ma eine getrennte Entwicklung von Hangend- und Liegend-Serie,
von 380 - 350 Ma aber eine gemeinsame Abkühlungsgeschichte beider Einheiten beinhaltet.
c) posttektonische
Granite
Die undeformierten,
postkinematischen Granitmassive wurden von verschiedenen Bearbeitern nach der Rb-SrMethode (Gesamtgestein u. Minerale) und nach der K-Ar-Methode
(Glimmer) datiert (Tab. 1). Die Abfolge der
einzelnen Granitintrusionen,
die sich aus den Rb-Sr-Gesamtgesteinsdatierungen
ergibt, erstreckt sich über den
Zeitraum von ca. 320 Ma (Weißenstadt - Marktleuthener Granit, Leuchtenberger Granit) bis 290 Ma (Zinngranit,
Flossenbürger Granit).
Altersbestimmungen an Glimmern der Granite ergaben meist 5 - 10 Ma jüngere Werte. Eine Ausnahme bildet hier
der Leuchtenberger Granit mit K-Ar-Altern an Muscovit von 320-325 ;t 5 Ma und an Biotit von 325-331 ;t 5 Ma
(CARL et al. 1985). Besonders gut untersucht ist derzeit der Falkenberger Granit (WENDT et al. 1986).
Geochemische und isotopengeochemische Zusammenhänge (Sr-Isotopie und Altersstellung) der Oberpfälzer Granite
deuten auf eine gemeinsame Herkunft aus einem Stamm-Magma mit einer Ausgangszusamensetzung, die etwa der
des Leuchtenberger Granits entspricht (KÖHLER et al. 1974, WENDT et al. 1986).
9
Altersbestimmungen
Tab. 1:
an posttektonischen
Methode
Gestein
Graniten der Oberpfalz und des Fichtelgebirges
878r/868r.
Alter
I
Referenz
[Mal
Oberofalz
Leuchtenberger
Granit
Rb-Sr - WR
324:t 17
Rb-Sr - Min.
306 :t 141)
1)
0.7074 :t 16
Köhler et al. (1974)
0.755:t 15
(WR + Plag + Kf)
Flossenbürger Granit
Musc + Srj
292
Rb-Sr -
293 :t 11
1)
1)
0.7177 :t 23
WR + Min
Rb-Sr - WR
311 :t 4
Rb-Sr - Musc
307 :t 1
K-Ar - Musc
310 :t 1
Rb-Sr - Biot
300 :t 1
K-Ar - Biot
300 :t 1
Rb-Sr - WR
318.7 :t 2.8
Randgranit (G2)
Rb-Sr - WR
301 :t 7
1)
Kerngranit
(G3)
Rb-Sr - WR
298 :t 4
1)
Zinngranit (G4)
Rb-Sr - WR
285 :t 6
1)
Falkenberger
Grranit
0.7097 :t 8
Wendt et al. (1986)
0.70855 :t 19
Lenz (1986)
Fichtelgebirge
WeißenstadtMarktleuthener
1)
Granit (GI)
umgerechnet mit>. (87Rb)
=
WR
=
Gesamtgesteinsisochrone
Min.
=
Mineralalter
1.42 x 1O-11a-1
Besang et al. (1976)
10
1.3.1 Probenmaterial
Für die Untersuchungen der vorliegenden Arbeit wurden Para- und Orthogesteine sowohl aus dem Bereich des
niederdruckmetamorphen
Überganges vom Moldanubikum ins Saxothuringikum, als auch aus dem Gebiet der Zone
von Erbendorf - Vohenstrauß beprobt. Die Probenpunkte sind in der Karte (Abb. 4) dargestellt. Das Probenverzeichnis mit den genauen Ortsangaben findet sich im Anhang (Tab. AI).
TB 120 / R 190/A-E
TB 126 / TB 127
TB 121 / R 190/F-G
TB 129 TB 141
10 km
Abb. 4: Lage der Proben punkte
11 Methodik
Im folgenden soll mit einer zusammenfassenden Darstellung auf der Grundlage isotopengeologischer Lehrbücher
eine Einführung in die Altersbestimmung mithilfe der U- Th-Pb Methode und der Rb-Sr-Methode
gegeben werden. Da dies an dieser Stelle nur in knapper Form geschehen kann, wird hier auf die Lehrbücher und -texte von
FAURE & POWELL (1972), JÄGER (1979), GEBAUER & GRÜNENFELDER
(1979a), GRAUERT (1982) und
FA URE (1986) verwiesen.
11
II.1
Die V-Th-Pb
Methode
11.1.1 Grundlagen
Die Methode basiert auf dem radioaktiven
reihen die folgenden Beziehungen:
Zerfall von V und Th zu Pb. Dabei bestehen innerhalb der Zerfalls-
238U
1.Q
>
206Pb
23SU
Ls!
>
207Pb
232Th
~
>
208Pb
6ß
4ß
4ß
T1/2
4468 Ma
T1/2
704 Ma
T1/2
14010 Ma
Zur Altersbestimmung nach der U- Th-Pb-Methode
sind die Minerale Zirkon, Monazit und Titanit (Tab. 2) am
besten geeignet. Daneben läßt sich die Methode auch auf andere U- Th-haltige Minerale wie Apatit, Xenotim,
Allanit, Uraninit und Thorit anwenden.
Tab. 2: gebräuchliche Minerale zur Altersbestimmung
1979a)
GEBAUER & GRÜNENFELDER
nach der U- Th-Pb-Methode
Mineral:
Zirkon
Monazit
Titanit
Chem. Formel:
ZrSi04
(Ce,La,Th)P04
Vorkommen:
Gabbros -
Granite u.
CaTiSiOs
Gabbros -
Granite
amphibolitfaz.
Granite
10-4000
Metasedimente
2000-104
20-200
3-1000
104_106
70-600
U-Konzentrationen
(ppm)
Th-Konzentrationen
:
:
(nach:
(ppm)
Die Probengröße für die Altersbestimmung nach der U-Pb-Methode wird stark von dem zu erwartenden Anteil an
Zirkon oder Monazit, deren möglichem U-Gehalt und dem altersabhängigen Gehalt an radiogenem Blei bestimmt.
Da für eine routinemäßige, massenspektrometrische Bleianalyse etwa 100 ng (= 10-7 g) Pb benötigt werden, lassen
sich unter Berücksichtigung eines möglichst geringen Gesamtblindwertes «I ng Pb) ältere Zirkone in sehr viel
geringeren Mengen untersuchen als jüngere. Für granitische Gesteine oder psammogene Metasedimente paläozoischen Alters hat sich daher als grober Richtwert eine Probengröße von 50 kg bewährt. Wenn basische Gesteine
datiert werden sollen, kann die Probengröße schnell auf das Doppelte ansteigen, da hier das Zirkonium auch in
Amphibolen und Pyroxenen gebunden sein kann. Die Probenaufbereitung und die Anreicherungsverfahren
für Zirkon und Monazit sind in Kap. 11.3.1.1 beschrieben.
Aufgrund der hohen Blindwerte für Pb von 200 - 300 ng waren für U-Pb-Isotopenanalysen
an Zirkonen bei der
ursprünglich angewandten Borax-Aufschluß-Methode
Einwaagen von 100 mg nötig (TILTON & NICOLAYSEN
1957). Die Einwaage für eine Routineanalyse an Zirkonen konnte durch ein von KROGH (1973) eingeführtes
Aufschlußverfahren
auf ca. 10 mg reduziert werden. Nach dem HF-Aufschluß in Teflonbechern und dem Hinzugeben eines U-Pb-Mischspikes
zur Konzentrationsbestimmung
werden U und Pb auf Anionentauschersäulen
12
getrennt und anschließend
ng betragen.
11.1.2
massenspektrometrisch
analysiert. Der Gesamtblindwert
für Blei sollte weniger als ein
Das Concordiadlagramm
Zur Darstellung der Ergebnisse führte WETHERILL (l956a) das Concordiadiagramm ein, in dem die Verhältnisse
206Pb/238U gegen 207Pb/236U aufgetragen sind. Darin eingetragen ist die Concordia (Abb. 5), auf der die entsprechenden 206Pb/238U_ und die 207Pb/236U_Verhältnisse gleiche Alter anzeigen. Die Concordia-Kurve läßt sich durch
Verknüpfung der Altersgleichungen der beiden Zerfallssysteme 238U - 206Pb und 236U - 207Pb berechnen:
0.6
207Pb/206pb _ Alter
207 Pb/235U _ AI!er
206pb/238u _ AI~er •••••
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-1\\ 'b ot
:
2.5-'':':.
?"
(\c.
./
(,0
0.4
3.0 Ga
.:
./
./
./
./
./
./
./
./
./
./
0.2
./
./
unteres Schnittpunktsalter
./
./
./
./
./
./
5
10
15
Abb. 5: Prinzip eines Concordiadiagrammes
mit diskordanten Datenpunkten: für den obersten Punkt sind die
scheinbaren 238U/206Pb_, 236U/207Pb_ und 207Pb/206Pb_Alter angegeben. (n. GEBAUER & GRÜNENFELDER 1979a)
Im Falle eines geschlossenen Systems sind seit der Mineralbildung weder die Mutterisotope U oder Th, noch Pb
oder kurzlebige Nuklide als Tochterprodukt zu- oder weggeführt worden. Die sich daraus ergebenden U- Th-PbAlter stimmen überein, so daß der Analysenpunkt ein konkordantes Alter besitzt. Dies trifft für die meisten
Monazit- und Titanitanalysen zu.
Im Gegensatz dazu liegen Zirkonalter häufig diskordant, d.h. ihr Isotopensystem blieb seit der Kristallisation nicht
geschlossen. Bedingt durch einen späteren Bleiverlust kommen die Datenpunkte jetzt unterhalb der Concordia zu
liegen. Die Lage der Datenpunkte im Concordiadiagramm ist durch die Angabe der 206Pb/238U_, 207pb/236U und
207Pb/206Pb_Verhältnisse, bzw. -Alter bestimmt (Abb. 5). Das 207Pb/2o6Pb_Alter eines Punktes ist gegeben durch
13
den Schnittpunkt einer extrapolierten
und den Datenpunkt verläuft.
Linie mit der Concordia,
wobei die Linie durch den Koordinatenursprung
11.1.3 Zirkon
11.1.3.1 Vorkommen und chemische Zusammensetzung
Zirkon tritt als akzessorisches Mineral magmatischer Gesteine besonders in sauren Plutoniten auf. In Sedimenten ist
Zirkon neben Rutil und Turmalin als resistentes Schwermineral weit verbreitet (FÜCHTBAUER & MÜLLER
1977: 27, BOENIGK 1983: 137). Er dient dabei zur Charakterisierung unterschiedlicher Sedimentschüttungen (z.B.
LOSKE 1985). Untersuchungen an natürlichen Verwitterungsprofilen
ergaben eine bedingte Löslichkeit von Zirkon
unter stark alkalischen Bedingungen (CARROLL 1953). Aus experimentellen Untersuchungen von NICKEL (1973)
ist zudem eine stöchiometrische Löslichkeit von Zirkon bei extrem niedrigen ph-Werten bekannt. Als sehr widerstandsfähig erwies sich Zirkon bei Experimenten zum Einfluß des Transports auf Form und Rundung verschiedener Schwerminerale (DIETZ 1973).
Die morphologischen Eigenschaften von Zirkonen werden seit den grundlegenden Arbeiten von POLDERVAART
(1950) und HOPPE (1963) benutzt, um petrogenetische Aussagen über die Gesteine zu treffen. POLDERVAART
(1950) führte dafür die statistische Analyse von Längen-/.I!reitenverhältnissen
von Zirkonen als Unterscheidungskriterium ein: in Sedimenten und Metasedimenten niedriger Metamorphosegrade liegt das L/B-Maximum unter 2,0;
magmatische Gesteine besitzen dagegen Zirkone, deren L/B- Verhältnis einen Wert> 2,0 einnehmen. Daneben zeigt
sich in Magmatiten auch eine Abhängigkeit der Ausbildung von Kristallflächen von der Temperatur (PUPIN 1980,
1985). Generell bewirken höhere Temperaturen in der Schmelze ein bevorzugtes Längenwachstum der Kristalle.
Magmatische Zirkone besitzen meist einen ausgeprägten Zonarbau. Z.T. umwachsen sie ältere detritisch abgerundete Kerne. WATSON & HARRISON (1983) konnten aufgrund von Hydrothermalversuchen
im Temperaturbereich
zwischen 7500 C und 10200 C zeigen, daß die Sättigung krustaler, anatektischer Schmelzen an Zirkon LW. von der
Temperatur und dem Verhältnis der Kationen (Na + K + Ca/ Al . Si) in der Schmelze kontrolliert wird. Wird die
Löslichkeit von Zirkon in der Schmelze überschritten, so kann kein weiterer Zirkon des Ausgangsgesteins mehr
aufgelöst werden, was durch die häufige Beobachtung älterer Zirkonkerne in jungen, magmatischen Zirkonen
dokumentiert ist (HOPPE 1963, POLDERVAART & ECKELMANN
1955, KÖHLER 1970, SCHULZ 1982,
WILLIAMS et al. 1983).
Anhand von quantitativen Mikrosondenanalysen konnte MEDENBACH (1976) an Zirkonen aus unterschiedlichen
Gesteinstypen nachweisen, daß während der Kristallisation eine Substitution von ZrH und SiH durch die
kristallchemisch ähnliche Ionen Hr4+, ThH, UH, y3+, REE3+, (Ca2+) und p5+ zonar oder fleckenhaft erfolgen
kann. Beim Ersetzen von Zr4+ und Si4+ durch y3+ und p5+ kann es zur Einlagerung von "Xenotim-Domänen"
kommen. Die Zr02/Hf02und Th02/U02- Verhältnisse variieren dabei stark zwischen den einzelnen Kristallen
und sogar über die verschiedenen Zonen eines einzigen Zirkonkornes. In U- und Th-reichen Bereichen eines Kristalls bewirkt die Strahlenschädigung durch den a-Zerfall eine Isotropisierung des Kristallgitters.
11.1.3.2 Altersbestimmungen
an Zirkon
U-Pb-Datierungen
an Zirkonen ergaben häufig diskordante Altersdaten, d.h. daß ihr Isotopensystem seit der Kristallisation nicht geschlossen blieb, sondern später mindestens einmal geöffnet wurde. Die Datenpunkte zeigen
meist eine lineare Anordnung im Concordiadiagramm. Dabei wurde erstmalig von SILVER & DEUTSCH (1963)
eine Korrelation zwischen Korngröße, U-Gehalt, scheinbarem U/Pb-Alter und magnetischer Suszeptibilität nach-
14
gewiesen (Abb. 6). Mit abnehmender Korngröße werden die scheinbaren
aber U-Konzentrationen
und magnetische Suszeptibilität an.
U/Pb-Alter
jünger; gleichzeitig steigen
3.0 Ga
0.6
U-Gehalt:
gröbste,
Zirkone
mittlere
netische
0.4
mittlere
netische
feinste,
Korn größe.
Zirkone
Korngröße,
Zirkone
magnetische
unmagnetische
mag-
Zirkone
unmag-
400 ppm
600 ppm
700 pmm
900 ppm
0.2
unteres
Schnittpunktsalter
5
10
15
Abb. 6: Concordiadiagramm
mit diskordanten Datenpunkten von Zirkonen: zu erkennen ist die Beziehung zwischen Korngröße, U-Gehalt, magnetischer Suszeptibilität der Zirkone und Diskordanz der Datenpunkte (n.
GEBAUER & GRÜNENFELDER
1979a)
Im Falle linear angeordneter, diskordanter Altersdaten ergibt sich die Altersinformation der Zirkone aus den beiden Schnittpunktsaltern
der Discordia mit der Concordia. Mit der fortschreitenden Anwendung der U/Pb-Methode
an Zirkonen wurden verschiedene Modelle zur Interpretation der Schnittpunktsalter entwickelt.
a) Beim episodischen Modell (WETHERILL 1956a, b) wird das obere Schnittpunktsalter
der Discordia ais
Zeitpunkt der Kristallisation interpretiert (Abb. 6). Das untere Schnittpunktsalter
wird einem episodischen
Bleiverlust durch chemisches Auslaugen oder durch Umwandlung der Kristalle zugeschrieben.
b) Beim Diffusionsmodell (NICOLAYSEN 1957, TILTON 1960, WASSERBURG 1963) liegen die Datenpunkte
auf einer Kurve, deren oberer Teil linear ist (Abb. 7). Erst beim Verlust von mehr als 70 % des radiogenen
Bleis durch kontinuierliche oder zeitlich begrenzte Diffusion liegen die Datenpunkte auf dem gekrümmten
Bereich der Kurve. Das aus dem linearen Bereich heraus extrapolierte untere Schnittpunktalter
wird somit
bedeutungslos (Abb. 7). Dieses Modell wurde von den O.g. Autoren zur Erklärung unterer Schnittpunktsalter
von Zirkonen aus archaischen Gesteinen herangezogen, die mit keinem jüngeren geologischen Ereignis erklärt
werden konnten.
c) Die Einführung eines multi-episodischen
Modells geht auf WETHERILL (1963) und ALLEGRE et al.
(1974) zurück (Abb. 8). Dieses Modell berücksichtigt die Möglichkeit eines mehrmaligen Bleiverlustes bedingt
durch zwei aufeinanderfolgende
Metamorphosen oder durch die Kombinierung von a und b. Dadurch können
in polymetamorphen Gesteinen "untere Schnittpunktsalter" zu Stande kommen, die mit keinem geologischen
Ereignis korreliert werden können.
15
0.6
3.0 Ga
0.4
diskordante
Datenpunkte
0.2
geologisch
bedeutungsloses
Schnittpunktsalter
Diffusionskurve
10
5
Abb. 7: Concordiadiagramm
zum Diffusionsmodell
0.6
15
(n. GEBAUER & GRÜNENFELDER
geologisch
bedeutungsloses
1979a)
Schnittpunktsalter
0.4
Datenpunkte
Metamorphose
0.2
Datenpunkte
geologisch
5
bedeutungsloses
nach Metamorphose
nach Metamorphose
I
I
11
Schnittpunktsalter
10
15
Abb. 8: Concordiadiagramm
zum Modell des multi-episodischen
Bleiverlustes: die offenen Symbole zeigen die
Lage der Datenpunkte nach der ersten Metamorphose, die geschlossenen nach der zweiten Metamorphose
(n. GEBAUER & GRÜNENFELDER
1979a)
16
In weiteren Modellen, denen ein ähnliches Verteilungs muster der Zirkondaten im Concordiadiagramm
ersten Modell zu Grunde liegt, werden die unteren Schnittpunktsalter wie folgt interpretiert:
d) durch Umwandlungsprozesse
In metamlkten Zirkonen (KROGH & DAVIS 1975)
e) durch Rekristallisation metamlkter
GRÜNENFELDER
1976)
f) ais episodischer
1972).
wie beim
Zirkone bei Temperaturen
Bleiverlust durch Druckentlastung
zwischen 3000 C und 3500 C (GEBAUER &
bei Heraushebung
des Gesteins (GOLDICH & MUDREY
Die hier aufgeführten Modelle bilden die Grundlage zur Interpretation von U-Pb-Altersdaten
an Zirkonen aus
magmatischen und metamorphen Gesteinen. Datierungen an detritischen Zirkonen aus diagenetischen und schwach
metamorphen
Sedimenten lassen Rückschlüsse auf die geochronologische
Entwicklung
im Liefergebiet zu
(GRAUERT et a1. 1973, GEBAUER & GRÜNENFELDER 1977, GAUDETTE et a1. 1981).
U-Pb-Datenpunkte
von Zirkonen aus granitischen Gesteinen nehmen LA. eine Lage nahe der Concordia ein. Im
Ideallfall datieren konkordante Zirkone das magmatische Ereignis, d.h. die Kristallisation. Bei den diskordanten
Altersmustern sind zwei Fälle zu unterscheiden:
a) Das untere Schnittpunktsalter gibt den Intrusionszeitpunkt
an, während der obere Schnittpunkt die Anwesenheit einer alten Pb-Komponente des Ausgangsgesteins, häufig präkambrischen Alters, widerspiegelt, die
sich in Form von älteren Zirkonkernen oder gerundetem Altbestand abzeichnet (GULSON & KROGH i973,
WILLIAMS et a1. 1983).
b) Ausgehend von einer ursprünglich konkordanten oder Quasikonkordanten Lage unterlagen die Zirkone
einem späteren Bleiveriust bei Hebung/Erosion des Gebietes. In diesem Fall ist das obere Schnittpunktsalter
der Discordia nur als maximaies Alter der Intrusion anzusehen, falls die Zirkone ältere Kerne (= alte Bleikomponente) aufweisen (WILLIAMS et a1. 1983).
Daneben wurde die "Zirkon-Suitenmethode"
auch auf basjsche Gestejne erfolgreich angewandt. Die Analysen der
meist U-armen Zirkone aus verschiedenen mitteleuropäischen Eklogitvorkommen resultierten in concordianahen
Punktlagen der U-Pb-Daten (GE BAUER & GRÜNENFELDER
1979b, GEBAUER et a1. 1981, PIN & LANCELOT 1982; DUCROT et a1. 1983). Dabei wurden die oberen Schnittpunkte von Eklogiten aus den mitteleuropäischen Varisziden als Bildungsalter der magmatischen Edukte und die unteren Schnittpunkte als Alter der hochdruckmetamorphen Überprägung der Gesteine interpretiert (GEBAUER & GRÜNENFELDER
1979b, GEBAUER
et a1. 1981).
Da Zirkon proben häufig aus einer Vielzahl unterschiedlicher Zirkon typen zusammengesetzt sind, wurden in neuerer Zeit Methoden zur Verbesserung der Auflösung der verschiedenen Zirkonkomponenten entwickelt. Dazu wurden
unterschiedliche Wege beschritten:
KROGH (1982a, b) benutzte ein spezielles magnetisches Anreicherungsverfahren
sowie die Abrasionstechnik, um
möglichst konkordante, alte Zirkonkerne zu separieren. Bei der Abrasionstechnik werden die Zirkone in einem
Mahlgefäß einem starken Luftstrom ausgesetzt und durch das Aneinanderreiben der Kristalle die einzelnen Anwachssäume "abgeschält". Während hierbei eine möglichst homogene (konkordante) Zirkonkomponente in Form von
Kernen einer Vielzahl von Kristallen analysiert wird, besteht bei den folgenden Methoden die Bestrebung, die
Analysenmenge bis hin zu Einzelkorndatierungen
zu reduzieren.
Die Analyse von Einzelzirkonen nach der Isotopenverdünnungsmethode
(s.a. Kap. 1I.3.4) durch eine extreme Reduzierung des Blindwertes für Pb geht auf LANCELOT et a1. (1973) zurück. Diese Methode erlaubte die verfeinerte
17
Auflösung unterschiedlicher präkambrischer Schüttungskomponenten
anhand von detritischen Zirkonen des oberkambrischen Potsdam-Sandsteines, USA (GAUDETTE et al. 1981). Das Intrusionsalter des Palung-Granits, Himalaya, ließ sich durch Analysen an Einzelzirkonen, sowie an Einzelmonaziten bestimmen (SCHÄRER & ALLEGRE
1983). Beide Methoden führten übereinstimmend zu konkordanten Altersdaten.
COMPSTON & WILLIAMS (l984) benützen für ihre Einzelzirkondatierungen
statt eines geläufigen Therm-IonenMassenspektrometers eine spezielle Ionenmikrosonde, genannt "SHRIMP". Hierbei wird ein primärer 1602--Strahl
auf der Kornoberfläche fokussiert und die Emission der verschiedenen Bleiisotope, sowie von U-, Th- und ZrOxid angeregt. Das 206Pb/288U_Verhältnis wird gegen einen konkordanten, 555 Ma alten Zirkon als Standard
gemessen. Da der analysierte Bereich der Zirkone sehr gering ist (-30 J.lm), bietet diese Methode die Möglichkeit,
die Altersunterschiede zwischen Kern und Anwachssaum eines Zirkons zu erfassen (COMPSTON et al. 1985/86).
KOSZTOLANYI (l965) entwickelte ein Verfahren zur direkten massenspektrometrischen
Bestimmung von
206
207Pb/ Pb_Altern an Einzelzirkonen, das in neuerer Zeit in Arbeiten von SUNIN & MALYSHEV (1983) und
KOBER (1986) Anwendung fand. Diese Methode macht sich die extrem unterschiedliche Mobilität von Blei aus
den verschiedenen Zirkondomänen zu Nutze, das in einer Zweibandionenquelle stufenweise im Temperaturbereich
1650 - 1750 K evaporiert wird (KOBER 1986). Anhand der 207Pb/206Pb-Altersspektren der Zirkone lassen sich
auch hier Kern und Anwachssaum differenzieren.
11.1.4 Monazit
11.1.4.1 Vorkommen und chemische Zusammensetzung
Eine große Datenfülle über Vorkommen und Zusammensetzung von Monaziten findet sich bei OVERSTREET
(1967). Chemisch zeigen Monazite, die sich durch die vereinfachte Formel: (Ce,La,Th)P04 beschreiben lassen, eine
starke Variabilität. Ce8+ und La8+ können z.T. in gekoppelten Susbstitutionen durch andere Seltene Erden (Nds+,
Sm8+, yS+, Prs+), sowie durch Ca2+, Th4+, UH, Als+, Fes+ ersetzt werden (DEER et al. 1963: 340, NRIAGU &
MOORE 1984: 76).
Häufig ist Monazit als akzessorischer Gemengteil in sauren Plutoniten vorhanden. Nach OVERSTREET (l967) ist
das Auftreten von Monazit in Metamorphiten an Gesteine der höheren Amphibolitfazies gebunden; Monazit fehlt
dagegen in Gesteinen, die unter den Bedingungen der Grünschieferfazies
und der niedrigen Amphibolitfazies
gebildet wurden. OVERSTREET (1967) schließt daraus auf eine Instabilität von Monazit unter niedrigen Metamorphosebedingungen. Im sedimentären Bereich erweist sich Monazit als resistent gegenüber chemischer Verwitterung
(TRÖGER 1969: 253).
11.1.4.2 AItersbestlmmungen
an Monazit
U-Th-Pb-Analysen
an Monaziten haben oft konkordante Alterswerte ergeben (z.B.: GRAUERT et al. 1974, KÖP1975, KÖPPEL et al. 1980). Nur wenige Beispiele sind bekannt, in denen diskordante
PEL & GRÜNENFELDER
Monazitdaten erhalten wurden (BURGER et al. 1967, HANSEN et al. 1978, GEBAUER et al. 1981, BLACK et al.
1984).
Im Falle von Magmatiten werden konkordante Monazitalter als Intrusionsalter interpretiert (z.B. GULSON &
KROGH 1973). Diese Auffassung wurde durch die ausführliche Untersuchungen am Berridale Pluton, Australien,
von WILLIAMS et al. (1983) bestätigt, die die isotopengeologischen Zusammenhänge dieser Abfolge verschiedener
Granitintrusionen aufzeigten. Dabei zeigte sich, daß sowohl das U-Pb-System in Zirkonen, als auch das Rb-SrGesamtgesteinssystem häufig durch einen ererbten Anteil des radiogenen Tochterisotops gestört ist, und somit
18
beide Methoden zu hohe Alterswerte ergeben. Die Autoren gelangen dagegen zu der Überzeugung,
Fällen konkordante Monazitalter den Zeitpunkt der Intrusion datieren.
däß in solchen
Die Resistenz magmatischer Monazite gegenüber einem Bleiverlust bei einer späteren Überprägung wurde von
SCHÄRER & ALLEGRE (1983) am Beispiel des Palung Granits, Himalaya, dargelegt. Dessen ordovizisches
Intrusionsalter
ist sowohl durch konkordante Zirkone, als auch konkordante Monazite belegt. Während der
ausgeprägten alpidischen Deckentektonik, die unter grünschieferfaziellen' Bedingungen stattfand, blieben die U-PbIsotopensysteme in Zirkon und Monazit offensichtlich unbeeinflußt.
Gegensätzliche Auffassungen
phen Gesteinen:
bestehen über die Bedeutung konkordanter
Alterswerte
von Monaziten aus metamor-
a) Konkordante Monazitalter stellen reine Abkühlalter, ähnlich den Altersdaten von Biotit und Muscovit, mit
einer Schließungstemperatur
von ca. 5300 C dar (PURDY & JÄGER 1976, HUNZIKER & ZINGG 1980).
b) Konkordante Monazitalter datieren den Zeitpunkt der Kristallisation während einer hochgradigen Regionalmetamorphose (GRAUERT et al. 1974, HÄNNY et al. 1975, KÖPPEL & GRÜNENFELDER
1975, KÖPPEL et al. 1980, AFTALION & van BREEMEN 1980).
Nach KÖPPEL & GRÜNENEFELDER
(1978/79) bleiben metamorph gebildete Monazite, deren
einer ersten Metamorphose eingestellt wurde, bei Wiederaufheizung geschlossene Systeme bis zu
von mindestens 6000 C. Die wenigen bislang bekannten Beispiele, in denen Monazite diskordante
ben, lassen vermuten, daß das U-Pb-Isotopensystem
in Monaziten bei einer nachfolgenden
schwer zurücksetzbar ist (HANSEN et al. 1978, GEBAUER et al. 1981, BLACK et al. 1984).
U-Pb-System bei
einer Temperatur
Altersdaten ergaÜberprägung nur
Diese Beobachtungen stehen in Einklang zu den Ergebnissen von SHESTAKOV (1972). Er bestimmte experimentell
für Pb in radioaktiven Mineralen, u.a. auch
im Temperaturbereich
von 4500 C bis 6000 C Diffusionskoeffizienten
in Monazit. Die Untersuchungen ergaben einen Diffusionskoeffizienten
für Pb von _10-10 cm2/s bei 6000 C. Der
für Raumtemperatur extrapolierte Diffusionskoeffizient
von Pb ist um den Faktor 108 bis 1010 zu gering, um einen
Bleiverlust in Mineralen durch kontinuierliche Diffusion bei niedrigen Temperaturen zu erklären.
Die Ursache für diskordante Datenpunkte von Monaziten aus dem Makalu Granit, Himalaya, die oberhalb der
Concordia zu liegen kommen, sieht SCHÄRER (1984) in einem initialen 2S~h-Ungleichgewicht
zwischen kristallisierendem Monazit und Magma.
BURGER et al. (1967) erklären die starke Diskordanz präkambrischer Monazite aus verschiedenen südafrikanischen Vorkommen mit einem Bleiverlust durch Verwitterungslösungen. Diese Auffassung steht im Widerspruch zu
GEBAUER et al. (1981), die Monaziten eine ausgesprochene Resistenz gegenüber Verwitterungseinflüssen
zuschreiben. Die Ergebnisse, die sie an Monaziten aus stark verwitterten Augengneisproben erhielten, ließen sich mit
denen von Monaziten aus frischen Proben korrelieren.
11.2 Die Rb-Sr-Methode
11.2.1
Grundlagen
JÄGER (1979) und GRAUERT (1982) erläutern die grundlegenden Zusammenhänge der Rb-Sr-Methode.
Die
Methode basiert auf dem P- -Zerfall von 87Rb zu 87Sr mit einer Halbwertszeit von 48,8 x 109 a (NEUMANN &
HUSTER 1974). Für geochemische Untersuchungen, die auf die zeitliche Entwicklung initialer Sr-Verhältnisse
19
abzielen, eignet sich besonders das Sr-Entwicklungsdiagramm.
Steht die Frage nach der Altersstellung
im Vordergrund, erfolgt die Darstellung der Ergebnisse im Isochronendiagramm (Abb. 9).
einer Probe
Grundbedingung für die Anwendung der Rb-Sr-Methode zur Altersbestimmung ist, daß es sich um kogenetische
Proben handelt. Kogenetische Systeme können in einer Probe in verschiedenen Maßstabsbereichen vorliegen. Dabei
kann es sich um die einzelnen Minerale eines Gesteins (Mineralisochrone) handeln, aber auch um Gesamtgesteinsproben unterschiedlicher
Größe und unterschiedlichen
Rb/Sr-Verhältnisses
handeln (Gesamtgesteinsisochrone).
Liegen einer Altersberechnung eine einzelne Analyse sowie ein angenommener Wert für das Sr-Anfangsverhältnis
zu Grunde, so spricht man von einem Modellalter. Das Alter einer Isochrone wird durch die Gleichung:
t =
1 In (1
87Sr
r
+
).
angegeben. Der Schnittpunkt der Isochrone mit der Ordinate gibt das initiale Sr-Isotopenverhältnis
(87Sr/86Sr.) der
1
Probe beim Zeitpunkt to an. Erfahren die Minerale einer Gesteinsprobe durch ein späteres Ereignis (Metamorphose, Kontaktmetamorphose)
einen Sr-Isotopenaustausch,
so liegt der Schnittpunkt
der Mineralisochrone
87
( Sr;B6Srm ) oberhalb des initialen Verhältnisses (Abb. 9).
B7Sr
B6Sr
tl
B7Sr
B6Srm
to
B7Sr
B6Sr'
I
M2
Rl
R2
M2
R3
M2
Abb. 9: Rb-Sr-Isochronendiagramm:
eingezeichnet ist die Entwicklung von drei Gesamtgesteinsproben
von Mineralen (M2) aus der Gesamtgesteinsprobe R2 (n. FAURE 1986)
(R1_S) und
11.2.2 Altersbestimmungen nach der Rb-Sr-Methode
Geochemisch verhalten sich das Rb dem K und das Sr dem Ca sehr ähnlich. Bedingt durch das Vorkommen von
Rb als Spurenelement in vielen gesteinsbildenden Mineralen ist die Rb-Sr-Methode
vielseitig anwendbar. Eine
breite Variation im Rb-Sr- Verhältnis einzelner Minerale, aber auch vieler magmatischer, kogenetischer Gesteine
20
ermöglichen die Ermittlung von Isochronenaltern
henfolge eines abnehmenden Rb/Sr-Verhältnisses
mit geringen Fehlern. Nachstehend sind einige Minerale in Reiaufgeführt: Biotit, Phengit, Muscovit, Kalifeldspat, Plagioklas,
Granat und Apatit.
Radiogen gebildetes 87Sr verbleibt im Gegensatz z.B. zu 40 Ar bei einer Metamorphose i.A. im Gestein, sodaß es
zwischen den Mineralen, z.T. aber auch zwischen einzelnen Gesteinsbereichen zu einer Um- und Neuverteilung des
Sr kommt. Dabei wird das 87Srr aus Biotiten bevorzugt in Ca-reichen Mineralen wie Apatit oder Plagioklas eingebaut. Durch entsprechende Auswahl von Mineral- und Gesamtgesteinsproben unterschiedlicher Größenordnungen
lassen sich in einem Gestein gegebenenfalls mehrere Ereignisse nachweisen, die zu einer Sr-Isotopenhomogenisierung über verschieden große Bereiche geführt haben: Kristallisation des magmatischen Edukts, Metamorphose
sowie verschiedene Abkühlstadien.
Zwei Umstände, die sich auf die Nachweisbarkeit
barkeit der Methode ein:
des radiogen gebildeten 87Sr auswirken, schränken die Anwend-
a) Bedingt durch die lange Halbwertszeit von 87Rb lassen sich bei niedrigen Rb-Konzentrationen
nur entsprechend alte Gesteinsproben datieren. An jungen Gesteinen ist häufig nur die Altersbestimmung an Biotiten
möglich, da diese durch den hohen Rb-Gehalt auch einen hohen 87Srr-Anteil besitzen.
b) Der Anteil an gewöhnlichem Sr, das zu ungefähr 7% aus 87Sr besteht, wirkt sich negativ aus. Dieser
Umstand erschwert die Datierbarkeit Rb-armer Proben, da in ungünstigen Fällen nur ein geringer Teil des
87Sr radio gen gebildet worden ist.
Generell läßt sich deshalb die Rb-Sr-Methode besser auf Gesteinsproben mit hohem Rb/Sr-Verhältnis
Je jünger ein Gestein/Mineral ist, desto größer muß dieses Verhältnis sein.
anwenden.
Die Rb-Sr-Methode
findet nicht nur breite Anwendung bei der Datierung von Intrusivkörpern mit Hilfe von
Gesamtgesteinsisochronen
und Mineralaltern (z.B.: KÖHLER et al. 1974, BESANG et al. 1976, WENDT et al.
1986), sondern auch bei der Altersbestimmung von metamorphen Oberprägungen. Besonders bei Metamorphiten
werden Rb-Sr- Untersuchungen in unterschiedlichen Probendimensionen durchgeführt.
KÖHLER & MOLLER-SOHNIUS
(1980, 1985) diskutieren die Bedeutung einer sogenannten Arealisochrone am
Beispiel von Paragneisanatexiten des bayerischen Moldanubikums. Die Verfasser mitteln dazu die Ergebnisse von
Rb-Sr-Altersbestimmungen
an Gesamtgesteinsproben, die z.T. über mehrere lOer Kilometer voneinander entfernt
genommen wurden. Das Alter der so berechneten Arealisochrone ist um ca. 100 Ma älter als das der einzelnen
Gesamtgesteinsisochronen.
Jedoch läßt sich nach Ansicht der Autoren bei der Interpretation dieses Alters nicht
zwischen Sedimentations- oder Metamorphosealter unterscheiden.
Häufig lassen sich mit Gesamtgesteinsisochronen,
die auf einem Gewicht von 30-50 kg je Probe basieren, geochronologisch die ältesten Ereignisse in einem Gestein erfassen. In hochmetamorphen Gneisen werden sie als SrIsotopenhomogenisierung
während einer Regionalmetamorphose unter Anwesenheit partieller Schmelzen interpretiert (z.B.: HOFMANN & KÖHLER 1973, GRAUERT et al. 1974, HUNZIKER & ZINGG 1980). Bei der Bearbeitung von Metamorphiten ist die Frage nach dem Bereich, über den in Abhängigkeit vom Metamorphosegrad bei
der Metamorphose ein homogenes Sr-Anfangsverhältnis erreicht wurde, von besonderem Interesse. Im Fall des St.
Malo Gneis-Domes, Bretagne, läßt sich eine Sr-Homogenisierung nur für die anatektisch gebildeten Granite nachweisen, nicht aber für Anatexite und Metatexite, die über einen großen Bereich im Kern des Gneis-Domes beprobt
wurden (PEUCAT 1986). Auch bei den Untersuchungen von RODDICK & COMPSTON (1977) zur Sr-Homogenisierung in palingenen Granitoiden des Murrumbidgee Batholit-Komplexes, Australien, steht die Frage nach den
Volumina und Teilvolumina, über die eine Homogenisierung der Sr-Isotopil~ erzielt wird und die ein ähnliches,
mittleres Rb/Sr-Verhältnis
aufweisen, im Vordergrund. Aufgrund der im Gelände beobachteten Abfolge der
einzelnen Intrusivkörper und der isotopengeologischen Ergebnisse gelangen sie zu der Auffassung, daß einige der
21
Gesamtgesteinsisochronen
nicht die Platznahme der Plutone datieren, sondern ein ererbtes Alter anzeigen. Dies
führen die Autoren auf eine unzureichende Equilibrierung der Sr-Isotopie über größere Teilvolumina eines
Gesteinskörpers bei der Aufschmelzung zurück. Übertragen auf hochgradige Metamorphite bedeutet dies, daß eine
Isotopenhomogenisierung über große Gesteinsbereiche vorgetäuscht werden kann, wenn die Variation der 87Sr;B6Sr_
Verhältnisse auf einen kleineren Bereich als den der vermutlichen Reichweite der Sr-Homogenisierung beschränkt
ist (RODDICK & COMPSTON 1977).
Solche Überlegungen zum maximalen Gesteinsvolumen, über das bei der Metamorphose isotopisches Gleichgewicht
erzielt wird, sind ebenfalls von großer Bedeutung für die Datierung von Kleinbereichen (u.a. HOFMANN 1979,
BACHMANN 1985, BACHMANN et al. 1986). Dieser Methode wird von einzelnen Anwendern bei der Altersbestimmung lagig differenzierter
Metamorphite unterschiedliche Bedeutung beigemessen. PEUCA T & MARTIN
(1985) interpretieren die an Leukosom, Melanosom und Paläosom einer Probe aus dem St. Malo Gneis-Dome, Bretagne, erhaltene Kleinbereichsisochrone
nicht als das Alter der migmatischen Differentiation, sondern als Mischalter verschiedener Glimmerminerale, die die jüngere Abkühlungsgeschichte
widerspiegeln. BACHMANN et al.
(1986) konnten dagegen die Kleinbereichsisochronenmethode
an Bändergneisen NW-Argentiniens
erfolgreich
anwenden. Aus den Kleinbereichsmessungen
ergaben sich Isochronenalter von 460 Ma, die durch U/Pb-Datierungen an Zirkonen und Monaziten bestätigt wurden. In einzelnen Proben aus niedrigmetamorphen Zonen beobachten
die Autoren dabei reliktische Partien innerhalb eines Profils, die unbeeinflußt von der jüngeren Überprägung ein
Metamorphosealter von 560 Ma ergaben. BACHMANN (1985) schließt aus diesen Beobachtungen auf eine Reichweite der Sr-Diffusion während der zweiten Metamorphose im dm-Bereich. Aus Modellrechnungen ergibt sich ein
Diffusionskoeffizient
für die Bändergneise von 6,3-0,16 x 10-16 cm2s-1. Dieser liegt in derselben Größenordnung,
wie TEMBUSCH & GRAUERT (1983) ihn aufgrund ähnlicher Untersuchungen für Paragneise aus dem Moldanubikum NE-Bayerns berechneten.
Von PURDY & JÄGER (1976) stammt das Konzept der Abkühlalter für Mineralalter, wonach deren Rb-Sr- und
K-Ar-Isotopensysteme
bei Durchlaufen einer bestimmten Schließungstemperatur
gegenüber temperaturabhängiger
Diffusion geschlossen werden. Entwickelt wurde dieses Modell aus dem Vergleich von Isotopendatierungen an
Glimmern und Metamorphose-Isograden,
bzw. Mineralzonen in den Zentralalpen, der zu den nachstehenden Temperaturangaben führte (aus: JÄGER 1979):
Rb-Sr
Muscovit / Phengit
5000 :t 500 C
K-Ar
Muscovit / Phengit
3500 :t 500 C
Rb-Sr / K-Ar
Biotit
3000 :t 500 C
Die Allgemeingültigkeit des Konzeptes der temperaturabhängigen
Volumendiffusion als 'Mechanismus zur Einstellung von Mineralaltern wurde durch die Ergebnisse zahlreicher Untersuchungen in Frage gestellt. Aufgrund von
K-Ar-Datierungen
wiesen DEUTSCH & STEIGER (1985) das Vorhandensein zweier verschieden alter Amphiboigenerationen in Metamorphiten des Lepontins, Zentralalpen, nach. Da die beiden Hornblendetypen an unterschiedliche Strukturelemente gebunden sind, führen die Autoren den unvollständigen Ar-Verlust der älteren, prä-alpidischen Generation auf das Fehlen einer penetrativen, jüngeren Deformation bei der alpidischen Hochtemperaturmetamorphose zurück.
..
CHOPIN & MALUSKI (1980) führten 40Ar/39Ar Datierungen an Phengiten und Paragoniten aus Hochdruck-Metamorphiten des Gran-Paradiso Gebietes, Westalpen, durch. Sie erhielten zwei Datengruppen sogenannter Plateaualter, von denen sie das ältere (60-75 Ma) der Bildung der Hochdruck-Phengite
und das jüngere Alter (38-40 Ma)
einer retrograden Überprägung der Minerale/Gesteine unter Niederdruck- und/oder Hochtemperatur-Bedingungen
zuschreiben. Aus petrologischen und geologischen Beobachtungen schliessen sie auf penetrative Deformation und
dem damit verbundenen Fluidstrom als kontrollierende Faktoren für die Öffnung des Isotopensystems.
22
Aus dem hochmetamorphen Grundgebirge SW-Norwegens berichten VERSCHURE et al. (1980) über die thermische Stabilität einer primären, 870 Ma alten Biotitgeneration, deren Rb-Sr- und K-Ar-System trotz grünschieferfazieller Überprägung vor - 400 Ma bei einer Temperatur von 4000 C geschlossen blieb. Aufgrund der pseudomorphen Umwandlung von grünem, kaledonischem Biotit (400 Ma alt) nach braunem, svekonorwegischem Biotit
schließen sie auf metamorphe Rekristallisation als Öffnungsmechanismus der Isotopensysteme.
Auch die Altersbestimmungen von DEL MORD et al. (1982) an Glimmern aus herzynischen Metamorphiten, die
im Gebiet der rezent anhaltenden geothermischen Anomalie von Larderello, Italien, erbohrt wurden, weisen auf
sehr viel höhere als die O.g. Schließungstemperaturen
für das Rb-Sr- und K-Ar-System hin. Basierend auf petrologischen Überlegungen, den gemessenen Temperaturen/gradienten sowie auf experimentellen Daten über Aktivationsenergie und Diffusionskoeffizienten
fordern DEL MORD et al. (1982) für beide Systeme Schließungstemperaturen von über 4000 C.
Die Bestimmung des Sedimentationsalters
eines Gesteins gestaltet sich aufgrund des unterschiedlichen
Anteils
detritischer Glimmer, die auch unter anchimetamorphen
Bedingungen ihre alte Isotopie beibehalten, schwierig
(vergl. GEBAUER & GRÜNENFELDER
1974).
11.3 Analyseverfahren
11.3.1 Probenaufbereitung
11.3.1.1 Gesamtgestelns-
und MIneralproben
Um die nur akzessorisch auftretenden Mineralien Zirkon und Monazit in ausreichender Menge anzureichern, wurden Gesteinsproben von 30 - 80 kg aufbereitet. Bei einigen Proben, an denen speziell Monazit datiert werden
sollte, konnte die Größe wegen der sehr viel geringeren Analysenmenge auf 10 - 20 kg beschränkt werden.
Zur Separation der gewünschten Schwerminerale wurde die gesäuberte Probe mittels Hammer und hydraulischer
Presse zu faustgroßen Stücken zerkleinert. Dabei wurden sekundäre Umwandlungsbereiche,
wie Verwitterungskrusten und hydrothermale Gänge entfernt. Danach wurden die etwa faustgroßen Gesteinsbrocken in einem STURTE VA NT -Backenbrecher in 2-3 Durchgängen auf eine Splitkorngröße von ca. 1 cm gebrochen. Von dem erhaltenen Split wurde mit einem Raffelteiler
ein repräsentatives
Aliquot von ca. 1,5 kg für Rb-SrGesamtgesteinsuntersuchungen
abgeteilt. Danach wurde der restliche Split in einer HUMBOLDT-WEDAG-Walzenmühle aufgemahlen. Auch hier wurde die Probe in mehreren Mahldurchgängen zerkleinert, bei denen jeweils die
Spaltbreite zwischen den beiden Walzen verringert wurde. Nach jedem Mahldurchgang wurde die Feinfraktion
«500 ~m) abgesiebt, aus der auf einem WILFLEY-Naßschütteltisch
die Schwerminerale angereichert wurden.
Aus dieser Schwermineralfraktion
wurden Zirkon und Monazit mit Hilfe von Schwereflüssigkeiten (Bromoform,
3
p = 2,8 g/cm ; Dijodmethan, p = 3,27 g/cm3) und durch Ausnutzung unterschiedlicher magnetischer Suszeptibilitäten der einzelnen Minerale auf einem FRANTZ-Magnetscheider
in fast reinen Mineralfraktionen konzentriert.
Im Gegensatz zu Monazit wurden die Zirkonkonzentrate mit Nyloneinmalsieben in Korngrößenfraktionen
unterteilt. Vor der chemischen Aufbereitung wurden die Monazit- und Zirkonproben durch Handverlesen unter dem
Binokular von allen Verunreinigungen befreit.
Der Gesamtgesteinssplit
für die Rb-Sr-Untersuchungen
wurde in einem Wolframkarbidgefäß
mit Hilfe einer
SIEBTECHNIK-Scheibenschwingmühle
analysenfein gemahlen. Glimmerpräparate
wurden nach einer Voranreicherung mit dem FRANTZ-Magnetscheider
unter Alkohol in einem Keramikmörser ausgerieben. Beim Ausreiben
23
werden die einzelnen Plättchen der Glimmer schichtweise abgehoben und dabei von eventuell vorhandenen
schlüssen befreit.
Ein-
11.3.1.2 U-Pb-Chemie
Vor dem Aufschluß wurden die Zirkone in 2n HCl •• (= vierfach destilliert) 5 Min. im Ultraschallbad behandelt.
Der chemische Aufschluß sowie die Extraktion von U und Pb aus der Probe wurden nach einem Verfahren von
KROGH (1973) durchgeführt, indem die Zirkone mit 24n HF •• in einem Autoklaven über 4-5 Tage bei 2100 C
aufgeschlossen wurden. Nach dem Abrauchen des SiF. und der überschüssigen HF wurden die Proben mit
6n HCl.. in die Chloridform
überführt.
Die U- und Pb-Konzentrationsbestimmungen
wurden nach der
Isotopenverdünnungsmethode
durchgeführt (s. Kap. II.3.4). Dazu wurde etwa einem Drittel der gelösten Probe ein
2s5U_208Pb_Mischspike zugegeben (Um u. -Pbm, ID = Isotope Dilution); der Rest der Probe wurde zur Bestimmung
der natürlichen Blei-Isotopie in der Probe verwandt (PbIC). U und Pb wurden dazu mit Hilfe eines Ionentauscherharzes (Bio-Rad, AG I x 8, 100-200 mesh) in einer Stufeneluation abgetrennt. Das Harzvolumen betrug
für den ersten Trennungsgang 500 J.ll. Die Pb-Fraktion wurde in einem zweiten Arbeitsgang über Ionentauschersäulen mit einem Harzvolumen von 100 J.llnachgereinigt.
Abweichend von der chemischen Aufbereitung der Zirkone wurden die Monazite vor dem Aufschluß nur mit
H20•• im Ultraschall bad behandelt. Der Aufschluß erfolgte ebenso wie die Zirkonaufschlüsse
in Autoklaven,
jedoch mit 6n HCl •• als Auflösungsmittel (SCHÄRER & ALLEGRE 1983). Im weiteren Verlauf wurde wie bei
Zirkonproben verfahren.
Die Verunreingungen der Probe während der Analyse durch die Chemikalien oder "Erinnerung" an die letzte Probe
infolge einer ungenügenden Reinigung waren gering. Sie betrugen im Mittel für U weniger als 0,1 ng und für Blei
zwischen 0,1 und 0,5 ng (Tab. A2).
11.3.1.3 Rb-Sr-Chemie
Für Rb-Sr-Analysen wurden 100 mg des analysenfein gemahlenen Gesteinspulvers in einen Teflonbecher eingewogen und mit einer geeigneten' Menge eines 87Rb-8.Sr-Mischspikes versetzt. Die Spike-Menge richtet sich nach den
vorher mit der RFA bestimmten Rb- und Sr-Konzentrationen
der Probe. Beim Spiken wurde darauf geachtet, in
der Mischung aus Probe und Spike für die Isotopenverhältnisse 87Rb/85Rb und 8.Sr/86Sr möglichst den Wert 1 zu
erzielen. Dafür standen im Zentrallabor für Geochronologie (Münster) 7 Spikelösungen mit 87Rb/8.Sr_ Verhältnissen
von 0,3 - 497,3 zur Verfügung. Nach dem Spiken wurde der Probe ca. 10 g einer HF-HNOs-Mischung
(5:1)
0
hinzugegeben und diese dann 12 Std. bei 100 C aufgeschlossen. Nach dem Abrauchen des SiF. wurde die Probe
mit 6n HCls• (= dreifach destilliert) in die Chloridform überführt. Die Rb-Sr- Trennung erfolgt mit Hilfe eines
Ionentauscherharzes (Bio-Rad, AG 50W x 8, 200-400 mesh) auf Quarzglaskolonnen, die ein Harzvolumen von 5 ml
besitzen. Die Sr-Fraktion wurde in einem zweiten Trennvorgang vom restlichen Rb nachgereinigt. Die Blindwerte
für den gesamten Ablauf einer Analyse betrugen für Rb zwischen 0,06 und 0,22 ng, für Sr 0,7 - 1,2 ng (Tab. A2).
11.3.2 Massenspektrometrie
Die massenspektrometrischen
Untersuchungen wurden auf einem TELEDYNE NBS- Typ 12"-900-Feststoff-Massenspektrometer durchgeführt. Das Meßsignal wurde mit einem Schwingkondensatorverstärker
(Typ: CARY 401 MR)
verstärkt, in einem Digitalvoltmeter (PREMA 6040) digital umgeformt und von einem HP 9830-Computer registriert. Die Meßbedingungen für die einzelnen Elemente sind in Tab. 3 aufgeführt.
24
Tab. 3: Meßbedingungen
EI
Filament
der untersuchten
Elemente bei der massenspektrometrischen
T (ZentralfiI.)
Ladeflüssigkeit
Analyse
Meßbereich
[0C]
.
H20
4.
U
Re, einzel
Ta205
Pb
Re, einzel
Rb
Ta, doppel
Sr
Ta, einzel
HSP04 mit Silicagel
H Os.
2
HSP04
10
[V]
0.1
- 0.3
1250
I
-
1400
0.1
- I
1350
3
1350-1410
3
Die Meßvorgang während der massenspektrometrischen Analyse erfolgte rechnergesteuert. Im Verlaufe einer Messung wurden mehrere Datensätze (Sets) registriert, die sich jeweils aus 11 Spektren und der Baseline zusammensetzen. Für die Bestimmungen der U- und Rb-Konzentrationen
nach der Isotopenverdünnungsmethode
genügten 3 5 Sets. Da die Isotopien von Pb und Sr sehr genau bekannt sein müssen, erforderte dies eine Datenerfassung über 8
- 15 Sets. Für Sr erfolgte eine Fraktionierungskorrektur
unter Annahme einer linearen Massenabhängigkeit. Messungen von NBS-Standards dienten zur Ermittlung von Korrekturfaktoren
(Tab. A3). Für die Messung der PbIsotopenverhäItnisse wurde unter Annahme einer linearen Massenfraktionierung
ein zusätzlicher Korrekturfaktor
von 0,12 % pro Masseneinheit berücksichtigt.
11.3.3 Verwendete Konstanten
Für die Auswertung der Isotopenmessungen wurden die von der "Subcommission on Geochronology"
Konstanten (STEIGER & JÄGER 1977) verwendet:
U- Th-Pb-Isotopenanalysen:
S8U) = 1.55125 x 10-10 a-1
S5U) = 9.8485 x 10-10 a-1
).e
Atomverhältnis
2S8U/2S5U
AtomverhäItnis
85Rb/87Rb
AtomverhäItnis
86Sr/88Sr
0.1194
Atomverhältnis
84Sr/86Sr
0.056584
).e
').eS2Th)
=
empfohlenen
137.88
4.9475 x 10-11 a-1
Rb-Sr- Isotopenanalysen:
). (87Rb) = 1.42 x 10-11 a-1
2.59265
Die Isotopenzusammensetzungen
des gewöhnlichen Bleis, mit der die gemessenen Pb-Isotopenverhältnisse
korrigiert
wurden, wurden nach dem Modell von STACEY & KRAMERS (1975) für Modellalter von 320 - 550 Ma berechnet. Für die Korrektur des durch Blei verursachten Blindwertes wurden die folgenden Isotopenzusammensetzungen
benützt:
37.5
15.5
17.72
11.3.4 Die Isotopenverdünnungsmethode
Diese Methode dient zur massenspektrometrischen Konzentrationsbestimmung
von chemischen Elementen mit zwei
oder mehr Isotopen (z.B. FA URE & POWELL 1972). Bei dieser Methode wird der Probe ein Spike hinzugegeben,
in der ein Isotop des zu analysierenden Elements hoch angereichert ist. Nach guter Durchmischung im gelösten
Zustand reduziert sich die Konzentrationsbestimmung
auf eine Messung des oder der IsotopenverhäItnisse(s) der
25
Probe-Spike-Mischung.
Zur Berechnung der Elementkonzentration
müssen Einwaage, Spikegewicht, Isotopie und
Konzentration des Spikes, die natürliche Isotopie des Elements, sowie die Ergebnisse der massenspektrometrischen
Messungen bekannt sein. Die Beziehungen der Isotopenverhältnisse von Probe, Spike und Mischung aus beiden ist
in Abb. 10 dargestellt.
85
87
87
87
c
b
a
87
85
87
87
85xl0
Abb. 10: Prinzip der Isotopenverdünnungsmethode:
Massenspektren der Probe
Mischung aus beiden (c) (aus: FA URE & POWELL 1972: 18)
Die Konzentration
(a), des Spikes (b) und der
der Isotope A und B in der frobe ist gegeben durch die Gleichung:
(A/B). - (A/B)m
B
B
= --------------
(A/B) m - (A/B)
p
p
•
Danach errechnet sich Ap aus der Beziehung:
Ap
=
Bp (A/B)
p
Die sich aus diesen Berechnungen ergebenden Werte sowie die ursprünglich
in den Analysentabellen der einzelnen Proben im Anhang angegeben.
11.3.5 Altersberechnung
gemessenen Isotopenverhältnisse
sind
und Fehlerbetrachtung
Die interne Präzision der massenspektrometrischen
Messungen lag für die einzelnen Elemente weit unter dem
Gesamtanalysefehler. In den Analysentabellen ist der Meßfehler für das Verhältnis 87Sr;86Sr mit 20' angegebenen.
Für U und Rb lagen diese Meßunsicherheit
die Reproduzierbarkeit bei der Messung:
208Pb/206Pb
207Pb/206Pb
besser als ~ 0.03 %
206Pb/204Pb
206Pb/204Pb
besser als ~ 1 %
LA. unter ~ 0.2 %. Für die einzelnen Pb-Isotopenverhältnisse
besser als ~ 0.03 %
-~2%
bei 206Pb/204Pb < 1000
bei 206Pb/204Pb > 1000
betrug
26
Zur Bestimmung der Reproduzierbarkeit
für beide angewandte analytische Verfahren wurden sowohl an Zirkonund Monazitkonzentraten für die U-Pb-Methode, als auch an Gesamtgesteinspulvern für die Rb-Sr-Methode Doppelbestimmungen durchgeführt. Neu ausgelesene Fraktionen diskordanter Zirkone wichen oft zu weit von dem
ursprünglichen Ergebnis ab, als daß diese Unterschiede auf großen Analysefehlern beruhen konnten. Die Erklärung
hierfür wird vielmehr in Probeninhomogenitäten
bedingt durch unterschiedliche Mischungsanteile alter und junger
Zirkonkomponente gesehen. Daher wurden zur Bestimmung des analytischen Fehlers die Lösungen zweier Zirkonaufschlüsse mit genügend großer Einwaage geteilt und in der Folge wie zwei separate Proben behandelt. Die Doppelbestimmungen für die U-Pb- und die Rb-Sr-Methode
sind in den einzelnen Analysentabellen im Anhang
gekennzeichnet.
Es ergab sich für die einzelnen Elemente und die Isotopenverhältnisse
die folgende
Reproduzierbarkeit:
Konzen trations bestimmungen:
U <:!: 1.4 %,
Pb <:!: 1 %
Rb -=:!: 1 %,
Sr =:!: 1 %
Atom verhältnisse:
206Pb/288U
besser als :!: 0.5 %
207pb/235U
besser als :!: 0.8 %
207Pb/2o6Pb
besser als :!: 0.2 %
87Rb/86Sr
besser als :!: 1 %
87Sr/86Sr
besser als :!: 0.02%
Die Berechnung der Regressionsgeraden
auch für die Rb-Sr-Methode nach einem
entsprechen einem 2(7- Vertrauensbereich.
Wert (= mittlere quadratische gewichtete
Doppelbestimmungen eine Ungenauigkeit
aus den Analysenpunkten einer Probe erfolgte sowohl für die U-Pb-, als
Verfahren von YORK (1969). Die Fehler zu den einzelnen Altersangaben
Als Maß für die statistische Korrelation der Datenpunkte ist der MSWDAbweichung) angegeben. Für konkordante Monazite ergibt sich aus den
von 1% des Alterswertes.
11.3.6 Begleitende Untersuchungen
Der Schwerpunkt dieser Arbeit liegt im Bereich isotopengeologischer Untersuchungsmethoden.
Jedoch wurden
unterstützend dazu weitere Methoden angewandt, die zur Vorbereitung der massenspektrometrischen
Analysen
notwendig waren oder bei deren Interpretation helfen sollten.
Röntgenfluoreszenz-Analysen
wurden zur Vorbereitung der Rb-Sr-Gesamtgesteinsanalysen
an Aliquots der entsprechenden Proben durchgeführt. Sie dienten zur vorherigen Bestimmung der Spike-Einwaage für die Isotopenverdünnungsmethode.
Dazu wurden Presslinge aus den Gesamtgesteinspulvern hergestellt. Bei der Messung in der
RFA werden in der Probe wahlweise mit einer Cr- oder Mo-Röntgenröhre elementspezifische Fluoreszenzstrahlung
angeregt. Es wurden die relativen Intensitäten dieser von Rb und Sr ausgesandten Fluoreszenzstrahlung mit der
RFA gemessen. Die Elementkonzentrationen
wurden an hand der zum Vergleich mitgemessenen SIEMENS-Standards berechnet (HANSEN et al. 1985). Da diese Messungen nur zur Vorbereitung der massenspektrometrischen
Analysen notwendig waren, wurde hierfür auf eine gesonderte Darstellung der RFA-Analysen verzichtet.
Rasterelektronenmikroskop-Aufnahmen
und Mikro-Analysen mit einem energie-dispersiven
Analyse-System an
Zirkonen und Monaziten sollten Auskunft geben über die morphologischen Eigenschaften der untersuchten Kristalle und damit die Befunde der U-Pb-Altersbestimmungen
ergänzen.
27
Ebenso sollten Kathodolumineszenzaufnahmen
von Zirkonen die durch- und auflichtmikroskopischen
Methoden
ergänzen. Zu diesem Zweck stand am Geologischen Institut der Ruhr-Universität
Bochum ein spezielles Kathodolumineszenzmikroskop zur Verfügung, das nach den bei ZINKERNAGEL (1978) erläuterten Gerätespezifikationen
konstruiert ist. Eine umfassende Einführung in die Arbeitsmethode, Probenpräparation,
theoretischen Hintergrund
und Aussagemöglichkeiten
über Lumineszenzerscheinungen
ist bei ZINKERNAGEL
(1978) sowie bei NICKEL
(1978) dargestellt. Bei der Kathodoluminesenz wird das beobachtete Mineral einem Elektronenstrahl ausgesetzt.
Dieses Mineral wird durch Energieübergänge einzelner kritischer Elemente zur Lumineszenzerscheinung im Bereich
des sichtbaren Lichts angeregt. Mithilfe der Kathodolumineszenz lassen sich intrakristalline Strukturen sichtbar
machen, die unter dem Polarisationsmikroskop verborgen bleiben. Eine Zusammenstellung lumineszierender Minerale findet sich bei NICKEL (1978), wobei noch Unklarheit über den Aktivator der Lumineszenz in Zirkon
herrscht.
111 U-Pb-Datierungen
an Gesteinen des Moldanubikums und des Saxothuringikums
(Niederdruckmetamorphe Einheit)
111.1 Moldanubikum
111.1.1 Cordierit-Kalifeldspat-Zone
111.1.1.1 Altersbestimmungen an Zirkon
Die Cordierit-Sillimanit-Gneise
stellen mit der Paragenese Cordierit-Kalifeldspat
die höchstmetamorphen Gesteine
der niederdruckmetamorphen
Einheit dar. Stellenweise ist eine beginnende Migmatisierung zu beobachten. Aus
dieser Gesteinsserie wurden Zirkone aus zwei Proben sowie Monazite aus vier weiteren Proben analysiert. Die Probenpunkte sind in der Übersichtskarte (Abb. 4) dargestellt.
U-Pb-Altersbestimmungen
wurden sowohl an Zirkonen und Monaziten einer Metapelitprobe (TBI05/1), als auch
einer direkt benachbarten psammogenen Biotit-Plagioklas-Gneis
(TBI05/2) aus dem Steinbruch "Weiße Marter", SE
Griesbach, durchgeführt (Abb. 4). Der psammitische Biotit-Plagioklas-Gneis
bildet eine linsenförmige Einlagerung
von ca. 60 cm Durchmesser in dem hier anstehenden Cordierit-Sillimanit-Gneis.
Eine weitere Probe eines stark
verwitterten Cordierit-Sillimanit-Gneises
sollte Aufschluß über die Verwitterungsanfälligkeit
des U-Pb-Systems in
Monaziten geben.
Bislang liegt aus diesem Steinbruch eine Rb-Sr-Mineraldatierung
vor. An Biotit einer Biotit-Plagioklas-Gneis
Probe ermittelten DA VIS & SCHREYER (1962) ein variszisches Modellalter von 333 Ma (vergl. Kap. V.2), zogen
aber dennoch eine relativ höhere Altersstellung der Biotit-Plagioklas-Gneise
gegenüber den Cordierit-SillimanitGneisen in Betracht.
Die beiden Proben (TB 105/ I, TB 105/2) enthalten identische Zirkonpopulationen.
Die Zirkonfraktionen
sind
bestimmt durch überwiegend detritische, abgerundete, braune Kristalle (Tafel I, Fig. 3 u. 4); in geringem Maße
treten auch klar-rosafarbene
Zirkone auf, die idiomorph erscheinen. Unter dem REM zeigen einige Individuen
dieses Typs glatte Kanten und Flächen (Tafel I, Fig. 2). Andere der hypidiomorphen Kristalle weisen Anzeichen
eines detritischen Transports auf (Tafel I, Fig I). Insgesamt wird der Anteil dieses Zirkon typs (hypidiomorph _
idiomorph) an der Gesamtpopulation auf weniger als 5% geschätzt. Die meisten Zirkone weisen ein zweiphasiges
Wachstum in Form eines Anwachssaumes um ältere, gerundete Kerne auf. Diese Zonierung wird besonders deutlich
durch die Kathodolumineszenzuntersuchungen
abgebildet (Tafel 4, Fig. I). In idiomorphen Körnern ist z.T. ein
28
dreiphasiges Wachstum mit altem Kern sowie zwei unterscheidbaren idiomorphen Anwachssäumen abgebildet. Die
gelbgrünen bis gelbbraunen Monazite besitzen meist xenomorph-rundliche
Kornformen. Idiomorphe Kornformen
sind dagegen selten. Ein Teil der Monazite aus der verwitterten Gneisprobe erscheint milchig-trüb.
Aus dem Cordierit-Sillimanit-Gneis
(TBI05/1) wurden fünf Zirkonfraktionen zwischen 40 und 160 J.lm analysiert.
Abweichend von der Aufbereitung der übrigen Proben wurden die Zirkone dieser Probe während der Mineralseparation ca. 10 min. mit 3n HCI4" gewaschen. Die mit der Isotopenverdünnungsmethode
gewonnenen U- und PbKonzentrationen sind in Tab. A4 aufgeführt. Es zeigt sich die oft zu beobachtende generelle Zunahme der UKonzentration bei abnehmender Korngröße (vergl. Kap. 11.1.3.2). Die U-Pb-Datenpunkte
liegen auf einer Discordia mit den Schnittpunktsaltern
516 +8/-6 Ma und 2400 +192/-184 Ma (Abb. 11). Der größere Fehler im oberen
Schnittpunktsalter ist bedingt durch die Lage der Datenpunkte nahe am unteren Schnittpunkt der Discordia.
0.12
206pb
238U
TB 105/1
Cord-Sill-Gneis
Ma
516 + 8 Ma
- 6
0.04
0.3
Abb. 11: Concordiadiagramm
1,30
1.3
für Zirkone und Monazite aus Cord-Sill-Gneis
(TB 105/1), MSWD der Discordia
=
Der Biotit-Plagioklas-Gneis
weist gegenüber diesem einen größeren Zirkongehalt auf. Das Korngrößenspektrum
reicht bis zu einer Korngröße von 200 J.lm. Neben den einfachen Korngrößenfraktionen
wurden in einigen Fällen
auch Einzelpopulationen analysiert (Tab. A4). Dafür wurden aus der Fraktion 160-200 J.lm nur detritisch abgerundete Körner heraussortiert. Aus drei Fraktionen zwischen 80 und 200 J.lm wurden dagegen Zirkone mit einem länglich-prismatischen
Habitus ausgelesen. Die Datenpunkte der analysierten Zirkonfraktionen
nehmen eine ähnliche
Lage im Concordiadiagramm ein wie die der Probe TBI05/1 (Abb. 12). Die Punkte der länglichen Kornfraktionen
liegen sehr nahe am unteren Schnittpunktsalter, sind allerdings auch innerhalb des analytischen Fehlers nicht konkordant. Der Punkt der groben, xenomorphen Fraktion liegt dagegen weiter entfernt vom unteren Schnittpunktsalter. Dazwischen liegen die Datenpunkte der Korngrößenfraktionen.
Aus der Vorstellung einer bevorzugten
Mischung aus alter und junger Zirkonkomponente wurden die Datenpunkte der groben, detritischen und der länglichen, mehr idiomorphen Zirkone sowie die dazwischen befindlichen Punkte von Korngrößenfraktionen
zur Berechnung einer Discordia benutzt. Diese besitzt mit 540 +4/-2 Ma und 2602 +82/-80 Ma ähnliche Schnittpunktsalter wie im Falle des Cordierit-Sillimanit-Gneises.
29
0.12
TB 105/2
Biat-Plag-Gneis
______
, ,P"
'
'"
2602 + 82 Ma
- 80
"
Ma
0.04
0.3
Abb. 12: Concordiadiagramm
0,89
1.3
für Zirkone und Monazite aus Biot-Plag-Gneis
(TB 105/2), MSWD der Discordia =
Die Analysen von Monaziten aus den frischen Gesteinsproben TB 105/1 und TB 105/2 ergaben ebenso wie die
beiden Analysen von Monaziten aus einem stark verwitterten Cordierit-SilIimanit-Gneis
(TB 144/1, TB 144/11)
konkordante Alter bei 322 :t.3 Ma und 324 :t.3 Ma (Tab. A4 u. Abb. 14). Die Monazite spiegeln also deutlich den
Einfluß der von SCHREYER (1965) als variszisch eingestuften Niederdruckmetamorphose
wider. Ein zeitlich
gleiches Ereignis wurde von GRAUERT et al. (1974) und SCHULZ-SCHMALSCHLÄGER
et al. (1984) anhand
konkordanter Monazite und Zirkone in Anatexiten des Bayerischen Waldes nachgewiesen.
Zur Erklärung der Zirkondaten
müssen zwei Modelle in Betracht gezogen werden.
a) einfacher episodischer Bleiverlust
Die Hauptmasse der Zirkone weist auf eine vornehmlich zweistufige Entwicklung hin, deren Extrema durch
die xenomorphen, gerundeten und durch die langgestreckten, mehr idiomorphen Kristalle dargestellt werden.
In diesem Fall wären die erhaltenen Schnittpunktsalter als primäre Kristallisation bei ca. 2,5 Ga -danach
Abtragung des Liefergebiets und sedimentärer Transport der Zirkone- und als metamorphes Ereignis bei etwa
530 Ma zu deuten. Aufgrund der Bildung von idiomorphen Zirkonen erscheint ein Bleiverlust durch Rekristallisation unter niedrigmetamorphen
Bedingungen, wie GEBAUER & GRÜNENFELDER
(1976) ihn an
.Metasedimenten der Montagne Noire nachgewiesen haben, unwahrscheinlich.
b) zweifacher episodischer Bleiverlust
Für einen Teil der Zirkone kann deutlich eine dreistufige Entwicklung aufgezeigt werden, deren letzte
Wachstumsphase zu idiomorphen Kornformen führte. Dieses dritte prägende Ereignis zeichnet sich möglicherweise in den konkordanten variszischen Monazitaltern ab. Folglich ist die heutige Lage der U-Pb-Datenpunkte
der Zirkone auf einen zweifachen episodischen Bleiverlust zurückzuführen.
Demnach stellen die unteren
Schnittpunktsalter Mindestalter eines metamorphen assyntischen Ereignisses dar.
30
Dieses assyntische Ereignis im Herkunftsgebiet kambro-ordovizischer
Sedimente ist bislang durch die Datierung
detritischer Minerale nachgewiesen. K-Ar-Datierungen
an detritischen Muscoviten aus fossilführenden,
mitteIkambrischen Sedimenten des Frankenwaldes ergaben einen AIterswert um 620 Ma, der den Anteil assyntisch
geprägten Kristallins in paläozoischen Sedimentschüttungen belegt (AHRENDT et aI. 1986).
Ein direkter Vergleich läßt sich zu den U-Pb-Datierungen
herstellen, die GRAUERT et aI. (1973) an detritischen
Zirkonen aus Quarziten der Arzberger Serie durchgeführt wurden. Diese Quarzite werden stratigraphisch als kambro-ordovizisch eingestuft (v. GAERTNER 1950, STETTNER 1980). Die Analysen stark gerundeter Zirkone ergaben U-Pb-Datenpunkte,
die über einen weiten Bereich im Concordiadiagramm streuen und eine alte detritische
Zirkonkomponente darstellen. Dagegen liegen die U-Pb-Datenpunkte
länglich-hypidiomorpher
Zirkone sehr nahe
an der Concordia beim unteren SchnittpunktsaIter. Die Regressionsgerade, die aus den Datenpunkten berechnet
wurde, schneidet die Concordia bei 2260 Ma und 560 Ma. Die Schnittpunkte wurden von den Autoren als primäre
Kristallisation sowie als episodischer Bleiverlust der stark gerundeten Zirkone gedeutet. Für die hypidiomorphen
Zirkone wird ein KristallisationsaIter von ca. 600 Ma angenommen.
Ein Vergleich der vorliegenden Daten aus dem Moldanubikum mit den Ergebnissen von GRAUERT et aI. (1973)
verdeutlicht die Gemeinsamkeiten: In beiden Fällen werden die Zirkonpopulationen
von detritischem AItbestand
bestimmt, dessen U-Pb-Daten deutlich diskordant liegen. In beiden Gesamtpopulationen wird ein geringer Anteil
« 5%) von langgestreckten, hypidiomorphen Kristallen eingenommen, deren U-Pb-Alter nahe an der Concordia
beim unteren SchnittpunktsaIter
liegen (Abb. 13). Neben diesen Gemeinsamkeiten besteht jedoch der generelle
Unterschied, daß die Datenpunkte der moldanubischen Zirkone im Concordiadiagramm deutlich unterhalb denen
der saxothuringischen liegen. Diese Punktanordnung läßt sich durch einen Bleiverlust der moldanubischen Zirkone
0.12
~o
o
.~
,
Zirkone:
Moldanybjkum:
• Blal-Plag-Gneis
•
Biol-Plag-Gneis
Ip
Saxothurjogjkum:
(Grauerl el al.• 1973)
o
Frauenbach-
u.
Plallenquarzit
o
Ip
0.04
0.3
Abb. 13: Vergleich der U-Pb-Datenpunkte
1.3
moldanubischer
und saxothuringischer
Zirkone im Concordiadiagramm
31
während der variszischen Niederdruckmetamorphose
erklären, die in diesem Bereich sehr viel höhere Metamorphosebedingungen als im Saxothuringikum erreichte. Im Zuge dieser Niederdruckmetamorphose
kam es zur Einstellung der konkordanten Monazitalter.
Das untere Schnittpunktsalter der Zirkone aus dem Cordierit-Sillimanit-Gneis,
also einem Metapelit, sowie deren
etwas niedrigere U /Pb- Verhältnisse gegenüber denen des Metapsammits ist möglicherweise auf geringfügig unterschiedliche Metamorphosebedingungen
(Fluidführung) zurückzuführen. Allerdings läßt sich bei dieser Probe ein
"laborbedingter Bleiverlust" , bedingt durch die relativ starke HCI- Waschprozedur des Zirkonpräparates nicht ausschließen. Da diese Proben in einem frühen Stadium analysiert worden ist, wurde der Bearbeitungsablauf aller weiteren Proben diesbezüglich geändert.
111.1.1.2 Altersbestimmungen
an Monazit und Xenotim
Um die räumliche Ausdehnung der bisher aus der Cordierit-Kalifeldspat-Zone
beschriebenen konkordanten
Monazitalter weiter nach Süden zu verfolgen, wurden weitere Altersbestimmungen an Monaziten aus dieser Metamorphosezone vorgenommen. Die Cordierit-Sillimanit-Gneise
(TB 100 u. TB 165) und die Probe eines Biotitlagengneises (TB 172) stammen aus dem südlichen Teil des Arbeitsgebietes zwischen Pleystein, Waidhaus und Vohenstrauß (Abb. 4). Weiterhin wurde an Xenotimen eines Quarzmylonits (TB 151) aus dem Schurf 2, südwestlich
Vohenstrauß, eine U-Pb-Altersbestimmung
durchgeführt.
Die Monazite der Proben TB 165 und TB 172 sind klar durchsichtig und besitzen eine hellgelbgrüne Farbe. Untergeordnet kommen auch gelbbraune Mineralkörner vor. Die Monazite der Probe TB 100 sind hellgelbgrün durchsichtig. Die Farbintensität nimmt zu kleinen Korngrößen hin stark ab. Die Monazite aller drei Proben zeigen rundlich-xenomorphe Kornformen (Tafel 2, Fig. 4).
Die Monazite der Proben TB 165 und TB 172 besitzen konkordante Alterswerte bei 322 Ma (s. Abb. 14 u. Tab.
A5), die eine Einstellung des U-Pb-Isotopensystems
im Verlauf der Niederdruckmetamorphose
anzeigen.
Im Gegensatz zu den übrigen Monazitproben wurden die Monazite der Probe TB 100 in verschiedenen Korngrößenfraktionen analysiert. Sie zeigen eine deutliche Korngrößenabhängigkeit
der U - und Pb-Konzentrationen,
die sich jedoch genau entgegengesetzt der bei Zirkonen üblichen Korrelation verhält. Mit abnehmender Korngröße
werden auch die U- und Pb-Konzentrationen
der Monazite geringer. Besonders die gröberen Korngrößen dieser
Probe sind mit bis zu 11900 ppm U -reicher als die Monazite aus den anderen Cordierit-Sillimanit-Gneisen,
die
zwischen 6000 ppm U und 8000 ppm U enthalten (s. Tab. A5).
Weitaus größere Unterschiede ergeben sich in den U-Pb-Altern, die bei den Monaziten dieser Probe generell über
400 Ma liegen. Auch hier ist eine Korngrößenabhängigkeit
gegeben (Abb. 15). Die gröbste Fraktion ergibt das
höchste Alter; sie liegt konkordant bei 455 Ma. Mit abnehmender Korngröße werden auch die scheinbaren U-PbAlter der Monazite jünger. Gleichzeitig nimmt die Diskordanz der Datenpunkte zu. Doppelanalysen an neu ausgelesenen Fraktionen ergaben innerhalb der analytischen Ungenauigkeit dieselben Alterswerte (s.a. Kap. 11.3.5). Die
Datenpunkte aller 5 Analysen liegen auf einer Discordia mit den Schnittpunktsaltern 455 :!: 4 Ma und 286 +104/114 Ma. Bislang wurde solch eine, für Monazite ungewöhnliche, diskordante Anordnung der U-Pb-Datenpunkte
nur in einigen seltenen Fällen beobachtet (HANSEN et al. 1978, GEBAUER et al. 1981, BLACK et al. 1984 (s. a.
Kap. 11.1.4.2». In allen drei Beispielen werden die Schnittpunktsalter mit den vorherrschenden, gesteinsprägenden
Metamorphosen
in Beziehung gesetzt. Dabei waren die Metamorphosebedingungen
während der jüngeren
Überprägung zu schwach, als daß die Monazite ihr gesamtes radiogenes Blei hätten verlieren können (vergl.
HANSEN et al. 1978).
Zieht man diesen Vergleich in Betracht, lassen sich die Ergebnisse dieser Probe nur schwer in das konsistente Bild
der bislang aus dem Moldanubikum bekannten Monazitdaten einfügen, die mit ihren Alterswerten um 320 Ma den
Einfluß der variszischen Niederdruckmetamorphose
zeitlich widerspiegeln. Sie stehen auch in Widerspruch zu den
strukturgeologischen
Befunden (STEIN et al. 1986, STEIN 1987), die die gefügeprägenden Deformationen einer
32
Monazitalter:
Moldanubikum / Saxothuringikum
10 km
Abb. 14: Altersdaten
von Monaziten aus Gesteinen der NDE (Moldanubikumj
Saxothuringikum)
0.075
206pb
238U
Ma
TB 100
Cord-Sill-Gneis
Monazit
Abb. 15: Concordiadiagramm
für Monazite der Probe
TB
100 (Cord-SillGneis), mit geringerer
Korngröße nehmen die
U-, die Pb-Konzentrationen und die scheinbaren U-Pb-Alter
der
Monazite ab; MSWD
der Discordia = 0,64
63 - 100 11m -9000 ppm U
-1220 ppm Pbr
<63 11m -8300 ppm U
-1160 ppm Pbr
0.060
0.45
0.60
33
Metamorphose zuordnen. Der Altersunterschied von 130 Ma ist zu groß, als daß die Monazitalter im Verlauf einer
einzigen Metamorphose eingestellt worden wären. Demnach wird in den älteren Monaziten der Probe TB 100
reliktisch das Alter einer früheren Metamorphose oder das Bildungsalter der Monazite überliefert.
Die
Metamorphosebedingungen
während der Niederdruckmetamorphose
haben nicht ausgereicht, um diese alten
Monazite völlig zu verjüngen. Eine Öffnung des U-Pb-Systems zeigt sich in dem kombinierten U-Pb- Verlust der
kleineren Korngrößen, der zu den diskordanten Altersdaten führt. Dieser Zeitpunkt läßt sich aufgrund der Daten
nur vage fassen. Am wahrscheinlichsten ist eine Öffnung während der Niederdruckmetamorphose
oder beim Aufdringen postkinematischer
Granite.
Desweiteren wurden Xenotime einer Quarzmylonitprobe (TB 151) nach der U-Pb-Methode datiert. Diese Mylonite
sind Bestandteil einer steilstehenden Scherzone, in der Glimmerschiefer, Quarzite und Granatmetaaplite miteinander verschuppt sind. Regional stellt diese Schuppenzone den Grenzbereich dar, an dem moldanubische Gneise
(NDE) und die Gesteine der ZEV (MDE) aneinandergrenzen (Abb. 4). Die Quarzmylonite besitzen ein deutliches
s-c-Gefüge, das auf eine nicht-koaxiale Deformation (simple shear) der Gesteine in der Scherzone zurückzuführen
ist (HEINICKE et al. 1986). Nach KLEEMANN (1986) finden sich in den Myloniten dieses Schurfes keine
Anzeichen einer retrograden Überprägung. In den Gesteinen des Schurfes ist dagegen lediglich eine prograd-metamorphe Entwicklung zu beobachten, die unter Temperaturen von 5000 - 5800 C und Drucken von 3 - 4 kb ablief
(KLEEMANN 1986).
Die Xenotimkristalle sind aufgrund ihrer ebenfalls hellgelbgrünen Färbung her leicht mit Monaziten zu verwechseln, unterscheiden sich jedoch durch den Einbau von yS+ anstatt des Ces+, Las+ (Monazit) deutlich in ihrem
Chemismus. Die Kristallform der Xenotime ist bedingt durch die Mylonitisierung des Gesteins plattig; auf einzelnen Kristallen ist eine Striemung erkennbar (Tafel 2, Fig. 5).
Die U-Pb-Analyse
der Xenotime ergab ebenso, wie die Mehrzahl der Monazitanalysen, einen konkordanten
Alterswert der U-Pb-Zerfallsreihen.
Dieser liegt bei 333 :t3 Ma (Tab. A5 u. Abb. 14). Dieses Alter ist signifikant
verschieden von dem der Monazite aus moldanubischen Gneisen, das bei 320 - 324 :t3 Ma liegt.
Aus dem Vergleich von Monazit- und Xenotimdaten aus den Zentralalpen gelangen KÖPPEL & GRÜNENFELDER (1975) zu der Auffassung, daß die beiden U- Th:"haltigen Phosphatmineralien ihr Isotopensystem bei etwa
gleichen Metamorphosebedingungen
schließen. Demnach datieren die Xenotime des Mylonits zeitlich ein anderes
Ereignis als die moldanubischen Monazite. Als wesentlicher Mechanismus des Isotopenaustausches wird die penetrative Deformation bei der Mylonitisierung der Gesteinsfolge unter schwach amphibolitfaziellen
Bedingungen
(KLEE MANN 1986) angesehen, die auch in den deutlich deformierten Xenotimkristallen dokumentiert ist. Insgesamt stellt diese Mylonitisierung jedoch ein geologisches Ereignis dar, das im Verlauf der variszischen Niederdruckmetamorphose stattfand.
111.1.2 Sillimanit- Kalifeldspatzone
111.1.2.1 Biotit-Sillimanit-Gneis
Die Paragneise dieser Metamorphosezone zeigen die Paragenese Sillimanit-Kalifeldspat-Biotit.
Sie wurden unter
0
Metamorphosebedingungen
von 630 C und 2,5 kb gebildet (WAGENER-LOHSE in Vorber.). Beruhend auf dem
Vergleich von Deformation und Kristallisation wird der Metamorphosehöhepunkt
von STEIN & WAGENERLOHSE (in: STEIN et al. 1986) in die Faltungsphasen F2 - Fs gelegt (s. Abb. 2).
Aus diesem Bereich wurden Zirkone, die aus einem psammogenen Biotit-Sillimanit-Gneis,
nördl. Mähring (TB
103), stammen sowie Monazite aus einem Biotit-Granat-Schiefer
(TB 48) analysiert. Diese Probe stammt aus der
unmittelbaren Nachbarschaft eines spät- bis posttektonisch intrudierten Sillgranits (TB 47).
34
Die Korngrößenverteilung
der Zirkone ist deutlich zu einem geringeren Median als Z.B. bei den Zirkonen aus dem
moldanubischen Biotit-Plagioklas-Gneis
(TB 105/2) verschoben. Während die Zirkone in den gröberen Korngrößen
der Probe TB 103 deutlich gerundet sind, nimmt in der Feinfraktion der Anteil idiomorpher Kristalle auf ca. 30 %
zu (Tafel 1, Fig. 5 u. 6).
Die Analysendaten sind in Tab. A5 aufgeführt. Die Zirkone sind U-ärmer und reicher an Pb als die Zirkone aus
der Cordierit-Kalifeldspat-Zone
(vergl. Tab. A4). Dies wirkt sich auf ihre Lage im Concordiadiagramm aus, da sie
insgesamt höhere scheinbare U-Pb-Alter besitzen. Sie streuen schwach um eine Discordia, die ebenso wie die Discordia der Zirkone aus der Cordierit-Kalifeldspat-Zone
Schnittpunktsalter bei etwa 530 Ma und 2,4 Ga aufweist
(Abb. 16). Der Monazit aus dem Biotit-Granat-Schiefer
liegt konkordant bei 322 Ma (vergl. Abb. 14, Tab. A5).
Dieses Monazitalter wird, wie auch schon im Fall der Cordierit-Sillimanit-Gneise,
als zeitlicher Ausdruck der
variszischen Niederdruckmetamorphose
gesehen.
0.15
206pb
23BU
2429:t 24 Ma
Ma
0.07
0.6
Abb. 16: Concordiadiagramm
2
für Zirkone aus Biot-Sill-Gneis
(TB 103), MSWD der Discordia
=
5,60
111.1.2.2 Sillgranit
Die Zone Tirschenreuth-Mähring
ist gekennzeichnet durch das Auftreten zahlreicher Granodioritlinsen, die konkordant zum Lagenbau der Biotit-Sillimanit-Gneise
und -Schiefer intrudiert sind. Nach STETTNER (1979) ist
diese Konkordanz der Granitoide zum Nebengestein in allen Dimensionen von kartierbaren Gesteinskörpern bis
hinzu Granitbändchen im mm-Bereich zu beobachten. Da diese Granitoide an der Oberfläche stark vergrust sind,
ließen sich diese Verbands verhältnisse nur in einem Schurf nachvollziehen, der im Rahmen der K TB- Voruntersuchungen am Poppenreuther Berg, S' Poppenreuth,
angelegt wurde. Die Granitoide bilden dort teils Einzelkörper
von mehreren Metern Mächtigkeit; teils durchziehen sie auch in Form mm- bis ern-starker, konkordanter Gänge
das Nebengestein (de WALL et al. 1986, KLEEMANN 1986). Sie zeigen keine oder nur schwache Anzeichen einer
Deformation, übernehmen jedoch in Randbereichen zum Nebengestein den alten Lagenbau der Schiefer in Form
eingeregelter Biotitschlieren (STETTNER 1979, KLEEMANN 1986). Daraus ergibt sich eine spät- bis posttek-
35
tonische Platznahme der Granitoide
in der Zone Tirschenreuth-Mähring
nach Ablauf der Hauptdeformationen
(DE
WALL et al. 1986).
Aufgrund dieser Gefügemerkmale sieht STETTNER (1979) die Entstehung dieser Granitoide als Metatexite im
Zusammenhang mit der Bildung der Biotit-Sillimanit-Gneise
im Rahmen einer assyntischen Überprägung. Die zeitliche Einstufung steht jedoch im Widerspruch zu den Befunden von SCHREYER (1966) und STEIN & WAGENER-LOHSE (in: STEIN et al. 1986), die in Bezug auf die Metamorphose und Deformation einen kontinuierlichen
Übergang vom Moldanubikum ins Saxothuringikum im Rahmen der variszischen Niederdruckmetamorphose
aufzeigen. Aus dieser gegensätzlichen Interpretation geologischer Befunde wird ersichtlich, daß den Sillgraniten eine
Schlüsselposition zur zeitlichen Einstufung der gesteinsprägenden Niederdruckmetamorphose
zukommt.
Altersbestimmungen an Zirkonen und Monaziten wurden an einer frischen Gesteinsprobe aus dem Schacht Wäldl,
170m Sohle, N' Mähring (TB 47) durchgeführt. Um den möglichen Einfluß einer starken Verwitterung auf das UPb-Isotopensystem in Monaziten zu bestimmen, wurden zwei weitere Proben völlig vergruster Sillgranite aus dem
Schurf 1 am Poppenreuther Berg (TB 180, TB 181) bearbeitet.
Die Zirkonpopulationen sind bestimmt durch idiomorphe, klar-rosafarbene Kristalle (Tafel 2, Fig. 1 u. 2), deren
bevorzugtes Längenwachstum als Indiz für eine magmatische Kristallisation gewertet wird (vergl. Kap 11.1.3.1:
POLDERVAART 1950 u. HOPPE 1963). Untergeordnet « 5%) treten abgerundete oder bräunlich gefärbte Zirkone
auf, die unter dem REM rundliche Einbuchtungen aufweisen (Tafel 2, Fig.3). Daneben ergibt sich auch aus
Kathodolumineszenzuntersuchungen
ein Hinweis auf eine ältere Zirkongeneration
in Form von diskordant
umwachsenen Kernen in nadeligen Kristallen (Tafel 4, Fig.2; vergl. WILLIAMS et al. 1983). Bei den Monaziten
handelt es sich um xenomorphe, hellgelbgrüne, meist klare Kristalle.
Es wurden sieben Zirkonfraktionen
aus dem Korngrößenbereich
zwischen 25 J.lm und 160 J.lm analysiert. Die UKonzentrationen liegen zwischen 1133 ppm und 1855 ppm; sie zeigen keine Korngrößenabhängigkeit
(Tab. A6).
Die Pb-Konzentrationen
variieren zwischen 64 und 85 ppm. Die Ungenauigkeit der Schnittpunktsalter
ist mit
365 +38/-32 Ma und 60 +34/-60 Ma relativ hoch, da die Zirkondatenpunkte
sehr nahe an der Concordia liegen
(Abb. 17). Durch Mehrfachbestimmungen
an drei neu ausgelesenen Proben der Zirkonfraktion 63-80 J.lm wurde
versucht die analytische Ungenauigkeit
abzuschätzen. Diese drei Analysenpunkte
fallen auch innerhalb des
analytischen Fehlers nicht zusammen, liegen jedoch zusammen mit den anderen Korngrößenfraktionen
auf der
Discordia. Dies läßt sich am ehesten durch eine inhomogene Zusammensetzung der einzelnen Zirkonfraktionen erklären, so daß durch das dreimalige erneute Auslesen jeweils verschiedene Mischungsverhältnisse
der beiden
unterschiedlich alten Zirkonkomponenten (365 Ma u. 60 Ma) erhalten wurden.
Die Analyse des Monazits aus derselben Probe ergab ein konkordantes Alter bei 317 :t3 Ma (Tab. A6, Abb. 14 u.
17). Trotz des starken Verwitterungsgrades ergaben die Analysen der Monazite aus den beiden vergrusten Granitoidproben ebenfalls konkordante Alterswerte bei 313 :t3 Ma, bzw. 320 :t3 Ma, die innerhalb des Fehlerbereiches
mit der Monazitdatierung der frischen Probe übereinstimmen.
Die Altersbestimmungen an Zirkonen und Monaziten bringen damit den Beweis einer spätvariszischen Bildung der
Granitoide, in jedem Fall deutlich jünger als die von STETTNER (1979) vermutete assyntische Genese. Da die
Granite einerseits einen geringen Anteil älterer, prämagmatischer Zirkone aufweisen, sich andererseits aber aus
petrologisch-geologischen Befunden eine enge zeitliche Beziehung zwischen Niederdruckmetamorphose
und Granitentstehung besteht, müssen die konkordanten Monazitalter als Intrusionsalter angesehen werden. Bedingt durch die
Anwesenheit der prämagmatischen Zirkongeneration wird für die Zirkone zum Zeitpunkt der Intrusion daher eine
schwach diskordante Lage bei etwa 320 Ma angenommen. Bei einem späteren Bleiverlust tritt eine Störung des UPb-Isotopensystems der Zirkone ein, die zu der vorliegenden linearen Anordnung der Datenpunkte führte. Daher
wird das obere Schnittpunktsalter als maximales Intrusionsaiter interpretiert. In diesem Zusammenhang erscheint
der Nachweis einer "ererbten, alten Bleikomponente" in magmatisch gebildeten, transparenten und homogen, ohne
jeden Kern, erscheinenden Zirkonen von Bedeutung (SCHÄRER & ALLEGRE 1983).
36
0.07
206pb
238U
TB 47
Sillgranit
Ma
0.03
0.2
Abb. 17: Concordiadiagramm
0.6
für Zirkone und Monazite aus Sillgranit (TB 47), MSWD der Discordia
=
1,29
Eine sinnvolle Erklärung des unteren Schnittpunktsalters der Zirkon-Discordia bietet sich in einer Korrelation mit
Apatitspaltspurenaltern,
die von ZAUN & WAGENER (1986) an derselben Probe (TB 47) gemessen wurden. Die
Messungen ergaben ein Alter von 57 :t4 Ma, das von den Autoren als Abkühlung des Gesteins unter 100° C während der jüngeren Hebungsgeschichte des Gebietes interpretiert wird.
111.2 Saxothurlnglkum
111.2.1 Muscovit-SlIIlmanit-Zone
Die Gesteine dieser Mineralzone sind überwiegend als Glimmerschiefer ausgebildet. Sie sind eindeutig dem Saxothuringikum zugeordnet (KOSSMAT 1927, STETTNER 1979). Aus der Tatsache, daß auch altpaläozoische Glimmerschiefer überprägt wurden, schließt SCHREYER (1966) auf ein variszisches Alter der Metamorphose. Auch
STETTNER (1979) stuft sie im Saxothuringikum als variszisch ein. Anhand der Paragenese Sillimanit-MuscovitBiotit bestimmte WAGENER-LOHSE
(in Vorber.) die Metamorphosebedingungen
mit einer Temperatur von
580° :t 50° C und einem Druck von 2 - 2,5 kb. Der Metamorphosehöhepunkt
wird von STEIN & WAGENERLOHSE (in: STEIN et al. 1986) in Bezug auf die Deformation als spät-F2 bis syn-Fg eingestuft.
Die Monazite der Probe TB 173 (s. Abb. 4) zeigen die bislang beobachteten Farben gelbgrün und gelbbraun. Auffällig gegenüber den moldanubischen Proben ist eine Zunahme des Anteiles idiomorpher Kristalle (-15%) an der
Gesamtpopulation, in der stark gerundete Körner überwiegen. Die idiomorphen Monazite besitzen gerundete Kanten sowie schwach genarbte Flächen auf (Tafel 2, Fig. 6). Dieses Erscheinungsbild läßt sich auf mehrfache Weise
erklären: Aus dem Vergleich zu detritischen Zirkonen liegt die Vorstellung nahe, daß diese Oberflächenstrukturen
von einem sedimentären Transport bei geringer Transportweite herrühren. Möglich erscheint aber auch ein metamorphes Wachstum der Monazite, wobei die Strukturen (Kantenrundung, genarbte Flächen) auf eine Anlösung der
37
Monazitkristalle bei der Deformation zurückzuführen
idiomorpher Kristalle an der Gesamtfraktion.
wären. Für die zweite Möglichkeit spricht der erhöhte Anteil
Für die Analyse wurden nur idiomorphe Kristalle ausgelesen. Die Analyse der ausgewählten Kristalle ergab ein
konkordantes Alter bei 320 :t3 Ma (s. Tab. A6 u. Abb. 14). Wie auch schon in den moldanubischen Proben datieren
die Monazite auch in den saxothuringischen Glimmerschiefern den Einfluß der an hand von petrologisch-strukturgeologischen Befunden als variszisch eingestuften Niederdruckmetamorphose.
111.2.2 Andalusit-Zone
Mit dem Ziel, die Monazitdatierungen
über das Profil der von der Niederdruckmetamorphose
erfaßten Gesteine
kontinuierlich fortzusetzen, wurden insgesamt drei Proben (TB 104, TB 145, TB 164; s. Abb. 4) aus dieser Mineralzone aufbereitet. Die Proben umfaßten sowohl mehr pelitische, als auch mehr psammogene Gesteine. In keiner
der aufbereiteten Proben ließ sich Monazit identifizieren. Für diesen Umstand sind zwei Erklärungsmöglichkeiten
denkbar:
a) Die Metasedimente sind primär frei von detritischem
Reaktionen Monazit bilden.
Monazit oder ähnlichen Mineralen,
die bei metamorphen
b) Die Metamorphosebedingungen,
die von WAGENER-LOHSE (in Vorber.) mit T = 5300 C und P -2 kb angegeben werden, liegen außerhalb des StabiIitätsbereiches von Monazit, sodaß entweder alter, detritisch vorhandener
abgebaut wurde, oder aber neuer noch nicht metamorph gebildet wurde.
111.2.3 Epigneis
Neben der zeitlichen Auflösung der Metamorphosegeschichte von Moldanubikum und Saxothuringikum war auch
die Datierung prämetamorpher, magmatischer Aktivitäten angestrebt. Für diese Fragestellung schien der im Bereich
des Fichtelgebirges weit verbreitete Epigneis geeignet. Die Entstehung dieser Porphyroidschiefer
bis -gneise, die
subparallel in den mittleren bis hangenden Teil einer kambro-ordovizischen
Sedimentfolge eingeschaltet sind
(STETTNER 1981), wurde von den einzelnen Bearbeitern unterschiedlich gedeutet. Während GÜMBEL (1879) für
das Ausgangsgestein der Epigneise noch eine sedimentäre Bildung vermutet, wurde später ein saures Eruptivgestein
als Edukt angenommen (WURM 1925a, b, 1961). STETTNER (1981) sieht die Epigneise in Zusammenhang mit
granitoiden Gneisen, die an der Basis altpaläozoischer Sedimente vorkommen. Die Möglichkeit, mit Hilfe einer
Altersbestimmung an. Zirkonen Auskunft über das magmatische Ereignis zu erhalten, erschien für den Epigneis
recht groß, da dieser Bereich des Fichtelgebirges unter grünschieferfaziellen
Bedingungen überprägt wurde
(MIELKE & SCHREYER 1969, MIELKE et aI. 1979).
Die ausgewählte Probe TB 112 stammt aus dem nordwestlichen Teil des Fichtelgebirges (s. Abb. 4). Makroskopisch
weist die Probe neben einer engständigen Bänderung eine Runzelschieferung auf. In dem hellgrauen, mylonitischen
Gestein sind bis ern-große Porphyroklasten von Quarz und Kalifeldspat in eine Matrix aus feinkörnigem Quarz
und Serizit eingebettet. Der Quarz der Grundrnasse zeichnet z.T. Kleinfältelung in serizitreichen Partien nach; im
Druckschatten von Porphyroklasten fand eine Anreicherung von Matrixquarz statt. Ein Pflastergefüge mit Großwinkelkorngrenzen und den dafür typischen Tripelpunkten zeigt ein fortgeschrittenes Rekristallisationsstadium
von
Quarz in der Grundrnasse an. Die Einsprenglingsquarze zeigen infolge der tektonischen Beanspruchung undulöse
Felderteilung und Deformationsbänderung.
Randlieh werden die Klasten von Matrixmineralen verdrängt.
Das Zirkonkonzentrat setzt sich aus zwei zahlenmäßig etwa gleich stark vertretenen Populationen zusammen. Zum
einen kommen bräunliche, teilweise braunviolette detritisch abgerundete Zirkone mit einer genarbten Oberfläche
vor. Beim zweiten Typ zeigen idiomorphe Kristallflächen sowie langprismatischer Habitus der Kristalle, daß diese
38
Zirkone magmatischen Ursprungs sind. Bei diesem Typ fehlt jedes Anzeichen von Rundung oder detritischem
Transport. Er ist am ehesten mit den idiomorphen Zirkonen des SiIIgranits TB 47 vergleichbar (vergI. Tafel 2, Fig.
1 u. 2).
Die massenspektrometrischen
Bestimmungen ergaben für die Zirkone U-Gehalte zwischen 470 ppm und 690 ppm
(Tab. A6). Bei dieser Probe sind Korngröße und U-Konzentration so korreliert, daß mit steigender Korngröße der
Gehalt an U abnimmt. Die U-Pb-Datenpunkte
definieren eine Discordia mit den Schnittpunktsaltern
449 ::t4 Ma
und 1960 +38/-40 Ma (Abb. 18).
0.13
206pb
23BU
TB 112
Epigneis
,
,/
1960+ 3B Ma
- 40
Ma
0.03
1.3
0.3
Abb. 18: Concordiadiagramm
für Zirkone aus Epigneis (TB 112), MSWD der Discordia
=
4,58
Da die Epigneise etwa konkordant in kambro-ordovizischen
Sedimente eingebettet' und z.T. mit diesen verzahnt
sind, kann das untere Schnittpunktsalter nicht als Metamorphosealter interpretiert werden. Zeitlich ist die variszische Regionalmetamorphose
in diesem Bereich durch K-Ar-Datierungen
an synkinematisch gesproßten Phengiten
einer Epigneisprobe nachgewiesen, die Alterswerte von 311::t7 Ma, bzw. 287::t6 Ma ergaben (FRENTZELBEYME 1985). Vielmehr wird das untere Schnittpunktsalter der Zirkone mit der Bildung des magmatisch-effusiven Edukts der Epigneise korreliert, die sich in der idiomorphen, langprismatischen Zirkonkomponente äußert. Das
obere Schnittpunktsalter rührt vom Anteil alter, detritischer Zirkone her, die aus assimiliertem oder aufgeschmolzenem Krustenmaterial stammen. Dieses Beispiel zeigt, daß sich die bislang nur bei sauren Intrusiva weit verbreitete Vorstellung ererbter, alter Zirkone (GULSON & KROGH 1973, WILLIAMS et al. 1983) auch auf Effusiva
übertragen läßt.
39
IV
IV.I
IV.l.I
U - Pb- Datierungen an Gesteinen der Zone von Erbendorf - Vohenstrauß
(Z E V, Mitteldruckmetamorphe
Einheit)
Paragneise
Granat-Disthen-Gneis
Diese in einem schmalen Streifen am Süd rand der ZEV vorkommenden Gesteine werden von VOLL (1960) als
Gneise mit Granulittendenz bezeichnet. Sie zeichnen sich durch ein Zurücktreten von primärem Biotit aus. Den
granulitischen Charakter dieses Gesteins bestimmt ein oft hoher Anteil an Granat und Disthen. Granat wird sekundär von Rissen und Spalten aus in Biotit umgewandelt. Helle Quarz-Feldspatlagen bilden in dem ansonsten dunkelgrauen Gneis eine intensive Faltung ab. Der gefaltete Lagenbau wird z.T. von postgranulitischen, anatektischen
Aploidbändern diskordant abgeschnitten (BLÜMEL 1983).
VOLL (1960) sieht in den Granat-Disthen-Gneisen
keine mineralfazielle Vertretung der moldanubischen CordieritSillimanit-Gneise, sondern einen älteren Komplex mit einem eigenständigen, vom Moldanubikum abweichenden
Deformationsplan. BLÜMEL (1983) schätzt die Metamorphosebedingungen
auf der Basis der Verteilungskoeffizienten KoFe-Mg von Granat-Biotit-Paaren
und Ko Ca in Granat-Plagioklas-AI2Si06-Quarz
Paragenesen auf T = 6500 0
750 C und Ptot = 6-8 kbar ab. Die Mineralparagenese der Granat-Disthen-Gneisen
repräsentiert nach BLÜMEL
(in: KTB 1985) in der ZEV, ausgehend von einem durch Eklogit-Amphibolite
belegtes Hochdruckereignis,
ein
späteres mitteldruckmetamorphes
Stadium unter amphibolitfaziellen Bedingungen.
Dieser hohe Grad der Metamorphose spiegelt sich auch im Erscheinungsbild der Zirkone aus der bearbeiteten
Probe (TB 9) wider. Die meisten Kristalle sind klar-durchsichtig bis hellrosa; es treten aber auch vereinzelt hellbraun gefärbte auf. Morphologisch zeigen rundlich-detritische
Körner eine glatte Kristalloberfläche ohne die sonst
häufig beobachteten Schlagmarken (Tafel 3, Fig. 2). Dies wird als Anzeichen für ein Ausheilen und Neuwachstum
der Zirkone gewertet, das schließlich zu idiomorphen Zirkonen mit prismatischen Anwachssäumen führt (Tafel 3,
Fig. I). In den kleineren Korngrößen nimmt der Anteil der idiomorphen Zirkone zu (Tafel 3, Fig. 3). Unter
Kathodolumineszenzbedingungen
werden sowohl zonierte Zirkone, als auch solche mit einer fleckenhaften Felderteilung sichtbar (Tafel 4, Fig. 3).
Die Monazite sind klar hellgelb. Sie weisen eine meist rundlich-xenomorphe
Kornform auf; der Anteil idiomorpher
Kristalle ist gering « 5%). Neben den Monaziten aus der frischen Gesteinsprobe wurden bei diesem Gesteinstyp
auch Monazite einer stark verwitterten Probe (TB 143) analysiert. Diese weisen dieselben morphologischen Formen
wie die Monazite aus frischem Granat-Disthen-Gneis
auf, zeichnen sich aber wahrscheinlich infolge eines Fe-Belages durch eine eher bräunliche Färbung aus.
Die sechs gemessenen Korngrößenfraktionen
der Zirkone reihen sich in idealer Weise auf einer Discordia mit den
Schnittpunktsaltern
391 +4/-2 Ma und 2466 j:50 Ma auf (Abb. 19). Bei dieser Probe sind Korngröße, scheinbare
U-Pb-Alter und, mit Ausnahme einer Analyse, auch der U-Gehalt miteinander korreliert: dabei besitzt die größte
Korngröße am wenigsten U und die höchsten scheinbaren U-Pb-Alter. Mit abnehmender Korngröße werden die
Zirkone immer U-reicher und jünger in ihren Alterswerten (Tab. A 7). Die U-Pb-Analysen an Monaziten der frischen und der verwitterten Probe führten zu konkordanten Alterswerten bei 378 j:3 Ma (Tab. A7 u. Abb. 19). Eine
Beeinflussung des U-Pb-Isotopensystems
in Monaziten durch die Verwitterung des Trägergesteins ist nicht erkennbar. Die Differenz in den U-Pb-Konzentrationen
zwischen verwitterter (-4950 ppm U) und frischer Probe
(-6000 ppm U) mag vielmehr in primären Unterschieden begründet sein, da sich die entsprechenden Analysen an
Monaziten aus dem moldanubischen Cordierit-Sillimanit-Gneis
(TB 105/1) invers dazu verhalten. Hier sind die
Monazite der verwitterten Probe mit -8000 ppm U-reicher als die aus dem frischem Gneis, die etwa 7000 ppm U
besitzen (vergl. Tab. A4).
40
Das hohe obere Schnittpunktsalter
von ca. 2,4 Ga fällt in den Bereich der bislang an Zirkonen aus Paragneisen
gewonnenen Daten (GRAUERT et al. 1973, v. BREEMEN et al. 1982). Es wird als Hinweis auf das durchschnittliche Alter der Gesteine oder einer durchgreifenden Überprägung im ehemaligen Liefergebiet gewertet. Im
Gegensatz zu den Ergebnissen an den Metasedimenten aus den verschiedenen Metamorphosezonen des Moldanubikums fallen beim Granat-Disthen-Gneis
unteres Schnittpunktsalter der Zirkondiscordia und konkordante Monazitalter in denselben Altersbereich bei 380-390 Ma.
Aufgrund der Tatsache, daß zwei voneinander unabhängig reagierende Geochronometer (Zirkon und Monazit) zeitlich auf denselben Bereich in der metamorphen Entwicklung eines Gesteins hinweisen und aufgrund der morphologischen Befunde an den Zirkonen, die auf ein Neuwachstum unter hochmetamorphen Bedingungen deuten, wird
dem datierten zeitlichen Ereignis besondere Bedeutung beigemessen. Diese Gründe sprechen für eine Korrelation
der geochronologischen Daten mit der von VOLL (1960) und BLÜMEL (1983 u. in: KTB 1985) beschriebenen
druckbetonten Metamorphose als durchgreifendem, gesteinsprägendem Ereignis.
0.09
206pb
23BU
TB 9
Gt-Disth-Gneis
2466:!: 50 Ma
Ma
0.05
0.4
Abb. 19: Concordiadiagramm
0.9
für Zirkone und Monazite aus Gt-Disth-Gneis
(TB 9), MSWD der Discordia
=
0,72
IV.l.2 Blotit- Plagioklas-Gneis
Die weit verbreiteten Para gneise haben nach BLÜMEL (1982) ein einfach-metamorphes
Stadium unter schwächer
metamorphen Bedingungen als die Granat-Disthen-Gneise
durchlaufen. Das Gestein ist im cm:-Bereich in helle
Quarz-Feldspat-Lagen
und dunkle Biotitbänder differenziert, die stark gefaltet sind. In dem ungleichkörnigen
Gestein treten neben großen Quarzen, die eine undulöse Felderteilung aufweisen, auch feinkörnige Quarzrekristallisate auf. Die Deformation der Glimmer führt zu einer Verbiegung und Knickung, die in einer Polygonisierung
der Kristalle endet. In stärker deformierten Bereichen ist eine Rekristallisation der Biotite zu beobachten.
Die Lage der Probe TB 101 aus dem mittleren Teil der ZEV ist in Abb. 4 dargestellt. Die Monazitfraktion ist
bestimmt von hellgelbgrünen, klaren gerundeten Kristallen. Bei den Zirkonen überwiegen detritische Formen.
41
Größere bräunlich-dunkelbraune
Kristalle weisen neben der starken Rundung deutlich sichtbare Einkerbungen auf
(Tafel 3, Fig. 5), die auf sedimentären Transport zurückzuführen sind. In den kleineren Korngrößen besitzen die
Zirkone eine hellbraune Färbung. Hier treten z.T. auch hypidiomorphe Zirkone auf (Tafel 3, Fig. 4).
Bei Kathodolumineszenzuntersuchungen
wurden sowohl zonierte Kristalle beobachtet, als auch solche mit einer
flecken haften Internstruktur (Tafel 4, Fig. 4). Während der Zonarbau sicherlich als Merkmal eines primär magmatischen Wachstums zu werten ist, läßt sich die domänenhafte Verteilung im zweiten Typ, analog zu den Lumineszenzerscheinungen in umgewandelten Karbonaten (RICHTER & ZINKERNAGEL
1981), mit einer möglichen
Rekristallisation und Umverteilung von Spurenelementen in den Zirkonen erklären.
Die Analyse einer Monazitfraktion ergab wie im Fall des hochmetamorphen Granat-Disthen-Gneises
einen konkorder analysierten Zirkonfraktionen
danten Alterswert von 380 j) Ma (Tab. A 7 u. Abb. 20). Die U-Pb-Datenpunkte
hingegen liegen diskordant (Abb. 20).
Der U -Gehalt der Zirkone variiert zwischen 350 ppm und 630 ppm; eine strenge Korrelation von U -Gehalt und
Korngröße ist nicht gegeben (Tab. A7). Doppelbestimmungen an zwei Zirkonaufschlüssen dieser Probe wurden zur
Bestimmung der analytischen Ungenauigkeit durchgeführt (vergl. Kap. 11.3.5). Neun Datenpunkte definieren eine
Discordia, deren Schnittpunktsalter bei 479 :1:2Ma und bei 2432 :1:4Ma liegen. Die Datenpunkte der drei Fraktionen <25 J'm, 40-63 J'm und 100-125 J'm liegen außerhalb des Analysenfehlers unterhalb der berechneten Discordia. Eine mögliche Erklärung scheint in einer leicht modifizierten Probenpräparation zu liegen. Da in der Zirkonfraktion nach der Dichtetrennung noch ein großer Anteil an Rutil und Sillimanit vorhanden war, wurde an einigen Korngrößen eine weitere Fraktionierung mithilfe des FRANTZ-Magnetscheiders
durchgeführt. Es gelang
dadurch, den Anreicherungsfaktor
für Zirkon zu verbessern. Gleichzeitig trat jedoch bei der gewählten Einstellung
0.24
206pb
,
238U
,/
/'
I~
24321:4
Ma
Ma
0.04
0.3
Abb. 20: Concordiadiagramm
3,33
für Zirkone und Monazite aus Biot-Plag-Gneis
4.8
(TB 101), MSWD der Discordia
=
42
des Magnetscheiders (10 Seitenneigungjl,5
A) eine Trennung in magnetische und unmagnetische Zirkone ein, von
denen die magnetischen analysiert wurden. Die bestehenden Abweichungen dieser Analysen können daher mit
einer geringfügig unterschiedlichen U -Pb-Systematik der beiden unterschiedlich magnetischen Fraktionen erklärt
werden.
Wie auch schon im Fall der hochmetamorphen Granat-Disthen-Gneise
spiegeln die Monazite des Biotit-PlagioklasGneises das Alter der gesteinsprägenden Metamorphose wider. Die Zirkone dieser Probe weisen sehr hohe scheinbare U-Pb-Alter
auf, wie sie aus keiner der bearbeiteten Proben bekannt sind. Da aus den morphologischen
Untersuchungen Anzeichen für metamorphes Zirkonneuwachstum fehlen, läßt sich die Lage der Datenpunkte nur
.durch einen Verlust der Kristalle an radiogenem Blei erklären. Offensichtlich sind sie von dem Ereignis, das den
Bleiverlust bewirkte, nur in geringem Maße betroffen worden. Der Bleiverlust der Zirkone fand also unter relativ
schwach metamorphen Bedingungen statt, unter denen weder Zirkon neugebildet wurde, noch die Oberflächenstrukturen der alten detritischen Zirkone ausheilten.
(1976) an ZirkoDiese Vorstellung steht im Einklang mit den Ergebnissen, die GEBAUER & GRÜNENFELDER
nen aus schwach metamorphen Sedimenten der Montagne Noire, französisches Zentralmassiv, erhielten. Die Autoren kamen hier zu dem Schluß, daß bei der Rekristallisation metamikter Zirkone das U-Pb-System schon bei
Temperaturen von 3500 - 4000 C geöffnet wird. Diese Öffnung des Isotopensystems wird begünstigt durch eine
starke Strahlenschädigung metamikter Zirkone infolge des radioaktiven Zerfalls.
Eine weitere Möglichkeit ein derartiges U-Pb-Datenmuster
mit hohen scheinbaren Altern zu erklären, wäre die
Anwendung des "Umwandlungsmodells". Dieses Modell geht auf KROGH & DAVIES (1975) zurück, die die
umgewandelten Bereiche metamikter Zirkone vom Rest der Kristalle durch "Ieaching", also durch partielles Auflösen des Zirkons in Säure, trennten. Die Isotopenanalysen ergaben für diese Bereiche sehr viel jüngere U-Pb-Alter
als für den Lösungsrückstand der Zirkone mit sehr hohen scheinbaren U-Pb-Altern,
wobei die Gesamtanalysen
eine Mischung beider Komponenten auf einer gemeinsamen Discordia darstellen. Bei dieser Modellvorstellung geht
man davon aus, daß der Bleiverlust der metamikten Zirkone in einem relativ hohen Krustenniveau unter Temperaturen stattfindet, bei denen noch keine Ausheilungsprozesse (s.o.) in den Kristallen aktiv werden.
Beiden Modellen gemeinsam ist die Erklärung eines Bleiverlustes bei niedrigen Metamorphosebedingungen,
wobei
allerdings ein gradueller Unterschied in der Höhe der im Gestein erreichten Temperaturen besteht. Aufgrund der
bei den Kathodolumineszenzuntersuchungen
häufig beobachteten Kristallstrukturen
in den Zirkonen, die auf eine
Rekristallisation hinweisen, erscheint im Fall des Biotit-Plagioklas-Gneises
die von GEBAUER & GRÜNENFELDER (1976) diskutierte Vorstellung eines Ausheilens alter, metamikter Zirkone unter niedrigmetamorphen
Bedingungen und einem damit verbundenen Bleiverlust als sehr wahrscheinlich.
IV.2 Metamorphe
IV.2.t
Magmatite
Augengneis
Nach VOLL (1960) sind die Augengneise, die aus ehemaligen Graniten hervorgegangen sind, in einen variszischen
Schuppen bau mit einbezogen, der den Südteil der Zone von Erbendorf - Vohenstrauß kennnzeichnet. Die Probe
weist eine starke Paralleltextur auf. Aus den einzelnen Lagen treten deutlich sichtbar zahlreiche Kalifeldspatporphyroklasten hervor.
Ähnlich wie beim Epigneis ist auch bei dieser Probe (TB 142) die Zirkonfraktion
von zwei deutlich unterscheidbaren Populationen bestimmt. Ingesamt herrschen schwach braun gefärbte, aber dennoch durchsichtige Kristalle vor, deren langprismatisch-idiomorpher
Habitus magmatisches Wachstum erkennen läßt. In den gröberen
Korngrößen nimmt der Anteil bräunlicher, gerundeter Zirkone zu, die detritischen Ursprungs sind. Die Monazit-
43
fraktion setzt sich überwiegend aus gelbbraunen und gelbgrünen, milchigen
hauptsächlich gerundete Kornformen; nur wenige Kristalle sind idiomorph.
Kristallen
zusammen.
Sie zeigen
Die massenspektrometrische
Analyse ergab für die Zirkonfraktionen
eine sehr concordianahe Lage der U-PbDatenpunkte bei geringer Schwankungsbreite der U-Konzentrationen
(Tab. A8). Vier der insgesamt sechs analysierten Korngrößenfraktionen
definieren eine Discordia mit den Schnittpunktsaltern 457 :t2 Ma und 1571 +42/-62Ma (Abb. 21). Die Datenpunkte der beiden kleineren Fraktionen liegen unterhalb der berechneten Regressionsgerade. Als bestimmendes Ereignis, das sich dominant in den fast konkordanten Punkten nahe beim unteren
Schnittpunktsalter widerspiegelt, wird die magmatische Kristallisation der idiomorphen Zirkone angesehen. Hierauf
deuten auch die homogenen, über den gesamten Korngrößenbereich
gleichverteilten U-Gehalte der Kristalle hin.
Das hohe, obere Schnittpunktsalter wird zurückgeführt auf einen Anteil älterer, ererbter Zirkone, wie er für zahlreiche Granitoide nachgewiesen ist (u.a. GRAUERT & ARNOLD 1968, GULSON & KROGH 1973, BICKFORD
et a1. 1981, HENJES-KUNST et a1. 1984).
0.084
206pb
238U
TB 142
1571+ 110 Ma
- 106
Augengneis
457:t 2 Ma
0.044
0.35
Abb. 21: Concordiadiagramm
0.75
für Zirkone und Monazite aus Augengneis (TB 142), MSWD der Discordia
=
1,79
Die Punktlage der beiden kleineren Zirkonfraktionen unterhalb der Discordia deutet auf einen Bleiverlust bei der
späteren metamorphen Überprägung hin, die die Gesteine der ZEV vor 380-390 Ma erfaßte (TEUFEL et a1. 1985,
SCHÜSSLER et a1. 1986). Ein weiterer Hinweis hierfür zeigt sich in dem Vergleich der U-Pb-Konzentrationen
aller Zirkonfraktionen. Bei etwa gleichen U-Gehalten sind die Konzentrationen an radiogenem Blei für die beiden
Fraktionen< 63 J.lm mit -53 ppm Pbr deutlich geringer als die der vier gröberen Kornfraktionen mit -56 ppm Pbr
(vergI. Tab. A8). Dieser Unterschied entspricht einem Verlust von ca. 5% des radio gen gebildeten Bleis. Ein
metamorpher Bleiverlust aller Zirkone, wie ihn GRAUERT & ARNOLD (1968) im Falle der granitischen Orthogneise des Silvrettakristallins fordern, erscheint aufgrund der oben erwähnten homogenen und zugleich relativ
niedrigen U-Konzentrationen
unwahrscheinlich. Eine metamorphe Beeinflussung des U-Pb-Isotopensystems
sollte
sich dagegen in einer stärker korngrößenabhängigen Elementfraktionierung
ausgewirkt haben.
44
Im Gegensatz zu den in der Literatur (vergl. Kap. 11.1.4.2) und auch im Rahmen dieser Untersuchungen häufig
beobachteten konkordanten Alter ergab die Analyse von zwei Monazitfraktionen dieser Probe diskordante Alterswerte bei 380 - 390 Ma (Abb. 21 u. Tab. A8). Diese werden als zeitlicher Hinweis auf die in der ZEV gesteinsprägende Mitteldruckmetamorphose
gewertet, wie sie auch anhand von Monazit- und Zirkonuntersuchungen
an Paragneisproben (s. Kap. IV.!.) nachgewiesen ist. Für die Diskordanz der Monazite bieten sich zwei Erklärungsmöglichkeiten an:
a) Im ersten Fall unterliegt eine ursprünglich vor ca. 460 Ma magmatisch kristallisierte
einer metamorphen Beanspruchung, die aber keinen vollständigen Bleiverlust bewirkt.
Monazitgeneration
b) Eine andere Möglichkeit wird in der Existenz zweier unterschiedlich alter Monazitgenerationen,
magmatischen (460 Ma) und einer metamorphen (380-390 Ma), gesehen, die bei ungleichgewichtigen
schungsverhältnissen ebenfalls zu einer Diskordanz der Datenpunkte führt.
einer
Mi-
So unterschiedlich beide Erklärungen auch scheinen, in beiden Fällen wird die zumindest teilweise Anwesenheit
einer älteren Monazitgeneration impliziert. Das bedeutet, das die Bedingungen während der metamorphen Überprägung der Augengneise nicht hoch genug waren, um die Erinnerung des U-Pb-Isotopensystems
in den Monaziten an
die magmatische Bildung der Kristalle auszulöschen.
IV.2.2
Orthogneis
Die Probe TB 120 stammt aus dem Amphibolitsteinbruch Oedenthal, südliche ZEV (Abb. 4). Hier steht im oberen
Abbaubereich ein ca. 6-7 m mächtiger Orthogneisgang an, der den Amphibolit diskordant durchschlägt. Das leukokrate, gelblich-weiße Gestein weist ein mylonitisches Gefüge auf. Es setzt sich aus folgenden Mineralen zusammen:
Quarz, Kalifeldspat, Plagioklas, Muscovit und Granat. Die größeren Quarze sind parallel zur Foliation gelängt; sie
weisen unregelmäßige Korngrenzen auf. In Zwickeln zwischen den gröberen Quarzen und Feldspäten setzt Quarzrekristallisation ein. Das Fehlen von Druckschatten zeigt ein postkinematisches Wachstum von Granat an. Aus dem
metamorphen Geflige leitet STEIN (1987) einen spät-synmetamorphen Zeitpunkt flir die Granitintrusion ab.
Zirkon tritt in dieser Probe nur als seltenes, akzessorisches Mineral auf. Ausgehend von einem Probengewicht von
-50 kg belief sich das Zirkonkonzentrat nach Aufbereiten der Probe auf nur ca. 25 mg. Auch diese geringe Menge
wurde in Korngrößenfraktionen
unterteilt, die dann nach dem Handverlesen analysiert wurden. Langprismatischer
Habitus und ein ausgeprägter Zonarbau weisen deutlich auf eine magmatische Kristallisation der idiomorphen Zirkone hin. Daneben treten auch einige rundliche Zirkone auf, bei denen es sich um angelöste, ältere Zirkone handeln dürfte. Eine ältere Zirkonkomponente ist auch durch runde Kerne innerhalb der magmatischen Zirkone belegt
(vergl. Tafel 4, Fig. 2: TB 47).
Die Konzentrationsbestimmungen
nach der Isotopenverdlinnungsmethode
ergaben mit 2500 - 4200 ppm sehr hohe
Gehalte an U (Tab. A8). In der flir Magmatite typischen Weise liegen die U-Pb-Datenpunkte
sehr nahe an der
Concordia, sind aber nicht konkordant (Abb. 22). Die aus den Daten berechnete Regressionsgerade schneidet die
Concordia bei 404 :t30 Ma und bei 0 :t70 Ma. Da auch hier, wie im Fall des Sillgranits (TB 47), neben den hauptsächlich magmatisch gewachsenen Zirkonen ein geringer Anteil einer älteren Generation vorhanden ist, muß das
obere Schnittpunktsalter,
bedingt durch eine "ererbte Bleikomponente" in ähnlicher Weise als maximales Intrusionsalter interpretiert werden (vergI. WILLIAMS et aI. 1983). Es kann daher nur als grobe Zeitmarke verwendet
werden. Ein direkter Hinweis auf das Alter der nachfolgenden metamorphen Überprägung ergibt sich nicht. Wahrscheinlich haben die Zirkone einen Teil ihres radiogenen Bleis während der Hebung des Gebietes in jlingerer Zeit
verloren.
45
0.07
TB 120
Orthogneis
Ma
Ma
0.03
0.6
0.2
Abb. 22: Concordiadiagramm
V
für Zirkone aus Orthogneis (TB 120), MSWD der Discordia
=
1,05
Rb-Sr- Untersuchungen an Gesteinen des Moldanublkums und des Saxothurlnglkums
(NIederdruckmetamorphe Einheit)
V.1 Gesamtgesteinsuntersuchungen an moldanublschen Gesteinen
V.1.1 Cordierlt-Sillimanlt-Gneis
Wie bereits erwähnt, stellen diese Gneise die höchstmetamorphen Gesteine innerhalb des niederdruckmetamorphen
Übergangs von Saxothuringikum und Moldanubikum dar. Die massigen Gneise zeigen im Aufschluß "Weiße Marter" südöstlich Griesbach, aus dem die Proben genommen wurden, eine lagige Textur ohne anatektische Gefüge. In
der etwa 2 km entfernten Bohrung Griesbach überwiegen jedoch migmatische Gesteine und Anatexite (KTB 1985).
Der Mineralbestand der Gneise setzt sich aus Cordierit, Sillimanit, Plagioklas, Kalifeldspat, Quarz und Biotit zusammen. Anhand dieser Paragenese geben WAGENER-LOHSE & BLÜMEL (1986) die Metamorphosetemperaturen
mit 6700 - 7000 C an; Druckabschätzungen mithilfe des Cordieritbarometers führten in Abhängigkeit von P H20 zu
einem Umschließungsdruck
von 3 - 4,5 kb. Vereinzelt auftretende Granat- und Disthen-Einschlüsse werden als
Relikte eines älteren druckbetonten Metamorphosestadiums gedeutet (WAGENER-LOHSE & BLÜMEL 1986).
Bei zwei der Gesamtgesteinsproben handelt es sich um Aliquots der Zirkongroßproben TB 105/1 (pelitischer Cordierit-Sillimanit-Gneis)
und TB 105/2 (psammogener Biotit-Plagioklas-Gneis)
aus dem Steinbruch "Weiße Marter".
46
Drei weitere Proben derselben Lokalität sind petrographisch ähnlich; eine Kalksilikatfelsprobe hebt sich von diesen
durch einen anderen Mineralbestand (Quarz, Plagioklas, Hornblende, Titanit) ab. Das Probengewicht variiert zwischen 8 und 20 kg. Die Proben wurden über den gesamten Aufschlußbereich von ca. 15m genommen.
Die Analysendaten der Gesamtgesteinsuntersuchungen
sind in Tab. A9 aufgeführt. Da die Analysen z.T. an Aliquots von Großproben mit mehr als 50 kg Probengewicht durchgeführt wurden, wurde aufgrund möglicher Probeninhomogenitäten ein Fehler für die einzelnen Analysenpunkte von 1,5 % für das 87Rb/86Sr_ und von 0,05 %
für das 87Sr/86Sr_Verhältnis angenommen. Trotz dieses hoch gewählten Unsicherheitsbereiches
streuen die Datenpunkte um eine berechnete Regressionsgerade, die einem Alter von 384 z36 Ma entspricht (Abb. 23). Das hohe SrInitialverhältnis von 0.7151 zl2 entspricht metamorphen Krustengesteinen. Der Analysenpunkt des fast Rb-freien
Kalksilikatfelses liegt mit einem 87Sr/86Sr_Verhältnis von 0,7114 deutlich unterhalb des Sr-Anfangsverhältnisses
der Modellisochrone. Somit fand kein Isotopenaustausch zwischen Kalksilikatfels und den benachbarten Gneisen
statt. Über ein ähnliches Verhalten kalksilikatischer Gesteine im Kleinbereich wurde bereits von GRAUERT et al.
(1974) berichtet.
0.75
TB lOS/TB
132
Cord-Sill-Gneis
/
•
•
384:t 36 Ma
Sri
=
0.7151 :t 12
0.71
o
Abb. 23: Isochronendiagramm
== 1,70
5
für Paragneise aus der Cord-Kf-Zone
(TB 105/132), MSWD der Regressionsgerade
Im folgenden Abschnitt soll näher auf die mögliche Bedeutung des Rb-Sr-Gesamtgesteinsalter
von 384 Ma eingegangen werden. Es ist deutlich jünger als die bislang ebenfalls an Großproben moldanubischer Paragneisanatexite
erhaltenen Alter von 440 - 490 Ma (GEBAUER 1975, GRAUERT et al. 1974, KÖHLER & MÜLLER-SOHNIUS
1985). Als Ursache für eine solche Sr-Isotopenhomogenisierung
im Aufschlußbereich
sehen die Bearbeiter eine
Metamorphose unter anatektischen Bedingungen an, die in den kaledonischen Zeitraum fällt.
Es erhebt sich hier die Frage, ob dieses an Großproben bestimmte
nit-Gneise während der Niederdruckmetamorphose
repräsentiert,
ein früheres gesteinsprägendes Ereignis in den Proben hinweist.
ersten Fall die Konsequenz nach sich, daß jüngere Mineralalter,
Rb-Sr-Alter die Bildung der Cordierit-Sillimaoder ob eine reliktische Isotopenverteilung auf
Die Interpretation dieses Ergebnisses zöge im
z.B. die konkordanten Monazitalter um 320 -
47
325 Ma, nicht bei der metamorphen
Überprägung,
sondern erst im Verlaufe
der späteren
Abkühlung
eingestellt
worden wären.
Diese Problematik, die Frage nach der Reichweite eines Sr-Isotopenaustausches während einer Metamorphose, soll
anhand mehrerer Beispiele von Rb-Sr-Datierungen,
die z.T. aus dem bayerischen Moldanubikum stammen, diskutiert werden. Nach HOFMANN & KÖHLER (1973) fand in hochanatektischen Diatexiten des Schwarzwaldes, die
einen hohen Schmelzanteil aufweisen, Sr-Isotopenhomogenisierung
im km-Bereich statt; die Abweichungen nichtanatektischer Paragneise von der Isochrone werden mit primären Unterschieden im 87Sr;BsSr-Anfangsverhältnis
(1985) sehen in den Rb-Sr-Gesamtgesteinsisochronen,
die sie an
erklärt. KÖHLER & MÜLLER-SOHNIUS
Paragneisanatexiten des Regensburger Waldes erhielten, ebenfalls einen Beweis für einen Sr-Austausch bei der
Anatexis über einen Gesteinsbereich bis zu 2 km an. Dagegen konnte PEUCAT (1986) bei seinen Untersuchungen
an migmatitischen Gneisen des St. Malo Massives, Bretagne, in den Metatexiten und Diatexiten keine großräumige
Sr-Homogenisierung nachweisen; lediglich die Granite besitzen ein einheitliches Sr-Anfangsverhältnis.
GRAUERT
et al. (1974) führten ebenfalls Rb-Sr-Datierungen
an Großproben moldanubischer Paragneise durch. Sie sehen die
Streuung der Datenpunkte von Großproben verursacht durch eine spätere Öffnung des Isotopensystems, wie sie
durch die Rb-Sr-Altersbestimmung
der jüngeren, ca. 320 Ma alten Metatexite derselben Lokalität dokumentiert ist.
Der Einfluß der variszischen Regionalmetamorphose
in diesem Gebiet ist weiterhin durch die Datierung von
Kleinbereichsprofilen
moldanubischer Paragneise belegt (TEMBUSCH & GRAUERT 1983); als Ursache für diese
Sr-Isotopenhomogenisierung
sehen die Autoren die Gesteinsdeformation
und Rekristallisation der Minerale an.
Diese Interpretation von Rb-Sr-Kleinbereichsdatierungen
fand weitgehende Bestätigung durch die Ergebnisse, die
BACHMANN (1985) bei Untersuchungen an polymetamorphen Bändergneisen und Migmatiten des präpermischen
Grundgebirges NW-Argentiniens erzielte.
Die Ergebnisse von GRAUERT et al. (1974) und BACHMANN (1985) deuten auf einen häufig begrenzt wirksamen Bereich für die Sr-Diffusion in Metamorphiten hin. Unter Berücksichtigung dieser Ergebnisse läßt sich aufgrund der Tatsache, daß in den bearbeiteten Proben keine anatektischen Strukturen zu beobachten sind und aufgrund der Streuung der Daten das Rb-Sr-Gesamtgesteinsalter
nicht mit der gesteinsprägenden Metamorphose korrelieren. Vielmehr wird die beobachtete Angleichung in der Sr-Isotopie als Relikt einer früheren Überprägung
angesehen, wie sie durch die Granat- und Disthen-Einschlüsse überliefert ist. Die Abweichung der Datenpunkte
von der Regressionslinie geht wahrscheinlich auf eine Beeinflussung des Isotopensystems zu variszischer Zeit
zurück.
V.1.2
Sillgranit
Die Rb-Sr-Gesamtgesteinsmethode
erwies sich bei der Datierung zahlreicher der großen, posttektonischen Granitmassive in der Oberpfalz und im Fichtelgebirge als erfolgreich (vergl. KÖHLER et al. 1974, WENDT et al. 1986,
LENZ 1986). Aus diesem Grund wurden an weiteren Proben der konkordanten Granitoide aus der Zone Tirschenreuth-Mähring (ZTM) Rb-Sr-Untersuchungen
durchgeführt. Sie sollten die Interpretation der U-Pb-Datierungen
an Zirkonen und Monaziten der Sillgranitprobe TB 47 stützen. Aufgrund fehlender Aufschlüsse (vergl. Kap.
III.1.2.2) wurden dazu mehrere Leseblöcke aus dem Haldenmaterial der Uran-Grube "Wäldel" benutzt. Die U- Vererzungen sind in diesem Bereich an zwei gangförmige Strukturen gebunden, die jünger als der in der weiter westlich gelegenen Grube "Höhenstein" auftretende Imprägnationstyp
sind (BÜLTEMANN
1979). Umwandlungsbereiche, die von dieser hydrothermalen Vererzung herrühren, wurden sorgsam von den Proben entfernt.
Die Ergebnisse der Analysen sind in Tab. A9 aufgeführt. Im Isochronendiagramm (Abb. 24) streuen die Datenpunkte zu sehr, als daß sich ein sinnvolles Isochronenalter berechnen ließe. Zur Erklärung dieser starke Streuung
bieten sich wiederum zwei Möglichkeiten an:
a) Bei der Aufschmelzung des Granitmaterials hat ein homogenes Sr-Initialverhältnis
über den gesamten
Bereich des Granitkörpers vorgelegen. Erst bei der späteren hydrothermalen Aktivität tritt eine Störung des
Rb-Sr-Isotopensystems
auf, die sich in der beobachteten Streuung der Daten niederschlägt.
48
b) Es muß aber auch die Möglichkeit in Betracht gezogen werden, daß sich bei der Aufschmelzung gar kein
homogenes Sr-Anfangsverhältnis
einstellte. Dies wird aus den Verbandsverhältnissen
zwischen den geringmächtigen Granitoiden und dem Nebengestein ersichtlich. Aus dem vereinzelten Auftreten der linsenförmigen
Granitkörper schließen RICHTER & STETTNER (1983) einen Zusammenhang mit einem großen Granitpluton
aus. Reliktische SilIimanit- und Biotitregelung parallel zum Schieferungsgefüge der umgebenden Biotit-SilIimanit-Schiefer werden von den Autoren als Beweis für die metatektische Herkunft der SilIgranite angesehen.
Diese Beobachtungen wurden durch die Ergebnisse der KTB- Voruntersuchungen bestätigt. Im Schurf bei Poppenreuth erreichen die Sillgranite Mächtigkeiten
zwischen einigen Dezimetern und mehreren Metern
(KLEEMANN 1986). Randlieh übernehmen die Sillgranite, in denen z.T. Nebengesteinseinschlüsse
schwimmen, die alte Biotitregelung konkordant zum Lagenbau der umgebenden diaphtoritischen Schiefer, die wiederum von dünnen Aplitbändchen durchzogen werden (Abb. 25). Dieses Bild weist auf eine starke Heterogenität des gesamten Intrusionsverbandes hin, so daß die Analysenwerte primäre Unterschiede, verursacht
durch unterschiedliche Anteile von aufgenommenem Nebengestein, in den einzelnen Granitoidpartien belegen.
0.72
TB 47 / TB 125
Sillgranit
•
•
• •
•
0.71
1.5
0.5
Abb. 24: Isochronendiagramm
für SilIgranit-Proben
(TB 125)
Unter der Annahme, daß das konkordante Monazitalter von 317 :!:3 Ma den Intrusionszeitpunkt
datiert (s. Kap.
Diese Werte
III.1.2.2), wurden die heutigen 87Sr;B6Sr-Verhältnisse auf den damaligen Wert zurückgerechnet.
variieren zwischen 0,708 und 0,711, liegen also in einem Bereich wie die Sr-Anfangs verhältnisse der übrigen
Oberpfälzer Granite (vergl. WENDT et al. 1986).
49
N
5
1.:.:.:1
... Sillgranit
_
_
mm
Bio-Sill
Gneis
Bio-Sill
Gneis mit
Granatlagen
Härnatitisierung
[I]]
Abb. 25: Lithologischer Verband von Sillgraniten und Paragneisen,
reuth (aus: KTB 1986: 21)
V.2 Altersbestimmungen
I
~
Mikrogranit
Quarzgänge
Schurf am Poppenreuther
Berg, E' Poppen-
an MIneralen
Aus moldanubischen und saxothuringischen Magmatiten liegen zahlreiche K-Ar- und Rb-Sr-Mineraldatierungen
vor (CARL et al 1985, WENDT et al. 1986). Dagegen sind Altersbestimmungen an Glimmern aus Metamorphiten
auf wenige Daten beschränkt. Die Rb-Sr-Altersbestimmungen
an Biotiten aus Gneisen der Cordierit-KalifeldspatZone von DA VIS & SCHREYER (1962) erscheinen mit 333 j:5 Ma (umgerechnet mit>. (87Rb) = 1,42 X 10-11 a-1)
recht hoch gegenüber den entsprechenden K-Ar-Biotitdaten
an ähnlichen Proben aus derselben Mineralzone, die
Alterswerte von 312 j:6 Ma bis 321 j:6 Ma ergaben (CARL et al. 1985). Jedoch zeigen diese Alterswerte übereinstimmend das Ausklingen der variszischen Niederdruckmetamorphose
an.
Die Proben für die Rb-Sr-Mineraldatierungen
stammen ebenso wie die für die U-Pb-Altersbestimmungen
an Zirkonen und Monaziten (s. Kap. III) aus den kartierten Mineralzonen (SCHREYER 1966, WAGENER-LOHSE &
BLÜMEL 1986) der niederdruck metamorphen Einheit. Die Altersdaten sind in Abb. 26 und Tab. A9 zusammengestellt.
Eine Cordierit-Sillimanit-Gneis-Probe
(TB 100) aus der Cordierit-Kalifeldspat-Zone
stammt aus dem Strassenprofil an der B14 westlich Waidhaus im südlichen Teil des Arbeitsgebietes (s. Abb. 4). Monazitaltersbestimmungen
ergaben ein konkordantes Alter von 455 j:4 Ma (vergl. Kap. III.l.l.2); kleinere Korngrößen deuten jedoch auf eine
Öffnung des U-Pb-Isotopensystems
zu variszischer Zeit hin. Aus den Rb-Sr-Untersuchungen
von Gesamtgestein,
Biotit und Muscovit wurde das Alter einer Mineralisochrone von 303 j:9 Ma berechnet (MSWD = 0,69). Diese
Altersberechnung wird im wesentlichen vom Analysenpunkt des Biotits bestimmt, da die Werte von Muscovit und
Gesamtgestein eng beieinander liegen. Mit diesem Mineralalter läßt sich der Zeitpunkt der Überprägung der
Monazite, der aus der Discordiaberechnung mit 286 +104/-114 Ma nur ungenau angegeben werden kann, sehr viel
besser erfassen.
Zwei weitere Proben stammen aus dem nördlichen Teil dieser Mineralzone, der dem metamorphen Übergang von
Moldanubikum und Saxothuringikum zuzurechnen ist. Es handelt sich um Biotitkonzentrate
eines Metapelits
(TB 105/1) und eines Metapsammits (TBI05/2) aus dem Steinbruch "Weiße Marter". Diese ergaben innerhalb der
analytischen Fehlergrenzen identische Alter von 305 j:5 Ma, bzw. 310 j:5 Ma.
50
Rb-Sr-Mineralalter:
Moldanubikum / Saxothuringikum
10 km
................
........ -
Abb. 26: Rb-Sr-Mineralalter
(Biotit) von Gesteinen der NDE (MoldanubikumjSaxothuringikum);
die beiden
Alterswerte 315 j:5 Ma (MSWD = 0,14) und 303 j:9 Ma (MSWD = 0,69) wurden aus Mineralisochronen
(Biot, Muse, WR) berechnet.
Aus der folgenden Mineralzone, deren Paragenese SilIimanit - Kalifeldspat - Biotit niedrigere Metamorphosebedingungen anzeigt, wurde eine Granat-Biotit-Schieferprobe
(TB 48) aus dem Kontaktbereich eines SilIgranits bearbeitet. Neben Biotit im metamorphen Reaktionsgefüge treten hier verstärkt jüngere, grobe Biotitblasten auf, die,
selber undeformiert, das alte Gefüge überwachsen. Dieses postkinematische Neuwachstum von Biotit bietet eine
Erklärung für das Zusammenfallen von Biotit-Gesamtgesteinsalter
des Metamorphits mit 312 j:5 Ma und dem granitischen Ereignis (konkordantes Monazitalter bei 317 j:3 Ma).
Schließlich wurden Altersbestimmungen
an Muscovit und Biotit aus einem saxothuringischen
Glimmerschiefer
(TB 145) durchgeführt, der aus der Andalusit-Zone stammt (WAGENER-LOHSE in Vorber.). Auch diese Probe
zeichnet sich, wenn auch in geringerem Maße als der Biotit-Granat-Schiefer
(TB 48), durch eine postdeformative
Biotitgeneration aus. Aus den Analysen von Muscovit, Biotit und Gesamtgestein wurde das Alter einer Mineralisochrone von 315 j:5 Ma (MSWD = 0,14) berechnet.
Bei den Rb-Sr-Mineraldatierungen
zeigte sich, daß mit diesen jeweils der jüngste Abschnitt in der metamorphen
Entwicklung bestimmt wird. Generell sind die Biotitalter, z.T. erheblich, jünger, als die entsprechenden Monazitalter. Ob die beobachtete Alterszunahme der Biotitalter mit abnehmendem Metamorphosegrad des Gesteins auf
einen Abkühlunsgverlauf
von der Regionalmetamorphose
oder auf lokale, möglicherweise kontaktmetamorphe
Beeinflussung, oder auf beides zurückzuführen ist, kann wegen der geringen Anzahl an Daten nicht entschieden
werden. Hierzu wären systematische Altersbestimmungen an Glimmern aus allen Metamorphosezonen notwendig.
51
VI
VI.l
VI.l.l
Rb-Sr- Untersuchungen an Gesteinen der Zone von Erbendorf - Vohenstrauß
(Z E V, Mitteldruckmetamorphe
Einheit)
Gesamtgesteinsuntersuchungen
Granat-Disthen-Gneis
In Ergänzung zu den U-Pb-Altersbestimmungen
an Zirkon und Monazit wurden an insgesamt acht Proben der
granulitischen Granat-Disthen-Gneise
(VOLL 1960) Rb-Sr-Gesamtgesteinsanalysen
ausgeführt. Neben massigen,
meist dunkelgrauen Gesteinstypen treten auch gebänderte Gneise mit dünnen Feldspatiagen auf. Häufig sind migmatische Strukturen zu beobachten. Die zwischen 10 und 20 kg schweren Proben wurden über einen, Bereich von
150 m genommen.
Die Ergebnisse dieser Untersuchungen sind in Tab. A10 aufgeführt. Im Isochronendiagramm definieren die Analysendaten eine Regressionsgerade, die einem Alter von 483:t78 Ma entspricht (Abb. 27). Allerdings streuen sie z.T.
stark um diese Linie. Vorstellbar wäre auch die Möglichkeit mehrerer parallel verlaufender Isochronen mit unterschiedlichen Sr-Anfangsverhältnissen
(Abb. 27: Linien b + c). Aus diesem Grund und aufgrund der Größe des
beprobten Bereiches erscheint ein Isotopenaustausch bei der gesteinsprägenden Metamorphose unwahrscheinlich.
Welchem geologischen Ereignis diese Angleichung in der Sr-Isotopie entspricht, kann aufgrund der vorliegenden
Resultate nicht entschieden werden.
0.72
;
TB 9
l
If
1~.
Gt-Disth-Gneis
/:/ .1/
1///
/(?0,/
/ 1/
/:
/
/
./
/ ....-/:<..a
b
"y
/
/
,/
./
/
a) 483:!: 78 Ma
Srj
=
0.7080 :!:15
b) 480:!: 22 Ma
Sq
=
0.70826 :!:39
•
,/
/
/
,/."c
c) 538:!: 11 Ma
Sri
=
0.70661 :!:22
./
0.71
0.5
Abb. 27: Isochronendiagramm
b = 0,13; c = 0,09
2
für Gt-Disth-Gneis-Proben
(TB 9), MSWD-Werte der Regressionsgeraden:
a = 0,85;
52
VI.1.2
Orthogneis
Da die Altersbestimmung an Zirkon nur unzureichend Auskunft über das Alter dieses diskordant in Amphibolite
intrudierten Ganggesteines gab (vergl. Kap. IV.2.2), sollten hier Rb-Sr-Gesamtgesteinsuntersuchungen
zusätzliche
Information darüber liefern. Aus den Geländebeobachtungen läßt sich folgende relative Altersbeziehung zwischen
beiden Gesteinen festhalten. Sowohl Amphibolit als auch diskordant eingelagerter Granit sind metamorph
überprägt. Da jedoch der Kontakt beider Gesteine relativ ungestört ausgebildet ist, wird ein spätsynmetamorpher
Zeitpunkt der Granitintrusion angenommen.
Das Rb-Sr-Verhältnis
der Proben variiert nur geringfügig (Tab. All). Um trotzdem zu einer ausreichenden
Genauigkeit für die Altersbestimmung zu gelangen, wurde versucht, den analytischen Fehler durch Doppelbestimmung der Probe R 190 A möglichst genau zu erfassen. Es zeigte sich eine Übereinstimmung im 87Rb;BsSr- Verhältnis innerhalb von I % und beim 87Sr;B6Sr-Verhältnis innerhalb 0,01 % (Tab. All). Auch innerhalb dieses eng
gefaßten Fehlerbereiches liegen die Datenpunkte der Gesamtgesteinsanalysen
auf einer Regressionsgeraden, die
einem Alter von 379 :t15 Ma entspricht (Abb. 28). Bemerkenswert niedrig liegt das initiale 87Srj86Sr_ Verhältnis mit
0.70432 :t8.
0.709
TB 120 j R 190
•
Orthogneis
379:t 15 Ma
Srj
= 0.70432
:t 8
0.704
o
1
Abb. 28: Isochronendiagramm für die Proben des diskordanten Orthogneises (TB 120jR 190 A-E) aus dem Steinbruch Oedentha1 (ZEV), MSWD der Regressionsgerade = 0,86
Aus dem Vergleich zu Altersbestimmungen nach dieser Methode an anderen granitoiden Gesteinen zeigt sich, daß
Rb-Sr-Gesamtgesteinsisochronen
sowohl im Fall postmetamorph intrudierter Granite, als auch bei metamorph
überprägten Graniten zeitlich das magmatische Ereignis widerspiegeln (vergI.: undeformierte Granite: KÖHLER et
al. 1974, BESANG et al. 1976, WENDT et al. 1986; vergneiste Granite: KREUZER et al. 1973, PERSSON &
HANSEN 1982). Da sich allein aus den Geländebeobachtungen
eine enge zeitliche Beziehung zwischen Intrusion
und metamorpher Überprägung des Granits ergibt, werden in diesem Fall beide geologischen Ereignisse von dieser
Isochrone zeitlich erfaßt.
53
Das Ergebnis der Rb-Sr-Altersbestimmung
präzisiert mit dem Gesamtgesteinsalter von 379 :t15 Ma die leider
ungenaue Angabe der U-Pb-Datierung
an Zirkonen eines maximalen Intrusionsalters von 404 :t30 Ma. Weiterhin
wird das an hand der U-Pb-Datierungen
an Monaziten und Zirkonen aus Paragneisen nachgewiesene Alter der
metamorphen Überprägung der ZEV vor 380 - 390 Ma bestätigt.
VI.l.3 Amphibolit
Die in dem Steinbruch bei Oedenthal aufgeschlossenen Amphibolite sind in der Regel massig und zeichnen sich
durch eine deutlich erkennbare Regelung der Amphibole aus. Sie bestehen in der Hauptsache aus tschermakitischer
Hornblende, Titanit und Plagioklas. Untergeordnet tritt reliktischer Granat auf. Vereinzelt wird Hornblende sekundär von Biotit verdrängt. Teilweise sind in den Hornblenden Strahlungs höfe um sehr feinkörnige, längliche
Zirkonkristalle zu erkennen. Konkordant in den Lagenbau der Amphibolite eingelagert ist ein etwa 0,5 m mächtiger vergneister, gefalteter Granitoidgang, der im oberen Teil der Abbauwand auskeilt. Dieser Granittyp unterscheidet sich gegenüber dem diskordanten Granitgang nicht nur von den Verbandsverhältnissen
zum Amphibolit, sondern auch in seiner Petrographie. Seine weiße Farbe ist auf einen hohen Quarzanteil zurückzuführen, während der
diskordante Granit mehr Feldspat und Muscovit aufweist. Das Gefüge des konkordanten Granitoids ist geprägt
durch Aggregate großer Quarze und durch einzelne Mikroklinkiasten, die in eine feinkörnige Matrix aus Quarz,
Plagioklas, Mikroklin, wenig Biotit (z.T. chloritisiert) und wenig Muscovit eingebettet sind.
Es wurden Rb-Sr-Gesamtgesteinsanalysen
an drei Proben des Granitoids sowie an zwei Amphibolitproben (TB
126/TB 127) durchgeführt. Die Resultate der Untersuchungen sind der Tab. All zu entnehmen. Die drei Datenpunkte des konkordanten Orthogneises (TBI21/ R 190 F + G) liegen bei 87Rb/86Sr-Verhältnissen von 6,4 - 7,5; sie
definieren eine Regressionsgerade von ca. 530 Ma (Abb. 29). Direkt am Schnittpunkt der Isochrone mit der Ordinate, also fast am Punkt des initialen 87Sr;86Sr- Verhältnisses, liegen die Datenpunkte der beiden Amphibolitanalysen.
0.78
TB 126/ R 190
Amphibolit
•
Orthogneis
_
531:!: 16 Ma
Srj
=
0.70387
:!: 25
0.70
o
Abb.29:
Isochronendiagramm für die Proben TB 126/127 (Amphibolit)
Orthogneis), MSWD der Regressionsgerade = 2,64
8
und TB 121/R 190 F-G (konkordanter
54
Aufgrund des niedrigen 87Sr/S6Sr_Verhältnisses von 0.704 ist für die Amphibolite eine magrnatogene Entstehung
aus Basalten anzunehmen. Die basaltische Herkunft der Amphibolite wird aus den Seltenen-Erd-Spektren
sowie
den Untersuchungen der inkompatiblen Elemente ersichtlich, die auf ein MORB-ähnliches Edukt schließen lassen
(OKRUSCH, RICHTER & SCHÜSSLER in: OPPERMANN et al. 1986). Andererseits wird aus K-Ar-Datierungen
von Hornblenden aus den Amphiboliten der ZEV das Alter der metamorphen Überprägung vor ca. 380 Ma abgeleitet (SCHÜSSLER et al. 1986). Demzufolge erscheint ein isotopischer Austausch von Amphibolit und Orthogneis
am wahrscheinlichsten bei der magmatischen Entstehung beider Gesteine, deren Alter durch die Gesamtgesteinsisochrone mit 531 I16 Ma repräsentiert wird.
VI.2 Kleinbereichsuntersuchungen
VI.2.1
Bänderamphibollt
In der Abfolge der im vorhergehenden Abschnitt beschriebenen Amphibolite treten häufig auch stark gebänderte
Typen auf mit einem in etwa gleichen Mineralbestand. Die Bänderung wird dabei hervorgerufen durch Unterschiede in der Korngröße der Amphibole, die verantwortlich sind für leichte Farbdifferenzen in der Grünfärbung des
Gesteins, Einschaltungen von hellen Plagioklasbändchen oder Kalksilikatlagen. Abweichend vom Mineralbestand
der Amphiboliten treten in den Kalksilikatlagen Klinozoisit als Umwandlungsprodukt
aus Plagioklasen sowie
Klinopyroxen auf. Amphibol und Titanit erscheinen innerhalb dieser Lagen zerbrochen. In Zwickeln sitzen Kalzit
und Quarz.
Aus dem Bänderamphibolit wurde ein ca. 20 cm langes Profil mit einem Querschnitt von 2 cm x 1,5 cm herausgesägt. Das Kleinbereichsprofil
wurde in 34 makroskopisch unterscheidbare, zwischen 1 und 13 mm mächtige
Lagen unterteilt und diese dann in der Scheibenschwingmühle aufgemahlen. Es wurden Rb-Sr-Isotopenanalysen
von 11 Gesteinsscheiben ausgeführt, deren Probengewichte zwischen 2,7 g und 11,5 g betrugen. Abb. 30 zeigt die
Variation des 87Rb/86Sr_ Verhältnisses innerhalb dieses Kleinbereichsprofils;
deutlich sichtbar ist der Abfall im
87Rb/86Sr-Verhältnis von Amphibolit (TB 129/17) zu Kalksilikatband (TB 129/18).
0.2
TB 129
Bänderarnphibolit
/
o
o
0----0
X (ern)
o
20
o
Abb. 30: 87Rb/86Sr_ Verhältnisse der einzelnen Gesteinsscheiben
des Kleinbereichsprofils
TB 129
55
Die Datenpunkte von sieben Profilscheiben aus dem vorderen und mittleren Profilbereich sind linear im Isochronendiagramm angeordnet. Doppelbestimmungen erlaubten die Daten mit einem Fehler von I % für das 87Rb;B6sr_
Verhältnis und das 87Sr/86Sr_ Verhältnis mit :t 0,0 I % aufzutragen (s. Tab. All). Die berechnete Gerade entspricht
einem Isochronenalter von 525:t11 Ma mit einem initialen 87Sr/86Sr-Verhältnis von 0,704 (Abb. 31). Beide Werte
sind sehr gut mit den aus den Großproben erhaltenen Ergebnisse korrelierbar (s. Kap. VI.1.3).
0.706
TB 129
525:t 11 Ma
Srj
=
0.70456
:t 2
0.704
o
Abb. 31: Isochronendiagramm
sionsgerade = 0,16
0.2
für das Kleinbereichsprofil
eines Bänderamphibolits
(TB 129), MSWD der Regres-
Erstaunlicherweise hat sich das Metamorphoseereignis vor 380 Ma auf den Sr-Isotopenaustausch
innerhalb dieses
Profils nicht ausgewirkt. Dies wird anhand eines Diagramms deutlich, in der die auf 380 - 560 Ma zurückgerechneten 87Sr/86Sr-Isotopenverhältnisse gegen die Profillänge aufgetragen sind (Abb. 32). In dieser Darstellungsweise
sollte sich ein homogenes 87Sr;B6Sr-Anfangsverhältnis als horizontale Linie abbilden. Diese Bedingung ist am besten
durch die auf 520 Ma zurückgerechneten Werte erfüllt.
Als mögliche Rb-Träger kommen isoliert auftretende Plagioklase in Betracht, die bei der späteren Metamorphose
ihr Sr nicht mit den umgebenden Hornblenden austauschen konnten. Altersgleichheit und ebenso niedriges SrInitialverhältnis
wie bei den massigeren Amphibolittypen
sprechen auch hier für die Datierung eines prämetamorphen, wahrscheinlich magmatischen Ereignisses.
56
0.7050
X (ern)
0.7044
o
20
Abb. 32: 87Sr;B6Sr-Profildiagramm für den Bänderamphibolit (TB 129); es wurden Verteilungen der 87Sr;B6Sr_
Verhältnisse zum Zeitpunkt der Isotopenhomogenisierung
(vor ca. 520 Ma), zum Zeitpunkt der
Metamorphose in den Gesteinen der ZEV (vor ca. 380 Ma) sowie hypothetische Verteilungen berechnet.
VI.3 Altersbestimmungen
an Mineralen
Um auch in der ZEV das Ausklingen der gesteinsprägenden Metamorphose zeitlich zu erfassen, wurden auch an
Biotit und Muscovit Rb-Sr-Mineralalter
bestimmt. Hierzu dienten Mineralkonzentrate von Proben, an denen entweder U-Pb-Altersbestimmungen
an Zirkonen und Monaziten oder Rb-Sr-Gesamtgesteinsdatierungen
durchgeführt
worden sind.
Zu Beginn der Untersuchungen
lag aus diesem Gebiet lediglich eine Mineraldatierung
einer Granat-DisthenGneisprobe aus einem Aufschluß östlich Michldorf von DA VIS & SCHREYER (1962) vor. Sie bestimmten an
großen Biotiten, die nach VOLL (1960) der ältesten Generation angehören, ein Rb-Sr-Alter von 431 Ma (umgerechnet mit>.. (87Rb) = 1,42xlO-ll a-1). Die Autoren konnten jedoch aufgrund einer einzelnen Bestimmung keine
sichere Entscheidung zwischen den gegebenen Möglichkeiten der primären Kristallisation, einer Rekristallisation
der Biotite oder einem partiellen Verlust des radiogenen Tochterisototops treffen.
Eine der bearbeiteten Proben stammt aus den oben erwähnten Granat-Disthen-Gneisen.
In der Probe ist neben den
oben beschriebenen Aggregaten von grobem Biotit I auch eine intensive Verglimmerung des Gesteins durch feinkörnigen Biotit 11 und Muscovit zu beobachten. Dabei geht die Hellverglimmerung von Zwischenräumen zwischen
größeren Quarzen und Feldspäten aus. Biotit 11 wächst bevorzugt auf Rissen in zerbrochenen Granat-Körnern; z.T.
stehen Biotit I und Biotit 11 aber auch in engem Kontakt. Da sich die beiden Generationen mechanisch nicht
trennen ließen, wurde eine Gesamtfraktion analysiert. Das aus Biotit und der entsprechenden Gesamtgesteinsanalyse berechnete Mineralalter ist jedoch weder mit dem bisher bekannten Biotitalter von 431 Ma (DAVIS &
SCHREYER 1962), noch mit den an Zirkon und Monazit bestimmten U-Pb-Altern identisch, die auf das Alter der
57
metamorphen Überprägung vor 380 - 390 Ma hinweisen (s. Kap. IV.l.l). Das an der Probe TB 9/5 erhaltene
Biotitalter beträgt 320:t5 Ma (Tab. AIO u. Abb. 33). Es handelt sich hierbei wahrscheinlich um das Alter der
sekundären Verglimmerung des Gesteins, in deren Verlauf auch die älteren Biotite dieser Probe ihr radiogenes Sr
verloren.
Rb-Sr-Mineralalter:
ZEV
10 km
Abb. 33: Rb-Sr-Mineralalter
(Biotit) von Gesteinen der ZEV (MDE)
Desweiteren wurden Biotitalter an Proben von schwächer metamorphen Paragneisen aus dem südlichen und
mittleren Teil der ZEV sowie Muscovitalter an einer Probe des diskordanten Orthogneises aus dem Steinbruch bei
Oedenthal bestimmt.
Bei der Probe TB 141 (s. Abb. 4) handelt es sich um einen Zweiglimmerparagneis
mit Granat, Disthen, Biotit,
Muscovit, Plagioklas und Quarz. In dem feinkörnigen Gneistyp sind beide Glimmer Bestandteil des metamorphen
Reaktionsgefüges. Diese Probe stammt ebenso wie die Orthogneisprobe TB 120 aus dem Amphibolitsteinbruch
Oeden thaI. Der diskordant in massige Amphibolite eingelagerte Orthogneisgang weist eine starke Schieferung auf,
die im Dünnschliff durch elongierte Quarze sowie feinkörnige Quarzrekristallisate nachgezeichnet wird. Muscovit
ist parallel zur Schieferung eingeregelt. Die Ergebnisse beider Altersbestimmungen sind innerhalb des analytischen
Fehlers gleich. Die Datierung des Biotits aus dem Paragneis TB 141 ergab ein Alter von 370 :t5 Ma, die des Muscovits aus dem vergneisten Granitgang TB 120 ein Alter von 373 :t8 Ma (s. Abb. 33 u. Tab. AlO).
Ebenso wurde Biotit des Paragneises TB 101 (s. Abb. 4) datiert, an der auch schon U-Pb-Isotopenuntersuchungen
an Zirkon und Monazit durchgeführt worden waren. Aus den Analysendaten für Biotit und Gesamtgestein errechnet sich ein Alter von 364 :t5 Ma (s. Abb. 33 u. Tab. AIO), das deutlich jünger ist als das konkordante Monazitalter von 380 :t3 Ma.
58
Die nördlichste Probe aus der ZEV wurde an einem Straßeneinschnitt bei Neustadt a.d. Waldnaab genommen (TB
14, s. Abb. 4). Auch hier handelt es sich um einen Zweiglimmerparagneis,
in dem große, idiomorphe Glimmerblasten das Flächengefüge abbilden. Erwähnenswert ist hier das Auftreten von Staurolith neben Granat, Biotit,
Muscovit, Quarz und Plagioklas, das nach FRANK (1986) auf diesen Bereich der ZEV beschränkt ist. Der' Biotit
dieses Gesteins besitzt ein Alter von 371 :t5 Ma (s. Abb. 33 u. Tab. AIO).
Bis auf eine Ausnahme, die im Falle des Granat-Disthen-Gneises
der Lokalität Michldorf auf eine spätere retrograde Verglimmerung zurückzuführen ist, fallen die Altersbestimmungen an Biotiten und Muscoviten aus Metamorphiten der ZEV in den Bereich um 370 Ma. Sie bestätigen somit die aus den Monazit- und Zirkondaten abgeleitete Auffassung über die zeitliche Einstufung der mitteldruckmetamorphen
Überprägung in diesem Teil der
ZEV und belegen die nachfolgende rasche Heraushebung des Gebietes.
VII
VII.1
Diskussion
Rb-Sr-Gesamtgesteinsuntersuchungen
Aufgrund des geologischen Rahmens und aus dem Vergleich zu ergänzenden Altersbestimmungen
zeigen die
Gesamtgesteinsuntersuchungen
an metamorph überprägten Orthogesteinen, daß die erhaltenen Isochronenalter
zeitlich das magmatisch-intrusive
oder -effusive Ereignis widerspiegeln. Im Fall des Verbandes von Amphibolit
und konkordant
eingelagertem
Orthogneis
(ZEV) ist ein Sr-Isotopenaustausch
zwischen diesen beiden
unterschiedlichen Gesteinen am wahrscheinlichsten während des magmatischen Ereignisses vor ca. 530 Ma. Etwa
zeitgleich, vor 525 Ma, fand die letzte Sr-Isotopenhomogenisierung
innerhalb des Kleinbereichsprofils
eines
Bänderamphibolits statt. Da aber K-Ar-Altersbestimmungen
an Hornblenden von dieser Lokalität ein Alter von
etwa 380 Ma für die Metamorphose (SCHÜSSLER mdl.) ergaben, ist auch dieses Isochronenalter einem prämetamorphen, wahrscheinlich magmatisch induzierten Isotopenaustausch zuzuordnen.
Problematisch
ist die Interpretation
der Rb-Sr-Isotopenuntersuchungen
an den moldanubischen
CordieritSillimanit-Gneisen.
Die Analysenpunkte
dieser Proben erfüllen im Gegensatz zu den oben beschriebenen
Ergebnissen in den Orthogesteinen nicht die Bedingungen für eine Isochrone. Die Streuung der Daten deutet
entweder auf eine unvollständige Sr-Isotopenhomogenisierung
während nur einer Metamorphose hin oder auf eine
Überprägung der älteren (Mitteldruck-) Metamorphose bei der jüngeren (Niederdruck- )Metamorphose.
VII.2
Mineralalter / Monazitalter
Die Glimmeralter der untersuchten Gesteine sind sowohl im Moldanubikum/Saxothuringikum,
als auch in der ZEV
auf das jüngste metamorphe Ereignis und im Fall des Michldorfer Granat-Disthen-Gneises
auf eine retrograde
Überprägung zurückzuführen. Die U-Pb-Altersbestimmungen
an Monaziten ergaben meist 5 - 10 Ma höhere Alter
als die der jeweiligen Biotite. Dabei zeigt sich, daß die Monazite aus moldanubischen und saxothuringischen
Metasedimenten innerhalb des analytischen Fehlers die gleichen Alterswerte von 320 - 322:t3 Ma ergeben. An
dieser Stelle erhebt sich die Frage, welches geologische Ereignis mit den konkordanten Monazitaltern datiert wird.
Handelt es sich dabei um Abkühlalter, die eine Schließung des U-Pb-Isotopensystems
bei der Abkühlung
unterhalb einer definierten Temperatur datieren? Aus einem Vergleich von Glimmer- und Monazitaltern mit
möglichen Abkühlraten in den Zentralalpen gelangen PURDY & JÄGER (1976) zu einer solchen Interpretation
der Monazitalter und schlagen hierfür eine Schließungstemperatur von 5300 C vor.
59
Oder spiegeln konkordante Monazitalter eine hochgradige Metamorphose wider, bei der Monazit entweder neu
gebildet wird, oder aber ältere Kristalle ihr radiogenes Blei im Zuge der Überprägung verlieren (KÖPPEL &
GRÜNENFELDER
1975, 1980; GRAUERT et al. 1973)?
Aufgrund der Beziehungen von Großfaltenbau (STEIN et al. 1986), Deformation und Kristallisation (STEIN &
WAGENER-LOHSE, in: STEIN et al. 1986) läßt sich folgendes geologisches Bild für den Übergangs bereich von
Moldanubikum
und Saxothuringikum
entwerfen:
Unter der Annahme einer Zeitgleichheit der Metamorphose im Moldanubikum und Saxothuringikum fällt der
Metamorphosehöhepunkt
im Moldanubikum in die Faltungsphase Fs' im Saxothuringikum in die F2-Phase. In
beiden strukturellen Einheiten sind die kartenbildprägenden
Großsättel und -mulden aber an Fs gebunden, sind
also im Moldanubikum,
bezogen auf Fs' synmetamorph und im Saxothuringikum postmetamorph. Auf dieses
Deformationsereignis ist die Anordnung der heute vorliegenden metamorphen Isograden zurückzuführen.
In einem einfachen Modell, in dem z.B. unterschiedliche Hebungsraten von verdickter, moldanubischer Kruste und
relativ dünner, saxothuringischer Kruste nicht berücksichtigt sind, würde sich für Monazitalter als Abkühlalter
eine Abnahme im Alterswert von Norden nach Süden ergeben. Da die saxothuringischen Sedimente unter niedrigeren Bedingungen metamorphisiert wurden, wäre die entsprechende Abkühlzeit auf die Schließungstemperatur der
Monazite geringer als im Moldanubikum.
Aufgrund der hohen Metamorphosebedingungen
wäre daher im
Moldanubikum eine entsprechend längere Abkühlzeit anzunehmen, die zu jüngeren Altern geführt hätte.
Im Untersuchungsgebiet
liegt allerdings ein solches Datenmuster nicht vor. Die Monazite des Übergangsbereiches
Moldanubikum/Saxothuringikum
besitzen unabhängig vom Metamorphosegrad im Fehler identische U-Pb-Alter
von 320 - 322:t3 Ma (Abb. 34). Diese räumliche Anordnung der Daten spricht vielmehr dafür, die Monazitalter
unter der Annahme der Gleichzeitigkeit der Metamorphose in Moldanubikum und Saxothuringikum mit dem
Höhepunkt der Metamorphose zu verbinden.
Nimmt man ein Wandern der Metamorphosefront
von Süden nach Norden an, wäre ein zeitlich-räumlicher
Fixpunkt der Metamorphose durch das Monazitalter von 320 Ma in der Muscovit-Sillimanit-Zone
gegeben. Die
Bedingungen für die Bildung von Monazit sind mit den in dieser Zone herrschenden Metamorphosebedingungen
von 5800 :t500 C und 2 - 2,5 kb (WAGENER-LOHSE in Vorber.) offensichtlich gerade erreicht, da er in der
darauffolgenden Andalusit-Zone (T = 5300 C, P = 2 kb, WAGENER-LOHSE in Vorber.) nicht mehr nachgewiesen
werden konnte (vergl. Kap. III.2.2). Diese Beobachtung steht im Einklang zu den Ausführungen von OVERSTREET (1967), der ein Fehlen von Monazit in niedriggradigen Metamorphiten und sein Auftreten in amphibolitbis granulitfaziellen Gesteinen beschreibt. Danach wäre das Monazitalter von 320 Ma in der Muscovit-SillimanitZone als Alter der Metamorphose aufzufassen. Die moldanubischen Monazitalter, die denselben Alterswert liefern,
würden jedoch einen Zeitpunkt nach dem metamorphen Höhepunkt datieren.
Die weiteren Monazitdatierungen
an Metamorphiten
des Moldanubikums
und der ZEV liefern zusätzliche
Argumente, Monazitalter zeitlich nicht einfach als Abkühlalter zu interpretieren, sondern sie mit der metamorphen
Überprägung zu korrelieren.
a) Die unterschiedlichen Monazitalter von 455 :t4 Ma und 322:t3 Ma in benachbarten Cordierit-SillimanitGneisen der Cordierit-Kalifeldspat-Zone
(Abb. 34) dürften nicht existieren, falls das U-Pb-System in Monazit
auf eine einfache thermische Beeinflussung reagiert.
b) Im Granat-Disthen-Gneis
aus der ZEV weisen das untere Schnittpunktsalter
der Zirkone sowie die
konkordanten Monazitalter in denselben Altersbereich von 380-390 Ma. Die äußeren Kennzeichen der Zirkone
lassen auf ein Ausheilen sedimentärer Oberflächenmarken sowie auf Neuwachstum unter diesen hohen Metamorphose bedingungen der schließen (vergl. Kap. IV. 1.1).
60
c) Als letztes Beispiel seien hier die Monazitdaten des Augengneises aus der ZEV angeführt. Die Zirkondaten
weisen in diesem Fall auf ein magmatisches Ereignis bei 460 Ma hin; die Monazitdatierungen
ergeben hier
diskordante Alterswerte mit scheinbaren U-Pb-Altern
bei 380 - 390 Ma. Anscheinend verhielt sich der
Monazit dieser Probe während der Mitteldruckmetamorphose
soweit resistent, daß es nur zu einer partiellen
Öffnung des U-Pb-Isotopensystems
kam.
CSSR
A
B
C
Ch
D
K
M
S
St
-
Andalusit
Biotit
Cordierit
Chlorit
Disthen
Kalifeldspat
Muscovit
Sillimanit
Staurolith
10 km
Abb. 34: Monazit- und Xenotimalter (Xe) im Untersuchungsgebiet in Abhängigkeit der Metamorphosezonen des
Untersuchungsgebiets (Metamorphosezonen nach: BLÜMEL, WAGENER-LOHSE, in KTB 1986: 17)
Da bislang nur wenige U-Pb-Altersbestimmungen
an Xe notimen vorliegen, läßt sich ihre Bedeutung nur schwer
abwägen. Aufgrund des Vergleiches von Mineralaltern im Bereich des Lepontins (Zentralalpen) messen KÖPPEL &
GRÜNENFELDER
(1975) Monazit- und Xenotimaltern die gleiche Bedeutung zu. Das im Rahmen dieser Arbeit
erhaltene konkordante Xenotimalter von 333 :t3 Ma unterscheidet sich signifikant von den ebenfalls konkordanten
variszischen Monazitaltern, ist allerdings auch an einen von den moldanubischen Gneisen strukturell abweichenden
Gesteinstyp gebunden. Das Xenotimalter wäre demnach am ehesten mit der unter amphibolitfaziellen Bedingungen
ablaufenden Mylonitisierung des Gesteins (T = 5000 - 5800 C, P = 3 - 4 kb, KLEE MANN 1986) zu erklären.
61
VII.3
Zirkondatierungen
VII.3.t
Orthogesteine
Für die metamorphen, wie auch für die unmetamorphen Magmatite zeigt sich, daß in allen Fällen das magmatische
Ereignis in der U-Pb-Systematik dominiert. Dabei sind folgende Möglichkeiten zu unterscheiden:
a) Die Zirkone der prämetamorphen Magmatite liegen diskordant. Die heutige Anordnung der Zirkondatenpunkte weist auf eine Komponente alten Krustenmaterials sowie auf das magmatische Ereignis als unteres
Schnittpunktsalter
hin. Aufgrund geringer U-Konzentrationen
erlitten diese Kristalle bei der späteren
Metamorphose keinen oder nur einen geringfügigen episodischen Bleiverlust.
b) Im Gegensatz dazu sind die Zirkone der syn- bis postmetamorphen Granitoide sehr U-reich. Auch die
Datenpunkte dieser Zirkone sind nicht konkordant. Sie liegen, bedingt durch einen späteren Bleiverlust
unterhalb des Intrusionsalters. Das untere Schnittpunktsalter stimmt mit dem Apatitspaltspurenalter
überein
und deutet somit auf eine Beeinflussung des U-Pb-Isotopensystems
während der jüngeren Hebungs- und
Abtragungsgeschichte des Gebietes hin.
VII.3.2
Paragneise
Die Datenpunkte der Zirk01~e aus Paragneisen des Moldanubikums und der ZEV sind auf Discordias mit
paläozoischen unteren Schnittpunktsaltern und proterozoischen oberen Schnittpunktsaltern angeordnet. Diese hohen
Alterswerte werden als ererbte Alter der detritischen Zirkonkomponenten angesehen (vergl. GRAUERT et al. 1973,
1974; v. BREEMEN et al. 1982). Sie stellen einen Beweis für gesteins bildende (magmatische - metamorphe)
Prozesse im ehemaligen Liefergebiet der Sedimente dar.
Die scheinbaren U-Pb-Alter
der Zirkone liegen für die Proben aus der Cordierit-Kalifeldspat-Zone
sehr viel
näher am unteren Schnittpunktsalter als die der Proben aus der schwächer metamorphen Sillimanit-KalifeldspatZone (Abb. 35: gefüllte Symbole). Als Ursache für die beobachtete Lage der U-Pb-Datenpunkte
ist eine Abhängigkeit des Bleiverlustes von der Metamorphose vorstellbar. Solch ein metamorpher Gradient wurde von KÖPPEL
(1974) für die Zirkone aus den granulit- bis amphibolitfaziellen Gesteinen der Ivrea-Zone (N-Italien) nachgewiesen. Desweiteren besteht die Möglichkeit, daß die Lage der U-Pb-Datenpunkte
auf unterschiedliche
Mischungsanteile einer jungen, etwa 600 Ma alten und einer alten Zirkonkomponente (> 2 Ga) in den beiden
Proben zurückgeht. Einen Hinweis hierauf liefern die morphologischen Kennzeichen der jeweiligen Zirkone.
Während die Zirkone der Cordierit-Kalifeldspat-Zone,
auch die länglich-hypidiomorphen,
überwiegend abgerundete Formen zeigen, nimmt bei den Zirkonen aus der Sillimanit-Kalifeldspat-Zone
der Anteil idiomorpher Zirkone auf ungefähr 30% zu. Ein weiterer Unterschied besteht in der Korngrößenverteilung
beider Proben. Das
Korngrößenmaximum verschiebt sich für die Zirkone aus der Sillimanit-Kalifeldspat-Zone
gegenüber dem für die
Zirkone aus der Cordierit-Kalifeldspat-Zone
zu deutlich kleineren Korngrößen.
Für den Vergleich von Zirkon- und Monazitdaten aus Moldanubikum und Saxothuringikum wurden zu den
Ergebnissen dieser Arbeit die Altersbestimmungen von GRAUERT et al. (1973) an Zirkonen aus saxothuringischen
Quarziten hinzugenommen. Dabei sind in der Abb. 35 folgende Beziehungen erkennbar:
Die Monazite aus beiden Einheiten besitzen die gleichen U-Pb-Alter von 320 Ma, die mit der variszischen Niederdruckmetamorphose
korreliert werden. Diese Interpretation steht im Einklang mit den O.g. strukturgeologischpetrologischen Befunden eines kontinuierlichen metamorphen Überganges (SCHREYER 1966, STEIN et al. 1986,
WAGENER-LOHSE & BLÜMEL 1986).
62
Im Gegensatz dazu lassen sich bei den Zirkon daten deutliche Unterschiede erkennen. Die Datenpunkte der Zirkone
aus moldanubischen Gneisen liegen generell unterhalb denen der Zirkone aus saxothuringischen Quarziten (vergl.
Kap. III. I. l.l). Dabei liegen die der länglich-hypidiomorphen,
detritischen Zirkone (Abb. 35: Rauten) nahe' an der
Concordia bei -600 Ma, was als Hinweis für Zirkonwachstum im Liefergestein zu dieser Zeit angesehen wird
(vergl. GRAUERT et al. 1973).
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• Bial-Plag-Gneis
.,
• Biot-Plag-Gneis
Ip
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(Grauerl
o
el al .. 1973)
Frauenbach-
u.
Plattenquarzit
Ip
<>
0.04
0.2
Abb. 35: Concordiadiagramm
Saxothuringikums
2
für
Zirkone
und
Monazite
aus
Paragneisen
des
Moldanubikums
und
des
Insgesamt scheint die Anordnung der Datenpunkte (moldanubische Zirkone unterhalb der saxothuringischen Zirkone) am ehesten erklärbar durch eine Beeinflussung des U-Pb-Systems der moldanubischen Zirkone während der
variszischen Metamorphose, die zu einem weiteren Bleiverlust führte. Daraus ergibt sich für die Interpretation der
Ergebnisse an moldanubischen Zirkonen das Modell eines poly-episodischen Bleiverlustes (WETHERILL 1963,
ALLEGRE et al. 1974), wobei die saxothuringischen Zirkone vom zweiten (variszischen) Ereignis wahrscheinlich
nicht oder nur schwach betroffen wurden.
Für die Zirkone der ZEV ergibt sich folgendes Bild: Die Zirkone des hochmetamorphen Granat-Disthen-Gneises
weisen deutliche Merkmale eines metamorphen Wachstums (idiomorphe Kornform und Ausheilen detritischer
Oberflächenmarken)
auf, so daß das untere Schnittpunktsalter
mit der gesteinsprägenden
Metamorphose zu
korrelieren ist. Ein weiteres Argument hierfür ist die zeitliche Übereinstimmung
mit den konkordanten
Monazitaltern.
Im Falle des Biotit-Plagioklas-Gneises
erscheint aufgrund der morphologischen Untersuchungen der untere Schnittpunkt der Discordia als Bleiverlust unter niedrigmetamorphen
Bedingungen erklärbar. Sie stellen möglicherweise
die Ausgangslage für die Analysenpunkte der Zirkone des Granat-Disthen-Gneises
vor der Mitteldruckmetamorphose dar (Abb. 36).
63
0.3
206pb
238U
ZEV
•
Biot-Plag-Gne.is
•
Gt-Disth-Gneis
o
o
Abb. 36: Concordiadiagramm
Decke)
5
für
Zirkone
und Monazite aus Paragneisen
der ZEV (mitteldruckmetamorphe
VII.4 Geochronologisches Entwicklungsmodell
Anhand der vorliegenden geochronologischen Daten läßt sich für das Arbeitsgebiet folgendes Entwicklungsmodell
entwerfen (Tab. 4). Detritische Zirkone aus Paragneisen des Saxothuringikums, des Moldanubikums und der ZEV
weisen ähnlich hohe obere Schnittpunktsalter von 2,2 - 2,6 Ga auf. Diese sind als Hinweis auf das Alter
gesteinsbildender Prozesse im ehemaligen Liefergebiet anzusehen (vergl. GRAUERT et al. 1973). Ebenfalls
detritisch ererbt ist das untere Schnittpunktsalter von 560 Ma der saxothuringischen Zirkone (GRAUERT et al.
1973). Inwieweit die moldanubischen Zirkonalter von 540 - 520 Ma auf eine assyntische Metamorphose der
heutigen Cordierit-Sillimanit-Gneise oder der ehemaligen Liefergesteine zurückzuführen sind, läßt sich nur schwer
entscheiden. Das starke Überwiegen abgerundeter Kornformen gegenüber idiomorphen Kristallen und das fast
völlige Fehlen von metamorphem Zirkonwachstum sprechen eher für die zweite Möglichkeit eines ebenfalls
detritisch ererbten Alters. Erweist sich diese Interpretation als richtig, wären die moldanubischen Gesteine im
Grenzbereich zum Saxothuringikum entgegen der früheren lithostratigraphisch präkambrischen Einstufung (v.
GAERTNER & SCHMITZ 1968, STETTNER 1975) als altpaläozoische Sedimente aufzufassen.
In denselben Zeitraum, um 530 Ma, fällt die magmatische Bildung des Amphibolit-Orthogneis- Verbandes in der
ZEV. Die aus ehemaligen Basalten hervorgegeangenen Amphibolite sind mit Paragneisen vergesellschaftet, die vor
etwa 480 Ma einer schwachen Metamorphose unterlagen (Bleiverlust der detritischen Zirkone). Vor 460 Ma ist in
der ZEV ein weiteres magmatisches Ereignis mit der Intrusion eines heute als Augengneis vorliegenden Metagranits
zu verzeichnen.
Mit der anatektischen Bildung der magmatischen Edukte von Orthogneisen ist ein solches Ereignis zeitgleich auch
im benachbarten Moldanubikum nachgewiesen (GEBAUER 1975), das sich wahrscheinlich in den heute als Cordie-
64
rit-Sillimanit-Gneise
vorliegenden Rahmengesteinen als Metamorphose auswirkt (konkordantes Monazitalter: 455
Ma). Ebenfalls in diesen Zeitraum fällt das an Zirkonen bestimmte Effusionsalter von 450 Ma für die vulkanischen
Ausgangsgesteine der saxothuringischen Epigneise.
Das Alter der Mitteldruckmetamorphose in der ZEV vor ca. 390 Ma ist mittlerweile mithilfe unterschiedlicher
Methoden gut abgesichert (TEUFEL et al. 1985, SCHÜSSLER et al. 1986). Rb-Sr-Altersbestimmungen
an Biotiten
belegen, ähnlich wie in der Münchberger Gneismasse (SÖLLNER et al. 1981b), das Ende der metamorphen Überprägung. Nicht zuletzt aufgrund einer vergleichbaren metamorphen Entwicklung und aufgrund dieser Altersdaten
wird die ZEV analog zur Münchberger Gneismasse als allochthone Kristallindecke angesehen. Diese Modellvorstellung wurde LW. durch die Ergebnisse der strukturgeologischen und geophysikalischen Untersuchungen im Rahmen
des Kontinentalen Tiefbohrprogramms bestätigt (K TB 1985, 1986).
Problematisch bleibt die Interpretation der Rb-Sr-Gesamtgesteinsisochrone
an moldanubischen Cordierit-SillimanitGneisen, die ein Alter von 385 Ma ergab. Ein Vergleich der bisherigen Ergebnisse an Großproben moldanubischer
Gneise des Bayerischen Waldes zeigt, daß die erhaltenen Isochronenalter über einen Zeitraum von 435 - 490 Ma
streuen. Dieses Alter wurde von den Bearbeitern als Alter einer sogenannten kaledonischen Anatexis interpretiert
1985). Für das deutlich jüngere
(GRAUERT et al. 1973, GEBAUER 1975, KÖHLER & MÜLLER-SOHNIUS
Isochronenalter der Cordierit-Sillimanit-Gneise
im Grenzbereich zum Saxothuringikum wird eine anderweitige
Erklärung in Betracht gezogen. Sie basiert auf der von Petrologen (BLÜMEL 1982, 1983; WAGENER-LOHSE &
BLÜMEL 1986) diskutierten polymetamorphen Entwicklung des Moldanubikums sowie auf einem Altersvergleich
zwischen Moldanubikum und ZEV. Danach belegen Granat- und Disthenrelikte in den niederdruckmetamorphen
Gesteinen eine ältere Mitteldruckmetamorphose.
Aufgrund des gut belegten Alters der MD-Metamorphose in der
ZEV vor 380-390 Ma ließe sich dann das Isochronenalter von 385 Ma ebenfalls mit einer MD-Metamorphose der
moldanubischen Gesteine erklären. Da diese Extrapolation mit einer gewissen Unsicherheit behaftet ist, erscheint es
jedoch notwendig, dieses Ereignis an weiteren Proben aus dem Moldanubikum abzusichern.
Hinweis auf ein duktiles Deformationsereignis im heutigen Grenzbereich zwischen Moldanubikum
das konkordante Alter von Xenotimen aus einem Quarzmylonit mit 333 :1:3Ma.
und ZEV liefert
Das Alter der Niederdruckmetamorphose im Moldanubikum und Saxothuringlkum spiegelt sich in konkordanten
Monazitaltern von 320 - 324 Ma wieder. Auf einen nach der ND-Metamorphose einsetzenden starken Plutonismus
weisen Altersbestimmungen an zahlreichen saxothuringischen und moldanubischen Graniten hin.
Im Hinblick auf das Verständnis des variszischen Gebirges als Orogen mit weitreichenden Deckentransporten
tragen die vorliegenden
geochronologischen
Daten zur deutlichen
Unterscheidung
von parautochthonem
Moldanubikum/Saxothuringikum
und allochthoner ZEV bei.
Xe
Mo
Mo
U - Pb
U. Pb
U- Pb
Rb - Sr
333
320
315
310.
Biol
WR
Rb. Sr
385
300
Mo
Zr
Zr
U. Pb
U. Pb
U -Pb
Methode
Im lIefergeblet
In SCherzonen
Mold. / ZEV
AbkOhlung
Intrusion der Sill-Granite
Niederdruckmelamorphose
Grenzbereich
Mylonitlsierung
Mitteldruckmelomorphose?
Metamorphose
- Mindestalter
Metamorphose
im
Alter gesteinsbildender
Prozesse Im lIefergeblet
ungeföhres
Ereignis
IIIlt
K.Ar
320.
310
8101
Mo
Zr
Zr
Zr
Rb .Sr
U -Pb
U. Pb
U. Pb
U -Pb
315
320
450
560
2000
2300 -
im lIefergeblet
(1)
(1)
(2)
(2) Ahrendt
el 01. 1986
(1) Grauer! et 01. 1973
des Frankenwaldes
schwache Metamorphose
Im südlichen
Im Obergangs-
In Sedimenten
Saxothuringikum
zum Moldanublkum
Abkühlung
bereich
Nlederdruckmelamorphose
effusive? 811dung des Eplgnels-Eduktes
Metamorphose
Prozesse Im lIefergeblet
ungefOhres Alter gesteinsbIldender
Ereignis
Zr
U. Pb
U - Pb
Rb - Sr
Rb - Sr
390
380
380
370 -
Rb-Sr
8101
Xe
333
320
8101
365
Muse
WR
Mo
Zr
U - Pb
Zr
retrograde
Mold. / ZEV
in Scherzonen
Im
Granitintrusion
OberprOgung
Grenzbereich
Mylonitisierung
AbkOhlung
synmelamorphe
Mmeldruckmelamorphose
Mitfeldruckmefomorphose
Eduktes
granitische Bildung des Augengneis-
Bleiverlust,
Metamorphose
schwache
Bildung der Amphibolit-
episodischer
magmatische
Edukle
Kleinber.
460
U - Pb
Aller gesteinsbIldender
Prozesse Im liefergebiet
ungefOhres
Ereignis
WR+
Zr
U. Pb
Rb - Sr
U -Pb
Methode
480
530
2400
2500 -
(Mo)
Alter
Methode
Alter
(Mal
ZEV
Übergangsbereich
Saxothurlnglkum
Geochronologisches Entwicklungsschema für den moldaunbisch-saxothuringischen
455
520
540.
2400
2600 -
(Mo)
Alter
Moldanubikum
Tab. 4:
0Ut
66
LITERATUR VERZEICHNIS
AHRENDT, H., CLAUER, N., FRANKE, W., HANSEN B.T. & TEUFEL, S. (1986): Kontinentales
Tiefbohrprogramm der Bundesrepublik Deutschland - Oberpfalz, Geochronologie.- 2. KTB-Kolloquium 19.9. - 21.9.1986 - Poster-Programm, 76 S.: 8; Seeheim.
AFTALION, M. & VAN BREEMEN, O. (1980): U-Pb zircon, monazite and Rb-Sr whole rock systematics of
granitic gneiss and psammitic to semi-pelitic host gneiss from Glennfinnan, Northwestern Scotland.- Contr.
Mineral. Petrol., 72: 87-98; Berlin.
ALLEGRE, C.J., ALBAREDE, F., GRÜNENFELDER, M. & KÖPPEL, V. (1974): 238U/206Pb_235U/207Pb_
232Th/208Pb Zircon Geochronology in Alpine and Non-Alpine environment.- Contr. Mineral. Petrol., 43:
163-194; Berlin.
BACHMANN, G. (1985): Untersuchungen zum Strontium-Isotopenaustausch in polymetamorphen Bändergneisen
Nordwest-Argentiniens.- Inaug.-Diss. Westf. Wilhelms-Univ. Münster, 162 S., unveröff.; Münster.
BACHMANN, G., GRAUERT, B. & Miller, H. (1986): Isotopic dating of polymetamorphie Metasediments from
Northwest Argentina.- Zbl. Geol. Paläont. Teil I, 1985: 1257-1268; Stuttgart.
BEHR, H.J., ENGEL, W. & FRANKE, W. (1980): Guide to Excursion NO.2 (Münchberger Gneismasse, Bayerischer
Wald): Int. Conf. on the Effect of Deformation on Rocks, 9.-12.4.1980 Göttingen, 100 S.; Göttingen.
BEHR, H.J., ENGEL, W. & FRANKE, W. (1982): Variscan wildflysch and nappe tectonics in the Saxothuringian
zone (Northeast Bavaria, West Germany).- Amer. J. Sei., 282: 1438-1470; New Haven.
BESANG, C., HARRE, W., KREUZER, H., LENZ, H., MÜLLER, P. & WENDT, I. (1976): Radiometrische Datierung, geochemische und petrographische Untersuchungen der Fichtelgebirgsgranite.- Geol. Jb., E8: 3-71;
Hannover.
BICKFORD, M.E., CHASE, R.B., NELSON, B.K., SHUSTER, R.D. & ARRUDA, E.C. (1981): U-Pb studies of
zircon cores and overgrowths, and monazite: implications for age and petrogenesis of the northeastern Idaho
batholith.- J. Geol., 89.4: 433-457; Chicago.
BLACK, L.P., FITZGERALD, J.D. & HARLEY, S.L. (1984): Pb isotopic composition, colour, and microstructure
of monazites from a polymetamorphie rock in Antarctica.- Contr. Mineral. Petrol., 85: 141-148; Berlin.
BLÜMEL, P. (1982): Aufbau, Metamorphose und geodynamische Deutung des Variszischen Grundgebirges
Bereich der Bundesrepublik.- Jb. Ruhr-Univ. Bochum: 169-201; Bochum.
im
BLÜMEL, P. (1983): The western margin of the Bohemian Massif in Bavaria.- Exc. E4, DMG SFMC Joint
Meeting 1983, FortsehT. Miner., 61.2: 171-195; Stuttgart.
BLÜMEL, P. (1984): Mitteldruck- und Niederdruckmetamorphose
FortsehT. Miner., 62,1: 28-29; Stuttgart.
in den außeralpinen Varisziden Mitteleuropas.-
BLÜMEL, P. (1986): Metamorphie processes in the variscan crust of the central segment.- in: Proc. 3rd EGT
Workshop, Bad Honnef, 14-16 April 1986: 149-155; Straßburg (European Science Foundation).
BOENIGK, W. (1983): Schwermineralanalyse.-
152 S.; Stuttgart (Enke).
67
BREEMEN, O. van, AFTALION, M., BOWES, D.R., DUDEK, A., MISAR, POVONDRA, P. & VRANA, S.
(1982): Geochronological studies of the Bohemian massif, Czechoslovakia, and their significance in the
evolution of Central Europe.- Trans. Roy. Soc. Edinburgh, Earth Sci., 1.3.: 89-108; Edinburgh.
BÜLTEMANN,
H. (1979): Die Uranvorkommen
im ostbayerischen
Tirschenreuth/Opf..Z. dt. geol. Ges., UQ: 575-596; Hannover.
Grundgebirge
Raum
Mähring,
BURGER, A.J., NICOLA YSEN, L.O. AND AHRENS, L.H. (1967): Controlled leaching of monazites.Res., 72.14: 3585-3594; Washington.
CARL, C., DILL, H., KREUZER, H. & WENDT, I. (1985): U/PbHöhenstein/Oberpfalz.Geol. Rdsch., .MJ.: 483-504; Stuttgart.
CARROLL, D. (1953): Weatherability
und K/Ar-Datierungen
of Zircon.- J. Sediment. PetroL, ~:
Krs.
J. Geophys.
des Uranvorkommens
106-116; Menasha, Wisconsin USA.
CHOPIN, C. & MALUSKI, H. (1980): 40Ar_S9Ar Dating of High Press ure Metamorphic Micas From the Gran
Paradiso Area (Western Alps): Evidence Against the Blocking Temperature Concept.- Contr. Mineral. PetroL,
74: 109-122; Berlin.
COMPSTON, W. & WILLIAMS, I.S. (1984): U-Pb dating of zircon by ion microprobe: application
volcanics.- Abstracts ECOG VIII, Terra cogn., spring 1984: 26; Straßburg
to the Isua acid
COMPSTON, W., WILLIAMS, I.S., CAMPBELL, I.H. & GRESHAM J.J. (1985/86): Zircon xenocrysts from the
Kambalda volcanics: age constraints and direct evidence for older continental crust below the KambaldaNorseman greenstones.- Earth Planet. Sci. Lett., 1Q: 299-311; Amsterdam.
DAVIS, G.L. & SCHREYER, W. (1962): Altersbestimmungen an Gesteinen des ostbayrischen
ihre geologische Deutung.- Geol. Rdsch., ~: 146-169; Stuttgart.
DEER, W.A., HOWIE, R.A. & ZUSSMAN, J. (1963): Rock-forming
S.; London (Longmans)
Grundgebirges
minerals, Vol. 5: Non-silicates,
und
2. Aufl., 371
DEL MORO, A., PUXEDDU, M., RADICATI di BROZOLO, F. & Villa I.M. (1982): Rb-Sr and K-Ar Ages on
Minerals at Temperatures of 3000 - 4000 C from Deep Wells in the Larderello Geothermal Field (Italy).Contr. Mineral. Petrol., li: 340-349; Berlin.
DEUTSCH, A. & STEIGER, R.H. (1985): Hornblende K-Ar ages and the c1imax of Tertiary metamorphism in the
Lepontine Alps (south-central Switzerland): an old problem reassessed.- Earth Planet. Sci. Lett., 72: 175-189;
Amsterdam.
DIETZ, V. (1973): Experiments on the influence of transport on shape and roundness of heavy minerals.Sedimentology, 1: 69-102; Stuttgart.
Contr.
DUCROT, J., LANCELOT, J.R. & MARCHAND J. (1983): Datation U-Pb sur zircons de I'eclogite de la Borie
(Haute-Allier,
France) et consequences sur l'evolution ante-hercynienne
de l'Europe occidentale.- Earth
Planet. Sci. Lett., 22: 385-394; Amsterdam.
FAURE, G. (1986): Principles of isotope geology.-2.Aufl.,
XV + 589 S.; New York (Wiley & Sons).
FAURE, G. & POWELL, J.L. (1972): Strontium Isotope Geology.Vol. 5, 188 S.; Berlin (Springer).
in: Minerals, Rocks and Inorganic Materials,
FISCHER, G., SCHREYER, W., TROLL, G., VOLL, G. & HART, S.R.(l968): Hornblendealter
schen Grundgebirge.- N. Jb. Miner. Mh., 11: 385-404; Stuttgart.
aus dem ostbayri-
68
FRANK, F.W. (1986): Geologie und Petrographie des Westteils der Kristallinzone
Vohenstrauß/Oberpfalz.- Dipl.-Arb. Ruhr-Univ. Bochum, 172 S., unveröff.; Bochum.
von
Erbendorf
-
FRANKE, W. (1984): Variszischer Deckenbau im Raume der Münchberger Gneismasse, abgeleitet aus der Fazies,
Deformation und Metamorphose im umgebenden Paläozoikum.- Geotekt. Forsch., ~: 253 S.; Stuttgart.
FRENTZEL-BEYME, K. (1985): Fluidsysteme in Graniten, Metamorphiten und hydrothermalen Gangsystemen in
der nördlichen Region der geplanten Tiefbohrung (Oberpfalz).- Dipl.-Arb. Georg-August-Univ. Göttingen,
86 S., unveröff.; Göttingen.
FÜCHTBAUER, H. & MÜLLER, G. (1977): Sediment-Petrologie Teil 11: Sedimente und Sedimentgesteine.3.Aufl., XVI + 784 S.; Stuttgart (E.Sehweizerbart'sche Verlagsbuchhandlung).
GAERTNER, H.R. v. (1951): Probleme des Saxothuringikums.- Geol. Jb., 22: 409-450; Hannover.
GAERTNER, H.R. v. & SCHMITZ, H.H. (1968): Geologisch-petrographische
Moldanubikum/Saxothuringikum in der nördlichen Oberpfalz.- Geol. Jb.,
Beobachtungen in der Grenzzone
Bi: 315-370; Hannover.
GAUDETTE, RE., VITRAC-MICHARD, A. & ALLEGRE, C.J. (1981): North american precambrian history recorded in a single sampie: high resolution U-Pb systematics of the Potsdam sandstone detrital zircons, New
York State.- Earth Planet. Sei. Lett., ~: 248-260; Amsterdam.
GEBAUER, D. (1975): Rb-Sr Gesamtgesteins- und Mineralsysteme sowie U-Pb Systeme in Zirkonen während der
progrssiven Gesteinsmetamorphose.- Diss. ETH Zürich: pp 137; Zürich.
GEBAUER, D. & GRÜNENFELDER,
M. (1974): Rb-Sr Whole-Rock Dating of Late Diagenetic to
Anchimetamorphic, Paleozoic Sediments in Southern France (Montagne Noire).- Contr. Mineral. Petrol., 47:
113-130; Berlin.
GEBAUER, D. & GRÜNENFELDER, M. (1976): U-Pb Zircon and Rb-Sr Whole-Rock Dating of Low-Grade
Metasdediments - Example: Montagne Noire (Southern France).- Contr. Mineral. Petrol., ~: 13-32; Berlin.
GEBAUER, D. & GRÜNENFELDER,
M. (1977): U-Pb-systematics
of detrital zircons from some unmetamorphosed to slightly metamorphosed sediments of Central Europe.- Contr. Mineral. Petrol., 22: 29-37;
Berlin.
GEBAUER, D. & GRÜNENFELDER, M. (1979a): U-Th-Pb Dating of Minerals.- In: JÄGER, E. & HUNZIKER
J.C.: Lectures in Isotope Geology.- 329 S.: 105-131; Berlin (Springer).
GEBAUER, D. & GRÜNENFELDER, M. (1979b): U-Pb Zircon and Rb-Sr mineral dating of eclogites and their
country rocks, example: Münchberg Gneiss Massif, Northeast Bavaria.- Earth Planet. Sci. Lett., 42: 35-44;
Amsterdam.
GEBAUER, D., BERNARD-GRIFFITHS, J. & GRÜNENFELDER, M. (1981): U-Pb Zircon and Monazite Dating
of a Mafic- Ultramafic Complex and Hs Country Rocks, Example: Sauviat-sur- Vige, French Central Massif.Contr. Mineral. Petrol., ~: 292-300; Berlin.
GOLDICH, S.S. & MUDREY, Jr. (1972): Dilatancy model for discordant U-Pb zircon ages.- in: Contrib. to recent
geochemistry and analytical chemistry (Vinogradov volume): 415-418; Moskau (Nauka Publ. Office).
GRAUERT, B. (1982): Das Alter der Gesteine.- In: Landolt-Börnstein
properties of rocks, Subvolume b.- : 561-599; Berlin (Springer).
New Series, Group V, Volume I, Physical
69
GRAUERT, B. & ARNOLD, A. (1968): Deutung diskordanter Zirkonalter der
Gotthardmassivs (Schweizer Alpen).- Contr. Mineral. PetroL, 2.!l: 34-56; Berlin.
Silvrettadecke
und
des
GRAUERT, B., HÄNNY, R. & SOPTRAJANOVA, G. (1973): Age and Origin of Detrital Zircons from the PrePermian Basements of the Bohemian Massif and the Alps.- Contr. Mineral. PetroL, ~: 105-130; Berlin.
GRAUERT, B., HÄNNY, R. & SOPTRAJANOVA, G. (1974): Geochronology of a polymetamorphic and anatectic
gneiss region: The Moldanubicum of the Area Lam-Deggendorf, Eastern Bavaria, Germany.- Contr. Mineral.
PetroL, ~: 37-63; Berlin.
GÜMBEL, C.W. (1879): Geognostische Beschreibung
westlichen Vorlande.- 698 S.; Gotha.
des Fichtelgebirges
mit dem Frankenwalde
und dem
GULSON, B.L. & KROGH, T.E. (1973): Old lead components in the young Bergell massif, South-East Swiss Alps.Contr. Mineral. PetroL, ~: 239-252; Berlin.
HÄNNY, R., GRAUERT, B. & SOPTRAJANOVA, G. (1975): Palaeozoic migmatites affected by high-grade Tertiary metamorphism in the Central Alps (Valle Bodengo, Italy).- Contr. Mineral. PetroL, ll: 173-196; Berlin.
HANSEN, B.T., HIGGINS, A.K. & BÄR, M.-T. (1978): Rb-Sr and U-Pb age patterns in polymetamorphic
sediments from the southeastern part of the East Greenland Caledonides.- Bull. geol. Soc. Denmark, 27: 5562; Kopenhagen.
HANSEN, B.T., HENJES-KUNST, F., BAUMNANN, A. & JECHT,U. (1985): Comparative Analysis of natural
rock sampies by mass spectrometry, x-ray fluorescence, atomic adsorption spectrometry and gamma-ray
spectrometry.- in: SANSONI, B. (Ed.): Instrumentelle Multielementanalyse: 717-720; Weinheim (Verlag
Chemie).
HEINICKE, F., FÄNGER, R., FRANKE,
TEUFEL, S., VOLLBRECHT, A.,
Tiefbohrprogramm der Bundesrepublik
- 19.9. - 21.9.1986 - Poster-Programm,
W., KLEEMANN, U., SCHAFFT, R. SKROTZKI, W., STEIN, E.,
WAGENER-LOHSE, CH. & WEBER, K. (1986): Kontinentales
Deutschland - Oberpfalz, Strukturgeologie III.- 2. KTB-Kolloquium
76 S.: 4; Seeheim.
HENJES-KUNST, F., ALTHERR, R., HANSEN, B.T. & KREUZER, H. (1984): Datierungen an miozänen I-TypGranitoiden der Zentralägäis: U-Pb-Alter von Zirkonen und Thoriten im Vergleich zu Rb-Sr-, K-Ar- und
Spaltspurenaltern anderer Minerale.- Fortschr. Miner., 62..l: 86-87; Stuttgart.
HOFMANN, A. & KÖHLER, H. (1973): Whole Rock Rb-Sr Ages of Anatectic Gneisses from the Schwarzwald, SW
Germany.- N. Jb. Miner. Abh., l!U: 163-187; Stuttgart.
HOFMANN, A.W. (1979): Rb-Sr Dating of Thin Slabs: an Imperfect Method to Determine the Age of
Metamorphism.- In: JÄGER, E. & HUNZIKER J.C.: Lectures in Isotope Geology.- 329 S.: 27-29; Berlin
(Springer).
HOPPE, G. (1963): Die Verwendbarkeit morphologischer Erscheinungen an akzessorischen Zirkonen für
petrogenetische Auswertungen.- Abh. dt. Akad. Wiss., Kl. Bergb. Hüttenw. Montangeol., 1: 131 S.; Berlin.
HUNZIKER, J.C. AND ZINGG, A. (1980): Lower Palaeozoic Amphibolite to Granulite Facies Metamorphism in
the Ivrea Zone (Southern Alps, Northern Italy).- Schweiz. mineral. petrogr. Mitt., ~: 181-213; Zürich.
JÄGER, E. (1979): The Rb-Sr Method.- In: Jäger, E. & Hunziker J.C.: Lectures in Isotope Geology.- : 13-26;
Berlin (Springer).
JÄGER, E. & HUNZIKER J.C. (1979): Lectures in Isotope Geology.- 329 S.; Ber.lin (Springer).
70
KLEEMANN, U, (1986): Petrographische Untersuchung und thermobarometrische
Analyse der metamorphen
Überprägung in 2 tektonischen Bewegungszonen des nördlichen Oberpfälzer Waldes.- Dipl.-Arb. Ruhr-Univ.
Bochum, 67 S., unveröff.; Bochum.
KOBER, B. (1986): Whole grain evaporation for 207Pb/2o6Pb-age-investigations.
filament thermal ion source.- Contr. Mineral. Petrol., 2.3.: 482-490; Berlin.
KÖHLER, H. (1970): Die Änderung der Zirkonmorphologie
Miner. Mh., 2: 405-420; Stuttgart.
on single zircons using a double-
mit dem Differentiationsgrad
KÖHLER, H. & MÜLLER-SOHNIUS,
D. (1980): Rb-Sr Systematics on Paragneiss
Moldanubicum, Germany.- Contr. Mineral. Petrol., 11: 387-392; Ber1in.
eines Granits.-
N. Jb.
Series From the Bavarian
D. (1985): Rb-Sr-Altersbestimmungen
und Sr-Isotopensystematik
an GeKÖHLER, H. & MÜLLER-SOHNIUS,
steinen des Regensburger Waldes (Moldanubikum NE Bayerns), Teil 1: Paragneisanatexite.N. Jb. Miner.
Abh., .lil.l: 1-28; Stuttgart.
KÖHLER, H., MÜLLER-SOHNIUS,
D. & CAMMANN, K. (1974): Rb-Sr Altersbestimmungen an Mineral- und
Gesamtgesteinsproben
des Leuchtenberger und Flossenbürger Granits, NE Bayern.- N. Jb. Miner. Abh.,
ßlJ.: 63-85; Stuttgart.
KÖPPEL, V. (1974),: Isotopic U-Pb Ages of Monazites and Zircons from the Crust-Mant1e Transition and
Adjacent Units of the Ivrea and Ceneri Zones (Southern Alps, Italy).- Contr. Mineral. Petrol., 43: 55-70;
Berlin.
M. (1975): Concordant U-Pb ages of monazite and xenotime from the Central
KÖPPEL, V. & GRÜNENFELDER,
Alps and the timing of the high temperature Alpine metamorphism, a pre1imenary report.- Schweiz. mineral.
petrogr. Mitt., ~: 129-132; Zürich.
KÖPPEL, V. & GRÜNENFELDER,
M. (1978/79): Monazite and Zircon U-Pb Ages from the Ivrea and Ceneri
Zones.- Proceedings of the 2nd Symposium Ivrea- Verbano, Mem. Sci. Geol., ll: 257.
KÖPPEL, V., GÜNTHERT, A. & GRÜNENFELDER,
M. (1980): Patterns of U-Pb zircon and monazite ages in
polymetamorphie units of the Swiss Central Alps.- Schweiz. mineral. petrogr. Mitt., Ql: 97-119; Zürich.
KOSSMAT, F. (1927): Gliederung des varistischen Gebirgsbaues.-
Abh. sächs. geol. L.-Anst., 1: 39 S.; Leipzig.
KOSZTOLANYI, C. (1965): Nouvelle methode d'ana1yse isotopique des zircons a l'etat naturel apres attaque directe
sur 1e filament.- Compt. Rend. Acad. Sei., 261: 5849-5851; Paris.
KREUZER,
H., LENZ, H., HARRE, W. MATTHES, S., OKRUSCH, M. & RICHTER,
Altersstellung der Rotgneise im Spessart - Rb/Sr-Gesamtgesteins-Datierungen.Geol.
Hannover.
P. (1973): Zur
Jb., A2: 69-88;
KROGH, T.E. (1973): A low contamination method for hydro thermal decomposition of zircon and extraction of V
and Pb for isotopic age determinations.- Geochim. Cosmochim. Acta, 37: 485-494; Oxford.
KROGH, T.E. (1982a): Improved accuracy of V-Pb zircon ages by the creation of more concordant systems using
an air abrasion technique.- Geochim. Cosmochim. Acta, 46: 637-649; Oxford.
KROGH, T.E. (1982b): Improved accuracy of V-Pb zircon ages by selection of more concordant fractions using a
high gradient magnetic separation technique.- Geochim. Cosmochim. Acta, 46: 637-649; Oxford.
71
KROGH, T.E. & DA VIES, G.L. (1975): Alteration in zircons and differential
zircon.- Carnegie Inst. Washington Yearb., 74: 619-623; Washington.
dissolution of altered and metamiet
KTB (1985): Kontinentales Tiefbohrprogramm
der Bundesrepublik Deutschland, Zielgebiet Oberpfalz: ExcursionGuide Oberpfalz, WEBER, K. (Ed.): 2nd Internat. Symp. on Observation of the Continental Crust through
Drilling 7.-9.0kt.1985:
84 S.; Seeheim.
KTB (1986): Kontinentales Tiefbohrprogramm
der Bundesrepublik Deutschland - Ergebnisse der Vorerkundungsarbeiten Oberpfalz, WEBER, K. & VOLLBRECHT, A. (Eds.): 2. KTB-Kolloquium,
19.9.-21.9.1986: 186 S.;
Seeheim.
LANCELOT, J.R., VITRAC, A. & ALLEGRE C.J. (1973): Datation U- Th-Pb des zircons grain par grain, par
dilution isotopique. Consequences geologique.- C.R. Acad. Sei. Paris, Ser. D., 277: 2117-2120; Paris.
LENZ, H. (1986): RbjSr-Gesamtgesteins-Altersbestimmung
Fichtelgebirges.- Geol. Jb., E34: 67-76; Hannover.
am Weißenstadt-Marktleuthener
Porphyrgranit
des
LOSKE, W.P. (1985): Die Zirkonvarietätenanalyse
als Beitrag zur Ermittlung von Sedimentschüttungen im EbbeSattel (Unterdevon, Rheinisches Schiefergebirge).- N. Jb. Geol. Paläont. Abh., ~:
385-417; Stuttgart.
MEDENBACH, O. (1976): Geochemie der Elemente in Zirkon und ihre räumliche Verteilung -eine Untersuchung
mit der Elektronenstrahlmikrosonde.Diss. Ruprecht-Karl-Univ.
Heidelberg: 56 S.; Heidelberg.
MIELKE, H. & SCHREYER, W. (1969): Mineralparagenesen
Bavarica, 60: 29-44; München.
in Metasedimenten
des Fichtelgebirges.-
Geologica
MIELKE, H., BLÜMEL, P. & LANGER, K. (1979): Regional low-pressure metamorphism of low and medium
grade in metapelites and -psammites of the Fichtelgebirge area, NE-Bavaria.- N. Jb. Miner. Abh., 137,1: 83112; Stuttgart.
MÜLLER-SOHNIUS,
D., DRACH, V. v., P. HORN & KÖHLER, H. (1987): Altersbestimmungen
Münchberger Gneismasse, Nordost-Bayern.- N. Jb. Miner. Abh., .ll6.: 175-206; Stuttgart.
NEUMANN, W. & HUSTER, E. (1974): The half-life
and 86Rb._ Z. Physik, ZlQ.: 121-127; Berlin.
of 87Rb measured as difference
an der
between the isotopes 87Rb
NICKEL, E. (1973): Experimental dissolution of light and heavy minerals in comparison
intrastratal solution.- Contr. Sedimentology, 1: 1-68; Stuttgart.
with weathering
NICKEL, E. (1978): The present status of cathode luminescence as a tool in sedimentology.10.2: 73-100; Johannesburg.
Minerals Sei. Engng.,
NI COLA YSEN, L.O. (1957): Solid diffusion in radioactive
Geochim. Cosmochim. Acta, ll: 4,1-59; Oxford.
of the absolute age.-
minerals and the. measurement
and
NRIAGU, J.O. & MOORE, P.B. (Eds.) (1984): Phosphate Minerals.- 442 S. Berlin (Springer)
OPPERMANN, U., SEIDEL, E., OKRUSCH, M., RICHTER, P. & SCHÜSSLER, U. (1986): Kontinentales Tiefbohrprogramm
der Bundesrepublik
Deutschland - Vergleichende Untersuchungen
an Metabasiten des
Ostbayrischen Kristallins.- 2. KTB-Kolloquium - 19.9. - 21.9.1986 - Poster-Programm, 76 S.: 11; Seeheim.
OVERSTREET, W.C. (1967): The
Washington.
geologie. occurence
of monazite.-
U.S. Geol.
Survey,
prof.
paper,
530;
72
PERSSON, P.-:O. & HANSEN, B.T. (1982): The Rb-Sr age of the Sundsta granite in the Western Pregothian
tectonic mega-unit, south-western Sweden.- Geol. Fören. Stockholm Förh., !Q.4..l: 17-21; Stockholm.
PEUCAT, J.J. (1986): Behaviour of Rb-Sr whole rock and U-Pb zircon systems du ring partial melting as shown in
migmatic gneisses from the St Malo Massif, NE Brittany, France.- J. Geol. Soc., lli: 875-885; London.
PEUCAT, J.J. & MARTIN, H. (1985): Are Rb-Sr thin slabs migmatite ages always meaningful?Abh., ill: 1-21: Stuttgart.
N. Jb. Miner.
PIN, C. & LANCELOT, J. (1982): U-Pb Dating of an early Paleozoic Bimodal Magmatism in the French Massif
Centra1 and of Its Further Metamorphic Evalution.- Contr. Mineral. Petrol., 1!Z.: 1-12; Berlin.
POLDERVAART,
London.
A. (1950): Statistical studies of zircon as a criterion in granitisation.-
Nature,
ill: 574-575;
POLDERVAART, A. & ECKELMANN, F.D. (1955): Growth phenomena in zircon of autochthonous garnites.Bull. Geol. Soc. Am., ~: 947-948; New York.
PUPIN, J.P. (1980): Zircon and granite petrology.- Contr. Mineral. Petrol., ll: 207-220; Berlin.
PUPIN, J.P. (1985): Magmatic zoning of Hercynian Granitoids in France based on Zircon Typology.- Schweiz.
mineral. petrogr. Mitt., 22.: 29-56; Zürich.
PURDY, J.W. AND JÄGER, E. (1976): K-Ar Ages on Rock-Forming Minerals from the Central Alps. - Mem. Ist.
Geol. Min. Padova, ~: 31pp; Padua.
RICHTER, D.K. & ZINKERNAGEL, U. (1981): Zur Anwendung der Kathodolumineszenz
petrographie.- Geol. Rdsch., 12: 1276-1302; Stuttgart.
in der Karbonat-
RICHTER, P. & STETTNER, G. (1983): Das Präkambrium am Nordrand der Moldanubischen Region im Raum
Tirschenreuth - Mähring (NE-Bayern) und dessen metallogenetische Aspekte - Lithostratigraphische,
petrographische u. geochemische Untersuchungen.- Geol. Jb., QQ!: 23-91; Hannover.
RODDICK, J.C. & COMPSTON, W. (1977): Strontium Isotopic equlibration: a solution to a paradox.- Earth Planet.
Sei. Lett., M: 238-246; Amsterdam.
SCHÄRER, U. (1984): The effect of initial 2sll-rh disequilibrium on young U-Pb ages: the Makalu case, Himalaya.Earth Planet. Sci. Lett., 21.: 191-204; Amsterdam.
SCHÄRER, U. & ALLEGRE, C.J. (1983): The Palung granite (Himalaya); high resolution U-Pb systematics in
zircon and monazite.- Earth Planet. Sei. Lett., ~: 423-432; Amsterdam.
SCHREYER, W. (1966): Metamorpher Übergang Saxothuringikum-Moldanubikum
östlich Tirschenreuth/
nachgewiesen durch phasenpetrologische Analyse.- Geol. Rdsch., ll: 491-509; Stuttgart.
Opf.,
SCHÜSSLER, U., OPPERMANN, U., KREUZER, H., SEIDEL, E., OKRUSCH, M., LENZ, K.-L. & RASCHKA,
H. (1986): Zur Alterstellung des ostbayerischen Kristallins- Ergebnisse neuer K-Ar-Datierungen.Geologica
Bavarica, ß.2: 21-47; München.
SCHULZ, M. (1982): Zur Genese des Ödwieser Granits (Vorderer Bayerischer Wald).- Diss. Ludwig-MaximiliansUniversität München: 130 S.; München.
73
SCHULZ-SCHMALSCHLÄGER, M., PROPACH, G. & BAUMANN, A. (1984): U/Pb-Untersuchungen
nen und Monaziten von Gesteinen des Vorderen Bayerischen Waldes.- Fortsehr. Miner., ~:
an Zirko223-224;
Stuttgart.
2: 801-
SHESTAKOV, G.1. (1972): Diffusion of Lead in Monazite, Zircon, Sphene and Apatite.- Geochem. int.,
807; Washington.
SILVER, L.T. & DEUTSCH, S. (1963): Uranium lead variations in zircon: a case study.- J. GeoI.,
n:
747-758;
Chicago.
an Gesteinen der
SÖLLNER, F., KÖHLER, H. & MÜLLER-SOHNIUS, D. (198Ia): Rb/Sr-Altersbestimmungen
Münchberger Gneismasse (MM), NE-Bayern - Teil I, Gesamtgesteinsdatierungen.N. Jb. Miner. Abh.,
141.1: 90-112.
SÖLLNER, F., KÖHLER, H. & MÜLLER-SOHNIUS, D. (198Ib): Rb/Sr-Altersbestimmungen
an Gesteinen der
Münchberger Gneismasse (MM), NE-Bayern - Teil 2, Mineraldatierungen.- N. Jb. Miner. Abh., 142,2: 178198.
STACEY, J.S. & KRAMERS, J.D. (1975): Approximation of terrestrial lead isotope evolution by a two-stage
modeI.- Earth Planet. Sei. Lett., 22: 207-221; Amsterdam.
STEIGER, R.H. & JÄGER, E. (1977): Subcommission on Geochronology: Convention on the use of decay constants
in geo- and cosmochronology.- Earth Planet. Sei. Lett., J2: 359-362; Amsterdam.
STEIN, E., FÄNGER, R., FRANKE, W., HEINICKE, F., KLEEMANN, U., SCHAFFT, R. SKROTZKI, W.,
VOLLBRECHT, A., WAGENER-LOHSE, CH., WALL, H. de & WEBER, K. (1986): Kontinentales
Tiefbohrprogramm der Bundesrepublik Deutschland - Oberpfalz, Strukturgeologie 1.- 2. KTB-Kolloquium 19.9. - 21.9.1986 - Poster-Programm, 76 S.: 2; Seeheim.
STEIN, E. (1987): Die strukturgeologische Entwicklung im Übergangsbereich Saxothuringikum/Moldanubikum
NE-Bayern.- Diss. Georg-August-Univ. Göttingen: 125 S.; Göttingen.
STETTNER, G. (1975): Zur geologisch-tektonischen
11-38; Heidelberg.
Entwicklung des Oberpfälzer Grundgebirges.-
in
Aufschluss, 26:
STETTNER, G. (1979): Der Grenzbereich Saxothuringikum-Moldanubische
Region im Raum Tirschenreuth Mähring (Oberpfalz) und die Situation des Uran-führenden Präkambriums.- Z. dt. geoI. Ges., 130: 561-574;
Hannover.
STETTNER, G. (1980): Zum geologischen Aufbau des Fichtelgebirges.- Aufschluss,
STETTNER, G. (1981): Grundgebirge.-
ll: 391-403; Heidelberg.
in: GeoI. Kt. Bayern I : 500000, ErI., 168 S.,: 7-29; München.
STOSCH, H.-G. & LUGMAIR, G.W. (1986): Geochemistry and evolution of the eclogites from the Münchberg
Gneiss Massif/ W. Germany.- Terra cogn., 2: 254; Straßburg.
SUNIN, L.V. & MALYSHEV, V.1. (1983): The thermo isochron method of determining Pb-Pb-ages.Int., 2.0.: 34-45; Washington.
Geochem.
TEMBUSCH, H. & GRAUERT, B. (1983): Zur Diffusion von Strontium in heterogenen Metasedimenten.sehr. Miner., 61,1: 255-256; Stuttgart.
Fort-
TEUFEL, S., AHRENDT, H. & HANSEN, B.T. (1985): U-Pb und Rb-Sr-Altersbestimmungen
im Übergangsbereich Moldanubikum/ Saxothuringikum, NE-Bayern.- Fortsehr. Miner., 2l..!.: 234; Stuttgart.
l
74
TIL TON, G.R. (1960): Volume diffusion
2945; Washington.
TILTON, G.R. & NICOLAYSEN,
Acta, !!: 28-40; Oxford.
as a mechanism for discordant
lead ages.- J. Geophys. Res., 65: 2933-
L.O. (1957): The use of monazites for age determination.-
TRÖGER, W.E. (1969): Optische Bestimmung der gesteinsbildenden
822 S.; Stuttgart (E.Schweizerbart'sche Verlagsbuchhandlung).
Geochim. Cosmochim.
Minerale - Teil 2, Textband.-
VEJNAR,
Z. (1965): Bemerkungen
zur lithostratigraphischen
Beziehung zwischen dem
Algonkium und dem Moldanubikum.- N. Jb. Geol. Paläont., Mh., 1965: 102-111; Stuttgart.
2.Aufl., XII +
mittelböhmischen
VERSCHURE, R.H., ANDRIESSEN, P.A.M., BOELRUK, N.A.I.M., HEBEDA, E.H., MAUER, C., PRIEM,
H.N.A. & VERDURMEN, E.A.TH. (1980): On the Thermal Stability of Rb-Sr and K-Ar Biotite Systems:
Evidence of coexisting Sveconorvegian (ca 870 Ma) and Caledonian (ca 400 Ma) Biotites in SW Norway.Contr. Mineral. Petrol., 74: 245-252; Berlin.
VOLL, G. (1960): Stoff, Bau und Alter in der Grenzzone Moldanubikum/Saxothuringikum
in Bayern unter
besonderer Berücksichtigung gabbroider , amphibolitischer und kalksilikatführender
Gesteine.- Beih. Geol.
Jb., 42, 382 S.; Hannover.
VOLLBRECHT, A. (1981): Tektogenetische
Paläont.: 122 S.; Göttingen.
Entwicklung
WAGENER-LOHSE,
C. (in Vorber.): Petrologie
Tirschreuth, Oberpfalz.- Diss. Ruhr-Universität
der Münchberger
der Grenzzone
Bochum.
Gneismasse.-
Göttinger
Saxothuringikum/Moldanubikum
Arb. Geol.
im Raum
WAGENER-LOHSE, C. & BLÜMEL, P. (1985): in: Weber, K. (1985) [Ed.): 2nd Intern. Symposium on Observation
of the Continental Crust through Drilling, 4th Alfred Wegener Conference, Excursion-Guide Oberpfalz: 24.
WAGENER-LOHSE,
C. & BLÜMEL, P. (1984): Prograde Regionalmetamorphose
vom Niederdrucktyp
in der
Grenzzone Saxothuringikum/Moldanubikum
E Tirschenreuth / NE Bayern.- Fortschr. Miner., ~:
254-255;
Stuttgart.
WAGENER-LOHSE,
C. & BLÜMEL, P. (1986): Pro grade Niederdruckmetamorphose
und ältere MitteIdruckmetamorphose im nordostbayrischen Abschnitt der Grenzzone Saxothuringikum/ Moldanubikum.- Abstr. 76.
Jahrestagung Geol. Vereinigung Gießen, : 84-85.
WALL, H. de (1987): Mikrostrukturelle Untersuchungen an Gesteinen aus dem Übergangsbereich Moldanubikum/
Saxothuringikum,
W' Mähring (Oberpfalz).- Dipl.-Arb. Georg-August- Univ. Göttingen, 84 S., unveröff.;
Göttingen.
WALL, H. de, FÄNGER, R., FRANKE, W., HEINICKE, F., KLEEMANN, U., SCHAFFT, R. SKROTZKI, W.,
STEIN, E., VOLLBRECHT,
A., WAGENER-LOHSE,
CH. & WEBER, K. (1986): Kontinentales
Tiefbohrprogramm der Bundesrepublik Deutschland - Oberpfalz, Strukturgeologie 11.- 2. KTB-Kolloquium 19.9. - 21.9.1986 - Poster-Programm, 76 S.: 3; Seeheim.
WASSERBURG, G.J. (1963): Diffusion
Washington.
processes in lead-uranium
systems.-
J. Geophys.
Res., ~:
4823-4846;
WATSON, E.B. & HARRISON, T.M. (1983): Zircon saturation revisited: temperature and composition effects in a
variety of crustal magma types.- Earth Planet. Sci. Lett., 64: 295-304; Amsterdam.
75
WEBER, K. (1986a): The Mid-European
Variscides in terms of allochthonous terrains.- in: Proc. 3rd EGT
Workshop, Bad Honnef, 14-16 April 1986: 73-81; Straßburg (European Seience Foundation).
WEBER, K. (1986b): Kontinentales
Tiefbohrprogramm
der Bundesrepublik
Deutschland
Oberpfalz,
EntwicklungsmodelIe.2. KTB-Kolloquium - 19.9. - 21.9.1986 - Poster-Programm, 76 S.: 34; Seeheim.
WENDT, 1., KREUZER, H., MÜLLER, P. & SCHMID, H. (1986): GesamtgesteinsFalkenberger Granits.- Geol. Jb., E34: 5-66; Hannover.
WETHERILL, G.S. (1956a): An interpretation
Cosmochim. Acta, 2: 290-292; Oxford
WETHERILL, G.S. (1956b):
Washington.
Discordant
of the Rhodesia
uranium-Iead
und Mineraldatierung
and Witwatersrand
ages, 1.- Trans.
age patterns.-
Am. Geophys.
Union,
des
Geochim.
37: 320-326;
WETHERILL, G.S. (1963): Discordant uranium-Iead ages, 11. Discordant ages resulting from diffusion of lead and
uranium.- J. Geophys. Res., Qß.: 2957-2965; Washington.
WINKLER, H.G.F. (1979): Petrogenesis of metamorphic rocks.- 5th ed., X + 348 S.; New York (Springer).
WILLIAMS, I.S., COMPSTON, W. AND CHAPPELL, B.W. (1983): Zircon and Monazite U-Pb Systems and the
Histories of I-Type Magmas, Berridale Batholith, Australia.- J. Petrol., 24: 76-97; Oxford.
WURM, A. (1925a): Geologie von Bayern, I. Teil: Nordbayern,
Berlin (Born träger).
WURM, A. (1925b): Geologischer Führer durch Fichtelgebirge
Fichtelgebirge
und Frankenwald.-
und Frankenwald.-
1. Aufl., 374 S.;
223 S.; Berlin (Bornträger).
WURM, A. (1961): Geologie von Bayern, I. Teil: Frankenwald,
Münchberger
Nördlicher Oberpfälzer Wald.- 2. Aufl., 555 S.; Berlin (Bornträger).
Gneismasse,
Fichtelgebirge,
YORK, D. (1969): Least squares fitting of a straight line with correlated errors.- Earth Planet. Sei. Lett.,
324; Amsterdam.
ZAUN, P. & WAGNER,
Apatitspa1tspurena1ter
30; Seeheim.
2: 320-
G.A. (1986): Kontinentales Tiefbohrprogramm
der Bundesrepublik
Deutschland _
in der Oberpfalz.- 2. KTB-Kolloquium - 19.9. - 21.9.1986 - Poster-Programm, 76 S.:
ZINKERNAGEL,
U. (1978): Cathodoluminescence
Sedimentology, ~: 69 S.; Stuttgart.
of quartz and its application
ZOUBEK, V. (1979): Korrelation des präkambrischen
angew. Geol., 1: 1057-1064; Berlin.
Sockels der mittel-
to sands tone petrology.-
bis westeuropäischen
Contr.
Varisziden.-
Z.
76
Anhang
Tab. Al:
Verzeichnis der Proben
Saxothuringikum
H5544350
H5532950
TB 112
Juliusthal
Epigneis
TB 104
Rosall
Glimmerschief.
TB 164
Muglmühle
Altmuglquarzit
R4479300
R4527150
R4533550
H5534325
H5531925
TB 145
Rametsbühl
Glimmerschief.
R4529050
TB 173
Hendlmühle
Glimmerschief.
R4526925
H5531600
Schacht Wäldl
Sillgranit
R4537550
H5532125
R4534125
H5529000
R4537700
R4535350
H5530600
H5523800
H5501975
H5498000
Moldanubikum
TB 47
TB 125/1-7
Gt-Biot-Schief.
TB 48
TB 180
Schurf Poppenreuth
Sillgranit
TB 181
Schurf Poppenreuth
Sillgranit
TB 103
Mähring
Biot-Sill-Gneis
TB 105/1
Stbr. "Weisse Marter",
Cord-Sill-Gneis
TB 105/2
SE' Griesbach
Biot-Plag-Gneis
TB 132/1-6
Cord-Sill-Gneis
TB 144
TB 172
N' Pleystein
" - verwitt.
Biotitlagengn.
TB 165
B14, E'Braunetsrieth
Cord -Sill-Gneis
TB 100
B14, W' Waidhaus
Cord-Sill-Gneis
R4530025
R4527275
R4533600
TB 151
Schurf Strassenhäuser
Quarzmylonit
R4523500
H5496150
TB 14
Altenstadt
Paragneis
TB 101
"Blockhütte"
Biot-Plag-Gneis
R451 1325
R4516100
H5510250
H5505250
TB 120
Stbr. Oedenthal
disko Orthogneis
R4517050
H55OO750
H5499650
ZEV
R 190/A-E
konk. Orthogneis
TB 121
R 190/F-G
Amphibolit
TB 126
TB 127
Bänderamphib<:>lit
TB 129
Stbr. Oedenthal
Paragneis
R4517050
H55OO750
TB 142
Luhetal
Augengneis
TB 9
Stbr. Michldorf
Gt - Disth - Gneis
R451825
R4517775
H5497725
H5496750
TB 141
TB 160
TB 143
" - verwitt.
77
Benutzte Kartenblätter:
L 5936
~ünchberg
L 6140
Tirschenreuth
L 6338
Weiden Ld. Opf.
L 6340
Vohenstrauß
Topogr. Karte (1: 50 000)
Tab. A2: Gesamtblindwerte In ng
U
0.09
0.13
0.09
0.07
0.32
0.07
0.05
0.06
0.05
0.044
0.08
Rb
0.06
0.22
0.08
0.09
0.08
0.13
0.16
0.12
Pb
0.69
0.46
0.22
0.25
0.32
0.29
0.28
0.36
0.37
0.17
0.32
0.11
0.12
0.33
Tab. A3: Messungen yon NBS-Standards
NBS SR~ 984
Lademenge: ca. 150 ng
Sollwert
86Rb/87Rb
2.593 :t 0.002
~eßwert
86Rb/87Rb
2.609513 :t 0.000015
U-100
Lademenge: ca. 1 J.Ig
Sollwert
236U/238U
0.11360 :t 0.00011
~eßwert
236U/238U
0.113776 :t 0.000044
Sr
0.65
1.05
1.13
0.67
0.70
0.85
1.24
0.72
78
NBS SRM 981
Lademenge: ca. 150 ng
Sollwerte
208Pb/206Pb
207Pb/206Pb
204Pb/206Pb
2.1681 :!:. 0.0008
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208Pb/206Pb
207Pb/206Pb
204Pb/206Pb
2.1621 :!:. 0.0005
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79
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125-160 Ip
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xe
lan8prismalisch
•
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G
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zooPb
~
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G
MonazU
TB 144/11
G
MODazU
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G
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MonazU
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2.9
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63- 80
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zooPb
~
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10989.0
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511.8
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952
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U
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104.5
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51.9
14.6
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Pb
Pb ,
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61.1
16.0
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92.3
83.5
103.0
103.9
99.0
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815.1
192.1
43.1
55.0
51.5
13.1
83.1
[ppm)
Paracnel.eD
KonzentrAt1onen
moldanubllcbea
Zl"Pb
~
aUI
10869.6
'OD ZlrkoDeD uDd MODazlteD
40- 63
Zirkon
Cord-SIlI-Gnel.
tin.nAu.
lrill
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~
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,
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".U
~
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~
Icbelnbare
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JS'U
~
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564.1
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882.9
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zooPb
~
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614.2
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592.1
•••U
~
Alter IMal
0
00
3.36
2.138
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>100
>100
2.0
2.82
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0.513
7.213
0.459
Blot-Gt-Schlerer
40- 63
63- 80
63- 80
>80
TB 48
G
2.346
4.007
Monazit
4.373
<25
Blot-SIII-Gneis
1.99
25- 40
Zirkon
TB 103
G
XenoUm
TB 151 QuarzmylonIt
G
Monazit
TB 172 Blotltlacencnels
G
Monazit
TB 165 Cord-Sill-Gneis
1.268
5.596
<63
63 - 100
Monazit
TB 100 Cord-Sill-Gneis
[mg)
ElnJ!a.an
lml!f. .
["rn)
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~
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••••Pb
~
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1024.6
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11494.3
14084.5
14084.5
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204Pb
~
6089
528
564
591
601
635
639
1622
8060
7723
11898
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9249
8971
8304
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U
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73.2
69.1
76.9
69.2
75.5
73.4
659.5
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927.8
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1408.0
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1157.4
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Pb
Konzrolr.tlonen
[ppm)
Pb.
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68.5
64.4
68.2
63.8
69.0
69.3
628.7
909.2
923.9
1481.9
1403.5
1245.5
1232.9
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[omol)
206pb
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1155.0
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,on Zirkonen,
.
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UlV
~
Berrcbnrle
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"..v
~
VerhAUn'uc
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~
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321.8
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UlV
~
scheinbare
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432.1
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JSsV
~
321.6
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206pb
~
Alter [Mal
•...
00
[m8)
[I'm)
5.0
11.200
11.800
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SlIIsraall
1.23
SlIIsranlt
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G
Monallt
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G
Monul!
TB 181 oersrusler
G
Monasll
TB 180
G
.ersrusler
5.2
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""Pb
0.177356
~
-Pb
~
25- 40
Mousli
und MaullIen
Grmrsscnc Vcrhlltnlsse
.on Zirkonu
40- 63
Zirkon
TB 47 SlIIsranlt
Elmw«
f!'Rl!t
Tab. A6: V-Pb-Dalen
843.2
1233.1
287.6
892.1
759.9
949.7
3921.6
227.4
73.2
474.2
211.5
550.1
242.1
312.6
197.1
592.8
1445.1
204Pb
~
aus SlIIsraall
465
483
564
609
609
688
15354
2319
4896
2582
1133
1570
1584
1515
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1529
1275
[ppm)
U
47.2
44.3
59.5
60.5
56.5
66.3
1120.8
643.8
1199.4
799.5
64.3
66.0
73.1
43.9
42.2
48.4
56.5
52.3
62.2
1109.0
609.1
914.4
781.8
48.7
59.2
57.5
55.7
67.3
90.7
67.5
64.0
55.1
[ppm)
70.6
57.3
[ppm)
Pb
Pb.
GlImmerschierer
KQnzrntra1toncn
(Maid),
0.1827
0.1763
0.2009
0.2318
0.2167
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3.2554
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1.0399
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0.2001
0.2458
0.2414
0.2320
0.2773
0.2522
0.2213
[nmol)
.
(Sax)
0.09420
0.08746
0.08545
0.09126
0.08530
0.08942
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0.05038
0.04234
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0.03653
.0.03674
0.03811
0.03955
0.04162
""U
~
0.9666
0.8413
0.8106
0.9158
0.8183
0.8891
0.3697
0.3623
0.3708
0.3665
0.3109
0.2751
0.2659
0.2700
0.2801
0.2906
0.3070
•• sU
~
BereChnc(' Verbaltnlne
und Eplsuls
206pb
(Sax)
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0.06976
0.06880
0.07278
0.06957
0.07211
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0.05276
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0.05331
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206pb
~
580.3
540.5
528.6
563.0
527.7
552.1
319.6
313.3
320.2
316.9
267.3
237.4
231.3
232.6
241.1
250.0
262.9
•••u
~
schdnbare
686.7
619.8
602.8
660.1
607.1
645.9
319.4
313.9
320.2
317.0
274.9
246.7
239.4
242.7
250.7
259.0
271.8
•• sU
~
1052.9
921.4
892.6
1007.9
915.8
989.1
317.6
318.3
320.0
318.2
339.8
336.1
319.7
341.6
342.0
340.9
349.6
206pb
~
Aller IMal
00
IV
[mg)
Ilm!:uG
0.152902
2.1
2.6
2.6
100-125
125-160
- Doppelanalysen
G
Monazit
3.65
1.697494
0.107266
0.095608
3.276
100-125
2.374
0.098344
125-160
8.621
100-125
0.088445
0.087204
125-160
2.617
80-100
0.096817
5.556
63- 80.
0.087494
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3.876
63- 80.
0.096521
5.297
0.723
40- 63
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2.746
3.306
25- 40
0.074994
0.084569
3.346646
•
100-125 •
0.406
2.335
<25
Blot-PlaK-Gnels
5.514
25- 40
Zirkon
TB 101
G
Monazit
2.448634
2.386289
0.051693
0.055064
Gt-D1sth-Gnels
2.234
G
TB 143 .erwltterter
2.586
G
Monazit
>160
0.073535
7.8
100-125
0.052690
3.821
0.039533
4.83
80-100
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14084.5
4739.3
7874.0
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10416.7
10752.7
6451.6
13333.3
13333.3
5102.0
7092.2
9708.7
3921.6
1186.2
2247.2
1779.4
403.1
2865.3
3623.2
2331.0
2907.0
2840.9
6061
373
399
363
359
351
512
439
433
625
594
603
582
4949
6002
6045
549
640
726
576
769
891
[ppm)
877.8
81.9
80.5
82.5
81.6
77.4
112.0
88.2
87.4
104.6
81.7
81.9
70.4
1163.1
1109.1
1092.8
42.3
47.9
48.8
40.2
51.0
56.3
[ppm)
Pb
U
'''Pb
'''Pb
~
'''Pb
der Z E V
~
~
aus PauKnelsen
Konzentrationen
und Monaziten
Grmessene Vfthlltnlssc
.on Zirkonen
40- 63
Zirkon
TB 9 Gt-D1stb-Gnels
[pm)
fWzf.
Tab. A7: U-Pb-Daten
876.2
80.9
80.0
82.2
81.2
77.0
111.2
87.9
87.1
104.2
81.0
8I.S
69.6
1147.1
1099.1
1079.9
41.3
46.9
48.2
39.1
49.9
55.1
[ppm)
Pbr
I.S370
0.3183
0.3178
0.3245
0.3206
0.3041
0.4426
0.3510
0.3479
0.4171
0.3328
0.3351
0.2869
1.2506
I.S120
I.S121
0.1757
0.2002
0.2109
0.1713
0.2192
0.2457
[nmol)
206pb
r
0.06080
0.20451
0.19106
0.21444
0.21437
0.20776
0.20730
0.19185
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0.15992
0.13427
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0.11824
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0.07507
0.06965
0.07131
0.06832
0.06613
.saU
~
Berechnete
0.4516
3.7602
3.4029
3.9909
3.9862
3.7972
3.8873
3.4120
3.4315
2.6909
2.0083
1.9805
1.6577
0.4519
0.4449
0.4501
0.8171
0.7750
0.6415
0.6824
0.6146
0.5548
.nU
~
Verhlltnissc
0.05386
0.13335
0.12918
0.13498
0.13487
0.13256
0.13600
0.12899
0.12908
0.12204
0.10848
0.10782
0.10168
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0.05342
0.05444
0.07719
0.07488
0.06680
0.06940
0.06524
0.06084
'''Pb
~
380.5
1199.5
1127.1
1252.4
1252.0
1216.9
1214.4
1131.4
1136.6
956.4
812.2
806.2
720.4
379.2
378.1
375.4
476.8
466.6
434.0
444.1
426.0
412.8
.saU
~
scheinbare
~
378.4
1584.3
1505.1
1632.4
1631.4
1592.2
1611.0
1507.2
1511.7
1326.0
1118.3
1108.9
992.5
378.6
373.7
377.4
606.4
582.6
503.2
528.2
486.0
448.1
2S'U
365.3
2142.6
2086.8
2163.7
2162.3
2132.1
2176.9
2084.2
2085.5
1986.2
1774.1
1762.9
1655.0
375.2
346.5
389.1
1126.2
1065.2
831.7
910.7
782.0
633.6
'''Pb
~
Alter IMal
00
w
[mg]
[pm]
2.669
3.064
6.1
8.0
1.999
63- 80
80-100
100-125
125-160
1.04
1.929
3.092
1.549
2.692
40- 63
63- 80
80-100
>100
ZlrkoD
TB 120 OrlhogDels
2.0
G
G
Mooazll
6.1
>25
40- 63
ZlrkoD
AugeDgDel1
E1.o.lI:un
lElzl
TB 142
U-Pb-Daleo
Tab. A8:
0.103891
0.094785
0.112963
0.160198
1.704051
1.686090
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0.073912
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0.065461
0.073361
0.065526
669.8
786.8
716.9
445.0
537.4
784.3
1594.9
1680.7
1675.0
1739.1
g94.5
1109.4
2512
4259
2540
2476
7368
7682
785
788
802
791
762
175
[ppm]
148.8
245.5
145.2
150.0
1114.1
1168.6
59.5
58.0
58.1
57.1
56.4
55.1
[ppm]
Pb
U
-Pb
J04Pb
~
57.2
55.8
55.8
55.0
52.4
53.0
[ppm]
Pb.
135.2
226.1
132.8
130.4
1060.8
0.5943
0.9948
0.5768
0.5584
1.8644
1.9956
0.2552
0.2501
0.2510
0.2472
0.2355
0.2379
[omol]
206pb
der Z E V
1129.7
MagmaUleo
-Pb
~
aUI melamorphea
~
uod Mooazlteo
Konzentrationen
Zlrkooea
Gemcl1cnc Verb.ttollte
'00
.
0.05672
0.05600
0.05445
0.05407
0.06067
0.06229
0.07790
0.07605
0.07503
0.07494
0.07415
0.07359
""U
~
Berechnete
0.4301
0.4256
0.4150
0.4095
0.4623
0.4749
0.6352
0.6098
0.5928
0.5900
0.5837
0.05500
0.05512
0.05528
0.05494
0.05526
0.05530
0.05914
0.05816
0.05731
0.05710
0.05709
0.05701
-Pb
"su
0.5785
~
~
VrrblUnlssc
355.6
351.2
341.8
339.4
379.7
389.5
483.6
472.5
466.4
465.9
461.1
457.7
JSlu
~
schtfnbare
363.2
360.0
352.4
348.5
385.7
394.6
499.4
483.5
472.7
470.9
466.8
412.1
417.1
423.4
409.6
422.9
424.4
572.4
535.7
503.3
495.2
494.9
492.0
"'"Pb
463.5
~
~
"su
Alter (Mal
~
00
85
Tab. A9:
Rb-Sr- Daten von Paragneisen
und Sillgraniten
aus dem Übergangsbereich
Moldanublkum-Saxothurlnglkum
Probe
WR/Min
Rb
Sr
[mg]
[ppm]
[ppm]
Paragneise aus der Cord-Kr-Zone
TB 105/1
TB 105/2
TB 132/1
TB 132/2
TB 132/4
TB 132/5
WR
WR
WR
WR
WR
WR
87Rb/86Sr
Einw.
87Sr;86Sr
(Mold)
100.1
169.0
136.7
3.5860
0.73395
:!:. 0.00004
101.1
77.1
216.7
1.0305
0.72037
:!:. 0.00007
103.9
163.8
113.8
4.1761
0.73815
:!:. 0.00010
101.0
82.1
188.1
1.2652
0.72218
:!:. 0.00005
111.2
1.3
350.8
0.0110
0.71141
:!:. 0.00006
100.0
131.3
163.2
2.3334
0.7287
:!:. 0.0002
TB 105/1
Biot
32.5
617.9
3.57
643.7
3.632
:!:. 0.004
TB 105/2
Biot
82.9
484.9
6.29
246.9
1.8110
:!:. 0.0002
111.5
161.9
204
3.8393
0.74014
:!:. 0.0006
69.5
7.2484
0.75535
:!:. 0.00003
2.3209
:!:. 0.0003
0.75032
:!:. 0.00007
3.2138
:!:. 0.0003
TB 100
WR
TB 100
Muse
28.9
173.3
TB 100
Biot
46.5
501.0
Para gneise aus der Sill-Kr-Zone
TB 48
TB 48
WR
Biot
4.52
371.3
(Mold)
13204
113.8
275.9
66.7
575.5
102.9
169.3
451.9
1.0843
0.71347
:!:. 0.00006
102.5
134.3
381.5
1.0195
0.71572
:!:
100.2
124.9
457.7
0.7903
0.71421
:!:. 0.00003
103.6
146.3
464.5
0.9119
0.71526
:!:. 0.00004
101.1
173.7
400.7
1.2552
0.71590
:!:. 0.00006
100.2
170.5
144.7
304173
0.7349
:!:. 0.0006
3.1879
0.73390
:!:. 0.00008
1.38157
:!:. 0.00010
3.73
6.0530
556.0
Sill granite
TB 125/1
TB 125/2
TB 125/3
TB 125/6
TB 125/7
WR
WR
WR
WR
WR
saxothuringischer
TB 145
0.00004
Glimmerschiefer
WR
TB 145
Muse
64.1
283.3
257.8
TB 145
Biot
4004
653.8
13.6
147.9
86
Tab. AIO: Rb-Sr-Daten
von Paragneisen
WR/Min
Probe
Gt-Disth-Gneis,
und Mineralen aus der Z E V
87Rb;B6sr
Einw.
Rb
Sr
[mg]
[ppm]
[ppm]
87Sr/86Sr
Michldorf
WR
104.3
85.5
151.1
1.6384
0.7188
~ 0.0006
WR
101.0
83.5
151.5
1.5957
0.71881
~ 0.00007
TB 9/3
WR
117.3
84.7
176.7
1.3886
0.71729
~ 0.0001
TB 9/4
WR
99.4
67.5
182.7
1.0702
0.7148
~ 0.0001
TB 9/5
WR
99.6
73.0
157.9
1.3397
0.71746
~ 0.00007
TB 9/6
WR
101.3
90.2
165.0
1.5842
0.71876
~ 0.00006
TB 9/7
WR
104.0
75.8
149.6
1.4665
0.7183
~ 0.0001
TB 9/8
WR
100.1
83.8
230.9
1.0507
0.7155
~ 0.0002
TB 9/9
WR
120.5
85.8
206.9
1.2007
0.71642
~ 0.00005
24.5
602.5
2.6157
~ 0.0003
0.70617
~ 0.00006
0.84159
~ 0.00006
0.71971
~ 0.00008
2.6897
~ 0.0003
0.71266
~ 0.00009
1.3074
~ 0.0002
0.7242
~ 0.0002
2.772
~ 0.001
TB 9/2
TB 9/2 •
TB 9/5
Biot
diskordanter
Orthogneis,
TB 120
WR
TB 120
4.95
418.1
Oedenthal
Muse
104.9
48.8
438.8
64.3
314.5
35.7
0.3216
25.80
Paragneis, Oedenthal
TB 141
TB 141
WR
Biot
105.9
72.8
65.0
351.6
104.5
80.5
68.1
292.6
104.3
85.3
51.1
372.5
113.2
3.23
1.8636
375.8
Blot- Plag- Gneis, Thelsseil
TB 101
TB 101
WR
Biot
ZweiglImmergneis,
TB 14
TB 14
.
=
.
351.7
7.76
0.6628
115.5
Altenstadt
WR
Biot
WIederholungsanalyse
108.7
3.32
2.2731
390.3
87
Rb-Sr-Daten
Tab. All:
Probe
WR/Min
von Orthogesteinen
aus dem Steinbruch
Einw.
Rb
Sr
(mg)
(ppm)
(ppm)
87Rb/86Sr
Oedenthal/
Z E V
87Sr/S6Sr
Amphibolit
TB 126
WR
100.9
5.55
237.8
0.0675
0.70410
:!: 0.00008
TB 127
WR
100.8
4.78
152.6
0.0906
0.70471
:!: 0.00006
Orthogneis,
konkordant
zum Amphibolit
TB 121
WR
102.6
117.9
53.5
6.4101
0.75230
:!: 0.00006
R 190F
WR
103.5
124.0
47.9
7.5315
0.76082
:!: 0.00004
R 190G
WR
100.9
113.3
48.3
6.8246
0.75570
:!: 0.00006
Bänderamphibollt
TB 129/2
WR
102.5
4.50
135.9
0.0958
0.70527
:!: 0.00005
TB 129/4
WR
110.7
5.70
137.2
0.1202
0.70545
:!: 0.00004
TB 129/13
WR
100.3
4.17
192.9
0.0625
0.70502
:!: 0.00004
TB 129/14
WR
107.9
3.41
193.5
0.0509
0.70494 - :!: 0.00005
WR
104.2
3.27
186.9
0.0506
0.70500
:!: 0.00006
TB 129/15
WR
111.2
2.21
222.9
0.0286
0.70479
:!: 0.00007
TB 129/16
WR
103.0
6.54
154.2
0.1226
0.70549
:!: 0.00007
TB
WR
123.8
6.54
153.5
0.1231
0.70543
:!: 0.00011
TB 129/17
WR
100.1
12.03
223.6
0.1557
0.70573
:!: 0.00005
TB 129/18
WR
103.2
2.85
147.5
0.0558
0.70504
:!: 0.00004
TB 129/21
WR
103.0
3.68
193.7
0.0550
0.70505
:!: 0.00005
TB
WR
101.6
3.66
193.7
0.0547
0.70506
:!: 0.00007
TB 129/22
WR
102.8
1.53
207.2
0.0214
0.70477
:!: 0.00004
TB
WR
101.4
1.53
205.2
0.0216
0.70474
:!: 0.00010
WR
102.3
7.86
207.1
0.1097
0.70550
:!: 0.00005
TB 129/14
•
129/16 •
129/21 •
129/22 •
TB 129/23
Orthogneis, diskordant
zum Amphibolit
TB 120
WR
104.9
48.8
438.8
0.3216
0.70617
:!: 0.00006
R 190A
WR
101.7
23.5
461.3
0.1472
0.70510
:!: 0.00003
R
WR
103.9
23.3
461.7
0.1463
0.70517
:!: 0.00009
R 190B
WR
121.4
88.1
349.7
0.7294
0.70827
:!: 0.00006
R 190B'
WR
107.2
53.1
376.5
0.4081
0.70648
:!: 0.00005
R 190D
WR
104.6
18.1
476.0
0.1099
0.70493
:!: 0.00005
R 190£
WR
102.5
38.8
385.1
0.2916
0.70591
:!: 0.00007
R 190£'
WR
104.6
60.6
398.7
0.4395
0.70668
:!: 0.00006
190A •
, = Probenbezeichnung
• = Wiederholungsanalyse
Tafel 1
REM - Aufnahmen
Fig. 1-4: Zirkone aus Biot-Plag-Gneis (TB 105/2)
Fig. I:
länglich hypidiomorph abgerundet
Fig.2:
idiomorph
Fig.3:
detritisch
Fig.4:
Übersicht: vorwiegend detritische Formen
Fig. 5-6: Zirkone aus Biot-Sill-Gneis (TB 103)
Fig.5:
idiomorph
Fig.6:
Übersicht: idiomorphe und abgerundete Kristalle
Tafel 2
REM-Aufnahmen
Fig. 1- 3: Zirkone aus Sillgranit (TB 47)
Fig.1:
idiomorph langprismatisch,
Fig.2:
idiomorph kurzprismatisch
Fig.3:
angelöste prämagmatische
Fig.4:
Monazit aus Cord-Sill-Gneis
Fig.5:
Xenotim aus Quarzmylonit (TB 151): auf dem Kristall ist deutlich eine
Harnischstriemung zu erkennen
Fig. 6:
Monazit aus saxothuringischem
z.T. mit Wachstumsbehinderungen
Zirkone
(TB 100)
Glimmerschiefer
(TB 173)
Tafel 3
REM-Aufnahmen
Fig. 1-3: Zirkone aus Gt-Disth-Gneis
(TB 9)
Fig. I:
idiomorph
Fig.2:
runde detritische Zirkone mit nachträglich verheilter Oberfläche
Fig.3:
rundlich-idiomorph
Fig. 4-5: Zirkone aus Biot-Plag-Gneis (TB 101)
Fig.4:
detritischer Kristall mit genarbter Oberfläche
Fig. 5:
ebenfalls detritisch, jedoch mit Kanten- und Flächenerhaltung
Tafel 4
Ka thodo Iumineszenz- Auf nah men
Fig. I:
Zirkone aus Biot-Plag-Gneis
(TB 105/2)
Fig.2:
Zirkone aus SiIIgranit (TB 47)
Fig.3:
Zirkone aus Gt-Disth-Gneis
(TB 9)
Fig.4:
Zirkone aus Biot-Plag-Gneis
(TB IOI)
In allen vier Beispielen sind sowohl zoniert gewachsene Zirkone, als auch solche mit
einer fleckenhaften Felderteilung zu beobachten, die möglicherweise auf Rekristallisation
zurückzuführen ist. Bemerkenswert ist das Vorhandensein einer älteren Zirkongeneration
in Form von Kernen in den Zirkonen aus dem SiIIgranit (TB 47).
Der Maßstab beträgt für alle Photos
100
j.Lm.
GOTTINGER
I:
2:
3:
4:
5:
6:
7:
8:
9:
10:
11:
12:
13:
14:
15:
16:
17:
18:
19:
20:
21:
22:
23:
24:
25:
26:
27:
28:
29:
30:
ARBEITEN
ZUR GEOLOGIE
UND PALÄONTOLOGIE
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 (Nordhessen) unter besonderer
Berücksichtigung der Hydrochemie. - 143 S., 23 Abb., 8 Tab., I 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., I Taf.
DM I 1,20
H. MARTIN-Festschrift
(1970): VIII + 166 S., 41 Abb., 4 Tab., I I 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
PA UL, 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 (Norditalien). - 89 S., 38 Abb., 4
Taf.,7 Beil.
DM 18,00
LANGENSTRASSEN, Frank (1972): Zur Fazies und Stratigraphie der Eifel-Stufe im östlichen Sauerland
(Rheinisches Schiefergebirge, BI. 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 A bb.
DM 15,20
FA UPEL, 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., I Tab., 3 Taf.
DM 14,40
FA UPEL, 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): Intrusionsv.erband, Tektonik, Petrographie. - 78 S., 7 Taf.
DM 15,60
C;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 (QuarzkorngefUge- Untersuchungen und Mikrothermometrie an Flüssigkeitseinschlüssen).
- 122 S.,
DM 21,00
SAUER LAND, Ulrike (1983): Dacryoconariden und Homocteniden der Givet- und Adorf-Stufe aus dem
Rheinischen Schiefergebirge (Tentaculitoidea, Devon). - 86 S., 17 Abb., 7 Taf.
DM 16,80
HENN, Albrecht H. (1985): Biostratigraphie und Fazies des hohen Unter-Devon bis tiefen Ober-Devon der
Provinz Palencia, Kantabrisches Gebirge, N-Spanien. - 100 S., 41 Abb., 3 Taf.
DM 17,50
REUTER, Antje (1985): Korngrößenabhängigkeit
von K-Ar Datierungen und Illit-Kristallinität
anchizonaler
Metapelite und assoziierter Metatuffe aus dem östlichen Rheinischen Schiefergebirge. - 91 S., 32 Abb.,
16 Tab.
DM 17,20
MADER, Hermann (1986): Schuppen und Zähne von Acanthodiern und Elasmobranchiern aus dem UnterDevon Spaniens (Pisces). - 59 S., 18 Abb., I Tab., 7 Taf.
DM 15,20
MICHELS, Dietmar (1986): Ökologie und Fazies des jüngsten Ober-Devon
von Velbert (Rheinisches
Schiefergebirge). - 86 S., 21 Abb., 7 Tab., 3 Taf.
DM 15,60
PÖHLIG, Charlotte (1986): Sedimentologie des Zechsteinkalks und des Werra-Anhydrits
(Zechstein I) in
Südost-Niedersachsen.
- 99 S., 50 Abb., 6 Tab., 6 Taf.
DM 18,00