Alpidische Metamorphose von Amphiboliten des westlichen

Erlanger Beitr. Petr. Min.
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33-48
4 Abb.
Erlangen 1995
Alpidische Metamorphose von Amphiboliten des westlichen Tauernfensters (Ostalpen)
von B. SCHULZ*)
Herrn Prof. Dr. W. M. Bausch zum 60. Geburtstag gewidmet
Zusammenfassung
In Metabasiten der mesozoischen Unteren Schieferhülle und der allochthonen Oberen
Schieferhülle des westlichen Tauernfensters sowie dem auflagernden ostalpinen Altkristallin
bilden Amphibole die Lineationen, Foliationen und Falten L 1-S 1, L2-S2, F3, Smy1 und S4 einer
progressiven alpidischen Verformung mit konstant W-E gerichteter Streckungsachse. Die NaCaAmphibole kommen in Paragenesen mit Epidot, Chlorit, Albit/Oligoklas und Quarz vor. Eine
kontinuierliche chemische Zonierung der Amphibole von aktinolithischen Kernen zu
Magnesio-Hornblende und Tschermakit sowie von Magnesio-Hornblende zu spätem Aktinolith in
den Rändern läßt sich beobachten. Geothermobarometrie mit Tremolit-Edenit- und (PargasitHastingsit)-Tremolit-Gleichgewichten der Amphibole ergab ähnliche prograde-retrograde P-TPfade der grünschiefer- bis amphibolitfaziellen alpidischen Metamorphose in den drei Einheiten.
Es wurden dabei 6 - 7 kbar bei maximal 600° C erreicht. Das mittel- bis spätalpidische
amphibolitfazielle Ereignis erscheint dabei als unabhängige Metamorphose mit einer
vollständigen P-T-Schleife, der ein spärlich dokumentiertes Hochdruck-NiedrigtemperaturEreignis vorausging.
1. Einleitung
Die metamorphen Gesteine des westlichen Tauernfensters in den Ostalpen unterliegen seit
längerem einer intensiven petrographischen, geochemischen, isotopengeochemischen,
strukturgeologischen und petrologischen Bearbeitung. Eine Bestimmung der maximalen
Druck- und Temperatur-Bedingungen (P-T) einzelner Metamorphose-Ereignisse war das Ziel der
frühen petrologischen Arbeiten. Inzwischen steht die Rekonstruktion des alpidischen
Metamorphose-Verlaufs mit P-T-Deformations-Pfaden im Vordergrund der Untersuchungen, da
solche P-T-d-Pfade wichtige Grundlagen für das Verständis und die numerische
Modellierung von Orogenesen und Krustenprozessen bilden.
Anschrift des Autors:
*) PD Dr. B. Schulz, Institut für Geologie und Mineralogie der Universität ErlangenNürnberg, Lehrstuhl für Geologie, Schloßgarten 5, 91054 Erlangen.
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bilden die Untere Schieferhülle (USH). Diese liegenden Einheiten wurden von der allochthonen
Oberen Schieferhülle (OSH, Glockner-Decke) überfahren, die aus den jurassischen bis
unterkretazischen Ophiolithen und Sedimenten des vormaligen penninischen Ozeans aufgebaut
wird (HOCK 1969; TOLLMANN 1977; DE VECCffl & BAGGIO 1982; LAMMERER 1986;
FRANK et al. 1987). Im zentralen Tauernfenster liegt die Eklogit-Zone (EZ) als tektonische
Schuppe zwischen der Unteren und Oberen Schieferhülle. Der Südrand der Oberen
Schieferhülle wird von einer bunten Serie mesozoischer Gesteine markiert, der Matreier Zone
(MZ). Das hangende ostalpine Altkristallin besteht in seinem unteren Teil aus Biotit-Gneisen,
Orthogneisen und Amphiboliten, auf die nach S hin Granat-Muscovit-Schiefer folgen
(HAMMERSCHMIDT 1977; HOFMANN et al. 1983; SCHULZ 1994).
Eine erste Hochdruckmetamorphose bei 550 – 600° C / 18 - 20 kbar zu vermutlich
frühalpidischer Zeit (um 100 - 130 Ma) wird von den Gesteinen der Eklogit-Zone
dokumentiert (MILLER et al. 1980; SPEAR & FRANZ 1986; FRANK et al. 1987), die Ar-ArAbkühlalter um 36 Ma aufweisen (ZIMMERMANN et al. 1994). In den Metabasiten der
Eklogit-Zone finden sich weiterhin die Spuren eines zweiten, blauschieferfaziellen
Metamorphose-Ereignisses mit 450° C / 7 - 9 kbar bei 90 - 60 Ma (HOLLAND &
RICHARDSON 1979; RAITH et al. 1980). Auch in der Oberen Schieferhülle gibt es
Relikte der Blauschiefer-Metamorphose. So beschrieben HOLLAND & RAY (1985) Crossit und
jadeitischen Pyroxen in Metabasiten und rautenförmige helle Mineralaggregate wurden als
Pseudomorphosen nach Lawsonit interpretiert (HOCK 1980; SELVERSTONE & SPEAR
1985). Ein jüngeres grünschiefer- bis amphibolitfazielles Metamorphose-Ereignis, die
"Tauernkristallisation" nach SANDER (1912; 1921) überprägte alle lithotektonischen Einheiten
des westlichen und zentralen Tauernfensters. Die maximalen Drucke und Temperaturen
dieser Metamorphose lagen bei 6 - 7 kbar und 550° C (HOERNES & FRIEDRICHSEN
1974; HÖCK & HOSCHEK 1980; DE VECCHI & BAGGIO 1982; DACHS 1990). Die PT-Pfade dieser Metamorphose wurden von SPEAR & SELVERSTONE 1983; SELVERSTONE
et al. 1984; SELVERSTONE & SPEAR 1985; SELVERSTONE
1993) mit Zonierungs-Modellierung an Granat-führenden Metapeliten rekonstruiert. Rb-SrAlter der Kerne und Ränder der Granate sollen den Zeitraum ihres Wachstums zwischen
Maximaldruck (35 Ma) und Einsetzen der Abkühlung (29 Ma) in der Oberen Schieferhülle
anzeigen (CHRISTENSEN et al. 1994). Aktinolithische Kerne von Amphibolen im oberen
Ahrntal (Südtirol) ergaben ein K-Ar-Alter von 42.5 Ma, die Ränder der Amphibole sind 24 Ma alt
(RAITH et al. 1978). Die Rb-Sr-Hellglimmer-, K-Ar-Hornblende-, K-Ar-Hellglimmer-, Rb-Srund K-Ar-Biotit- sowie FT-Apatit-Alter zeigen eine kontinuierliche Abkühlung der
Gesteine zwischen 20 und 7 Ma nach dem grünschiefer- bis amphibolitfaziellen
Metamorphose-Ereignis an (VON BLANCKENBURG et al. 1989; GRUNDMANN &
MORTEANI 1985). Vom südlich aufliegenden ostalpinen Altkristallin gibt es vergleichsweise
wenig petrologische und radiochronologische Daten. Bei einem frühen Abschnitt der
alpidischen Metamorphose sollen 400 – 450° C / 7 kbar (STÖCKHERT 1984) und dann
maximale Temperaturen um 550° C (SCHULZ 1990) erreicht worden sein. Ein späterer
Abschnitt dieser Metamorphose lag bei 350° C / 3 - 4 kbar (KLEINSCHRODT 1987; SCHULZ
1994). Bei einem K-Ar-Hellglimmeralter um 100 Ma (STÖCKHERT 1984) handelt es sich
vermutlich um ein variskisch-alpidisches Mischalter. Von N nach S älter werdende Rb-SrBiotitalter zwischen 15 und 28 Ma (BORSI et al. 1978; HAMMERSCHMIDT 1981) lassen
sich durch eine anhaltende und stärkere Heraushebung des Tauernfenster-Kernbereichs
gegenüber dem ostalpinen Rahmen deuten.
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In der USH, OSH und dem Ostalpin werden konkordante Raumlagen der Lineationen,
Foliationen und Faltenachsen alpidischer Verformung beobachtet (NOLLAU 1969;
KLEINSCHRODT 1987; LAMMERER et al. 1981). Die Stapelung der tektonischen Einheiten
ging mit einer Verformung D1 einher. Eine Hauptfoliation D2 in allen Einheiten entstand bei
einer duktilen oblaten Scherung D2, die zu isoklinalen F2-Falten führte und die Strukturen von D1
weitgehend auslöschte. Die D2-Strukturen wurden dann bei einer prolaten Verformung 03 mit
Verfaltung F3 um W-E-Achsen überprägt (LAMMERER 1988; SCHÖN & LAMMERER 1993;
OEHLKE et al. 1993). SELVERSTONE (1988) ordnete die retrograde Entwicklung nach dem
grünschiefer- bis amphibolitfaziellen Metamorphose-Ereignis einer W-E gerichteten duktilen
Krustenausdünnung und dann flach nach W abschiebenden Extensionstektonik zu.
Seit den Arbeiten von SPEAR & SELVERSTONE (1983), SELVERSTONE et al. (1984),
SELVERSTONE & SPEAR (1985), VON BLANKENBURG et al. (1989), SELVERSTONE
(1988; 1993), gelten P-T Pfade von Gesteinen des westlichen Tauernfensters als gut
dokumentierte Beispiele für den typischen im Uhrzeigersinn gerichteten P-T-Verlauf bei
Krusten-Verdickung und -Aufstieg im Verlauf einer Kontinent-Kollision. Solche P-T-Pfade
durchlaufen den Maximaldruck (Pmax) vor der Maximaltemperatur (Tmax) (THOMPSON &
ENGLAND 1984). So betrachtete man das grünschiefer- bis amphibolitfazielle MetamorphoseEreignis bisher als unmittelbare Folge der Aufheizung beim Krustenaufstieg nach dem
vorangegangenen
druckbetonten
blauschieferfaziellen
Metamorphose-Abschnitt
(SELVERSTONE & SPEAR 1985; ZIMMERMANN et al. 1994). Es gibt allerdings noch
keine Daten über den prograden Teil des P-T-Pfades der grünschiefer- bis amphibolitfaziellen
Metamorphose mit denen man diese Interpretation stützen könnte. Auch ist über eine mögliche
unterschiedliche P-T-Entwicklung der am Aufbau des westlichen Tauernfensters beteiligten
lithotektonischen Einheiten wenig bekannt. Hier können die zonierten NaCa-Amphibole in den
Metabasiten zusätzliche Informationen liefern.
MikroStrukturen und Mineralchemie in Amphiboliten
Die MikroStrukturen der Metabasite und die Mineralchemie der Amphibole wurden in XZ-Schnitten
parallel zur W-E-streichenden Minerallineation (= X) und senkrecht zur Foliationsebene (= XY) der
finiten Verformung und mit 5 - 10 Profilen zu je 5 - 15 Mikrosonden-Punktanalysen (insgesamt
800 Analysenpunkte, siehe Tabellen in SCHULZ 1995; SCHULZ et al. 1994; 1995) untersucht. Ziel war
es, die generelle chemische Zonierung der Amphibole und nicht kleinräumige Diffusion an
Korngrenzen zu erfassen. Die NaCa-Amphibole zeigten kontinuierliche chemische Zonierungen von
den Kernen zu den Rändern. Dabei bilden die Zonierungen von einzelnen Amphibol-Körnern die
Teilsegmente einer chemischen Entwicklung aller Amphibole in einer Probe. Zumeist kam Albit in den
Proben vor. Einige Proben enthielten Albit und Oligoklas. Proben in denen ausschließlich Oligoklas
vorkam, werden hier nicht weiter aufgeführt. Alle untersuchten Proben enthielten zudem Chlorit,
Epidot, Titanit und Quarz.
Mesozoische Untere Schieferhülle: Ein von HOCK (1969) und FRISCH (1984) detailliert
beschriebener, als ehemaliger Dolerit-Gang gedeuteter und über etliche Kilometer verfolgbarer l 2 m mächtiger Amphibolit-Horizont in der mesozoischen Kaserer Serie (Untere Kreide) der
Unteren Schieferhülle wurde an den Lokalitäten Brenner-Paß (Bre3, Bre, Bre-Bl, BreAl) und
Valser Tal (Vall, Val2, Val3, Val4) untersucht. In der Lokation Valser Tal führen cm3 bis
große mesoskopisch als undeformiert erscheinende linsenförmige Domänen (Domäne 1)
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Große Amphibole in der Domäne l und kleine Amphibole in Mikrolithons und mit winklig zur
Foliation S2 stehenden Langachsen in Domäne 2 bilden zusammen eine erste AmphibolGeneration Am1. Die linear eingeregelten Amphibole (Am2 in der Foliation von Domäne 2
gehören zu einer zweiten Generation. Beide Amphibolgenerationen sind gleichermaßen chemisch
zoniert. Amphibol l in der Domäne l kann kleine Kerne aus Aktinolith und breite Ränder mit
aktinolithischer Hornblende und Magnesio-Hornblende (nach der Nomenklatur von LEAKE 1978)
zeigen. In wenigen Fällen konnte in den Rändern auch tschermakitische Hornblende analysiert
werden. Einige erste Amphibole zeigen dann schmale Ränder aus aktinolithischer Hornblende und
Aktinolith. Offensichtlich wurden die großen Amphibole vor Wachstum des Aktinolith-Saums
gestreckt und zerbrochen und die Streckungsrisse mit Albit, Calcit, Epidot gefüllt. Gleiche
Zonierungstrends sind in den linear eingeregelten zweiten Amphibolen in der Gefügedomäne 2
vorhanden. Rundliche bis längliche Kerne aus Aktinolith werden von linear vorzugsgeregelten
Randsäumen aus aktinolithischer Hornblende und Magnesio-Hornblende umgeben. Einige der
eingeregelten Amphibole erführen Streckung, in den Streckungsrissen und in den DruckschattenPosition wuchsen dann äußere Säume aus Aktinolith. Die chemischen Zonierungen der Amphibole
sind kontinuierlich mit Si 7.85 - 6. 45, AIIV 0.08 - 1.065, (Na+K)A 0.01 - 0.45 und Ti 0.002 - 0.053
von den Aktinolith-Kernen bis zu den Rändern mit tschermakitischer Hornblende. Auch die
Zonierung von den Magnesio-Hornblende-Randsäumen hin zu äußeren aktinolithischen Säumen
vollzieht sich weitgehend kontinuierlich. In Probe Bre fand sich so aktinolithische Hornblende (Si
7.43, AlVI 0.4 - 0.5, (Na+K)A 0.08 - 0.2, Ti 0.016 - 0.025) des späten grünschieferfaziellen
Metamorphose-Abschnitts (Abb. 3a).
Obere Schieferhülle: Die Proben aus dieser tektonischen Einheit stammen aus Metabasiten deren
Edukte nach HOCK & MILLER (1987) mesozoische ophiolithische Basalte mit MORB-Affinität
sind und die als mächtige Einschaltungen in mesozoischen Metasedimenten liegen. Diese
Metabasite werden als tholeiitische Basalt-Ausflüsse im marinen Ablagerungsraum gedeutet (DE
VECCHI 1989). Die Probenlokationen sind in westlichen strukturell tieferen und in östlichen
strukturell höheren Amphibolit-Komplexen der Oberen Schieferhülle gelegen (Abb. Ib). Während
in den westlichen Metabasit-Komplexen die Amphibolite deutlich überwiegen, sind im Röttal im
Osten vor allem Epidot-Amphibolite und Epidot-Schiefer vorhanden.
In allen Proben bilden straff mit ihrer Längsachse eingeregelte Amphibole (Anv^) eine W-E
verlaufende Minerallineation. Manchmal umgeben die eingeregelten Amphibole assymmetrische
und rautenförmige Mikrolithons mit Albit, Chlorit und Quarz. Es finden sich wenige größere
Amphibole (Am1), die winklig, spitzwinklig oder subparallel zu den eingeregelten AmphibolNadeln liegen. Einige Proben enthalten eine dritte Amphibolgeneration, die in einem großen
Winkel zur Foliation steht (Abb. 3). Die Amphibol-Generationen sind gleichermaßen prograd
zoniert mit aktinolithischen Kernen und Rändern aus tschermakitischer Hornblende. In einer Probe
waren prograd-retrograde Zonierungen vorhanden (SCHULZ et al. 1994). Je nach Probe liegt
(Na+K)A der tschermakitischen Hornblenden zwischen 0.3 - 0.5, bei A1VI von 0.7 - 0.9 und Ti
0.05 - 0.06 (Abb. 3b). Die Epidote erwiesen sich ebenfalls als zoniert mit Fe-reicheren Kernen.
Ostalpines Altkristallin: Zwischen den penninischen Serien der Oberen Schieferhülle und dem
ostalpinen Altkristallin befindet sich am Südrand des Tauernfensters die nach W hin auskeilende
etwa l - 2 km mächtige Matreier Zone. Diese Zone zeigt die gleichen alpidischen
Deformationsstrukturen wie die Obere Schieferhülle und das Altkristallin, besteht aus einer
bunten Folge mit Graphit-Phylliten, Kalkglimmerschiefern, Prasiniten, Quarziten und
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fürXFe3+ = 0.8
Die Isoplethen der empirisch kalibrierten Gleichgewichte Tremolit-Edenit und (PargasitHastingsit)-Tremolit schneiden sich spitzwinklig und verschieben sich systematisch mit
variablem XMg zwischen 0.75 - 0.25 und Fe3+ zwischen 0.8 und 0.0 (TRIBOULET 1992).
Dieses Geothermobarometer läßt sich anwenden, wenn die Aktivitäten der Endglieder in den
analysierten Amphibolen den zur Kalibrierung verwendeten Gleichgewichten entsprechen, der
Plagioklas < 10 % Anorthit enthält und wenn Epidot, Chlorit und Quarz für jeden Abschnitt
einer progressiven Metamorphose in der Probe auftreten. Es ist jedoch problematisch, die zur
Anwendung dieses Geothermobarometers benötigte chemische Zusammensetzung des in die
Gleichgewichte mit einbezogenen Epidots und Chlorits für jeden Metamorphose-Abschnitt in
einer Probe zu bestimmen. Beide Minerale liegen in Amphiboliten durch progressive ReEquilibrierung meist nur schwach zoniert oder mit einheitlicher Zusammensetzung vor und sind oft
auch nur in einer einzigen mikrostrukturellen Position anzutreffen. Allerdings erweist sich der
XMg von Chlorit in Proben mit jeweils einheitlich zusammengesetzten und unzonierten
Amphibolen als immer abhängig vom XMg dieser Amphibole und AI3"1" in den Epidoten variiert
dabei lediglich geringfügig (THIEBLEMONT et al. 1988). Betrachtet man A13+ in Epidot als
konstant und variiert man XMg von Chlorit mit dem XMg der Amphibole, so lassen sich die
jeweiligen Aktivitäten der Amphibol-Endglieder, XMg, XFe3+ und dann die
Verteilungskoeffizienten (InKD)) für die Tremolit-Edenit- und (Pargasit-Hastingsit)-TremolitGleichgewichte berechnen. Druck und Temperatur der Metamorphose sind dann für jede
Amphibol-Analyse direkt aus den entsprechenden Isoplethen in TRIBOULET (1992) abzulesen.
Anhand der zonierten Amphibole in definierten mikrostrukturellen Positionen kann so die P-TEntwicklung in direkter Korrelation zu den L>S-Strukturen der progressiven Deformation
der Amphibolite rekonstruiert werden.
Von den Proben der mesozoischen Unteren Schieferhülle ergab sich so eine temperaturbetonte
prograde P-T-Entwicklung von der unteren Grünschieferfazies (300° C / 2 kbar) zur
Amphibolitfazies mit maximalen Bedingungen von 600° C / 7 kbar. Die retrograde P-TEntwicklung durchläuft einen Abschnitt bei 400° C / 3 - 4 kbar und endet wieder in der unteren
Grünschieferfazies bei 300° C und niedrigen Drucken von 1 - 2 kbar (Abb. 3a). In der Oberen
Schieferhülle ergaben sich Pmax/Tmax-Werte um 600° C / 6 kbar. Diese Bedingungen wurden
auf relativ temperaturbetonten prograden P-T-Pfaden erreicht, die bei etwa 300° C / l - 2 kbar
begannen und ab 450° C einen betonten Druckanstieg zeigen. Alle prograden Pfade liegen
außerhalb des Lawsonit-Stabilitätsfeldes. Die post-Pmax-Pfade sind durch betonte
Dekompression unter leichter Abkühlung gekennzeichnet und verlaufen bei höheren
Temperaturen als die Kompression-Pfade. Bei der weiteren retrograden Entwicklung zeigt sich
dann eine deutliche Abkühlung bei nur leicht absinkenden Drucken um 2 - 3 kbar, bis
schließlich die Medrigdruck-Niedrigtemperatur-Bedingungen der Aktinolith-Ränder erreicht
wurden (Abb. 3b, c). Im ostalpinen Alkristallin liegen Pmax/Tmax bei 600° C / 6.5 kbar. Die
prograde Entwicklung verlief anfangs deutlich temperaturbetont. Dann bei etwa 450 – 500° C / 3
kbar ist ein Druckanstieg bis zu Pmax zu erkennen. Es folgten ein leichter Temperaturanstieg bis
600° C, dann Dekompression bei geringer Abkühlung bis 500° C / 3 kbar. Der weitere
retrograde P-T-Pfad geht danach unter betonter Abkühlung in ein relativ druckbetontes
Regime über, bis schließlich die finalen Niedrigdruck-Niedrigtemperatur-Bedingungen der
aktinolithischen Amphibolränder erreicht wurden (Abb. 3d).
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Dank
Der Großteil der Mikrosondenanalysen wurde bei Prof. Dr. F. S. Spear am Rensselaer
Polytechnic Institute, Troy, New York, USA, vorgenommen. Dr. C. Audren, Geosciences
Reimes, und Dr. C. Triboulet, Laboratoire de Petrologie Mineralogjque, Universite Pierre et
Marie Curie, Paris, ermöglichten weitere Analysen am Institut IFREMER in Brest und in Paris. M.
Oehlke, Northeim, und C. Wölfl, Erlangen, begleiteten die Probenahme in den Hohen
Tauern. Die Studie wurde durch Stipendien und Sachmittel der Deutschen
Forschungsgemeinschaft (Schu 676/2-4, 2-5) und durch Sachmittel des Centre National de la
Recherche Scientifique France ermöglicht.
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