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Die Genese der Leptinite und Paragneise zwischen Nordrach und Gengenbach im mittleren Schwarzwald


7. Die Minerale

Das folgende Kapitel fasst insbesondere die chemische Zusammensetzung der Minerale der drei Hauptgesteinsgruppen (biotitarme Leptinite, biotitreiche Leptinite und Paragneise) zusammen.

 

7.1 Alkalifeldspat

Alkalifeldspat ist ein Hauptbestandteil der biotitarmen Leptinite (20-40 Gew.-% nach RDA) und der biotitreichen Leptinite (15-25 %). In den Paragneisen schwankt der Gehalt zwischen 0 und 25 %.

In den biotitarmen Leptiniten lassen sich nach dem Anteil von entmischtem Albit drei Varietäten unterscheiden:

(1) Mesoperthit, mit nahezu gleichen Anteilen von parallel orientierten Alkalifeldspat- und Albitspindeln;
(2) feinperthitischer Orthoklas, mit feinen Albit-Spindeln in einem Alkalifeldspat-Wirt;
(3) homogener Orthoklas, der unter dem Mikroskop frei von Albit-Entmischungen ist.

In den biotitreichen Leptiniten fehlt Mesoperthit. Hier kommt feinperthitischer und homogener Orthoklas vor. In den Paragneisen wurde homogener Orthoklas und Antiperthit beobachtet.

Mikroklin, nach den Erläuterungen der Geol. Karten 1:25000 eine Seltenheit in den Metamorphiten des nördlichen Schwarzwalds, wurde nur in vier deformierten Leptiniten beobachtet (Abb. 50).

Strukturzustand (Al,Si-Ordnung) der Alkalifeldspäte

Die Al,Si-Ordnung strebt im Alkalifeldspat vom ungeordneten Zustand bei hohen Temperaturen (Sanidin, monoklin) über eine kontinuierliche Entwicklungsreihe zum geordneten Zustand (Mikroklin, triklin). Orthoklas nimmt dabei ein Zwischenstadium ein. Er ist eine Pseudomorphose aus kryptoverzwillingtem und kryptoperthitischem Mikroklin nach Sanidin (BAMBAUER 1969: 678). Verschiedene geologische Prozesse steuern diese Entwicklungsreihe und bewirken das "Einfrieren" eines metastabilen Zwischenzustands oder das Erreichen des stabilen Endzustands. Folgende Faktoren beschleunigen den Al,Si-Ordnungsprozess (BAMBAUER 1969: 654):

(1) Stress im Kristall (um Einschlüsse oder an der Grenze von Anwachszonen);
(2) Stress und Strain durch tektonische Prozesse von außen;
(3) Anwesenheit von Mineralisatoren und hoher H2O-Druck.

Alle Leptinite und einige Paragneise sind so reich an Alkalifeldspat (15 - 37 %), dass an Gesamtgesteins-Pulverpräparaten der Strukturzustand des Alkalifeldspats gemessen werden kann. Dies ist sicher keine Präzisions-Methode, aber für einen Überblick ausreichend.

Nach WRIGHT (1968, zitiert in HUTCHINSON 1974) wurden dazu die Alkalifeldspat-Linien (060), 2QCuKa = ca. 41,7° und , 2QCuKa = ca. 50,65° benutzt. Mit der -Linie, 2QCuKa = ca. 21,05°, kann der Albit-Gehalt bestimmt werden. Der in allen Präparaten reichlich vorhandene Quarz wurde als interner Standard benutzt (Quarz-Linien 20,86°, 42,44° und 50,13°). Die Abb. 34 zeigt, dass die Alkalifeldspäte in ihrem Strukturzustand im Bereich zwischen Orthoklas und Maximum-Mikroklin liegen. Leptinit-Proben, deren Alkalifeldspat im Dünnschliff Mikroklin-Gitterung zeigt, liegen in ihrem Strukturzustand näher an Maximum-Mikroklin. Die Alkalifeldspäte der Paragneise liegen deutlich näher beim Orthoklas. Die Alkalifeldspäte der biotitreichen Leptinite bilden ebenfalls ein eigenes Feld mit intermediärem Strukturzustand. Die Al,Si-Ordnung der Alkalifeldspäte ist also lithologieabhängig.

Abb. 34: Strukturzustand (Al, Si-Ordnung) der Alkalifeldspäte in Paragneisen und Leptiniten im Raum Nordrach-Gengenbach (nach WRIGHT 1968). Der Strukturzustand ist lithologieabhängig.


Über den Strukturzustand von Alkalifeldspat gibt auch die Ausbildung der (131)-Linie bei 29,8° (2QCuKa) Auskunft. Beim kontinuierlichen Übergang vom monoklinen Alkalifeldspat in den triklinen Mikroklin verbreitert sich diese Linie und spaltet am Ende in zwei Linien ((131), 29,5° und , 30,2°) auf. Zeigen Orthoklase keine Aufspaltung der (131)-Linie, ist die Verzwillingung der Mikroklin-Domänen durch Röntgenstrahlung nicht auflösbar. Abb. 35 zeigt, dass die (131)-Linie der Alkalifeldspäte nicht aufspaltet. Die Probe, die im Dünnschliff die deutlichste Mikroklingitterung aufweist, zeigt lediglich eine leichte Verbreiterung der (131)-Linie. Zum Vergleich wurden auch zwei Proben des Nordracher Granits untersucht. Der feinkörnige Granit vom Katzenstein zeigt keine Aufspaltung der (131)-Linie, der Granit nahe dem Gneiskontakt im Nordrachtal hingegen weist die deutlichste Aufspaltung aller untersuchten Proben auf. Die Mikroklinisierung wird offensichtlich durch späte, lokale Ereignisse gesteuert (vgl. FUJIYOSHI 1984).

Abb. 35: Morphologie der (131)-Linie von Alkalifeldspäten. Ausschnitte aus Röntgen-Diffraktometer-Diagrammen von drei alkalifeldspatreichen Gesteinen


Chemische Zusammensetzung der Alkalifeldpäte

a. mit dem Röntgen-Diffraktometer bestimmt

In biotitarmen Leptiniten mit mehr als 25 % Alkalifeldspat (bei ca. 40 % Quarz-Gehalt) konnte die -Linie, ca. 21,05° 2QCuKa, neben der 20,86°-Quarz-Linie, die als interner Standard benutzt wurde, aufgelöst werden. Nach WRIGHT (1968) lässt sich aus der Lage dieser Linie der Or-Gehalt im Alkalifeldspat berechnen, falls es sich um normale Alkalifeldspäte handelt, d.h. falls 2QCuKa von , (060) und in einem bestimmten Verhältnis stehen. Die untersuchten Alkalifeldspäte sind nahezu normal. Für die Orthoklas-Reihe gilt: Or % = 1930,77 - 87,69 * 2QCuKa. Die so untersuchten Alkalifeldspäte haben eine recht ähnliche Zusammensetzung. 2QCuKa schwankt zwischen 21,02 und 21,07°, daraus folgt ein Or-Gehalt zwischen 87 und 83 %. Dies ist die chemische Zusammensetzung sowohl der Orthoklas-Spindeln der Mesoperthite als auch der Orthoklas-Körner. Sie ist das Produkt der späten Äquilibrierung bei Temperaturen um 500 °C (abgeleitet nach dem Zwei-Feldspat-Thermometer nach STORMER 1975).

b. mit der Mikrosonde bestimmt

Nach der unterschiedlichen Größe der Feldspat-Phasen eines perthitischen Gemenge sind bei den Mikrosonden-Messungen folgende Möglichkeiten gegeben:

(1) Die entmischten Phasen sind groß genug (>20 µm?), dass sie individuell analysiert werden können.
(2) Die entmischten Phasen sind im Mikroskop zu erkennen, aber zu klein, als da sie individuell analysiert werden können.
(3) Die entmischten Phasen sind so klein, dass sie optisch nicht zu erkennen sind, aber noch nicht klein genug, um im Analysenpunkt repräsentative Durchschnitts-Gehalte zu ermöglichen.
(4) Die entmischten Phasen sind so klein, dass sie selbst im Analysenpunkt repräsentative Durchschnitts-Gehalte ergeben.

Weiterhin kann versucht werden, durch den Mittelwert einer großen Zahl statistisch verteilter Analysenpunkte, die Pauschal-Zusammensetzung des Alkalifeldspats vor der Entmischung zu bestimmen. Von dieser Möglichkeit wurde allerdings kein Gebrauch gemacht, da der Aufwand hierfür groß und die Deutung des Ergebnisses wegen des zweifelhaften Alkalifeldspat-Solvus (siehe unten) problematisch ist.

Ergebnisse der Mikrosonden-Messungen: Der Or-Gehalt der optisch homogenen Orthoklase der Paragneise schwankt zwischen 82 und 89 Mol-%, bei K-Feldspat-Gästen in Antiperthiten bis 95 %. Die Orthoklase der biotitreichen Leptinite liegen im gleichen Bereich (Or83-91). Die homogenen Orthoklas-Körner und die Orthoklas-Wirte der Perthite in den biotitarmen Leptiniten haben Or-Gehalte zwischen 86 und 91 %. Nur die Probe 174 = Holzsack fällt hier mit Or76 aus dem Rahmen. Der An-Gehalt ist in allen Analysen gering (bis 1 %). Die entmischte Albit-Phase der Perthite ist meist sehr rein, da in einer Reihe von Analysenpunkten, die in Mesoperthiten wahllos das Gemenge aus K-Feldspat und Na-Feldspat trafen, nur bis 1,5 % An-Komponente gefunden wurde. Einzig in einer breiteren Plagioklas-Entmischungsspindel eines Mesoperthits wurde An11 gemessen.

 

7.2 Plagioklas

Plagioklase sind Hauptkomponenten aller untersuchten Paragneise (5 - 50 Gew.-% Plagioklas nach RDA), biotitarmen Leptinite (20 - 36 %) und der biotitreichen Leptinite (30 - 41 %). In einigen Paragneisen mit schwacher Überprägung des frühen druckbetonten Metamorphose-Stadiums durch das statische Cordieritisierungs-Stadium (siehe Kap. 8) kommen allerdings nur wenige Prozent Plagioklas vor. Der Or-Gehalt der Plagioklase schwankt zwischen 0,5 und 2,5 % (Ausnahme Antiperthite siehe unten, Tab. 15 im Anhang). Die drei Hauptgesteinsgruppen unterscheiden sich auch in der Zusammensetzung ihrer Plagioklase. Der An-Gehalt der biotitarmen Leptinite schwankt zwischen 10 und 20 %, Werte unter 10 % sind selten. Die An-Gehalte der biotitreichen Leptinite schwanken zwischen 17 und 22 %, die der Paragneise zwischen 31 und 37 %.

Antiperthite

In einigen Paragneisen und Leptiniten kommen Antiperthite vor. Orthoklas-Körner fehlen in diesen Gesteinen. Der Anteil des entmischten K-Feldspat-Gasts am Antiperthit reicht von wenigen Prozent bis geschätzt nahe an 50 %. Die entmischten K-Feldspäte der Antiperthite unterscheiden sich durch ihre eckige Form und das gelegentliche Auftreten von Durchkreuzungen von den spindelförmigen, parallel liegenden Feldspat-Phasen der Mesoperthite. In den Antiperthiten ist Plagioklas immer deutlich als Wirt ausgebildet. Die Mikrosonden-Analysen der Plagioklas-Wirte ergaben die gleichen An-Gehalte wie nicht antiperthische Plagioklase der selben Probe (um An30), aber unterschiedliche Or-Gehalte innerhalb eines Korns (Or 1,5 - 11). Auch hier taucht wieder das Problem auf, ob homogene, Or-reiche Plagioklase gemessen wurden oder optisch nicht auflösbare Gemenge von entmischtem K-Feldspat und Plagioklas. Die relativ schlechten optischen Eigenschaften der benutzten Mikrosonde (CAMECA CAMEBAX MICROBEAM) verglichen mit einem Polarisations-Mikroskop waren bei dieser Entscheidung nicht unbedingt hilfreich. Dass aber auch die Or-reichen Analysen den gleichen An-Gehalt aufweisen wie die Or-armen, spricht für homogene Or-reiche Plagioklas-Phasen: die Zumischung von K-Na-Feldspat zu Plagioklas sollte nämlich den An-Gehalt der Mischanalyse leicht vermindern. Die entmischten K-Feldspäte der Antiperthite umfassen den Or-Bereich zwischen 83 und 95 %. Die Antiperthite sind entmischte, ternäre Hypersolvus-Feldspäte.

 

7.3 Bildungsbedingungen von Meso- und Antiperthiten

Die Mesoperthite der biotitarmen Leptinite werden nach Vergleich mit den Abbildungen in RIBBE (1983) als entmischte Hypersolvus-Feldspäte interpretiert, die unter hochgradigen Bedingungen als homogener K,Na-Sanidin vorgelegen haben. Aus der CIPW-Norm der biotitarmen Leptinite ergibt sich die Zusammensetzung dieses Feldspats: Das Or/(Or+Ab)-Verhältnis schwankt zwischen 0,36 und 0,63, der An-Gehalt liegt zwischen 2-4 % (ein Ausreißer erreicht An7, Abb. 36). Diese An-Gehalte sind bei hohen Temperaturen im Alkalifeldspat nahezu vollständig lösbar (JAMES & HAMILTON 1969: 129), so dass kein oder nur minimal wenig Plagioklas (jetziger Antiperthit) mit dem Alkalifeldspat koexistierte. Vorbehaltlich des geringen An-Gehalts sollte der Alkalifeldspat-Solvus die biotitarmen Leptinite hinreichend gut beschreiben. YUND & TULLIS (1983) geben eine Reihe solcher Solvi wieder: Für die Lage des Solvus im p-T-X-Raum ist von entscheidender Bedeutung, ob die entmischten Phasen unter Deformation ihrer Kristallgitter eine kohärente Phasengrenzfläche bilden oder ob die Kristallgitter strainfrei vorliegen und deshalb eine nicht kohärente Phasengrenzfläche aufweisen. Kohärente Phasengrenzflächen treten nur in Kryptoperthiten auf. Alle Mikro- und Makroperthite, also auch die hier untersuchten Mesoperthite, weisen nicht kohärente Phasengrenzflächen zwischen den entmischten K- und Na-Phasen auf. Der Solvus für nicht kohärente Entmischung (strainfreier Solvus) liegt bei deutlich höheren Temperaturen als der für kohärente Entmischung (kohärenter Solvus, Abb. 37). Aus den bei YUND & TULLIS abgebildeten strainfreien Solvi ergibt sich folgende p-T-X-Lage des Gipfelpunktes (Sanidin-Hochalbit-Serie):

1 kbar, 650°C , Or35
2 kbar, 665°C , Or42
5 kbar, 720°C , Or33
8 kbar, 770°C (interpoliert mit 16 °C/kbar).

Abb. 36: Darstellung der Feldspat-Komponenten der Leptinite (CIPW-Norm der Gesteine). Die Solvi nach SECK (1971a,b) sollen die metamorphen Bedingungen beleuchten. LIQUIDUS ist die Projektion der quarzgesättigten Zwei-Feldspat-Liquidus-Grenzkurve für 1 kbar pH2O nach JAMES & HAMILTON (1969) und soll das Rhyolith-Edukt der Leptinite belegen.


Abb. 37: Strainfreier und kohärenter Alkalifeldspat-Solvus nach YUND & TULLIS (1983: 165). Sanidin-Hochalbit-Serie bei 1 bar


SECK (1972) gibt eine ähnliche Lage an. Die Gesteine mit einer Alkalifeldspat-Zusammensetzung im Bereich Or35-45 (flache Gipfelregion des Solvus) müssten also nach diesen experimentellen Untersuchungen solch hohe Temperaturen erreicht haben, um eine homogene Hypersolvus-Phase zu bilden. Die in den biotitarmen Leptiniten auch verwirklichte, potentielle Alkalifeldspat-Zusammensetzung von Or63 liegt schon in der steilen, Or-reichen Flanke des Solvus und homogenisiert bei ca. 70 °C niedrigeren Temperaturen als die Gipfelregion.

Eine peralumische Gesteins-Zusammensetzung, wie sie in den Leptiniten gegeben ist, führt zu nicht stöchiometrisch zusammengesetztem Alkalifeldspat und dieses reduziert die Temperatur im Gipfelpunkt gegenüber der oben benutzten, stöchiometrischen Alkalifeldspat-Zusammensetzung um ca. 15 °C (bei 2 kbar, nach einem Diagramm von LUTH & FENN (1973) zitiert in YUND & TULLIS 1983: 146).

In den bearbeiteten Proben, aber auch in den ähnlichen Weißstein-Granuliten des Sächsischen Granulitmassivs und Böhmens und den Granulitmyloniten des Schwarzwalds ist zu klären, ob die Hypersolvus-Feldspäte eine Paragnese mit Kyanit bildeten und unter welchen Bedingungen dies überhaupt möglich ist. Der Schnittpunkt der Linie durch die oben angegebenen p-T-Daten des Gipfels des Alkalifeldspat-Solvus mit der Sillimanit/Kyanit- Gleichgewichts-Geraden ergibt 800 °C und 10 kbar. Danach koexistieren nur jenseits dieser p-T-Bedingungen Kyanit und Or40-Hypersolvus-Alkalifeldspat. Eine Aufschmelzung ist dabei aber selbst bei trockenen Bedingungen nicht zu vermeiden, wie die experimentellen Untersuchungen an trockenem Muskovit-Granit (HUANG & WYLLIE 1973) zeigen. Die Gefüge der Nordracher Leptinite zeigen eine metamorphe Aufschmelzung allerdings nicht an.

Die Temperatur des Gipfelpunkts des kohärenten Alkalifeldspat-Solvus liegt 80 °C unter der des strainfreien Solvus (Diagramme in YUND & TULLIS: Abb. 37). Im Bereich zwischen dem strainfreien und dem kohärenten Solvus kann sich eine homogene Phase bilden, falls ein kohärent entmischter Alkalifeldspat über die Temperatur des kohärenten Solvus erhitzt wird. Er wird es

auch solange bleiben, bis ein Proze für eine nicht kohärente, strainfreie Entmischung sorgt (YUND & TULLIS 1983: 161). Also können auch unterhalb des strainfreien Solvus homogene Or40 -Alkalifeldspäte existieren. Falls in metamorphen Gesteinen diese Prozessfolge möglich ist, sollten schon bei deutlich niedrigeren Temperaturen Hypersolvus-Alkalifeldspäte mit Zusammensetzungen um Or40 möglich sein.

Die biotitreichen Leptinite weisen keine Mesoperthite auf, sondern nur feinperthitischen Orthoklas und Plagioklas. Aus der CIPW-Norm ergibt sich bei ihnen ein An-Gehalt des Feldspats von 5-10 Gew.-% (eine Grossular-Komponente im Granat spielt mengenmäig keine Rolle). Diese An-Menge ist nicht mehr im Alkalifeldspat lösbar, so dass unter den hochgradigen Metamorphose-Bedingungen Plagioklas und Alkalifeldspat, mit ähnlicher Zusammensetzung wie in den biotitarmen Leptiniten, koexistierten. Da keine weiteren Indizien dafür sprechen, dass die biotitreichen Leptinite nicht dieselbe metamorphe Entwicklung hinter sich haben wie die Mesoperthit führenden, biotitarmen Leptinite, muss der Mangel an Mesoperthit auf eine vollständiger abgelaufene Rekristallisation zurückgeführt werden, die ja auch in den biotitarmen Leptiniten verbreitet ist. Diese Rekristallisation verwandelt Mesoperthite in diskrete Orthoklas- und Plagioklas-Neukörner.

Für die Antiperthite der biotitarmen und biotitreichen Leptinite und der Paragneise liegen keine Integrations-Analysen vor, ihr Vorkommen untermauert aber die hochgradigen Metamorphose-Bedingungen, die die Mesoperthite anzeigen. Große Mengen an Or-Komponente lösen sich im Plagioklas nur bei hohen Temperaturen, hoher Druck wirkt dem entgegen (SECK 1971a).

Die derzeit bekannten Phasenbeziehungen und Entmischungs-Prozesse (und deren Ausbleiben oder Verzögerung, vgl. EVANGELAKAKIS et al. 1990) der Feldspäte unter metamorphen Bedingungen erlauben keine abschließende Klärung der oben aufgeworfenen Probleme.

 

7.4 Granat

Almandinreicher Granat ist ein Nebengemengteil aller Leptinite und der meisten Paragneise. Die Granat-Gehalte reichen von vereinzelten Körnern je Dünnschliff bis zu maximal ca. 15 Gew.-%. Es handelt sich um rundlich begrenzte, 200-2000 µm, meist aber 500 µm große Körner, die höchstens schwach in Lagen angereichert sind. Die Zusammensetzung der Granate (Tab. 7 bis 10 im Anhang) bewegt sich in den drei Hauptgesteinsgruppen zwischen folgenden Grenzen (Mol-%):
  Almandin Spessartin Pyrop Grossular Fe/(Fe+Mg)
biotitarme Leptinite 75-88 4-15 4-18 0,9-6,5 0,81-0,97
biotitreiche Leptinite 85-87 4-5 6-9 2,0-3,0 0,90-0,94
Paragneise 59-79 1-6 13-33 3,0-8,0 0,64-0,86

Almandin ist stets die Hauptkomponente der Granate und Pyrop rangiert mit einer Ausnahme an zweiter Stelle. Diese Ausnahme ist ein nicht zonierter Granat aus dem Mn-reichsten, biotitarmen Leptinit (Probe 373 = Teufelskanzel) mit 80 % Almandin, 15 % Spessartin, 4 % Pyrop und 1 % Grossular.

In der Zusammensetzung der Granate spiegelt sich in erster Linie die Zusammensetzung der Gesteine wieder. Die relativ Fe-reichen Leptinite führen almandinreiche Granate, die Granate der relativ Mg-reichen Paragneise sind deutlich pyropreicher. Die Abb. 38 stellt die Verteilung der Granat-Komponenten in Abhängigkeit vom Gesteinstyp dar. Der Einfluss von Druck und Temperatur der Metamorphose wird später diskutiert.

Die untersuchten Granate sind meist nur randlich deutlich zoniert. Dieser ca. 20 µm schmale, randliche Saum ist almandinreicher und pyropärmer als der große Kern (Abb. 39). Meistens ist der Saum auch spessartinreicher und grossularärmer als der Kern. Es handelt sich dabei um eine Diffusions-Zonierung, die den Granat unmittelbar zu Beginn der Abkühlung nach dem Temperatur-Höhepunkt erfasst. Diffusions-Zonierung ist in Granaten nur oberhalb ca. 650 °C möglich (TRACY 1982: 380). Da diese Art Zonierung so häufig festgestellt wurde (es wurden wenige Profile, meist Messungen im Kern und am Rand eines Korns durchgeführt), ist sie wahrscheinlich auch konzentrisch. Dadurch entspricht sie der weitverbreiteten, konzentrischen Diffusions-Zonierung mit almandin- und spessartinreicheren und pyropärmeren Rändern aus Gesteinen der obersten Amphibolitfazies. TRACY (1982) führte sie auf retrograden Granat-Abbau zu Biotit oder Cordierit durch intergranulare Diffusion in einem Fluid über größere Entfernung zurück. Fe und Mn werden in Biotit und Cordierit nicht so umfangreich wie im Granat eingebaut und reichern sich deshalb im Granatrand an. Die konzentrische Zonierung erfordert die Anwesendheit eines Fluids. In einigen granulitfaziellen Gesteinen fehlte dieses Fluid. Dies führte zu einer inhomogenen Zonierung, die dann auf den unmittelbaren Kontakt Granat-Biotit beschränkt ist (TRACY 1982: 387).

Abb. 38: OBEN: Vehältnisse zwischen Spessartin-, Pyrop- und Almandin-Komponente in den Granaten ohne den meist geringen Grossular-Gehalt für die drei Hauptgesteins-Typen. UNTEN: Verhältnisse der Granat-Nebenkomponenten Pyrop, Grossular und Spessartin


Abb. 39: Chemische Zonierung von Granat-Körnern aus biotitarmen Leptiniten und Paragneisen (4 Halbprofile und 1 Profil). Lokalitäten: 20 = Haubühl, 135a = Wippersbächle, 373 = Teufelskanzel, 346a = Schönberg, 17 = Hochkopf


Die Zonierung von Granat hängt von der Korngröße ab und ist von den Diffusionseigenschaften der einzelnen Kationen abhängig. Einige Granate weisen zum Teil eine deutliche Abnahme der Grossular-Komponente vom Kern zum Rand hin auf (z.B. der biotitarme Leptinit 135a = Wippersbächle, Abb. 39). Die Grossular-Komponente ist in den Paragneisen und biotitarmen Leptiniten über folgende Reaktion in ein Gleichgewicht eingebunden:

Anorthit = Grossular + Al2SiO5-Mineral + Quarz.

Dieses verschiebt sich bei niedrigeren Drücken und niedrigeren Temperaturen nach links (GPAQ-Geothermobarometer). Da der in Frage kommende metamorphe Temperatur-Bereich relativ klein ist (ca. 650 bis 750 °C, s.u.), muß die Grossular-Zonierung Ausdruck einer Druckentlastung sein.

Einschlüsse von Quarz, Feldspat und Biotit treten gelegentlich auf. In Paragneisen sind Rutil-Einschlüsse häufig. In den granatreichen und cordieritarmen Paragneisen im SW des Arbeitsgebiets schließt der Granatkern Rutil und Graphit ein, randlich dominieren siebartige Quarz-Einschlüsse. In diesen Gesteinen (Proben 346a = Schönberg und 352a = Bitzfeld) treten weiterhin braune Verfärbungen in den Granaten auf. Da diese oft besonders reich an Rutil-Einschlüssen sind, kann vermutet werden, dass diese braunen Verfärbungen entweder von extrem fein entmischtem Rutil hervorgerufen werden oder die Eigenfarbe eines Ti-reichen Granats sind. Durch Mikrosonden-Analysen aus diesen Bereichen konnte ein erhöhter TiO2-Gehalt von 0,10 - 0,25 % gegenüber 0,00 - 0,08 % in farblosen Granaten nachgewiesen werden. Über den TiO2-Gehalt in metamorphen Granaten in Abhängigkeit von Druck und Temperatur liegen kaum Erkenntnisse vor. ARIKAS (1986: 123ff) fand in Rhyolithen Granate (in Mol-%: Almandin 63, Spessartin 3, Pyrop 17, Grossular 17), die er als metamorphe Relikte deutet, mit TiO2-Gehalten von immerhin 0,4 %. Neben der Entmischung von Rutil wird wahrscheinlich auch noch ein zweiter Prozeß Rutil-Einschlüsse in Granat erzeugen. Die teilweise zu beobachtende, polygonartige Umrandung von Rutil-Einschluss-Schwärmen könnte durch gleichzeitiges Wachstum von Granat und Rutil auf Kosten von Biotit erklärt werden. Die Kornform des ehemaligen Biotits würde dann durch die Rutil-Einschlüsse nachgezeichnet.

 

7.5 Biotit

Biotit ist ein Bestandteil aller untersuchten Leptinite und Paragneise. Seine Gehalte unterscheiden sich in den drei Hauptgesteinsgruppen in charakteristischer Weise, so dass der Biotit-Gehalt das makroskopisch deutlichste Unterscheidungskriterium zwischen den Gesteinsarten ist. Die Biotit-Gehalte betragen

(1) in den biotitarmen Leptiniten bis 1 % (geschätzt, ohne die teilweise auftretenden straffen, biotitreichen Lagen),
(2) in den biotitreichen Leptiniten ca. 3 - 4 % (geschätzt, da unter der RDA-Nachweisgrenze) und
(3) in den Paragneisen 7 - 38 Gew.-% nach RDA.

Die Biotite bilden in den Leptiniten ein offenes, in den Paragneisen meist ein geschlossenes Teilgefüge. In den seltenen, straffen, biotitreichen Lagen in den biotitarmen Leptiniten sind die Biotite sehr gut in die Foliation eingeregelt, sonst nur mäßig gut. In rundlichen Pseudomorphosen nach Granat oder in spieigen Biotitaggregaten ist keine Regelung festzustellen. Die Farbe der Biotite ist vorwiegend braun, seltener rotbraun oder oliv. Hellgrüne Biotite wachsen stellenweise als Saum um Granat. Die für die Farbe und die metamorphen Bedingungen oft für wichtig erachteten TiO2-Gehalte schwanken in weiten Grenzen zwischen 0,2 % bei den hellgrünen Biotiten und 5,3 % in einem Biotit des biotitarmen Leptinits 20 = Haubühl. In den Paragneisen liegen die TiO2-Gehalte der Biotite meist um 3-4 % (Tab. 11 u. 12 im Anhang).

Die große Variabilität in der Kristallchemie der Biotite erschwert die Beurteilung der Güte von Mikrosonden-Analysen. Gute Stöchiometrie, das beste Kriterium für gute Analysen von z.B. Granat, versagt bei Biotit-Analysen, da in der Biotitstruktur reichlich freie Gitterplätze vorkommen. Eine Gesamtsumme der Oxide nahe 96 % (100 % - 4 % H2O und F) ist wünschenswert, eine Abweichung macht eine Analyse aber nicht prinzipiell schlecht, da oft alle Elemente gleich stark betroffen sind. Dies wird z.B. durch Granat-Analysen mit sehr guter Stöchiometrie, aber Oxidsummen von 98 oder 102 % belegt. Die Biotit-Analysen wurden auf 22 Sauerstoff-Atome umgerechnet. In nahezu allen Paragneisen konnten Graphit und Ilmenit nachgewiesen werden. In den Leptiniten tritt Ilmenit ohne nachweisbaren Fe2O3-Gehalt auf. Die Fe3+ -Gehalte werden deshalb in den Biotiten gering sein (GUIDOTTI 1984: 426).

Die folgende Darstellung des Biotit-Chemismus lehnt sich eng an die zusammenfassende Arbeit über metamorphe Biotite von GUIDOTTI (1984) an. Die Biotite der drei Hauptgesteinsgruppen unterscheiden sich deutlich. Die Biotite der Paragneise sind Ti- und Mg-reicher und AlVI-ärmer als die Leptinite. Die biotitarmen Leptinite sind dabei Ti-ärmer und Fe- und Al-reicher als die biotitreichen Leptinite. Abb. 40 stellt diesen Sachverhalt graphisch dar.

Tab. 5: Kristallchemie der Biotite (Atome je Formeleinheit [22 O] )
    K Na Ti AlVI Mn Zn SVI Si Fe/(Fe+Mg)
biotitarme Leptinite min

1,72

0,03

0,02

0,77

0,00

0,00

5,57

5,19

0,49

Ø

1,81

0,05

0,19

1,08

0,02

0,01

5,70

5,30

0,63

max

1,91

0,07

0,32

1,35

0,04

0,03

5,81

5,40

0,79

biotitreiche Leptinite min

1,74

0,00

0,21

0,72

0,00

0,00

5,64

5,17

0,69

Ø

1,82

0,03

0,31

0,91

0,01

0,01

5,70

5,24

0,70

max

1,90

0,06

0,43

1,08

0,02

0,03

5,76

5,31

0,73

Paragneise min

1,65

0,02

0,13

0,37

0,00

0,00

5,51

5,25

0,35

Ø

1,78

0,04

0,42

0,63

0,01

0,01

5,67

5,36

0,49

max

1,89

0,07

0,51

1,08

0,02

0,04

5,84

5,78

0,61

Die Ca-Gehalte erreichen meist nur wenige tausendstel, maximal 0,018 Atome je Formeleinheit.

Abb. 40: Verhältnisse verschiedener Atome im Biotit-Kristallgitter aus den untersuchten Metamorphiten. Zum Vergleich ist in a das Feld metamorpher Biotite nach GUIDOTTI (1984, gerastert) angegeben

Abb. 40 in verbesserter Auflösung


Der Ti-Gehalt steigt von den biotitarmen über die biotitreichen Leptinite zu den Paragneisen hin an. Der Ti-Gehalt in Biotiten ist im regionalen Maßstab deutlich vom Metamorphosegrad abhängig. GUIDOTTI nennt den Bereich von 0,15 bis 0,30 Ti-Atomen für Metapelite von der Grünschieferfazies bis in die Muskovit-Sillimanit-Zone. Mit dem Zusammenbruch des Muskovits steigt ab der Sillimanit-Kalifeldspat-Zone und insbesondere unter granulitfaziellen Bedingungen der Ti-Gehalt im Biotit auf 0,35 - 0,65 Atome an. Der jeweils maximal mögliche Ti-Gehalt kann in das Gitter nur eingebaut werden, falls der Biotit im Gleichgewicht mit den Ti-reichen Mineralen Rutil oder Ilmenit steht. Für die untersuchten Biotite trifft das zu. Die Paragneis-Biotite erreichen die hohen Ti-Gehalte der hochgradigen Metamorphose, die Biotite der Leptinite tun dies nur vereinzelt. Die Fe-reichen Gesteinszusammensetzungen der Leptinite wurden in der Kompilation von GUIDOTTI aber nicht ausreichend berücksichtigt.

Der AlVI-Gehalt der untersuchten Biotite umfasst das weite Feld von 0,37 bis 1,35. Die Paragneise zeigen dabei die geringsten, die biotitreichen Leptinite mittlere und die biotitarmen Leptinite die höchsten AlVI-Gehalte. Nach GUIDOTTIs Zusammenstellung überschreiten die metamorphen Biotite von Metapeliten einen AlVI-Gehalt von 1,0 praktisch nicht (gerastertes Feld in Abb. 40a). Diese Grenze wird aber nicht von der Kristallstruktur, sondern von der Gesteinszusammensetzung bestimmt. In Experimenten konnten in Fe-Biotiten bis 1,50 AlVI-Atome je Formeleinheit eingebaut werden (HEWITT & WONES 1975, zitiert in GUIDOTTI). Der AlVI-Gehalt wird meist mit der

Tschermak-Substitution erklärt. Dabei wird das Ladungsdefizit, das durch Ersatz von (Si4+)IV durch (Al3+)IV über das 6:2-Verhältnis hinaus entsteht, durch den Ersatz von (Mg,Fe2+)VI durch (Al3+)VI kompensiert. Die Tschermak-Bilanz geht also auf, wenn AlVI-(AlIV-2) gleich null ist. Abb. 40b zeigt aber, dass der AlVI-Gehalt im Arbeitsgebiet keine Beziehung zu der durch Tschermak-Substitution zu erwartenden Größe aufweist. Die Anordnung der darstellenden Punkte als Gerade (Abb. 40b) wird nur durch die nahezu konstanten AlIV-Gehalte hervorgerufen (die AlIV-Gehalte der Paragneise liegen etwas niedriger als die der Leptinite).

Die Tschermak-Substitution kann also die Variabilität im Biotit-Chemismus nicht erklären. Abb. 40c zeigt dagegen eine nahezu lineare Beziehung zwischen AlVI und Ti. Die Gleichung der Ausgleichsgeraden lautet: AlVI = -2Ti + 1,5. Nach GUIDOTTI besteht ein allgemeiner Konsens darüber, dass Ti im Biotitgitter als vierwertiges Atom eine VI-Position einnimmt. Der Achsenabschnitt von 1,5 AlVI-Atomen in obiger Geradengleichung entspricht dem oben erwähnten maximal möglichen AlVI-Gehalt von Fe-reichen Biotiten. Die Gerade impliziert, dass im Biotitgitter zwei AlVI-Atome durch ein Ti-Atom ersetzt werden können. Da sich die Summe der Atome in VI-Position (= SVI in Tab. 5) bei den hier untersuchten Biotiten dabei aber nicht wesentlich ändert, muss der Ti-Ersatz auch von einem Fe,Mg-Ersatz begleitet werden. Die Substitutionsreaktion lautet also: 2(Al3+)VI = (Fe,Mg2+)VI + (Ti4+)VI. Da Al und Ti in den untersuchten Gesteinen im Überschuss vorliegen (Al2SiO5-Mineral- und Rutil-/Ilmenit-Führung), scheint das Fe/(Fe+Mg)-Verhältnis der Biotite, das vorwiegend vom Fe/(Fe+Mg)-Verhältnis des Gesamtgesteins gesteuert wird, der bestimmende Faktor zu sein.

Die hellgrünen Biotite nehmen eine besondere Rolle ein. Sie wachsen ausschließlich in Leptiniten als Saum um Granat und verdrängen diesen. Chemisch unterscheiden sie sich von den braunen Biotiten durch hohe K- und Na-Gehalte und die daraus resultierende volle Besetzung der XII-Position (SXII = 2,0). Sie weisen sehr geringe Ti- und hohe AlVI-Gehalte auf. SCHNEIDER (1975) hatte die gleichen Biotit-Granat-Paragenesen von dem nur wenige Kilometer entfernten Paulischänzle untersucht. Er stellte fest, dass in Schmelzexperimenten bei 2-4 kb analoge Biotitsäume um Granat schon unterhalb 700 °C auftraten. TRACY & DIETSCH (1982) beobachteten ähnliche grüne Biotitsäume um Granat, die teilweise an Granat/Kalifeldspat-Korngrenzen gebunden waren und zusammen mit Sillimanit und Quarz auftraten. Sie leiteten die Biotitbildung aus der retrograden metamorphen Reaktion Granat + Kalifeldspat + Wasser = Sillimanit + Biotit + Quarz ab. Aus den Reaktionstexturen in den Leptiniten von Nordrach-Gengenbach kann eine solche Reaktion nicht bestätigt werden. In Übereinstimmung mit SCHNEIDER und TRACY & DIETSCH scheint aber sicher, dass die grüne Farbe durch den geringen Ti-Gehalt und dieser wiederum durch die extrem begrenzte Ti-Zufuhr aus der lokalen Umgebung des Granats bedingt ist.

 

7.6 Cordierit

Cordierit ist ein Bestandteil nahezu aller untersuchten Metamorphite. In den metapelitischen Paragneisen ist er ein Hauptgemengteil, in den Paragneisen mit grauwacke-/arkose-ähnlichem Chemismus ist er ein Nebengemengteil, und in den Leptiniten kommt er akzessorisch vor. Der Cordierit ist eine späte Fe-Mg-Phase, die Biotit, Sillimanit und Granat verdrängt. Undeformierte Quarz-Cordierit-Symplektit-Coronen um Granat und idiomorphe Cordierit-Blasten belegen sein Wachstum unter postkinematischen, statischen Metamorphose-Bedingungen (Abb. 41). Langgestreckte cordieritreiche Teilgefüge sind Pseudomorphosen nach Biotit-Sillimanit-Strähnen. In den Paragneisen sind rundliche Biotit-Einschlüsse im Cordierit verbreitet, Ilmenit-Einschlüsse scheinen an die Nachbarschaft zu Sillimanit gebunden zu sein. Viele Sillimanit-Einschlüsse sind zu einer farblosen, pinitähnlichen Substanz pseudomorphosiert.

Abb. 41: Mylonitischer Paragneis mit späterer Blastese von idiomorphem (Pfeil) und xenomorphem Cordierit. Der Cordierit schließt Biotit, Ilmenit, Quarz und Disth-Sillimanit ein. Probe 308 = Sorben


Der Cordierit ist nur noch selten frisch erhalten. Er ist meist in gelben bis orangefarbenen, oft isotropen Pinit, selten in filzige Hellglimmer-Aggregate umgewandelt. Der isotrope Pinit ist teilweise in vier- und fünfeckige, isometrische Felder unterteilt. Die Feldergrenzen werden durch feinschuppige ?Hellglimmer markiert. Alle Alterations-Stadien können nebeneinander innerhalb eines Dünnschliffs vorkommen. NEDELEC & PAQUET (1981) waren allerdings der Meinung, dass der isotrope Pinit kein Alterationsprodukt von Cordierit darstellt. Durch Untersuchungen mit dem Transmissions-Elektronen-Mikroskop und der Raman-Mikrosonde belegten sie den amorphen Zustand dieser Substanz. Aus texturellen Beobachtungen schlossen sie, dass der isotrope Pinit eine erstarrte Schmelze aus der Aufschmelzung von Biotit darstellte. Diese Schmelze und der zusammen vorkommende Cordierit seien gleich alt. Sowohl Cordierit als auch besonders das Glas werden später zu Glimmern, Chloriten und Tonmineralen alteriert. MARCHAND et al. (1982) und CLEMENS & McMILLAN (1982) wiesen diese Ansicht zurück und unterstrichen, dass es sich bei der isotropen Substanz um alterierten Cordierit handeln würde. NEDELEC & PAQUET (1982) hielten in der Erwiderung ihre Thesen aufrecht. HASLAM (1983) wies darauf hin, dass die regionalmetamorphen Gesteine sich nicht schnell genug abkühlen, als dass eine Schmelze zu einem Glas erstarren könnte.

Die hier analysierten Pinite ergaben ein weites Feld ihrer Zusammensetzung (Tab. 13 im Anhang). In Abb. 42 wurde die Analysen in das SiO2 - Al2O3 - (FeO+MgO) - Dreieck nach MARCHAND et al. (1982: 442) eingetragen. Auch die Felder für Biotite, Cordierite, Pinite und Gläser aus Biotiten und Cordieriten wurden aus dieser Arbeit übernommen. Die analysierten Pinite der Paragneis-Probe 17 = Hochkopf erweitern MARCHANDs Pinitfeld in Richtung auf das Biotitfeld. Pinite aus den biotitarmen Leptiniten 174 = Holzsack und dem Paragneis 346a = Schönberg fallen in das Feld von Gläsern, die bei der Aufschmelzung von Biotit oder Cordierit gebildet werden. Der Vergleich der gesamten Analyse dieser Pinite untereinander und mit einem Biotit-Glas (LE MAITRE 1974: 409) zeigt aber große Unterschiede:

  Pinite des Gläserfeldes   Vergleich mit Glas von LE MAITRE
346a 174 181  
SiO2 71,96 66,49 55,40 65,5
TiO2 0,07 0,00 0,00 0,1
Al2O3 15,04 21,06 28,49 17,5
FeO 2,68 2,49 2,13 3,8
MnO 0,00 0,03 0,05 -
MgO 1,28 1,20 0,97 0,7
CaO 0,05 0,05 0,27 0,9
Na2O 0,04 0,13 0,02 3,3
K2O 0,63 4,91 2,37 7,8
Sum. 91,75 96,36 89,70 99,55

Die Probe 181 = Rennsbach liegt im Dreieck der Abb. 42 zwischen dem Pinitfeld und dem Gläserfeld. Bei den Analysen der Pinite darf nicht mit der sonst üblichen Präzision gerechnet werden, da diese schlecht poliert waren und mit unverändert kleinem Elektronenstrahl-Durchmesser gearbeitet wurde. Die Analysen zeigen aber, da die Ansichten von NEDELEC & PAQUET nicht so abwegig sind, wie MARCHAND et al. und CLEMENS & MCMILLAN annahmen.

In der Paragneis-Probe 17 = Hochkopf wurde festgestellt, dass homogene Pinite nahezu das gleiche Fe/(Fe+Mg)-Verhältnis aufweisen wie die frischen Cordierite. Nimmt man dies auch in anderen Proben als gegeben an, kann das Fe/(Fe+Mg)-Verhältnis der Pinite die ehemaligen Cordierite näher charakterisieren. Die meisten Pinite haben ein Fe/(Fe+Mg)-Verhältnis zwischen 0,36 und 0,55. In dem biotitarmen Leptinit Probe 20 = Haubühl kommt dagegen eine sehr Fe-reiche Pinit-Corona (Fe/(Fe+Mg) = 0,77) um Granat (Granat-Rand: Fe/(Fe+Mg) = 0,96) vor. Da der Verteilungs-Koeffizient KDFeMg zwischen Granat und Cordierit bzw. Pinit sehr ähnlich dem eines frischen Granat-Cordierit-Paares im Paragneis 17 ist, ist in Probe 20, bedingt durch die Fe-reiche Gesteins-Zusammensetzung die ehemalige Existenz eines Fe-Cordierits wahrscheinlich (vgl. Cordierit-Granat-Thermometer). Solch Fe-reiche Cordierite um Granat treten auch in böhmischen Weißstein-Granuliten auf (FEDIUKOVA & FEDIUK 1971: 40).

 

7.7 Al2SiO5-Minerale

Al2SiO5-Minerale sind ein Bestandteil aller Paragneise und biotitarmen Leptinite, fehlen aber in den biotitreichen Leptiniten. Es kommen alle drei Al2SiO5-Modifikationen vor, jedoch nie im texturellen Gleichgewicht.

Kyanit ist das älteste Alumosilikat. Er tritt nur in den Paragneisen am nördlichen Rand des Nordracher Granits (Bereich Stollengrund - Hochkopf) und weiter nach Süden und Südwesten auf Blatt Zell und Lahr-Ost auf. Kyanit wird stets von Sillimanit-Pseudomorphosen nach Kyanit, sogenanntem Dist-Sillimanit (STANKOVA 1982), begleitet. In den Paragneisen im Norden dieses Gebiets kommen lediglich die Pseudomorphosen vor. Der Kyanit wird immer von einer Corona umgeben, die entweder aus (1) Spinell ± Cordierit ± Diaspor ± Biotit besteht und von einer äußeren Plagioklas-Corona umgeben wird oder (2) selten von reinem Cordierit gebildet wird. Kyanit-Kontakte zu Quarz oder Feldspat wurden nicht beobachtet.

Die Pseudomorphosierung des eben beschriebenen Kyanits durch Sillimanit weist den ersten als älteren aus. Die Corona-Textur wird dabei beibehalten, der Al2SiO5-Kern besteht jetzt aber aus einem unregelmäßig gefelderten Sillimanit-Subkorn-Aggregat. Der kleine Achsenwinkel 2Vz und die Kleinwinkel zwischen den Sillimanit-Subkörnern können bei geeigneter Schnittlage im konoskopischen Strahlengang kontrolliert werden. In einem Fall wurde eine analog gefelderte Pseudomorphose mit Spinell-Cordierit-Corona aus Andalusit (niedrige Lichtbrechung und 2V um 90°, Probe 17 = Hochkopf) beobachet.

Abb. 42: Verhältnisse zwischen SiO2, Al2O3 und FeO+MgO (Gew.-%) der untersuchten Cordierite und Pinite (Einzelsymbole) im Vergleich zu Biotit, Cordierit und Gläsern aus der Literatur (gestrichelte Felder, nach MARCHAND et al. 1982: 442). Probenlokalitäten: 242 = Pfaffenbacher Eck, 346 = Schönberg, 352 = Bitzfeld, 17 = Hochkopf


Weiterer gefelderter Andalusit (wahrscheinlich pseudomorph nach Kyanit, eventuell über das Sillimanit-Zwischenstadium) kommt mit einem Saum aus hellbraunem Biotit (Metapelit, Probe 308 = Sorben) und auch ohne Saum (biotitreicher Leptinit, Probe 254 = Pfaffenbacher Eck) jeweils in einem quarz- und feldspatreichen Teilgefüge vor.

Andalusit wurde weiterhin in einer scharf begrenzten Quarz-Feldspat-Lage eines metapelitischen Cordierit-Gneises beobachtet (Probe 233 = Kohlberg). Die Lage ist nur mm-mächtig und besteht einem feinkörnigen Aggregat aus Plagioklas (An36 ), Kalifeldspat und Quarz sowie wenigen, größeren Quarz-, Cordierit- und Plagioklaskörnern. Dazu kommen vereinzelte Biotite, Spinell-?Cordierit-Aggregate mit Plagioklas-Saum und Dist-Sillimanite mit ?Cordierit-Saum. Der Andalusit bildet 10-20 µm lange Stengel und strahlige Aggregate, die stets in Plagioklas eingeschlossen sind. Weitere Einschlüsse zusammen mit Andalusit sind stellenweise rundliche Biotite und Sillimanit-Stengel. Die Andalusit-Einschlüsse finden sich vorwiegend in den Plagioklasen der feinkörnigen Aggregate als auch in den wenigen größeren Plagioklasen. Manche feinkörnigen Plagioklas-Kalifeldspat-Aggregate ähneln rekristallisierten Antipertiten.

Da alle vier Andalusit-Vorkommen ausschließlich in unmittelbarer Nachbarschaft zum Granitkontakt liegen, ist Andalusit als kontaktmetamorphes Mineral und damit jüngste Al2SiO5-Modifikation anzusehen.

Sillimanit kommt neben den Pseudomorphosen nach Kyanit als Aggregate aus nadelig-prismatischen Körnern, teilweise mit Tendenz zu Fibrolith, in Paragneisen und biotitarmen Leptiniten vor. In den Paragneisen entlang des Nordracher Granits wird Sillimanit oft durch einen Cordierit-Saum von Biotit getrennt, Biotit-Sillimanit-Kontakte sind aber in den Leptiniten und einem Paragneis noch vorhanden. Die Stellung des nadelig-fibrolithischen Sillimanits konnte nicht eindeutig geklärt werden, da er oft zu Serizit alteriert ist und dieser sich nicht deutlich genug von pinitisiertem Cordierit unterscheiden lässt. In den biotitarmen Leptiniten hat Sillimanit Kontakt zu Quarz und Kalifeldpat. Dort kommt auch im Schnitt viereckiger Sillimanit vor, auf den randlich Sillimanit-Nadeln aufsitzen. Das ganze Aggregat wird von einem Kalifeldspat-Saum eingeschlossen. Bei dem inneren, länglich-viereckigen Sillimanit handelt es sich wahrscheinlich um eine Pseudomorphose nach Kyanit.

Acht Sillimanite, Kyanite und Dist-Sillimanite wurden mit der Mikrosonde analysiert. Die Gehalte des Endglieds Fe2SiO5 liegen dabei zwischen 0,15 und 0,60 Mol-%. Ein Zusammenhang zwischen Fe-Gehalt und Mineralphase ist nicht offensichtlich.

 

7.8 Spinell

In einigen Paragneisen und wenigen biotitarmen Leptiniten kommen akzessorische Gehalte an Aluminat-Spinell, meist als Bestandteil von Coronen, vor. Es handelt sich um graugrüne und braune, maximal nur wenige 10 µm große, würmchenförmige Körnchen mit stark schwankenden Fe-, Mg- und Zn-Gehalten (Abb. 43, Tab. 14 im Anhang). Die Hercynit-Komponente dominiert aber stets. Die Mn- und Cr-Gehalte sind minimal.

In den Paragneisen unmittelbar nördlich des Hochkopfs und süd- bis südwestlich davon treten graugrüne symplektitische Spinell-Cordierit-Coronen um Kyanit und um Pseudomorphosen nach Kyanit (Dist-Sillimanit, Andalusit, Abb. 44) auf. Die mittlere Spinell-Zusammensetzung aus solchen Aggregaten, die von einem Plagioklas-Saum umgeben werden, lautet in Mol-% (Probe 17 = Hochkopf): Hercynit 69, Spinell 16, Gahnit 15. Der Spinell aus einer Spinell-Diaspor-?Cordierit-Biotit-Corona um Kyanit mit äußerem Plagioklas-Saum aus einem Paragneis von Blatt Zell ist deutlich Zn-ärmer (Probe 346A = Schönberg): Hercynit 72,5, Spinell 25, Gahnit 2,5. In metapelitischen cordieritreichen Gneisen findet sich brauner Spinell als reliktische Körner und Stengel zusammen mit Sillimanit in Cordierit eingeschlossen. Die braune Farbe könnte durch die geringe Magnetit- oder Galaxit(Mn2AlO4)-Komponente bedingt sein. Die Spinell-Zusammensetzung lautet (Probe 242 = Pfaffenbacher Eck): Hercynit 73, Spinell 12, Gahnit 13,5, Magnetit 1 und Galaxit 0,5.

Abb. 43: Verhältnisse zwischen Fe, Zn und Mg-Atomen in den untersuchten Spinellen. 242 = Pfaffenbacher Eck: brauner Spinell mit Sillimanit in Cordierit eingeschlossen, 17 = Hochkopf: graugrüner Spinell mit Cordierit aus Saum um Kyanit, 346a = Schönberg: mit Diaspor, Biotit und Cordierit um Kyanit


In wenigen biotitarmen Leptiniten treten einzelne Körnchen graugrüner Spinell als Einschluss in Plagioklas oder mit Biotit verwachsen auf (Abb. 45). Es handelt sich hier um recht reine Fe-Zn-Spinelle. Die mittlere Analyse aus Probe 373 =Teufelskanzel ergab Hercynit 54, Spinell 2,5, Gahnit 42 und Galaxit 0,5. Diese Spinelle entsprechen in ihrer Zusammensetzung Spinellen aus einem peruanischen Ignimbrit, die PICHAVANT et al. (1988) als Relikte vom Ort der Aufschmelzung ansehen. Die Spinelle in den biotitarmen Leptiniten könnten auch bei der Genese der Rhyolith-Edukte entstanden sein.

Nirgends hat Spinell Kontakt zu Quarz. Die Koexistenz von Korund (jetzt Diaspor), Spinell, Cordierit und Al2SiO5-Mineralen impliziert das Vorliegen von SiO2-untersättigten Teilsystemen in den durchweg reichlich Quarz-führenden Gesteinen. Plagioklas-Säume kapseln die SiO2-untersättigten Teilsysteme stets gegen die SiO2-gesättigte Hauptmasse des Gesteins ab.

Abb. 44: Um Dist-Sillimanite sind dichte Spinell-Cordierit-Symplektit-Coronen (Pfeil) entwickelt, wegen kinetischen Problemen aber nur an Seiten, die Biotit oder Granat zugewandt sind. Biotit und Granat werden stets durch einen Cordierit-Saum getrennt (Pfeil). Paragneis 17 = Hochkopf. Parallele Nicols


Abb. 45: Würmchenförmige Spinell-Körnchen sind hellverglimmertem ?Cordierit verwachsen (Wachstum auf Kosten von ?Biotit (BIO)). Seltenheit in den biotitarmen Leptiniten. Probe 20 = Haubühl. Parallele Nicols

 


7.9 Amphibol

In der metapelitischen Probe 17 = Hochkopf, zwischen einem dichten Cordierit-Spinell-Symplektit und etwas außerhalb liegenden, gröberen Spinell-Körnern und um diese gröberen Spinell-Körnern herum eine Phase auf, die im Mikroskop nicht sicher identifiziert werden konnte. Der Mittelwert aus zwei sehr ähnlichen Mikrosonden-Analysen jedoch (Gew.-%):
SiO2

41,6

Al2O3

30,1

FeOtot

8,65

MgO

5,04

CaO

7,24

Na2O

1,32

K2O

0,62

ZnO

0,19

Summe

94,74

Nach dieser chemischen Analyse und der Amphibol-Nomenklatur von LEAKE (1978) handelt es sich dabei wahrscheinlich um 'subcalcic Alumino-tschermakite'. Die metamorphe Signifikanz dieses Einzelfundes ist noch unklar. Die Paragneise (außer Kap. 6) und Leptinite sind ansonsten frei von Amphibolen.

 

7.10 Diaspor

Diaspor (AlOOH) tritt in Coronen um Kyanit der Paragneis Proben 17 = Hochkopf und 346a = Schönberg (Abb. 32) als farblose, teilweise von Einschlüssen durchstäubte, würmchenförmige Körnchen zusammen mit Spinell, Cordierit, Biotit und Plagioklas auf. Die recht hohe Doppelbrechung erlaubt auch bei der geringen Korngröße eine Unterscheidung von Spinell oder Korund. Die Mikrosonden-Analysen von Diaspor ergaben in Gew.-%:

        idealer Diaspor
SiO2 0,76 1,06 5,79 -
Al2O3 83,65 82,34 75,90 85,0
FeOtot 1,00 1,32 3,94 -
MgO 0,10 0,11 0,82 -
H2O - - - 15,0
Summe 85,51 84,83 86,45 100,0

Die Gehalte an MnO, CaO, Na2O, K2O und ZnO sind minimal (< 0,05 %). Diaspor wurde nur in den wenigen Coronen gefunden, bei denen auch Biotit noch in der Corona vorhanden ist. Von EIGENFELD-MENDE (1948: 30f) wurde in Eklogiten aus ähnlichen Corona-Strukturen um Kyanit Korund röntgenographisch nachgewiesen. Wahrscheinlich ist der Diaspor unter Wasseraufnahme aus ehemaligem Korund hervorgegangen. HALBACH & CHATTERJEE (1982) haben die Reaktion Korund + Wasser = Diaspor untersucht. Nach ihrer Gleichgewichts-Kurve ist Korund + Wasser nur oberhalb 350 - 440°C bei entsprechenden Drücken von 0,1 - 5 kbar stabil.

 

7.11 Ilmenit

Ilmenit ist ein akzessorischer Bestandteil aller Paragneise und einiger biotitarmer Leptinite. In den Paragneisen ist Ilmenit meist in Cordierit eingeschlossen, da er bei der Reaktion von Biotit zu Cordierit entstanden ist. Die untersuchten Ilmenite sind Mischkristalle aus 92 - 97 Mol-% FeTiO3 und 1,0 -7,6 Mol-% MnTiO3 (Pyrophanit). Die Verteilung der MnTiO3-Gehalte ist bimodal: einer Gruppe mit Gehalten um 1 - 3 % steht eine zweite mit 6 - 7 % gegenüber. Texturelle Ursachen dafür wurden nicht gefunden (vgl. Kap. 10.4 Granat-Ilmenit-Thermometer). Die Gehalte an MgTiO3 (Geikilith) und Fe2O3 sind gering und erreichen maximal 0,5 bzw. 1,3 Mol-%. Al2O3 wurde mit maximal 0,25 Gew.-% bestimmt. Ungewöhnlich sind dagegen die merklichen Zn-Gehalte, die meist um 0,5 Mol-% ZnTiO3 liegen und 1,3 % erreichen können. Im Auflicht sind alle Ilmenite homogen und frei von Entmischungslamellen. Der Ilmenit ist oft zu Leukoxen alteriert.

 

7.12 Muskovit

In geringem Ausmaß wurde Muskovit retrograd in den Leptiniten und Paragneisen gebildet. Es handelt sich um ungeregelte, meist garbenförmige Aggregate, die in Leptiniten und Paragneis-Leukosomen wahrscheinlich nach der Reaktion Kalifeldspat + Sillimanit + Wasser = Muskovit + Quarz entstanden sind. Cordierit wird gelegentlich in filzige Hellglimmer-Aggregate umgewandelt. Die Mikrosonden-Analysen von den garbenförmigen Muskoviten sind recht heterogen in Bezug auf K, Na, SVI , Si, TiO2 und SOxide. Neben einer Variabilität in Richtung Phengit und Hydromuskovit muss auch eine mangelhafte Analytik in Erwägung gezogen werden, da keine besondere Vorkehrung wie breiterer Elektronen-Strahl und spezielle Kalibrierung mit Muskovit-Standards getroffen wurden.

 

7.13 Chlorit

In wenigen Paragneisen und Leptiniten wird Granat, Biotit oder Cordierit chloritisiert. In Leptiniten wurden Chlorite am Rand und auf Rissen im Granat und ein chloritisierter Biotit mit der Mikrosonde analysiert. Die darstellenden Punkte im Nomenklatur-Diagramm von TRÖGER und TROCHIM (TRÖGER 1982: 118) ergaben für jede Analyse einen anderen Namen, und zwar für die biotitarmen Leptinite 181 = Rennsbach, 38a = Hasenberg und 20 = Haubühl Fe-Diabantit, Fe-Rhipidolith bzw. Aphrosiderit. Für den biotitreichen Leptinit 274 = Lampertskopf ergibt sich Fe-Pyknochlorit.


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