Leptynit

feinkörniges hochmetamorphes helles Gestein From Wikipedia, the free encyclopedia

Der Leptynit (auch in der Schreibweise Leptinit) ist ein metamorphes Gestein felsischer Zusammensetzung, das zu den Gneisen gerechnet wird.

Etymologie

Granathaltiger Leptynit vom Col des Bagenelles in den Vogesen (Frankreich)

Das Wort Leptynit (Englisch und Französisch leptynite) leitet sich aus dem Altgriechischen λεπτός (leptós) ab. Die wörtliche Bedeutung ist „geschält, entspelzt“, im weitergehenden Sinne „dünn, mager, fein, klein, schwach“, im übertragenen Sinne „delikat, zart“ und im geologischen Kontext „feinkörnig“. Leptós entstammt seinerseits dem Verb λέπω (lépō – „ich schäle“, von λέπειν – „schälen“). λεπτὐνω (leptynô) bedeutet „ich zerkleinere, ich verdünne, ich magere ab, ich werde schlank“. Siehe auch → Lepton.

Geschichtliches

Laut Louis Cordier (1868) war der Begriff Leptynit bereits im Jahr 1782 unter René Just Haüy in Gebrauch und wurde dann von ihm im Jahr 1813 formalisiert.[1] Im selben Jahr wurde er erstmals von Alexandre Brongniart publiziert.[2] In seiner Mineralogieabhandlung aus dem Jahr 1822 definierte dann Haüy schließlich das Gestein.[3]

Der Gesteinsname wurde als franz. leptynite vorwiegend von französischen Geologen verwendet. Der Begriff erfuhr dann im Jahr 1961 eine Ausdehnung auf sämtliche hell gefärbten, Quarz-Feldspat-führenden Metamorphite.[4]

Im deutschsprachigen Raum war nach G. Mathe (1985) der Begriff Leptinit (=Leptynit) ein altes Synonym für Granulit.[5] Leptinit hat aber im Laufe der Zeit einen Bedeutungswandel zu granulitähnlicher Gneis, zu mafitarmer Gneis und zu heller, feinkörniger Gneis durchgemacht. Im Schwarzwald waren seit A. Sauer (1894, 1895) feinkörnige, leukokrate, nahezu glimmerfreie, Granat führende Quarz-Feldspat-Metamorphite als echte Granulite bezeichnet worden.[6] C. Marcks (1977) führte für diese Schwarzwälder Gesteine den Begriff Leptinit ein, da in ihnen die Granulit-Fazies nicht zu belegen sei.[7] Weitere Freiburger Geowissenschaftler (z. B. I. Lämmlin 1981, Wolfhard Wimmenauer und R. Stenger 1983, sowie Wolfhard Wimmenauer 1984) belegten danach ebenfalls feinkörnige, leukokrate, glimmerarme Metamorphite mit dem Namen Leptinit.[8][9][10]

Schließlich wurde jedoch im Jahr 2004 von der Subcommission on the Systematics of Metamorphic Rocks (SCMR) die Empfehlung ausgesprochen, den Terminus Leptynit aufgrund der schwierigen Abtrennung von Granuliten ganz fallen zu lassen.[11] Für helle, SiO2-reiche Metamorphite, die aus vulkanischen Ausgangsgesteinen (saure Metavulkanite) hervorgegangen sind, wurde in Skandinavien die Bezeichnung Leptit verwendet.[12] Der Begriff Leptit sollte aber ebenfalls nicht mehr verwendet werden. Auch Leptitgneis gilt jetzt als obsolet.[13]

Dennoch wird der Begriff Leptynite international nach wie vor benutzt.

Petrologie

Beschreibung

Leptynite sind fein- bis kleinkörnige (daher der Name) Gneise mit betont lagiger oder streifiger Paralleltextur und eher dünnplattigem Bruch. Sie entstehen ab dem mesozonalen, mittleren Metamorphosegrad (engl. medium grade). Leptynite sind meist saure, quarz- und feldspatreiche Gesteine, die aber auch durchaus einen mafitreicheren Charakter annehmen können.

Mineralogische Zusammensetzung

Leptynite sind helle (leukokrate), oft graue Gesteine und bestehen vorwiegend aus Alkalifeldspat und/oder auch Plagioklas (Oligoklas), bereits weniger an Quarz und noch weniger an hydratisierten Glimmermineralien. Die Feldspäte erreichen bis zu 60 Volumenprozent, Quarz bis zu 40 Volumenprozent. Bei den Glimmern kann Biotit immerhin bis zu 10 Volumenprozent einnehmen, primärer Muskowit ist hingegen weitaus seltener. Sehr selten erscheint auch Lepidomelan. Metamorphe Bildungen sind Granat, Turmalin, Spinell, Cordierit, Sillimanit und Amphibole (z. B. Hornblende und Ferrohastingsit). Die Mengenverhältnisse der Haupt- und Nebenkomponenten variieren in Abhängigkeit vom Ausgangsmaterial.

Als Akzessorien erscheinen Zirkon, Apatit, Allanit, Titanit, die Erzminerale Ilmenit und Magnetit und andere.

Bedeutend ist das gelegentliche Auftreten von Myrmekit, der sich an den von Mikroklin umgebenen Rändern des Oligoklas ausbreitet. Dies weist auf eine Metasomatose des Gesteins hin.

Chemische Zusammensetzung

Hierzu die folgenden geochemische Analysen:

Die ersten drei Analysen stammen aus der Unteren Gneisdecke des Limousins, die vier folgenden von der Nordrach-Leptynit-Formation des Schwarzwalds.

Weitere Informationen Oxid Gew. %, Leptynitischer Augengneis ...
Oxid
Gew. %		Leptynitischer
Augengneis		Leptynit 1Leptynit 2Leptynit
Bio (+)		Leptynit
Bio (+)		Leptynit
Bio (−)		Leptynit
Bio (−)
SiO274,6877,6973,6073,2474,5975,4276,89
TiO20,200,110,050,250,140,090,09
Al2O313,4511,7014,6013,9413,4413,4312,79
Fe2O31,91 tot1,57 tot1,03 tot2,43 tot1,92 tot1,54 tot1,16 tot
FeO
MnO0,030,110,070,040,030,06O,08
MgO0,350,110,090,440,330,230,19
CaO0,750,220,340,741,260,530,77
Na2O2,672,554,003,702,974,192,70
K2O5,374,084,303,784,083,724,39
P2O50,110,070,050,04
H2O−0,00
H2O+0,781,301,531,190,730,730,46
Schließen

Leptynite schwanken in ihrem SiO2-Gehalt zwischen 73,2 und 77,7 Gewichtsprozent – sie sind somit eindeutig saure Gesteine. Ihr Gehalt an MgO und CaO ist sehr niedrig, ebenso ihr totaler Gehalt an Eisenoxiden. Relativ hoch ist jedoch der K2O-Gehalt. Die Alkalimetalle (K und Na) schwanken zwischen 6,6 nd 8,3 Gewichtsprozent.

Gefüge

Mittel- bis grobkörniger Leptynit vom Tuquet de la Garde östlich von Châlus mit isoklinalem Faltenbau (Formation λ3-4b, h)

Leptynite zeigen als kristalloblastische Struktur ein charakteristisches, granoblastisches Gneisgefüge und meist auch eine deutliche Foliation, die verfaltet sein kann. Die Glimmer sind mehr oder weniger vollkommen in die Schieferungsebene eingeregelt. Der Quarz bildet gelegentlich lange linsenförmige Aggregate, die an die Quarzscheiben der Granulite erinnern.

Unterscheidung

Es wird zwischen Paraleptyniten und Ortholeptyniten unterschieden. Paraleptynite sind sedimentären Ursprungs und beispielsweise aus Arkosen hervorgegangen. Ortholeptynite sind vulkanischen Ursprungs und stellen meist ehemalige Rhyolithe, Rhyodazite, Dazite, Trachyte und Pantellerite sowie deren jeweilige Verwitterungsprodukte dar.

Metamorphose

Augengneis der basalen, leptynitischen Fazies OCλ3 der Unteren Gneisdecke am Le Grand Puyconnieux nördlich von Dournazac

Leptynite sind regionalmetamorphe Gesteine, die hohen Temperaturen und mittleren bis hohen Drucken ausgesetzt waren. Sie sind vor allem mit Gesteinen der Granulit-Fazies assoziiert.

Im Gegensatz zu den wasserfreien und blastomylonitischen Granuliten sind die felsischen, quarz-feldspat-reichen Leptynite nicht an den katazonalen Hochdruck- und Ultrahochdruckbereich (engl. high-grade und ultra high-grade) gebunden, sie können somit einen beträchtlichen Krustenbereich überdecken. Die Grannulite hingegen sammeln sich in der Unterkruste, sind aber petrologisch oftmals weniger homogen. So können Granulite einerseits leptynitisch auftreten (als Beispiel sei der so gennnte Weißstein im Sächsischen Granulitgebirge genannt),[14] und andererseits durchaus auch dunkler und mafischer als Charnockite (mit Orthopyroxen) erscheinen.[4]

Vorkommen

Als regionalmetamorphe Gesteine finden sich Leptynite in der kontinentalen Kruste im Mittel- bis Unterkrustenbereich. Sie treten auf allen Kontinenten auf.

Viele Beispiele stammen aus dem Variszikum – insbesondere aus Frankreich aus der Unteren und Oberen Gneisdecke des Massif Central, aus den Unteren Migmatitgneisen des Massif des Maures im Grundgebirge der Provence, aus dem Armorikanischen Massiv der Bretagne oder aus dem Variszikum der Vogesen.[15] In der Tulle-Antiklinale sind mehrere Leptynite bekannt − beispielsweise der Albussac-Leptynit, der Aubazine-Leptynit und der Vergonzac-Leptynit. Letzterer bildet Teil eines Leptyno-Amphibolit-Komplexes, den CLA von Vergonzac-Tulle.[16]

In Deutschland sind anzuführen das Erzgebirge und der Bayerische Wald (Vorkommen Hacklberg in Passau).[17] Ähnlich wie in der Unteren Gneisdecke finden sich sehr viele Leptynitvorkommen im Schwarzwald. Bestes Beispiel ist die Nordrach-Leptinit-Formation (Formation gNL), die zur Mittelschwarzwald-Randgneis-Gruppe gehört.[18] Leptynite erscheinen auch in der Steinach-Formation, ferner in der Bad-Peterstal-Einheit, im Randgranit in Nebengesteinen sowie in der Zone Sulzburg-Vöhrenbach. Im Südschwarzhald treten Leptynite bei Todtmoos in Erscheinung. In Tschechien sei auf die Fundstätte Bohouňovice hingewiesen.

Bekannt sind Leptynite auch in der Antarktis, in Nordafrika (Algerien, Burkina Faso, Madagaskar) und in Asien (China, Indien und Sri Lanka). In Nordamerika erscheinen Leptynite in Kanada in der 1100 Millionen Jahre alten Grenville-Provinz (Jonquière, Québec).

Alter

Bisher bekannte Alter für Leptynite reichen vom Mesoproterozoikum bis zum Mesozoikum. Leptynite bei Neu-Delhi in Nordindien erreichen mindestens 1000 Millionen Jahre.

Das Vorkommen in Passau geht ins Ediacarium zurück und wurde mit 555 ± 12 Millionen Jahren datiert. Die Leptynite der Unteren Gneisdecke sind alle wesentlich älter als Oberkarbon, da sie vom 315 Millionen Jahre alten Saint-Mathieu-Leukogranit intrudiert wurden. Orthogneise in der Unteren Gneisdecke zeigen Alter, die von 475 ± 11 bis 451 ± 5 Millionen Jahre reichen – sie waren also im Verlauf des Mittleren und Oberen Ordoviziums gebildet worden. Jedoch kann ihr ererbtes Zirkonspektrum sogar bis ins Archaikum hinaufreichen. Nach radiometrischen Datierungen gehen die Leptinite der Nordrach-Leptinit-Formation im Schwarzwald auf devonische rhyolitische Vulkanite zurück, die vor 399 bis 391 Millionen Jahren abgesetzt wurden. Leptynite der Steinach-Formation gingen ursprünglich im Kambrium aus vor 525 bis 510 Millionen Jahren subvulkanisch intrudierten Rhyodaziten hervor.

Ein mesozoisches (alpines) Alter manifestieren die Leptynite von Nordostalgerien (Cap de Garde), datiert mit 199 ± 30 Millionen Jahren.[19]

Lagerstätte

Mit Leptyniten ist eine Niobium-Tantal-Lagerstätte in Gansu im Nordwesten Chinas assoziiert.[20] Die Ausgangsgesteine stammmen aus dem Neoproterozoikum und wurden mit 831 ± 5 und 790 ± 5 Millionen Jahre datiert. Die Mineralisation erfolgte wesentlich später um 490 Millionen Jahre gegen Ende des Kambriums.

Regionale Beispiele

Geologische Karte des Limousins nach Lardeaux u. a. (2014)

Als veranschaulichende Beispiele seien einmal die Leptynite der beiden Gneisdecken des Limousins und die Nordrach-Leptinit-Formation des Schwarzwalds herausgegriffen.

Limousin

Die Leptynite der Unteren Gneisdecke (LGU) lassen sich im Gelände sehr leicht von den Paragneisen (Plagioklas-reiche Paragneise) anhand ihrer wesentlich helleren Färbung unterscheiden. Aufgrund der eindeutigen Vorherrschaft von Quarz-Feldspatmineralen zeigen sie weißliche, leicht gelbliche und rosa Farbtönungen. Vorhanden sind neben Quarz sowohl Plagioklas als auch Alklifeldspat (Mikroklin oder Orthoklas) in variablen Proportionen. Die rosa Farbtöne sind hierbei auf den Alkalifeldspat zurückzuführen.

Die untere Gneisdecke besitzt am Breitengrad von Châlus eine Ausstrichsbreite von rund 15 Kilometer. Sie überfährt im Westen die Glimmerschiefer der Parautochthonen Glimmerschiefereinheit (vormals Dronne-Gruppe genannt) und wird ihrserseits im Osten von der Oberen Gneisdecke bzw. dem Nexon-Les Cars-Granit überdeckt. Die Decke streicht meist Nordwest bis Nord und fällt mit durchschnittlich 45° nach Nordost oder Ost ein. Sie setzt an ihrer westlichen Überschiebungsfront mit leptynitischen Augengneisen ein (Formation oζ3). Diese Formation kann sodann anhand der Glimmer weiter in drei Fazies unterteilt werden:

  • mit koplanarem Biotit – Formation OCζλ3b
  • mit Biotit und Muskowit – Formation OCλ3
  • mit Muskowit – Formation (OC)λ3m.

Bei letzterer Fazies können die Augen stark reduziert sein und schließlich ganz verschwinden.

Das Gefüge der leptynitischen Augengneise ist planar granoblastisch bis granolepidoblastisch (mit Beteiligung blättriger Minerale) und umhüllt die Augen, die Porphyroklasten entsprechen. Die Porphyroklasten bestehen entweder aus mehr oder weniger Perthit-haltigem Mikroklin, der manchmal von winzigen Quarzkristallen wurmartig durchsetzt wird, oder nur aus polykristallinen Mikroklinaggregaten oder aus verzwillingten Monokristallen nach dem Karlsbader Gesetz. Mikroklin kann auch zusammen mit Quarz und/oder Plagioklas auftreten, bildet aber in diesen Assoziationen die Hauptkomponente.

Die Grundmasse um die Augen herum besteht aus folgenden Mineralen: Quarz (der gebändert ausgebildet sein kann), Mikroklin, Oligoklas (An20-22), brauner oder braunroter Biotit (stellenweise chloritisiert) und gelegentlich auch primärer Muskowit. Akzessorisch treten Apatit, Zirkon (bildet vorwiegend Einschlüsse im Biotit) und Metalloxide (meist Ilmenit) hinzu. Auch hier kann der Plagioklas im Kontaktberich mit dem Mikroklin an seinen Rändern Myrmekitknospen vorweisen und enthält oft farblose Mikrophyllite (Serizite).

Nordrach-Leptynit-Formation

Die Nordreich-Leptynit-Formation enthält

  • an Biotit arme Leptynite
  • an Biotit reiche Leptynite
  • Paragneise und
  • eine Wechsellagerung aus Paragneisen und biotitarmen Leptyniten.

Die gesamte Abfolge stellt einen metamorphen, vulkano-sedimentären Komplex aus mindestens zwei verschiedenen Rhyolithen, rhyolithischen Tuffen, Tonsteinen, Grauwacken/Arkosen und Tuffiten dar.

Biotitarme Leptynite

Die nahezu massig und plattig absondernd auftretenden, biotitarmen Leptynite sind leukokrate Quarz-Feldspat-Gesteine mit geringen Granat- und sehr geringen Biotit-Gehalten. Sie bestehen im Wesentlichen aus 40 Gewichtsprozent Quarz und 60 Gewichtsprozent Feldspat und sind feinkörnig-ungleichkörnig (Korngröße 0,1 bis 1,0 Millimeter) mit amöboiden Kornformen. Mylonitische Gefüge kommen untergeordnet vor.

Eine schwach entwickelte Foliation ist erkennbar. Diese Foliation wird durch in Lagen angereicherten Granat und Biotit oder durch eingeregelte, gelängte Quarz- und Feldspatkörner repräsentiert. An wenigen Stellen markieren scharf begrenzte, millimeter- bis zentimeter-mächtige, dunkle, straffe, biotitreiche Lagen die Foliation. Diese verleihen dem Gestein dann einen ausgeprägten hell-dunkel-streifigen Charakter.

Die biotitarmen Leptynite entsprechen makroskopisch den Weißstein-Kerngranuliten des Sächsischen Granulitmassivs. Ihr Mineralbestand lautet: Quarz, Feldspäte, Biotit, Granat, Sillimanit, Cordierit, Spinell, Ilmenit, Rutil. Die ehemaligen Hypersolvus-Feldspäte Mesoperthit und Antiperthit zeigen eine Entwicklungsreihe zu diskreten Plagioklas- (An10-20) und Orthoklas-Körnern. Um Granat ist eine Corona aus Cordierit-Quarz-Symplektit oder hellgrünem Biotit entwickelt.

In der Umgebung und zusammen mit den mylonitischen Leptyniten kommen Leptynite mit meist schwach ausgeprägter Mörtel-Textur vor: relativ große Quarz-, Plagioklas und Kalifeldspat-Körner werden von einem feinkörnigen Gemenge derselben Minerale ummantelt.

Das amöboide Gefüge der meisten biotitarmen Leptynite entspricht dem von Kerngranuliten. Klaus Weber und Hans-Jürgen Behr (1983) sahen es als Produkt einer Krustendehnung.[21]

Die Minerale im Einzelnen:

Quarz

Quarz, mit 38 bis 46 Gewichtsprozent das häufigste Mineral, ist meist undulös auslöschend, zeigt Subkornbildung und meist amöboide Kornformen. Er ist meist reich an Flüssigkeitseinschlüssen und führt regelmäßig feinste Rutilnadeln (um 1 µm dick, 10-100 µm lang). In mylonitischen Gefügen zeigen Quarzkörner eine Tendenz zu Plattenquarzen. Dei Quarzkörner sind parallel orientiert und langgestreckt, um 150 µm breit und 1500 µm lang. Eingebettet sind sie in eine feinkörnige Matrix aus 50 bis- 100 µm großen, amöboiden Kalifeldspat-, Quarz- und Plagioklas-Körnern.

Alkalifeldspat

Röntgenographisch macht Alkalifeldspat zwischen 18 und 37 Gewichtsprozent aus. Die Kornformen der Alkalifeldspäte sind ebenfalls meist amöboid. Die Orthoklas-Körner sind teils feinperthitisch, teils nahezu homogen. Der Rand von Mesoperthit-Körnern besteht oft aus Orthoklas, der frei von Plagioklas-Spindeln ist. Vereinzelt in den massigen, aber verbreitet in den mylonitischen Leptyniten kommen 1 bis 5 mm große Feldspat-Großkörner vor (meist Orthoklas, selten Mesoperthit und Antiperthit). In den mylonitischen Leptyniten sind die Feldspat-Großkörner in wenigen Fällen randlich schwach rekristallisiert.

Der ursprüngliche Feldspat der Leptynite war ein Hypersolvus-Feldspat, d. h. unter den hohen p-T-Bedingungen der Metamorphose existierte ein homogener K, Na, Ca-Feldspat, der bei der Abkühlung entmischte und jetzt als Mesoperthit (häufig) oder Antiperthit (selten) vorliegt. Mesoperthit ist ein Feldspat, der zu nahezu gleichen Teilen aus einer Alkalifeldpat- und einer Plagioklas-Komponente besteht, welche als zirka 10 µm dicke Spindeln parallel nebeneinander liegen. Beim Antiperthit sind in einem Plagioklas-Wirtskorn nahezu rechteckig begrenzte, selten spindelförmige Orthoklase entmischt. Die Leptynite zeigen, dass der Mesoperthit durch weitere Umwandlung in diskrete Plagioklas- und Orthoklas-Körner überführt wird. So besteht eine kontinuierliche Entwicklungsreihe von

(1) Leptyniten mit Mesoperthit als alleinigem Feldspat, über (2) Leptynite, in denen Mesoperthit, Plagioklas und Orthoklas nebeneinander vorkommen, zu (3) Leptyniten, die keinen Mesoperthit mehr aufweisen.

Auch die Alkalifeldspäte führen in unterschiedlichem Ausmaß feine Rutilnadeln als Einschlüsse.

Plagioklas

Plagioklas nimmt in biotitarmen Leptyniten zwischen 18 und 36 Gewichtsprozent in Anspruch. Plagioklas neigt zu hypidiomorphen Kornformen und kann in Alkalifeldspat-Großkörnern eingeschlossen sein. Gelegentlich werden Albitsäume um Plagioklas beobachtet. Plagioklas-Spindeln finden sich im Mesoperthit.

Granat

Der Granatgehalt erreicht in den Leptyniten maximal wenige Prozent, teilweise beobachtet man eine undeutliche Anreicherung in Lagen. Die Körner sind rundlich, selten buchtig und oft zerbrochen. Die meisten Granate sind im Dünnschliff nahezu farblos, manche aber deutlich rosa bis bräunlich gefärbt. Die Granate zeigen oft einen oder mehrere der folgenden Reaktionssäume:

(1) einen Cordierit-Saum, unterteilt in einen inneren nahezu quarzfreien Cordierit-Saum und einen äußeren Quarz-Cordierit-Symplektit-Saum oder (2) einen Saum aus hellgrünem Biotit.

Stark supergen (im Oberflächenbereich) alterierte Granate werden zu Hämatit und Hellglimmer zersetzt.

Biotit

Biotit (meist braun, selten rotbraun oder olivbraun) tritt nur in wenigen Körnern je Dünnschliff auf, fehlt aber fast nie. Er ist nur schlecht geregelt, relativ grobkörnig (400 bis 800 µm) und gelegentlich in Haufen angereichert. Teilweise treten Verwachsungen von Sillimanit mit Biotit auf. In den seltenen, straffen, biotitreichen Lagen der Leptynite zeigen die Biotite ein offenes Gefüge und sind gut eingeregelt. Die Korngröße aller Minerale ist in diesen Lagen deutlich herabgesetzt (um 100 µm). Brauner Biotit bildet oft Säume um idiomorph begrenzte Pseudomorphosen aus Anatas-Kornaggregaten nach Rutil. Hellgrüner Biotit erscheint nur als Saum um Granat und selten um Opakminerale. Biotit wurde durch supergene Alteration in opakmineralreiche Pseudomorphosen verwandelt.

Sillimanit

Sillimanit ist immer in Lagen oder Linsen konzentriert, deshalb fehlt Sillimanit in manchen Dünnschliffen. Es sind Schwärme aus teils deutlich individualisierten Nadeln oder kurze Prismen, die an Pseudomorphosen nach Disthen erinnern. Der Sillimanit ist oft zu feinstschuppigem Serizit pseudomorphosiert, der stellenweise als bis zentimeter-große, seifenweiche, hellgrüne Massen in alterierten Leptyniten vorkommt. Sillimanit bildet oft Belege auf s-Flächen. Er ist teilweise mit Biotit verwachsen, ein ehemaliger Granat-Sillimanit-Kontakt wird durch die Reaktion zu Cordierit zerstört. Cordierit schließt teilweise Sillimanit-Schwärme ein, sonst meist Quarz.

Rutil

Idiomorph begrenzte Kornaggregate aus Anatas sind Pseudomorphosen nach Rutil. Sie zeigen gelegentlich die charakteristischen Herz- und Kniezwillinge und werden stets von einem Biotitsaum umgeben. Frischer Rutil kommt sehr häufig als feinste Nadeln in Quarz und in den Feldspäten vor, sehr selten dagegen als kleinere Einzelkörner. Rutil-Einschlüsse in Granat wurden nicht beobachtet.

Weitere Akzessorien

In einigen Schliffen treten wenige grüne, wurmförmige Spinell-Körnchen auf. Sie erscheinen zusammen mit entweder Biotit oder Cordierit und Opakmineralen oder Sillimanit. Monazit, Zirkon und Apatit sind weitere, seltene, akzessorische Bestandteile.

Sekundärbildung

Muskovit bildete sich sekundär wahrscheinlich aus Sillimanit und Kalifeldspat.

Biotitreiche Leptynite

Die biotitreichen Leptynite haben durch den erhöhten Biotit-Gehalt (um 3 Volumenprozent, im Vergleich zu den Paragneisen aber immer noch gering) ein flaseriges Gefüge, das sie von den biotitarmen Artgenossen bereits im Handstück unterscheidet. Das Gefüge ist ungleichkörnig (0,1 bis 3 Millimeter), die Kornformen von Quarz und Feldspäten sind im Gegensatz zu den meisten biotitarmen Leptiniten nur schwach amöboid. Größere Körner sind leicht gelängt und in die Foliation eingeregelt. Auch mylonitische Gefüge sind anzutreffen.

Ihre Hauptminerale sind Quarz (38 bis 44 Gewichtsprizent), Plagioklas (33 bis 41 Gewichtsprozent) und Orthoklas (15 bis 23 Gewichtsprozent). Geringe Mengen an Biotit und Granat machen stets einige Prozent des Gesteins aus. Quarz (um 500 µm) ist reich an Fluideinschlüssen. Plagioklas ist teilweise serizitisiert. Bei biotitreichen Leptyniten fehlt Mesoperthit, dafür führen sie reichlich Antiperthit (An20). Die entmischten Orthoklas-Körnchen sind meist annähernd rechteckig, gelegentlich aber auch spindelförmig (mesoperthit-ähnlich). Der Orthoklas ist homogen bis feinperthitisch.

Myrmekit ist verbreitet.

Der Biotit (200 - 500 µm) ist braun bis dunkelbraun, selten rotbraun. Er tritt als Einzelkörner und in Haufen auf, ist stellenweise in Lagen angereichert und nur schwach in die Foliation eingeregelt. Der Granat zeigt meist Reaktionssäume aus (1) braunem Biotit, (2) grünem Biotit oder (3) Cordierit oder Quarz-Cordierit-Symplektit. Cordierit kann auch in orangenen Pinit umgewandelt sein. Neben vorwiegenden rundlichen Kornformen kommen hin und wieder auch buchtige Granate vor.

Feinste Rutilnadeln sind in Quarz und Feldspäten eingeschlossen, Rutil kann aber auch als Inklusionen in Granat und Biotit auftreten. Monazit ist ein charakteristischer und recht häufiger akzessorischer Gemengteil. Apatit und Zirkon treten ebenfalls akzessorisch auf. Opakminerale sind bis auf Ilmenit mit Biotitsaum selten.

Auffallend ist das Fehlen von Sillimanit in biotitreichen Leptiniten. Er könnte bei der Bildung von Cordierit verbraucht worden sein.

Die chemische Zusammensetzung der biotitreichen Leptynite entspricht der von Rhyolithen und ist über viele Kilometer nahezu konstant.

Paragneise

Die assoziierten Paragneise werden in Quarz-Feldspat-reiche Meta-Grauwacken/Meta-Arkosen und Cordierit-reiche Meta-Pelite gegliedert. Ihr Gefüge ist feinkörnig, lagig-flaserig, teilweise mittelkörnig-migmatitisch und selten mylonitisch oder metablastisch. Der Mineralbestand lautet: Quarz, Plagioklas (An30), Antiperthit, Orthoklas, Biotit, Cordierit, Granat, Disthen, Sillimanit (meist pseudomorph nach Disthen), Andalusit (kontaktmetamorph), Spinell, Diaspor, Rutil, Graphit, Ilmenit und Sulfide.

Die chemischen Analysen der Paragneise wurden mit denen von nicht metamorphen Sedimenten verglichen: die cordieritreichen Paragneise konnten als metamorphe Tongesteine bestimmt werden, die Quarz-Feldspat-reichen Paragneise sind metamorphe Grauwacken oder Arkosen (Grauwacken und Arkosen lassen sich nach ihrer chemischen Analyse nicht eindeutig voneinander unterscheiden).

Metamorphe Entwicklung

Die metamorphe Entwicklung der untersuchten Gesteine beginnt mit einem druckbetonten Stadium (Hochdruck-Granulitfazies bis eventuelle Eklogit-Fazies) und der Paragenese Granat + Disthen + Hypersolvus-Feldspäte + Quarz ± Biotit. Die Temperatur lässt sich nur recht unsicher zu 700 °C abschätzen. Dieses Metamorphose-Stadium lässt sich mit dem geochronologischen 480 Ma-Ereignis (Ordovizium) korrelieren.

Darauf folgt ein Druckentlastungs-Zwischenstadium mit der Umwandlung von Disthen in Sillimanit und der Bildung der Spinell-Coronen um Al2SiO5-Minerale.

Den Abschluss der Metamorphose-Entwicklung bildet ein statisches Cordieritisierungs-Stadium (Tiefdruck-Hochtemperatur-Metamorphose, Cordierit-Kalifeldspat-Paragenese). Es bewirkte das statische Wachstum von reichlich Cordierit in Biotit-Sillimanit-reichen Teilgefügen und um Granat. Die Temperatur lag dabei nach dem Granat-Biotit-, dem Granat-Cordierit- und dem Granat-Ilmenit-Thermometer bei 650 ± 50 °C. Der Druck betrug dabei 3 ± 2 kbar. Das statische Cordieritisierungs-Stadium lässt sich in das Karbon einstufen.

Leptyno-Amphibolit-Komplexe

Leptyno-Amphibolit-Komplexe (engl. leptynitic-amphibolitic complexes, abgekürzt LAC, franz. complexes leptyno-amphibolitiques, abgekürzt CLA) sind bedeutende metamorphe Gesteinsvergesellschaftungen. Sie wurden erstmals im Jahr 1961 von F. H. Forestier im Haut-Allier (Zentralmassiv) definiert.[22] Seit dieser Erstdefinition hat der Begriff Leptyno-Amphibolit-Komplex bedeutende Abänderungen erfahren. Zusammenfassend lässt sich sagen, dass die LAC/CLA sehr tiefgründige, tektonisch bedingte Gesteinsvermischungen darstellen, die während der Metamorphose (synmetamorph) entstanden und als Spuren frühorogener Scherzonen im Grundgebirge paläozoischer Orogene anzusehen sind. Hierauf verweisen auch die Überbleibsel von katazonalen Hochdruckgesteinen des kontinentalen Milieus.[23]

Leptyno-Amphibolit-Komplexe sind im Schwarzwald recht häufig[24] und finden sich auch im Westen (d. h. im variszischen Grundgebirge) Korsikas.[25]

Vorkommen von LAC sind ebenfalls aus dem Grundgebirge der Tatriden (Tatricum), der Veporiden (Veporicum) und der Gemeriden (Gemericum) in den Westkarpaten (Slowakei) bekannt.[26]

Auch aus den Alpen werden LAC berichtet, ein Vorkommen befindet sich im Externmassiv der Belledonne (Massiv Chamrousse-Tabor-Belledonne).[27]

Literatur

  • Bernard Briand, Maurice Chenevoy, Jean Chamayou, Georges Guyonnaud und Michel Recoing: Châlus XIX-32. In: Carte géologique de la France à 1/50 000. Nr. 711. BRGM, Orléans 1981.
  • Philippe Chèvremont und Kollegen: Rochechouart. In: Notice explicative, Carte géol. France (1/50 000), feuille Rochechouart (667). BRGM, Orléans 1996, ISBN 2-7159-1687-6, S. 172.
  • Douglas Fettes und Jacqueline Desmons: Metamorphic Rocks – A classification and Glossary of Terms. In: Recommendations of the International Union of Geological Sciences Subcommission on the Systematics of Metamorphic Rocks. Cambridge University Press, Cambridge 2007, ISBN 978-0-521-33618-5.
  • M. Geyer, E. Nitsch und T. Simon: Geologie von Baden-Württemberg. 5. völlig neu bearbeitete Auflage. Schweizerbart, Stuttgart 2011, S. 627.
  • LGRBwissen: Mittelschwarzwald-Randgneis-Gruppe. Landesamt für Geologie, Rohstoffe und Bergbau, Baden-Württemberg, Regierungspräsidium Freiburg ().
  • Wolfhard Wimmenauer: Petrographie der magmatischen und metamorphen Gesteine. Ferdinand Enke Verlag, Stuttgart 1985, ISBN 3-432-94671-6.

Einzelnachweise

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