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


1. Einleitung

Durch die Untersuchungen von MEHNERT (1953, 1957, 1962, 1963) rückten die schmelzbildenden Prozesse (Anatexis) in den Vordergrund der Erforschung des metamorphen Grundgebirges des Schwarzwalds. Die Bedeutung Kyanit führender Eklogite und Paragneise, die von EIGENFELD-MENDE (1948) und EIGENFELD (1952) beschrieben wurden, blieb noch unklar.

BLÜMEL (1983) erkannte im NE-bayerischen Grundgebirge, dass die Kyanit führenden Metamorphite der Mitteldruck-Faziesserie von MYASHIRO (1973) angehören. Diese Gesteine stehen im deutlichen Gegensatz zu den Cordierit und Kalifeldspat führenden Gneisen, die Teil der Niedrigdruck-Faziesserie sind. Der Metamorphose-Gegensatz war ein Hauptargument für den postulierten Deckenbau im NE-bayerischen Grundgebirge (WEBER & VOLLBRECHT 1989). Im Schwarzwald erkannten REHFELD (1983) und KLEIN & WIMMENAUER (1984) eine ältere, druckbetonte Metamorphose (Mitteldruck-Faziesserie), die von einer Metamorphose unter niedrigen Drücken gefolgt wird (Paragenese Cordierit + Kalifeldspat in Paragneisen).

Das Grundgebirge des Schwarzwalds konnte von WIMMENAUER (1984) in verschiedene lithologische Assoziationen gegliedert werden. Feinkörnige, leukokrate Quarz-Feldspat-Gesteine, die Leptinite, stellten dabei ein wesentliches Gliederungs-Kriterium dar. Unter anderem gliederte WIMMENAUER (1984: 80) das "Leptinitmassiv von Nordrach" aus.

Die nachfolgende Arbeit versucht als Teil der Vorerkundungsarbeiten der Lokation Schwarzwald im Rahmen des Kontinentalen Tiefbohrprogramms der Bundesrepublik Deutschland (KTB) die Edukte der Leptinite und Paragneise im Raum Nordrach - Gengenbach zu ermitteln. Dies geschieht mit dem Ziel, die geotektonische Position des Entstehungsraums der Edukte zu klären (z.B. kontinental, aktiver oder passiver Kontinentalrand, ozeanisch, riftbezogen). Die Untersuchung der Metamorphose-Entwicklung der Gesteine im Raum Nordrach - Gengenbach dient der Ermittlung von Druck-Temperatur-Zeit-Pfaden und damit der geodynamischen Prozesse während der Gebirgsbildung. Die Klärung der Edukte und der Metamorphose-Entwicklung erlauben den Schwarzwald in plattentektonische Modellvorstellungen der varistischen Orogene (z.B. ZIEGLER 1986) einzupassen.

 

2. Übersicht über die Geologie des Grundgebirges des Schwarzwalds

Der Schwarzwald ist Teil des innervaristischen Kristallingürtels. Sein östliches Nachbargebiet ist die Böhmische Masse, nach Westen schließen sich Vogesen und das Massif Central an. Als mögliche Lokation der Kontinentalen Tiefbohrung erfuhr der Schwarzwald anfang der achtziger Jahre eine gesteigerte Aufmerksamkeit, die zu einer Fülle neuer wissenschaftlicher Beobachtungen und Ergebnisse führte. Insbesondere wurden verschiedene Modelle für die tektonische Entwicklung des Schwarzwalds vorgelegt (FLÖTTMANN 1988, EISBACHER et al. 1989), die eine varistische Prägung deutlich herausstellten. Andere Autoren (zuletzt WIMMENAUER et al. 1989) betonen den prä-varistischen Charakter des kristallinen Schwarzwalds. Die bisherigen Kenntnisse über das Grundgebirge des Schwarzwalds lassen sich wie folgt zusammenfassen:

2.1 Die Großeinheiten des Schwarzwalds

Von Norden nach Süden lassen sich folgende Einheiten durch ihre Sedimentations-, Struktur- und Metamorphosegeschichte unterscheiden (Abb. 1):

(1) Zone Baden-Baden-Gaggenau.

Die Gesteine dieser Einheit werden in einen schwach metamorphen, bunten Nordstreifen und einen stärker metamorphen, monotonen Südstreifen unterteilt (SITTIG 1965). Nach MÜLLER (1988) besteht der nördliche aus Serizit-Biotit-Chlorit-Schiefern, dolomitischem Marmor und Metabasiten (Aktinolith-Biotit-Schiefer, Uralitmonzonitporphyr). Im Südstreifen treten Granat-Biotit-Muskovit-Schiefer, Kyanit-Andalusit-Schiefer und Kyanit-Granat-Biotit-Muskovit-Schiefer mit Kalifeldspatblasten auf. Im Stadtgebiet von Baden-Baden steht der Friesenberg-Granit an. Er zeigt wie auch andere saxothuringische Granite der Vogesen eine Tendenz zu Graniten vom I-Typ, im Gegensatz zu den Graniten vom S-Typ des sich südlich anschließenden, moldanubischen Schwarzwalds (KTB 1986: 5). Am Granitkontakt werden Andalusit-Cordierit-Hornfelse beobachtet. Schiefer, Friesenberg-Granit und ein Granat-Amphibolit sind im Baden-Badener Michael-Tunnel in einer SW-NE streichenden Störungszone erfasst und kataklastisch bis mylonitisch deformiert. Die Störungszone wird von oberkarbonischen Sedimenten überlagert (HANEL 1982, MÜLLER 1988). MEHL (1989) konnte in phyllitischen Metasedimenten Fossilien des obersten Obersilur nachweisen.

In Analogie mit den Vogesen und der Oberpfalz wird diese Zone als Grenzbereich zwischen Saxothuringikum (niedrig metamorphe Schiefer) und Moldanubikum (hochmetamorphe Gneise) aufgefasst (zuletzt EISBACHER et al. 1989). Dabei wurde im Vise das Moldanubikum nach NW auf das Saxothuringikum aufgeschoben und die Aufschiebung später durch eine dextrale Blattverschiebung überprägt (Störungszone von Lubine aus Analogie aus den Vogesen, EISBACHER et al. 1989). Das Moldanubikum ist durch zwei Gneisvorkommen vertreten: einen körneligen Sillimanit-Cordierit-Biotit-Muskovit-Plagioklas-Kalifeldspat-Gneis bei Neuweier und einen flaserigen Granat-Biotit-Plagioklas-(Ortho?)-Gneis vom Steinbruch Hummelberg in Gaggenau (MÜLLER 1988). Kontakte zu den nördlich anschließenden Schiefern sind nicht aufgeschlossen.

Abb. 1: Geologische Übersichtskarte des Schwarzwaldes


(2) Zentrale Schwarzwälder Gneismasse (ZSG)

Der Norden und Osten der Zentralen Schwarzwälder Gneismasse wird von karbonischen Graniten dominiert. Die Nordschwarzwälder Granite intrudierten so häufig und eng ineinander, da dort nur noch kleine Areale mit metamorphem Grundgebirge anstehen. EMMERMANN (1977) belegte die kontinuierliche Entwicklung vom unterkarbonischen Oberkircher Granit mit seinen basischen, endogenen Einschlüssen bis zu der Gruppe der oberkarbonischen, differenzierten Zweiglimmergranite in Raum und Zeit. Nach gravimetrischen Modellen reichen die Granite im Nordschwarzwald 8-9 km tief in die Kruste (KTB 1986). Im Osten der ZSG ist der große, heterogene Triberger- und in der Mitte der kleine Nordracher Granit aufgeschlossen. Das Gebiet bis 10 km SW des Nordracher Granits wird intensiv von Granitgängen durchschlagen.

Das metamorphe Grundgebirge wird von psammopelitischen, polymetamorphen Paragneisen, tonalitischen Orthogneisen und Leptiniten dominiert. Eklogitogene Amphibolite, die in den anderen Einheiten des Schwarzwaldes fehlen, sind hier als kleine Körper weitverbreitet. Viele dieser Vorkommen wurden von KLEIN & WIMMENAUER (1984) als in situ deformierte basische Gänge interpretiert. Sie belegen zusammen mit wahrscheinlichen pseudomorphosenartigen Jadeit-Umwandlungstrukturen in den Paragneisen ein altes Hochdruckstadium weiter Teile dieser Gneismasse. Im Süden diese Komplexes ist ein großes Areal anatektisch geprägt (Kandel und Schauinsland). Zehner Kilometer lange Gürtel mit metablastischen Granulitmyloniten wurden von BEHR et al. (1985) als Schubzonen einer Thrusttektonik angesehen. FLÖTTMANN (1988) lehnt dies ab und sieht die Mylonitisierung als Folge von Krustenextension in der Unterkruste.

In das metamorphe Grundgebirge sind paläozoische Sedimente eingeschuppt: Die Zone Diersburg-Berghaupten (flözführendes Oberkarbon, Namur bis Westfal, STEPANEK 1987) und die Zone Zinken-Elme (GROSCHOPF 1973). Die Zone Zinken-Elme befindet sich in der strukturellen Grenzzone Waldkirch-Schiltach: Nördlich von ihr dominieren NE-gerichtete Faltenachsen und domartige Strukturen. Anatexis tritt nur untergeordnet in Erscheinung. Südlich der Grenzzone dominieren große, beckenartige Strukturen und Anatexis ist weit verbreitet (MAASS 1981).

Die südliche Begrenzung der ZSG bildet eine Übergangszone aus hochgradig metamorphen Meta-Sedimenten, mafischen und felsischen Meta-Vulkaniten und mylonitisierten Graniten (ALTHERR & MAASS 1977, KROHE & EISBACHER 1988). WERLING & ALTHERR (1986, 1987) sahen in den nach Süden zu rasch abnehmen den Metamorphose-Bedingungen in dieser Übergangszone steilstehende bis überkippte Isograde des HT-LP-Metamorphose-Stadiums. Durch syn- bis postmetamorphe Störungen seien sie heute auf 1,5 km zusammengeschoben worden. WERLING & ALTHERR (1987) interpretierten diese Übergangszone als varistischen 'backthrust' und 'paired metamorphic belt' in Verbindung mit einer südgerichteten Subduktionszone zur Zeit des Unterkarbons.

EISBACHER et al. (1989) sahen in der ZSG ein um 340 - 330 Ma (Vise) bivergent gehobenes, hochgradig metamorphes Krustenstück, da es nach NW auf das Saxothuringikum und nach SE auf die Zone Badenweiler-Lenzkirch aufgeschoben wurde.

(3) Zone Badenweiler-Lenzkirch

In der Zone Badenweiler-Lenzkirch sind oberdevonische, unterkarbonische und andere altpaläozoische synorogene Sedimente und Vulkanite verschuppt und zum Teil niedriggradig metamorphosiert. Die ZSG wurde im Zeitraum 340 - 330 Ma entlang der Störungszone von Todtnau nach SE auf die Gesteine der Zone Badenweiler-Lenzkirch aufgeschoben. Die Störungszone wurde später durch dextrale Blattverschiebungen überprägt (SITTIG 1969, WERLING & ALTHERR 1987, KROHE & EISBACHER 1988, EISBACHER et al. 1989). Die schmale, im Kartenbild deutlich gebogene Zone Badenweiler-Lenzkirch fällt mit 30 - 40° nach N bis NW unter die Zentrale Schwarzwälder Gneismasse ein und kann in seismischen Profilen noch in 20 km Entfernung in 10-12 km Tiefe erkannt werden (EISBACHER et al. 1989: 11). MAASS (1983: 109ff) unterschied zwei metamorphe Gürtel, die durch eingeschuppte, oberdevonische bis oberkarbonische Sedimente getrennt werden. Die mehrere 100 m mächtigen, vermutlich altpaläozoischen, metamorphen Gesteine bestehen aus Metapeliten, Metagrauwacken (teilweise geröllführend), Aktinolithschiefern und Meta-Rhyolithen. Die eingeschuppten, nicht metamorphen Gesteine umfassen Grauwacken, Tonsteine, Konglomerate, kalkoolithische Ablagerungen, spilitisierte Pyroxenandesite und mächtige vulkanodetritische Gesteine eines festländischen Ablagerungsraums (MAASS 1983). Die Zone Badenweiler-Lenzkirch stellt die Nahtstelle der sehr unterschiedlichen Grundgebirgs-Teile der Zentralen Schwarzwälder Gneismasse und des Südschwarzwalds dar.

(4) Südschwarzwald

Der Südschwarzwald ist nach KTB (1986) durch zahlreiche, oberdevonische bis unterkarbonische Granite, in situ-Granitoide (Syntexite, Diatexite) und eine polymetamorphe Gneisassoziation mit Metagabbros, kaliumreichen Leptiniten und Serpentinit-Scherkörpern (Mantelperidotite) gekennzeichnet. Am südlichen Ende des Schwarzwalds erscheint eine charakteristische Wechselfolge von Biotitgneisen mit Kalksilikat- und Pyroxengneisen. Die eklogitogenen Amphibolite und die tonalitisch-trondhjemitischen Orthogneise der Zentralen Schwarzwälder Gneismasse fehlen im Südschwarzwald (STENGER et al. 1989). Bei Schlächtenhaus kommen in einer Störungszone niedrig-metamorphe Biotit-Schiefer und Hornfelse vor, die denen der Zone Badenweiler-Lenzkirch gleichen.

Die Frage, in wie weit diese Einheiten zusammen gehören, welche gemeinsame Geschichte sie durchmachten und ob sie als Decken oder Terranes früher weit von einander getrennt waren, ist in den letzten Jahren aufgeworfen worden. Diese Fragen stehen im Rahmen einer geodynamischen Interpretation der cadomisch, kaledonisch und variszisch geprägten Gebirge in Europa und Nordamerika (vgl. z.B. ZIEGLER 1986, FRANKE 1989).

Grundlage für eine geodynamische Interpretation im Grundgebirge ist die metamorphe Entwicklungsgeschichte. Für Teilbereiche ist diese im Schwarzwald bekannt (WERLING & ALTHERR 1987, FLÖTTMANN 1988, WIMMENAUER & STENGER 1989, FLÖTTMANN & KLEINSCHMIDT 1989), eine schlüssige Zusammenschau in Raum und Zeit fehlt aber bislang.

Verteilung der Leptinite, metaplutonischen Orthogneise und Paragneise

Abb. 2: Verteilung der Leptinite und metaplutonischen Orthogneise (Schapbachgneise der geol. Karten) und Paragneise (Renchgneise der geol. Karten) im nördlichen Teil der Zentralen Schwärzwälder Gneismasse und Lage des engeren Arbeitsgebietes (nach den amtl. geol. Karten 1:25000)


 

2.2 Die nördliche Zentrale Schwarzwälder Gneismasse (ZSG), das nähere Umfeld des Arbeitsgebietes

Dieses metamorphe Grundgebirge setzt sich aus Paragneisen (psammopelitischen Meta-Sedimenten), Leptiniten (Meta-Rhyolithen, Nomenklatur siehe Kap. 4) und meta-plutonischen Orthogneisen (Meta-Granodioriten, Meta-Trondhjemiten und Meta-Tonaliten) zusammen (Abb. 2). Vorwiegend in die Paragneise eingeschaltet, treten verbreitet, aber mengenmäßig ganz untergeordnet, geringmächtige, eklogitogene Amphibolite (Meta-Basalte) auf. Kalksilikatgesteine (?Meta-Mergel), Marmore (Meta-Kalksteine) und Serpentinite (Meta-Ultramafitite) erscheinen als Seltenheit in nur höchstens metermächtigen Lagen und Linsen. Die in den Klammern angegebenen Edukte sind als nicht in jedem Fall eindeutig bestimmt anzusehen. Sie sind aber zumindest wahrscheinlich, vermitteln einen treffenden stofflich-strukturellen Eindruck und spiegeln die geologischen Erscheinungsformen wieder.

Meta-Quarzite und graphitreichere Metapelite treten, wie auch Leptinite, Kalksilikatgestein, Marmor und Amphibolite lokal gehäuft und in bestimmten Assoziationen auf und ermöglichen eine lithostratigraphische Differenzierung (LIM 1979, WIMMENAUER 1984, HIRSCHMANN 1985). KROHE & EISBACHER(1988: 29) lehnten die Interpretation als primäre stratigraphische Abfolge ab und sahen stattdessen die lithologischen Einheiten durch prä-metamorphe Störungen begrenzt.

Mengenmäig unbedeutend, aber genetisch wichtig sind die wenigen Serpentinit-Vorkommen in der nördlichen ZSG. Es handelt sich nur um Lesestein-Funde und geringmächtige, anstehende Linsen aus teilweise Granat führendem Spinell-Serpentinit. Diese Gesteine sind veränderte Mantelperidotite, die in Paragneise und Leptinite eingeschuppt wurden (BAATZ 1988, HANEL & WIMMENAUER 1989).

Bedeutendes geophysikalisches Element ist ein NE-streichender Bereich parallel zum Harmersbach-Tal, der eine positive Schwere- und Magnetik-Anomalie aufweist (KTB 1983, 1986). Hier muss im Untergrund mit einem basischen Störkörper (Amphibolit oder basische Intension) gerechnet werden. An der Oberfläche sind lediglich kleine Amphibolit-Linsen im hinteren Harmersbach-Tal bekannt. Entlang des SE-Hangs des Harmersbach-Tals treten statisch getemperte (?kontaktmetamorphe) Gesteine mit einer ausgeprägten Plagioklas-Blastese auf (vgl. auch ROSENBUSCH 1903), für die an der Oberfläche kein verursachender Magmatitkörper vorhanden ist. Hier drängt sich ein Zusammenhang mit dem basischen Störkörper auf. Dieser Bereich ist zum Teil identisch mit der Assoziation von Welschensteinach-Oberharmersbach (siehe unten).

Paragneise

Die Paragneise, die den überwiegenden Teil des metamorphen Grundgebirges ausmachen, lassen sich in zwei Hauptgruppen teilen: (1) Quarz-Feldspat-reichere Meta-Grauwacken und (2) Biotit-Sillimanit-Cordierit-reichere Meta-Pelite. WIMMENAUER (1984: 71) klassifizierte sie an Hand ihrer SiO2/Al2O3 - und K2O/Na2O-Verhältnisse. MÜLLER (1988) untersuchte den Chemismus einiger Paragneise der ZSG und kam zu dem Ergebnis, dass er überwiegend dem von (tonigen) Grauwacken entspricht. Die von MÜLLER untersuchten Paragneise waren untereinander und denen von Ste. Marie-aux-Mines (Vogesen) sehr ähnlich, sie unterscheiden sich aber von den Meta-Sedimenten von Baden-Baden, von denen aus dem Südschwarzwald und der Nordschweiz und denen der nördlichen Vogesen. Müller fand in ihren untersuchten Gesteinen keinen Hinweis auf metamorphe oder metasomatische Elementwanderungen.

Meta-Pelite und Meta-Grauwacken kommen gelegentlich in Wechsellagerung vor (MARCKS 1977, KLEIN & STENGER 1987).

Auf weiten Teilen der Blätter Gengenbach, Wolfach, Oppenau, Alpirsbach, Bühlertal, Seebach und Baiersbronn liegen die Paragneise nach den Erläuterungen der geologischen Karten in der metamorphen Cordierit-Kalifeldspat-Zone vor. Orthoklas ist in diesen Gesteinen der herrschende Feldspat gegen über Oligoklas. Sillimanit ist aber oft noch eng mit Biotit verwachsen. Granat ist selten.

Auf den Blättern Alpirsbach, Wolfach und Zell a.H. kommen Granat-Cordierit-Gneise (Kinzigite, BÜSCH et al. 1980) als untergeordnete Einlagerungen vor. Diese Gesteine sind als niedrigdruck-granulitfaziell einzustufen. Orthopyroxen-führender Amphibolit von der Kinzigit-Typuslokalität (SAUER 1895: 22) bestätigt die Granulitfazies.

Auf den Blättern Zell a.H. und Haslach erscheint die lithologisch und metamorph außergewöhnliche Assoziation von Welschensteinach-Oberharmersbach (WIMMENAUER 1984: 76, Karte in FLÖTTMANN 1988: 162). Sie ist gekennzeichnet durch Einlagerungen von Meta-Quarziten und graphitreicheren Metapeliten in die dominierenden Meta-Pelite und -Grauwacken. ROSENBUSCH (1903) beschrieb aus ihr Rutil und Granat führende Hornfelsgneise mit Andalusit-Pseudomorphosen aus Sillimanit und Quarz. REHFELD (1983) fand bei Steinach in Cordierit-Sillimanit-Gneisen eine reliktische Muskovit-Staurolith-Kyanit-Granat-Paragenese als Einschlüsse in blastischen Plagioklasen. FLÖTTMANN (1988: 161ff) fand bei Mühlsbach in Cordierit-führenden Paragneisen eine granatfreie, reliktische Paragenese mit Staurolith und allen drei Al2SiO5-Phasen, aus der er die Kristallisations-Reihenfolge Andalusit -> Kyanit -> Sillimanit ableitete. REHFELD und FLÖTTMANN leiteten an Hand von Reaktionen in Modellsystemen aus der Stabilität von Staurolith und dem Fehlen anatektischer Schmelzen eine Temperatur zwischen 550 und 650 °C und aus dem Kyanit einen Druck von mindestens 5 kbar ab. Nach diesen druckbetonten p-T-Bedingungen zeige die verbreitete Cordierit-Bildung niedrigere Drucke um 2 - 4 kbar und leicht erhöhte Temperaturen von 620 - 680 °C an.

Gesteine mit früher, druckbetonter Metamorphose sind aber auch noch an anderen Stellen verbreitet. HACKER & HIRSCHMANN zeigten in KTB (1986: Abb. 4.6) die Verteilung von Granulitmyloniten und Metablastiten in der ZSG. Unter Granulitmyloniten sind hier analog dem Sächsischen Granulitmassiv leukokrate, granulitfazielle Quarz-Feldspat-Metamorphite mit nachträglich erworbenem Mylonitgefüge zu verstehen (vgl. auch Nomenklatur-Diskussion in Kap. 4 und 9.1). Untersuchungen über die Edukte dieser Granulitmylonite fehlen weitgehend. Insbesondere die recht hohen Kyanit- und Sillimanit-Gehalte und die teilweise beträchtlichen Biotit-Gehalte (eigene Schliff-Beobachtung und Abbildungen in FLÖTTMANN 1988) lassen ein paragenes Edukt, eventuell unter Beteiligung rhyolithischer Tuffe, als wahrscheinlich erscheinen. Metablastite sind hier Paragneise mit grauwacken-ähnlichem Chemismus, deren Gefüge durch mm-große, rundliche Feldspat-Körner geprägt wird, also die Kinzigitgneise von SAUER (1895) und THÜRACH (1897). Die einzelnen Vorkommen der Granulitmylonite reihen sich zu zwei deutlichen Zügen auf (HACKER & HIRSCHMANN): Einem südlichen, mit unregelmässigem Verlauf von Eschbach über Waldkirch bis Elzach und einem nördlichen, gerade verlaufenden, 20 km langen, NE-SW streichenden Zug von Biederbach bis Oberwolfach. Dazu kommt ein kurzer Zug bei Gengenbach zu dem auch das hier untersuchte Arbeitsgebiet gehört und eine Reihe von Vorkommen, die keinem Zug zuzuordnen sind. Die Granulitmylonite und die damit gekoppelten Phacoid-Strukturen wurden als duktile Scherhorizonte (Überschiebungsbahnen) eines synmetamorphen Thrustsystems angesehen (KTB 1986: 76).

FLÖTTMANN (1988: 117-155) befasste sich ausführlich mit diesen Granuliten. Er beschrieb sie als intensiv duktil deformierte, metamorphe Gesteine (Mylonite) mit der primär biotitfreien, granulitfaziellen Paragenese Mesoperthit + Quarz + Antiperthit + Granat + Kyanit (= 700-800 °C, 8-11 kbar), die meist eine straffe, feinzeilige Foliation und eine Hell-Dunkel-Bänderung aufweisen (vgl. auch KLEIN & STENGER 1987: 53, FLÖTTMANN & KLEINSCHMIDT 1989: 267). Im Aufschluss erscheinen sie überwiegend als mehrere Meter große, zwiebelschalig bis spindelförmige Phacoidkörper. Sie führen Eklogit-Einschlüsse. Der Kern der Phacoide ist meist nicht foliiert (ältestes Stadium). Im Randbereich der Granulit-Phacoide kommt es durch die spätere HT-LP-Metamorphose zur Metablastese von 0,1 - 3 mm großen, einschlußreichen Plagioklas- und Orthoklas-Körnern. Ebenfalls postdeformativ in bezug auf die straffe Granulit-Foliation wuchs ein Großteil des Biotits und wurde der Kyanit

(1) von einer dunklen, feinstkörnigen Spinell-Corona umgeben oder
(2) durch Korund-Aggregate pseudomorphosiert oder
(3) zu Sillimanit umgesetzt.

Die Aggregate (1)-(3) werden von einem äußeren Saum aus Cordierit umgeben. Die überwiegenden Gefüge der Granulitmylonite haben irrotationalen Charakter und erlauben keine Rückschlüsse auf Relativbewegungen. Die wenigen rotationalen Komponenten (asymmetrische Perthit-Klasten) ergeben im Kartenbild keine bevorzugte Bewegungsrichtung. Diskrete Scherbahnen und Falten sind Kennzeichen der sekundären Deformation und zeigen einen überwiegend ostgerichteten Transport an. Die Granulitzüge folgen im Streichen den jungen D5-Hochtemperatur-Myloniten und werden randlich von diesem Prozess, kenntlich an Zeilenquarzen und Fibrolith-Tapeten, erfasst. Die Granulitfoliation führte FLÖTTMANN insbesondere wegen der koaxialen Mylonitisierung im Gegensatz zum kompressiven Thrustmodell von BEHR et al. (1985) auf Unterkrusten-Extension zurück. Erst danach sorgten kompressive Bewegungen für die Faltung und Einschuppung in ihre heutigen Rahmengesteine. Dies geschah eventuell in Form der Quarz-Fibrolith-Mylonite. WIMMENAUER et al. (1989: 251) sahen in Metagabbro- und Ultrabasit-Fragmenten, die mit den Granuliten vergesellschaftet sind, sonst aber fehlen, Indizien für tektonischen Transport in diesen Zonen.

Leptinite

In der nördlichen ZSG erscheinen als größere Körper oder in konkordanter Wechsellagerung mit Paragneisen in allen Dimensionen feinkörnige, leukokrate Gneise, die stellenweise wegen ihrer Granatführung und der Biotitarmut weißsteingranulitischen Charakter annehmen (Großteil der Schapbachgneise der geologischen Karten). In dieser Arbeit werden diese Gesteine als Leptinit (= metamorphes, feinkörniges, leukokrates Quarz-Feldspat-Gestein) angesprochen. Der große Leptinitkörper zwischen Nordrach und Gengenbach ist Teil dieser Gesteine. Ihr Mineralbestand lautet nach den Erläuterungen der geol. Karten (insbesondere SAUER 1894 u. 1895): Kalifeldspat, Plagioklas, Quarz ± Biotit ± Granat ± Sillimanit ± Hornblende. Muskovit fehlt. Durch stark wechselndes Biotit/Granat-Verhältnis bestehen nahezu alle Übergänge zwischen Granat- oder biotitfreien Gesteinen.

Die leukokraten Typen der Granulite, bzw. Granulitmylonite von FLÖTTMANN bzw. HACKER & HIRSCHMANN (s.o.) sind nach dieser Nomenklatur als Leptinite anzusprechen (vgl. Nomenklatur-Diskussion in Kap. 4 und 9.1).

Orthogneise

Die leukokraten, mittel- bis grobkörnigen, flaserigen Orthogneise in der ZSG haben eine tonalitische, trondhjemitische oder granodioritische Zusammensetzung (WIMMENAUER et al. 1989: 253). Sie wurden als kleine, metamorphe Plutone gesehen, die schon unter migmatitischer Durchdringung in die Metasedimente intrudierten und somit heute keine scharfen Kontakte mehr aufweisen (REIN 1952, MEHNERT 1953). Sie sind über weite Bereiche einheitlich zusammengesetzt und nahezu frei von Fremdeinlagerungen. Ihr Mineralbestand lautet: Plagioklas + Quarz + Biotit ± Kalifeldspat ± Granat ± Hornblende (WIMMENAUER et al. 1989: 253). Im Bereich der Granulitmylonite und Metablastite fehlen diese Gesteine (KLEIN & STENGER 1987). Der Begriff 'Orthogneis' wird in dieser Arbeit für saure, metamorphe Plutonite benutzt.

 

2.3 Reliktische Hochdruck-Gesteine in der ZSG

Kennzeichnend für die frühe, hochdruck-metamorphe Geschichte der ZSG sind die mehreren hundert, unregelmäig verteilten, meist kleinen eklogitogenen Amphibolitkörper (metamorphe Gänge und eventuell auch allochtone Fragmente, KLEIN & WIMMENAUER 1984), die weit verbreitet zu finden sind. Sie kommen bevorzugt in Paragneis-Abfolgen vor, aber auch als intern undeformierte Boudins in Granulitmyloniten (FLÖTTMANN 1988: 160). Ihr Chemismus ähnelt dem von Inselbogen-Tholeiiten (BURGATH et al. 1987). Unterstützung für eine eklogitfazielle Metamorphose der gesamten ZSG findet sich aber auch in Paragneisen und Meta-Andesiten aus Wechsellagerungen mit Eklogit-Amphiboliten: WIMMENAUER & STENGER (1989) fanden Reaktionstexturen, die eine Metamorphose-Entwicklung von der Eklogit über die Granulit zur HT-LP-Amphibolitfazies belegen. Insbesondere konnten WIMMENAUER & STENGER die Reaktion jadeitischer Pyroxen + Quarz -> Plagioklas + Amphibol ableiten. Seltene Quarzlinsen in den Eklogit-Amphiboliten enthalten Pseudomorphosen nach einem Hochdruck-Glimmer, dazu Kyanit, Rutil und Hornblende-Plagioklas-Symplektit nach Omphacit. In sehr granatreichen Linsen eines Eklogits NE Hausach fanden HANEL & WIMMENAUER (1989) die primäre Paragenese Granat + Kyanit + Rutil, die sekundär unter HT-granulitfaziellen Bedingungen zu Mg-Staurolith, Sapphirin, Spinell, Anorthit und Orthopyroxen-Spinell-Anorthit-Symplektit zwischen Granatkörnern überprägt wurde.

 

2.4 Strukturentwicklung

FLÖTTMANN (1988) analysierte die strukturelle Entwicklung des metamorphen Grundgebirges mit mittleren Teil der ZSG. Er kam zu dem Ergebnis, dass während der ältesten Deformationsphase D1 Quarzgänge gebildet wurden. Diese wurden während D2 isoklinal um B2-Achsen gefaltet. Die so gedoppelten Quarzgänge wurden nun während D3 wiedergefaltet (um zu B2 homoaxiale B3-Achsen). Die dabei gebildete, penetrative Foliation S3 war für das überwiegende Kristallin prägend. Die polyphase Deformation war nur noch an wenigen Stellen zu beobachten. In den Quarzgängen tritt einerseits Kyanit auf, andererseits wird Andalusit von S2 durchschlagen. S3 wurde unter Bedingungen der HT-LP-Metamorphose gebildet. FLÖTTMANN betonte, da die Gefügesequenz streng genommen nur für die wenigen Schlüsselaufschlüsse gilt.

Während D3 kam es nach FLÖTTMANN in den Gneisen zu einer Hell-Dunkel-Sonderung. Die hellen Quarz-Feldspat-Lagen wurden während der HT-LP-Metamorphose durch foliationsparallele Scherung boudiniert. Schmelzähnliche Quarz-Feldspat-Mobilisate konzentrieren sich meistens auf Scherbahnen, die die Foliation schneiden.

Während D4 wurde die prägende Foliation halboffen bis eng im dm- bis m-Bereich verfaltet. S4-parallele Quarz-Feldspat-Mobilisate zeigen lokal anatektische Bedingungen an. In D4-Faltenschenkeln wurde Cordierit geplättet, in Faltenscheiteln wuchs Cordierit teilweise noch postdeformativ. In der Nachbarschaft des Cordierits tritt Kalifeldspat auf. Während D4 setzte bevorzugt im Umfeld der Granulitmylonite eine Plagioklas-Blastese ein (0,5-2 mm) und führte zu einer Entregelung des Altbestands.

Aus den D4-Falten heraus entwickelte sich eine kompressive Hochtemperatur(HT)-Mylonitisierung (>500 °C, D5) mit cm bis 100 m mächtigen Scherzonen. Dieses erfassen vorwiegend Paragneise, kompetentere Gesteine bleiben undeformiert. Die Mylonite sind gekennzeichnet durch Foliationsflächen, die mit Biotit und Fibrolith belegt sind und auf denen eine Lineation ausgebildet ist. Straffe Quarz-Fibrolith-Bänder durchziehen das Gestein. Feldspäte werden zu asymmetrischen Spindeln ausgezogen. Die Foliationsflächen anastomosieren. Die Sillimanit-Anreicherung erklärte FLÖTTMANN (1988: 69ff) aus der Reaktion von Feldspäten und Biotit zu Sillimanit unter De-Alkalisierung und Volumenverlust.

Zur D5-Deformation wurden auch Mittel(ca. 350 °C)- und Niedrigtemperatur (LT, ca. 300 °C)-Mylonite gestellt, die sich durch fehlende Rekristallisation von Hellglimmern und Feldspäten, fehlende Fibrolith-Neubildung, harnischartige Lineare auf den Foliationflächen und Quarz-Subkornbildung ohne Rekristallisation (LT-Mylonite) von den HT-Myloniten unterscheiden, aber die gleiche Kinematik, nämlich S-SE gerichteten Transportsinn aufweisen. Diese niedriger temperierte Mylonitisierung erfasste auch Ganggranite, die LIPPOLT et al. (1986) zu 340 - 330 Ma (K/Ar an Muskovit) datiert haben. FLÖTTMANN hielt deshalb ein unterkarbonisches Alter der gesamten D5-Deformation, die bis in das HT-LP-Metamorphosestadium zurückreicht, für möglich.

Das Streichen der D5-Bewegungsbahnen deckt sich mit dem lokalen Streichen der prägenden Foliation S3 und dem Streichen der Granulitmylonit-Züge. FLÖTTMANN schloß daraus auf einen variszischen Bauplan dieser Strukturen.

Die abschließende, varistische SE-NW gerichtete Extensions-Tektonik äußerte sich in D6-Kataklasiten (<300 °C). Diese Gesteine zeigen intensives Zerbrechen, keine Foliation, keine Quarz-Rekristallisation und nur geringe Quarz-Erhohlung. Die Kataklasite sind teils auf enge Scherbahnen beschränkt, teils erfassen sie das Grundgebirge flächenhaft. Das Alter der D6-Kataklase kann durch datierte Ganggesteine, die teils kataklastisch deformiert wurden, teils in die Kataklasite eindrangen, auf 320-300 Ma festgelegt werden.

 

3. Einführung in das Arbeitsgebiet

SAUER (1894, 1895) kartierte auf den Blättern Oberwolfach-Schenkenzell und Gengenbach Schapbachgneise und Renchgneise. Abb. 2 zeigt im nördlichen Teil der ZSG die innige Vergellschaftung dieser beiden Gneistypen, die dominierende Streichrichtung NE-SW und lokale Abweichungen davon. Diese Kartierung war die Grundlage für SAUERs Betreuer, Harry ROSENBUSCH, erstmalig den ortho- bzw. paragenen Ursprung der beiden Gneistypen zu erkennen. Das Gebiet stellt somit die Typuslokalität für Ortho- und Paragneise dar.

Die orthogenen, leukokraten Schapbachgneise müssen heute in zwei Hauptgruppen aufgeteilt werden:

(1) in feinkörnige Leptinite mit massiger bis strafflagiger Textur je nach Biotitgehalt, die auf Rhyolithe, Ignimbrite und saure Tuffe zurückgehen und mit Metasedimenten in allen Dimensionen wechsellagern und

(2) in mittel- bis grobkörnige, flaserige, saure Orthogneise, die auf Plutone und Subvulkanite mit tonalitisch - trondhjemitischem Mineralbestand zurückgehen und als Schmelzen in die Edukte der Metasedimente und Leptinite intrudierten. Sie liegen heute als größere, homogene Massive vor. Sichere Intrusionskontakte wurden bislang allerdings noch nicht beobachtet.

Diese Gliederung in zwei Hauptgruppen bedeutet weder, da es nicht auch noch andere Zuordnungen gibt, noch da es auf den ersten Blick möglich ist, ein Vorkommen sofort einer der beiden Hauptgruppen zuzuordnen.

SAUERs (1894, 1895) Kartierung auf den Blättern Oberwolfach-Schenkenzell und Gengenbach und seine Charakterisierung der Schapbachgneise bezieht sich nahezu ausschlielich auf Leptinite. Diese Gesteine sind wesentlicher Gegenstand der nun folgenden Untersuchung.

 

3.1 Geologischer Überblick über den Raum Nordrach - Gengenbach

Abb. 3 zeigt eine geologische Übersichtskarte des engeren und weiteren Arbeitsgebietes. Das engere Arbeitsgebiet wurde detailiert kartiert, das weitere Arbeitsgebiet wurde übersichtsmäßig begangen und von dort einige Schlüsselproben detailliert untersucht.

Geologische Übersicht über das Arbeitsgebiet

Abb. 3: Geologische Übersicht über das engere und weitere Arbeitsgebiet am unteren Kinzigtal. Nach den amtl. geol. Karten 1:25000, Bl. Zell (THÜRACH 1897) und Bl. Gengenbach (SAUER 1995), WILSER (1935), MAASS (1981), Serpentinit nach BAATZ (1988) und eigenen Kartierungen auf Blatt Lahr-Ost. AWO = Assoziation von Welschensteinach - Oberharmersbach nach FLÖTTMANN (1988: Abb. 38). Für die Metamorphose wichtige Paragneis-Probenlokalitäten: 17 = Hochkopf, 346 = Schönberg und 352 = Bitzfeld


Das metamorphe Grundgebirge wird dominiert von Leptiniten und Paragneisen. THÜRACH (1897) gliederte die Paragneise in Rench- und Kinzigitgneise. Die Kinzigitgneise unterscheiden sich durch ihren Granatreichtum und ihr metablastisches, körneliges Gefüge von den anderen Paragneisen. In das metamorphe Grundgebirge intrudierte im Unterkarbon der Oberkircher Granit, der an seinem SE-Kontakt durch ein basisches Hornblende-Biotit-Gestein mit großen, idiomorphen Kalifeldspäten (Durbachit) begrenzt wird. Der kleine Nordracher Granit ist noch nicht radiometrisch datiert, gehört aber petroraphisch zur Gruppe der oberkarbonischen Zweiglimmer-Granite des Nordschwarzwalds. In der Zone Diersburg-Berghaupten sind kohleführende Sedimente und Vulkanite aus dem Zeitraum Namur bis Westfal mit Gneisen und Graniten in einer S-gerichteten Störungszone verschuppt (WILSER 1935, STEPANEK 1987). In streichender Verlängerung dieser Zone wurden im Mittelbachtal kataklastisch bis mylonitisch deformierte Gneise gefunden (Mittelbach-Störungszone). Das Grundgebirge wird diskordant von geringmächtiger, variszischer Molasse des Oberkarbons und Perms (Tonsteine, Arkosen, Rhyolithe u.a.) überlagert. Mächtiger Buntsandstein schließt das Profil nach oben hin ab. Im Eozän begann die Einsenkung des Oberrhein-Grabens. Die Täler sind mit quartärem Schutt gefüllt.

 

3.2 Ergebnis der Kartierung des engeren Arbeitsgebiets

Die Abb. 4, 5 und 6 zeigen das Ergebnis der lithologisch-strukturellen Kartierung des engeren Arbeitsgebiets. Sie beruhen auf ca. 500 Aufschlüssen. Die Aufschlusssituation ist SE der Haigerach meist gut, NW davon meist schlecht. Entsprechend ergibt sich ein Ungleichgewicht in der Genauigkeit der Kartierung. Abb. 4 wurde auf Grundlage der lithologischen Ansprache in Verbindung mit dem Strukturplan (Abb. 5) entworfen. Sie verzichtet auf die Darstellung von Störungen, die sicher vorhanden, aber schwer zu fassen sind.

Im Gelände können im metamorphen Grundgebirge 4 kartierbare Einheiten unterschieden werden:

(1) homogene Areale aus biotitarmen Leptiniten,
(2) homogene Areale aus biotitreichen Leptiniten,
(3) Areale aus Paragneisen und eine
(4) Wechsellagerung im Aufschlussbereich zwischen Paragneisen und biotitarmen Leptiniten (selten mit biotitreichen Leptiniten).

Die Einheiten werden als metamorpher, vulkano-sedimentärer Komplex interpretiert: Die homogenen, biotitarmen und biotitreichen Leptinite entsprechen zwei verschiedenen, gröeren Rhyolith-Körpern. Die Paragneise gehen auf Tonsteine und Psammite zurück, die in der Wechsellagerungs-Einheit mit Ignimbriten und Rhyolith-Tuffen wechsellagern. Diese Zuordnung wird in einem späteren Kapitel näher begründet werden.

Lithologisch-strukturelle Karte

Abb. 4: Lithologisch-strukturelle Karte des engeren Arbeitsgebietes und Lage der Profile (A-B, C-D). 1 = homogene, biotitarme Leptinit-Körper, 2 = homogene, biotitreiche Leptinit-Körper, 3 = homogene Paragneise, 4 = Wechsellagerung zwischen 1 und 3 (Kreise: zusätzliche 2), 5 = Deckgebirge: Rotliegendes, Buntsandstein und Quartär, 6 = Nordracher Granit

Abb. 4 in verbesserter Auflösung (74 KB)


Strukturplan des engeren Arbeitsgebietes

Abb. 5: Strukturplan des engeren Arbeitsgebietes. Raumlage der prägenden Foliation, Verbreitung der Gesteine mit mylonitischer Tendenz und Raumlage des Granitkontaktes (mit kontaktbedingten Andalusit-Vorkommen)

Abb. 5 in verbesserter Auflösung (160 KB)


Lithologisch-strukturelle Profile

Abb. 6: Lithologisch-strukturelle Profile durch das engere Arbeitsgebiet. Lage der Profile und Signaturen wie Abb. 4 und 5


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