Höck V. / 1974                                                                                                         Textauszug
 

Lawsonitpseudomorphosen in den Knotenschiefern der Glocknergruppe (Salzburg-Kärnten, Österreich).

von Volker HÖCK, Salzburg
Zusammenfassung
Die von CLAR in CORNELIUS & CLAR (1939) vom Spielmann bzw. von der Unteren Pfandlscharte in der Glocknergruppe beschriebenen Knotenschiefer wurden neu untersucht. Die Knoten, die aus Zoisit, Klinozoisit, Quarz, Karbonat, etwas Chlorit und Hellglimmer zusammengesetzt sind und zum Teil rechteckige oder rhomboedrische Umrißformen reliktisch erhalten haben, werden als Pseudomorphosen nach Lawsonit gedeutet. Damit konnte die alpidische Metamorphose in zwei Phasen aufgeteilt werden. Das charakteristische Mineral der ersten Kristallisation wäre Lawsonit, der nach der Reaktion

1 Calcit + 3 Lawsonit = 2 Zoisit + 5 H2O + 1 CO2

zerfällt. Die Neubildung von Zoisit und Klinozoisit leitet zur zweiten Kristallisationsphase über, die durch diese Minerale gekennzeichnet ist. Die Temperatur, die 5ur Bildung der Lawsonitführenden Paragenese führte, dürfte 400 C nicht überschritten haben, der Druck sollte hingegen 3 kb erreicht haben.
Abstract
The nodule bearing schists described by CLAR in CORNELIUS & CLAR (1939) at the Spielmann and the Untere Pfandlscharte (Glockner Area) were newly studied. The nodules which consist of zoisite, clinozoisite, quartz, carbonate, chlorite and white mica partly show preserved relicts of rectangular or rhombohedric contours. They were interpreted as pseudomorphs after lawsoni te. ',Thus the alpine metamorphism within the Glockner area could be devided into two phases. The characteristic mineral of the first crystallization would be lawsonite which breaks down according to the reaction

1 calcite + 3 lawsonite = 2 zoisite + 5 H2O + 1 CO2.

This reaction leads to the second crystallization whose mineral assemblage is characterized by zoisite and clinozoisite. The temperature leading to the assemblage containing lawsonite probably did not exceed 400 C, the pressure must have reached at least 3 kilobars.

Ein Teilprojekt des vom Fonds zur Förderung der wissenschaftlichen Forschung geförderten Schwerpunktprogrammes "Tiefbau der Ostalpen", beschäftigt sich mit der Petrologie der Metasedimente in den mittleren Hohen Tauern und zwar im Rahmen des Arbeitsprogrammes des Instituts für Geologie und Paläontologie der Universität Salzburg. Dabei wurden auch die von E. CLAR in der berühmten Glocknermonographie (CORNELIUS & CLAR, 1939, p.l05-106) beschriebenen Knotenschiefer einer genaueren Untersuchung unterzogen.
Die schönsten Typen der Knotenschiefer sind in der Unteren Pfandlscharte, am Spielmann W-Grat und am Gipfel des Spielmanns selbst aufgeschlossen. Aber auch in den Blöcken der jungen Seiten und Endmoränen des südlichen Pfandlschartenkeeses südwestlich der Unteren Pfandlscharte und W der Racherin können Proben von Knotenschiefern aufgesammelt werden (Abb.1).
Eng verbunden mit diesem Gesteinstyp sind dunkle, karbonatführende Phyllite teils mit, teils ohne Chloritoid, eventuell auch Zoisit-führend, weiters hellgraue bis dunkelgraue Quarzite und Dolomitbrekzien. Besonders auf die engen räumlichen Beziehungen zwischen den Dolomitbrekzien und den Knotenschiefern wies schon CLAR (1939) hin und ordnete deshalb auch den letzteren jurassisches Alter zu, das seit KOBER (1928) für die Dolomitbrekzien angenommen wird. Erst FRASL (1958) gelang es in seiner gründlichen Studie über die Seriengliederung in den mittleren Hohen Tauern aufzuzeigen, daß sich auch die damit verbundenen großen Massen von dunklen Phylliten sowie Quarziten, die von CORNELIUS & CLAR noch für paläozoisch angesehen wurden, zwanglos in die nachtriadische Bündnerschieferserie einordnen lassen. 1966 konnten FRASL & FRANK die Bündnerschieferserie in mehrere Faziesbereiche gliedern, und ordneten die Gesteine in der Umgebung des Spielmanns und des Brennkogels der Brennkogelfazies zu.
Für die knotenführenden Schiefer ist folgende Mineralvergesellschaftung charakteristisch:
Quarz, Phengit, Paragonit, Chlorit, Zoisit, Klinozoisit, Calcit, Dolomit, Magnetkies.
Verschiedentlich kann -wahrscheinlich in Mn-reicheren Gesteinen noch Granat hinzutreten. Der Karbonatgehalt schwankt in großen Grenzen, wobei ein Fe-reicher Dolomit mengenmäßig meist den Calcit überwiegt. Neben fast karbonatfreien Schiefern führen auch sehr karbonatreiche Gesteine Knoten. Gegenüber petrographisch ähnlichen in der Brennkogelfazies weit verbreiteten knotenfreien Schiefern fallen zwei Unterschiede auf: Margarit, der Ca-Glimmer, der in Schiefern vergleichbarer Zusammensetzung nicht selten zu finden ist (HÖCK 1974) scheint hier zu fehlen. Der zweite Unterschied besteht darin, daß bis jetzt nur in den Knotenschiefern Zoisit + Klinozoisit nebeneinander nachweisbar sind, die anderen untersuchten Gesteine der Brennkogelfazies aber nur entweder Zoisit oder Klinozoisit aufweisen (HÖCK 1974) .Beide Minerale konnten sowohl optisch (kleinerer Achsenwinkel des Zoisites gegenüber dem Klinozoisit) als auch röntgenographisch identifiziert werden (siehe Tab. 1). Ob beide Minerale stabil miteinander koexistieren müssen erst weitere Untersuchungen zeigen.
Tabelle 1
                                          Zoisit                                     Klinozoisit
                           hkl                        d(Å)                 hkl                        d (Å)
                           400                        4,05                 200                        4.60
                           112,311                 3.610               211                         3.49
                           013                        2,878               112,113                  2.891
                           213                       2,708                021                        2,680
                           222                       2,330                311                        2,590
                                                                              220,004                 2,185

Die Knoten in den Schiefern, deren Größe von 0,1 rom bis zu 2 rom reichen kann, wurde von CLAR (1939, p. 106) bereits ausführlich beschrieben. Sie bestehen aus einem gemengten Haufwerk von winzigen Körnern von Zoisit, Klinozoisit, Karbonat (Calcit), Quarz und wenig Chlorit bzw. Hellglimmer (vermutlich sowohl Phengit als auch etwas Paragonit (Abb. 3-5) .Albit der von CORNELIUS & CLAR noch als wesentliches Mineral der Knoten genannt wurde, konnte weder optisch noch röntgenographisch nachgewiesen werden. Feinstes graphitisches Pigment ist in vielen Knötchen noch vorhanden, und meist an deren Rändern etwas angereichert, wodurch die Abgrenzung der Knoten ziemlich scharf gegenüber dem Grundgewebe hervortritt. Innerhalb der Knötchen ist die graphitische Substanz als reliktisches, ungefaltetes Interngefüge erkennbar. Es ist gegenüber dem wahrscheinlich jüngeren Externgefüge (se) etwas verdreht (Abb. 2) Diese zweite Schieferung ist aber auch noch präkristallin in Bezug auf die Hauptkristallisation der wichtigsten Minerale: Zoisit, Klinozoisit, Hellglimmer, Chlorit, Quarz und Karbonat.
Wie aus den Abb. 2 und 3 hervorgeht sind rechteckige bis rhombische Umrißformen der "Knoten" in einigen Fällen noch ausgezeichnet erhalten. Meist allerdings sind die Knötchen bereits etwas in s ausgelängt und ein eventuell ursprünglich viereckiger Umriß nur noch andeutungsweise vorhanden (Abb. 4).
Die Deutung der Knotenschiefer als ehemalige tonreiche Feinbrekzien, wie sie von CLAR (1939, p.106) gegeben wird, scheint allerdings den Beobachtungen ebensowenig gerecht zu werden, wie die Argumente, die ebendort gegen eine Interpretation der Knoten als Pseudomorphosen angeführt werden.
Es ist richtig, das die Knotenschiefer räumlich häufig mit den Dolomitbrekzien in enger Beziehung stehen (Spielmann-W-Grat) . Es ist aber doch unwahrscheinlich, daß weiche, tonig-karbonatische Gesteinsbrocken mit isometrischen Umrissen so schön erhalten geblieben wären, wenn doch gleichzeitig die Dolomitkomponenten in den Brekzien um ein Vielfaches ihres ursprünglichen Durchmessers ausgewalzt wurden.
Gerade die deutlich rhombischen Umrißformen (Abb. 2, 3) , die z.T. noch zu finden sind, weisen darauf hin, das dem Knoten ein alter Porphyroblast zugrunde gelegen haben dürfte. Darüber hinaus ist die Zusammensetzung der Knoten nicht so uneinheitlich, wie das von CLAR behauptet wird. Zoisit bzw. Klinozoisit und Quarz bilden in allen Fällen die wesentlichen Minerale der Knoten, allerdings wechselt ihr gegenseitiges Mengenverhältnis in Abhängigkeit von der quantitativen Mineralzusammensetzung der knotenführenden Schiefer. So herrscht in karbonatarmen Schiefern (Probe 27/71, Abb. 2,3) Quarz neben Zoisit und Klinozoisit neben wenig Karbonat vor, während in karbonatreichen Gesteinen (Probe 30/71, Abb. 4) die Knoten fast ausschließlich aus Zoisit und Karbonat aufgebaut werden. Die Bildung der Knoten im Rahmen einer Kontaktmetamorphose lehnt auch CLAR mit Recht ab, da die äußeren Voraussetzungen (Kontaktherd) fehlen. Doch spricht gerade das graphitische Interngefüge der Knoten für mehrfache Kristallisationsvorgänge, die mit verschiedenen Deformationsphasen interferieren. Das Bild dieses Interngefüges läßt sich zwanglos als Interngefüge eines Kristalles erklären, der präkinematisch in Bezug auf die Schieferung gewachsen ist. Bei kalkig-tonigen Gesteinskomponenten wäre ein sedimentäres Gefüge (Interngefüge = "Feinschichtung" nach CLAR) ebenso wie die isometrischen Umrisse bei der Metamorphose wohl zerstört worden.
Die Deutung der Knoten als Pseudomorphosen nach einem alten Porphyroblasten ist nach dem eben Gesagten mit den Beobachtungen am ehesten vereinbar. Die Natur solcher ehemaligen Porphyroblasten ist schwierig aus dem heutigen, umkristallisierten Knötchen zu rekonstruieren, doch spricht sehr viel dafür, daß Lawsonit sehr wahrscheinlich das Ausgangsmaterial der heutigen Pseudomorphosen bildete und zwar aus folgenden Gründen:
1. Zoisit bzw. Klinozoisit + Karbonat (Calcit) + Quarz haben den größten Anteil an den Pseudomorphosen. Nimmt man nicht zu große Stoffverschiebungen an, so sollte ein Ca-Al-Silikat dieses Ausgangsmaterial dieser Paragenese gewesen sein.
2. Die rechteckigen bis rhombischen Umrißformen sind in der Gruppe der Ca-Al-Silikate mit der Tracht von Lawsonit gut vereinbar.
3. Pseudomorphosen mit ähnlichen Umrißformen, allerdings etwas anderer Zusammensetzung (Chlorit + Calcit + Serizit + Quarz) wurden aus den Westalpen (Savoien) beschrieben und ebenfalls von Lawsonit abgeleitet (ELLENBERGER, 1960) .Aus den Tauern selbst hat erst neulich FRY (1973) Pseudomorphosen ähnlicher Gestalt, allerdings in Grünschiefern, von Lawsonit abgeleitet.
4. Das Vergleichsstudium von ähnlichen Gesteinen aus der Voltrigruppe (Italien) sowie aus den Westalpen (SSW Briancon), ergab schließlich, daß auch dort Pseudomorphosen zu finden sind, die den in den Tauern in Größe und Umrißforrnen sehr ähnlich sehen. In der Voltrigruppe bestehen sie im wesentlichen aus Chlorit, Calcit, Quarz, Albit, etwas Hellglimmer und nur untergeordnet einem Mineral der Epidotgruppe; in den Westalpen zeigen sie Klinozoisit, sowie Chlorit und etwas Plagioklas. Die für den Vergleich mit den hier beschriebenen Pseudomorphosen ausschlaggebende Beobachtung liegt aber darin, daß in beiden fällen oft noch Relikte von Lawsonit in den genannten Umwandlungsprodukten stecken, sodaß eine Zuordnung der Pseudomorphosen zu ihrem Ausgangsmaterial leicht möglich ist.
Die Frage, welche Reaktionen zur Umwandlung der alten Lawsonite geführt haben, ist noch offen. Reaktionen, die zum Abbau von Lawsonit in einer reinen H2O-Gasphase führen, wie z.B.
5 Lawsonit = 2 Zoisit + 1 Margarit + 2 Quarz + 8 H2O (1) (NITSCH, 1973) oder
1 Lawsonit = Anorthit + 2 H2O (2)
(CRAWFORD und FYFE, 1965; NITSCH, 1972) dürften zur Bildung der beschriebenen Pseudomorphosen nicht in Frage kommen. Denn die neben Zoisit als charakteristisch angegebenen Abbauprodukte Margarit und Anorthit (als Plagioklaskomponente) konnten in keinem Fall nachgewiesen werden. Eine Reaktion, bei der Lawsonit im Beisein von Calcit abgebaut wird, steht eher im Einklang mit der beobachtbaren Mineralvergesellschaftung:
1 Calcit + 3 Lawsonit = 2 Zoisit + 5 H2O + 1 CO2 (3) Druck und Temperatur, bei denen diese Reaktion abläuft, sind schwer abzuschätzen, da die Reaktion experimentell noch nicht bestimmt ist und außerdem sehr stark vom CO2-partialdruck abhängig ist. Sicher läuft sie innerhalb des für reinen Lawsonit bestimmten Stabilitätsfeldes ab. Die Gleichgewichtsdaten der Reaktion (1), der oberen Temperaturgrenze des Lawsonites, liegen nach NITSCH (1973) bei 4 kb und 340± 15°C sowie bei 7 kb und 385± 15°C.
Die Untergrenze des Druckes, bei der Lawsonit und Quarz (freier Quarz ist in allen Gesteinen hinreichend vorhanden) stabil miteinander koexistieren, liegt nach gut übereinstimmenden Ergebnissen von THOMPSON (1970) und NITSCH (1968) ziemlich druckunabhängig bei N3 kb. Daraus ergibt sich eine Zweiphasigkeit des Kristallisationsgeschehens bei der alpidischen Metamorphose im Bereich der Glocknergruppe: zuerst verbunden mit der älteren Schieferung eine Kristallisation mit Lawsonit als charakteristischem Mineral und anschliessend daran eine zweite Deformation mit nachfolgender Rekristallisation der heute sichtbaren Paragenese. Die zweite Phase der Metamorphose setzt ein mit der Umwandlung von Lawsonit in Zoisit. Diese dürfte entsprechend dem Stabilitätsfeld von Lawsonit bei Temperaturen unter oder um 400° C erfolgt sein. Der Höhepunkt der Aufheizung wird, wie sich aus dem Auftreten von Tremolit und Calcit in den benachbarten Dolomitbrekzien ergibt, bei ca. 500°C gelegen sein (HÖCK, 1974). Der Entwicklungsgang des Druckes ist aus den vorhandenen Mineralparagenesen nicht abzuschätzen. Der Minimaldruck muß für die Stabilität der Teilparagenese Lawsonit + Quarz in der ersten Kristallisationsphase 3 kb zumindest erreicht, wahrscheinlich aber überschritten haben. Die zweite Kristallisationsphase muß unter Drucken von 4,5 kb (RICHARDSON et al., 1969)stattgefunden haben, da in verschiedenen pelitischen Gesteinen in der Glocknergruppe Disthen einen Teil der für diese Phase stabilen Paragenese darstellt.

Dank: Herrn Prof. Dr. H. MEIXNER bin ich für die Bereitstellung von Dünnschliffen mit Lawsonit und Pumpellyit als Vergleichsmaterial zu Dank verpflichtet, ebenso Herrn Prof. Dr. A. MOTTANA für die Überlassung von Vergleichsproben aus der Voltrigruppe (Oberitalien), und Herrn Dr. M. FREY für Vergleichsmaterial aus den Westalpen. Herr Prof. Dr. G. FRASL, Herr Prof. Dr. A. MOTTANA und Herr Dr. P. BLUMEL haben in dankenswerter Weise das Manuskript gelesen und durch kritische Anregungen gefördert.
Die vorliegende Arbeit stellt die Publikation Nr. 22 des vom Fonds zur Förderung der wissenschaftlichen Forschung unterstützten Projektes "Tiefbau der Ostalpen" dar. Auch dieser Institution sei für die finanzielle Unterstützung bestens gedankt.

Literatur:
CORNELIUS, H.P. & CLAR, E.: 1939, Geologie des Großglocknergebietes (I. Teil) .- Abh.Zweiganst.Wien d.RSt.f.Bodenforsch. (GBA), 25, 1-305.
CRAWFORD, W. & FYFE, W.S.: 1965, Lawsonite equilibria.Am.Journ.Sci., 263, 262-270.
ELLENBERGER, F.: 1960, Sur une paragenese ephemere a lawsonite et glaucophane dans le metamorphisme alpin en Haute-Maurienne (Savoie).- Bull.Soc.Geol.France (7) 2, 190-194.
FRASL, G.: 1958, Zur Seriengliederung der Schieferhülle in den mittleren Hohen Tauern. - Jb.GBA, 101, 323-472.
FRASL, G. & FRANK, W.: 1966, Einführung in die Geologie und Petrographie des Penninikums im Tauernfenster mit besonderer Berücksichtigung des Mittelabschnittes im Oberpinzgau. - Der Aufschluß, Sh. 15, 30-58.
FRY, N.: 1973, Lawsonite pseudomorphed in Tauern greenschist. Min. Mag., 39, 121-122.
HÖCK, V.: 1974, Zur Metamorphose mesozoischer Metasedimente in den mittleren Hohen Tauern (Österreich). - SMPM (in Druck).
KOBER, L.: 1928, Mesozoische Brekzien in der oberen Schieferhülle der Sonnblick- und Glocknergruppe. - Zbl.Min.Geol.Pal., Abt.B, Jg.1928, 607-608.
NITSCH, K.H.: 1968, Die Stabilität von Lawsonit.Naturwiss., 55, 388.
NITSCH, K.H.: 1972, Das P-T-XCO2 -Stabilitätsfeld von Lawsonit. - Contr.Mineral.and petrol.,2 34., 116-134.
NITSCH, K.H.: '973, Neue Erkenntnisse zur Stabilität von Lawsonit. - Fortschr.Mineral., 51, Beih.1, 34-35.
RICHARDSON, S.W. & GILBERT, M.C. & BELL, P.M.: 1969, Experimental determination of kyanite-andalusite and andalusite-sillimanite equilibriathe aluminium silicate triple point. - Am.Journ. Sci., 267, 259-272.
THOMPSON, A.B.: 1970, Laumont.ite equilibria and the zeolite facies. - Am.Journ.Sci., 269, 267-275.

 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 

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