Kleinschmidt G. Literaturauszug, Skapolith

	Kleinschmidt G. / 1970 Textauszug
	Schwarzer Skapolith von Untergreutschach bei Griffen, Saualpe Kärnten. Von Georg KLEINSCHMIDT, Hamburg Zuammenfassung: Schwarzer Skapolith von Untergreutschach bei Griffen ist ein Mizzonit mittlerer Zusammensetzung, dessen Färbung durch feinste Einschlüsse, u.a. Graphit und Rutil, verursacht wird. Seine Bildung ist auf die (pseudo-) pegmatitische Durchtränkung von Marmoren während der varistischen Metamorphose der Saualpengesteine zurückzuführen. Da er in einem N-S-gerichteten Mineralgang vorkommt, der dem Griffener Verwurf parallel und unmittelbar benachbart ist, wird das Skapolithvorkommen als ein Hinweis auf die alte (varistische) Anlage des Griffener Verwurfes gewertet. 1. Der Fundort und sein geologischer Rahmen Bei der Spezialkartierung des varistisch geprägten Saualpenkristallins durch eine Arbeitsgruppe aus Clausthaler, Knappenberger (ÖAMG), Tübinger und Wiener Geologen (s. E. CLAR, W. FRITSCH, H. MEIXNER, A. PILGER & R. SCHÖNENBERG 1963) konnte ein neues Skapolithvorkommen im Süden des Gebirges aufgefunden werden (KLEINSCHMIDT 1968). Der Fundort liegt 5 km NW Griffen, etwa halbwegs zwischen den Gehöften Pohoinig und Kolmans in Untergreutschach (H: 51 79140, R: 1 04160). Das Vorkommen ist von Griffen aus über den Fahrweg Kleindörfl Stermig-Jamelnig -Pohoinig zu erreichen. Vom Pohoinig aus benutzt man zunächst den Fußweg in Richtung Kolmans, erreicht nach 250 m ein Holzmarterl. Von dort wendet man sich nach links (NW) und folgt auf 250 m einem Weg, der dem Fortschleifen von Holz dient, bis auf etwa 980 m Höhe. Hier wird der Weg von einem gut 10 cm breiten Minenzugang gequert, der u.a. unseren schwarzen Skapolith führt. Durch den Holztransport ist der kleine Aufschluß allerdings zeitweilig zugeschürft. Das Vorkommen liegt innerhalb des "Grafenbacher Horstes" (WURM 1968, s. KLEINSCHMIDT 1968), der hier in erster Linie aus Schiefergneisen aufgebaut wird. Mit F. WURM (1968) wurde der Grafenbacher Horst (bis auf seinen südlichen Abbruch) bisher zur mittleren Mesozone, der "Plankogelserie" in der Saualpengliederung nach W. FRITSCH 1963, gerechnet. Nach Diskussion mit Dr. N. WEISSENBACH, Clausthal, kommt für unsere Schiefergneise samt ihren Einlagerungen aber doch eher eine tiefere Serie in Betracht: vermutlich etwa die "Serie der injizierten Glimmerschiefer" der tieferen Mesozone (vgl. w. FRITSCH 1963 u. w. LODEMANN 1966). Mineralfaziell ist der gesamte Gesteinskomplex mit Vorbehalt noch in die Staurolith-Almandin-Subfazies der Almandin-Amphibolitfazies des Barrow-Typs (B 2.1 sensu H.G.F.WINKLER 1967) zu stellen, denn gelegentlich tritt Staurolith auf. Da die seltenen Staurolithe aber u.U. reliktisch sein können und außerdem hier die höchsten Eklogite des Saualmkristallins auftreten (KLEINSCHMIDT 1968), ist die Disthen-Almandin-Muskovit-Subfazies (B 2.2) nicht auszuschließen. Auf die Problematik einer solchen Eingliederung in das " Faziesschema soll hier jedoch nicht weiter eingegangen werden. Unser Skapolithvorkommen ist an eine auf 200 m Länge und 50 m Breite nachweisbare, etwa E-W streichende Marmorlinse geknüpft, deren Bau durch Faltung und Bruchtektonik recht kompliziert erscheint Eingeschaltet sind das erwähnte südlichste Eklogitvorkommen der Saualpe und schmale, hauptsächlich s-parallele Pegmatite, welche auch im umgebenden Schiefergneis als z.T. mächtige Körper immer wieder zu beobachten sind. Der Komplex wird quergreifend von einigen Quarzgängen (mindestens 2) unterschiedlicher Mächtigkeit zerschnitten. Sie streichen bei ± saigerern Einfallen etwa N-S und verlaufen damit parallel zur Ostbegrenzung des Grafenbacher Horstes, dem "Griffener Verwurf" (HÖFER 1894). Die genannten Gesteine zeigen grob folgende Mineralzusammensetzung: Gestein Hauptbestandteile Nebenbestandteile ------------------------------------------------------------------------------------------------------------- Schiefergneis Quarz ± Disthen (Flasern) Plagioklas (An 25-30) Zoisit (in Feldspat) Almandin Turmalin brauner Biotit Rutil Muskovit Apatit, Zirkon ------------------------------------------------------------------------------------------------------------- Marmor Kalzit viel An-reicher Plagio- (= Kalksilikat klas (Zoisitfülle!) marmor!) Biotit Quarz Chlorit (aus Biotit) Diopsid Titanit ------------------------------------------------------------------------------------------------------------- Eklogit pyropreicher Alman- Omphazit (= Eklogit- din Quarz amphibolit!) grüne Hornblende Feldspat feine Hornblende Zoisit Plagioklas- Rutil Quarz-Diablastik Erz ------------------------------------------------------------------------------------------------------------- Pegmatit Quarz Turmalin (= Pseudo- Feldspäte pegmatit!) Muskovit ------------------------------------------------------------------------------------------------------------- Quarzgänge Quarz Ankerit bzw. eisenhaltiger Kalzit Skapolith (auch hell u. montmorillonitisiert) Einem solchen, nur gut 10 cm starken Quarzgang entstammen die im folgenden beschriebenen schwarzen Skapolithe. Der Gang zeigt hier einen zonaren Aufbau: Gegen das Salband wird er aus Gangquarz und einem bräunlich angewitterten, eisenreichen Karbonat gebildet, die Kernzone besteht überwiegend aus dem dunklen Skapolith. Das Karbonat würde man zunächst als Siderit oder Ankerit ansprechen, jedoch steht ersterem die gute Löslichkeit in kalter, verdünnter Salzsäure, dem anderen gelegentliche Zwillingslamellen nach {01T2}entgegen, so daß ein Kalzit mit einem gewissen Fe-Anteil vorliegen muß. Untergeordnet kommen in der Randzone des Ganges Biotit und Phlogopit vor, in der Kernzone aus Skapolithfels Muskovit (um die Skapolithe herum), Kalzit (Fe-haltig), gelegentlich Quarz als Zwickelfüllung, selten Chlorit und oxydische Fe-Erze (aus Pyrit). An unseren Fall erinnert ein wenig ein ebenfalls zonar gebauter Mineralgang in einem Marmor Südfinnlands (HÄRME 1965). Die Kernzone wird dort ebenfalls aus Skapolith (Mizzonit) gebildet, während die Außenzone im Gegensatz zur Saualpe symmetrisch zunächst aus Tremolit und dann Phlogopit besteht. 2. Die Ergebnisse der Skapolithuntersuchung a) Die Eigenschaften des Skapoliths Das auffallendste Merkmal unseres Skapoliths ist seine makroskopisch schwarze Färbung. Bei Betrachtung mit einer stärkeren Lupe erkennt man allerdings, daß etwa nur 2/3 aller Skapolithe so dunkel gefärbt sind; die übrigen (kleineren) sind "normal": farblos bis weißlich. Erst u.d.M. ist festzustellen, daß die Schwarzfärbung durch feinste Einschlüsse verursacht wird; der Skapolith selbst ist völlig farblos. Auf die Einschlüsse wird im nächsten Kapitel näher eingegangen. Wegen der Einschlüsse wurde auf eine Dichtebestimmung verzichtet. Kristall- und Spaltflächen weisen bei Vergrößerung den für viele Skapolithe typischen seidig-perlmutterartigen Glanz auf. Bruchflächen dagegen sind fettglänzend. Unser Skapolith zeigt eine verhältnismäßig starke Neigung zur Idiomorphie. Neben xenomorphen Körnern kommen immer wieder hypidiomorphe bis idiomorphe Kristalle vor. Aus der Kombination von Dünnschliffbetrachtung u.d.M. und der Beobachtung von isolierten Kristallen u. d. Binokular ergibt sich folgende Tracht nach der modernen, gegenüber der alten um 45° gedrehten Aufstellung: Vorherrschend das Prisma {100} untergeordnet und nur als Abstumpfung davon {110}; Endflächen konnten nicht beobachtet werden. Parallel [001] weisen die Kristallflächen eine feine Streifung auf. Deutlich ausgeprägt ist nur die vollkommene §paltbarkeit nach {110}, gelegentlich gesellen sich dazu Spaltrisse nach {100} .Außerdem zeigen die Kristalle ± ┴ {001} leicht unebene Sprünge. Der Habitus unserer Skapolithe ist säulig, oft feinst nadelig. Die größten erreichen 1 cm Länge und 2 mm Durchmesser. Die Mehrzahl der Kristalle weist etwa dieses Längen-/Dicken-Verhältnis auf. Die Anordnung der Kristalle im Gang ist etwa subparallel zum Salband, z.T. leicht strahlig divergierend. Die optische Analyse ergab folgende Werte: Optisch einachsig negativer Charakter; Lichtbrechungen nach der Einbettungsmethode: nω minimal 1,573 (der Wert dürfte in Wahrheit etwas höher liegen, da die Orientierung der Kristallbruchstücke Schwierigkeiten bereitete) nε um 1,554; Die Doppelbrechung Δ = nω -nε bestimmt an Schnitten parallel zur optischen Achse mit dem BEREK-Kompensator für Tageslicht nλ = 550): Δ1 = 0,025; Δ2 = 0,029; Δ3 = 0,025; Δ4 = 0,029; durchschnittlich alsoΔ= 0,027. Daraus und aus nε= 1,554 berechnet sich der wahre Wert für nω= 1,581. Die mittlere Lichtbrechung nω+ nε/2 ergibt also nm = 1,5675. Der Chemismus von Skapolithen kann mit Hilfe der mittleren Lichtbrechung auf ± 6,5 % Mejonit (Me) genau bestimmt werden (SHAW 1960). Die Doppelbrechung ergibt einen etwas größeren Fehler. Versuchsweise wurden unsere Werte auch in ältere Diagramme eingesetzt, die freilich auf entsprechend weniger Messungen beruhen als das von SHAW. nach benutzter Wert % Me des Untergreut- schacher Skapoliths ------------------------------------------------------------------------------------------------------------- D.M. SHAW mittlere Lichtbrechung ~64 (1960) A. HIMMELBAUER Doppelbrechung ~66 (1910) N. SUNDIUS mittlere Lichtbrechung ~64 (1915) " Doppelbrechung ~67 W.E. TRÖGER mittlere Lichtbrechung ~64, rel. C0₂-reich (1950) in kombiniert mit Doppel- W.E. TRÖGER brechung (1959), jedoch nach TRÖGER (1967) "überholt" Die größte Zuverlässigkeit kommt zwar dem Mejonit-gehalt nach SHAW (1960) zu, doch liegen die anderen Me-Werte der Zusammenstellung sämtlich innerhalb der Fehlergrenze des Wertes nach SHAW! Es ergibt sich in jedem Fall ein Mizzonit mittlerer Zusammensetzung. EVANS, SHAW & HAUGHTON (1969) schlagen vor, die Mischungsglieder der Skapolithgruppe etwas anders abzugrenzen, nämlich Marialith Me₀₀-Me₂₅ Na₈[(Cl,OH,HCO₃)₂/(AlSi₃O₈)₆] Dipyr Me₂₅-Me₅₀ Mizzonit Me₅₀-Me₇₅ Mejonit Me₇₅-Me₁₀₀ Ca₈[(CO₃,(OH)₂,SO₄)₂/(Al₂Si₂O₈)₆] statt bisher Marialith Me₀₀Me₂₀ Dipyr Me₂₀Me₅₀ Mizzonit Me₅₀Me₈₀ Mejonit Me₈₀Me₁₀₀ Auch danach fallen die Untergreutschacher Skapolithe noch mitten ins Mizzonitfeld. Namentlich nach den Untersuchungen von H. HABERLANDT & A. KAHLER (1934/35) zeigen viele Skapolithe Fluoreszenzerscheinungen im UV-Licht. In den meisten Fällen ist die Leuchterscheinung ein Gelb-Ton, aber auch rötliche u.a. Farben kommen vor. So fluoreszieren die Skapolithe der nicht weit entfernten Vorkommen von Schwanberg und Waldenstein, Koralpe, himbeerrot (H. MEIXNER 1939 u. 1940). Unser Skapolith leuchtet im ultravioletten Licht -und zwar nur im langwelligen Bereich -gelb, leicht ins Orange gehend, auf. Bei zwei anderen Skapolithvorkommen der Saualpe, weiße, ± zersetzte Skapolithe aus einem unmittelbar benachbarten Quarzgang und von Grafenzech (MEIXNER 1952 a), verlief dagegen die Überprüfung im UV-Licht negativ. Vor allem auf Grund des Fluoreszenzspektrums wird für die Leuchterscheinung ein geringer Urangehalt verantwortlich gemacht (HABERLANDT & KÖHLER 1934/35, E. IWASE 1937 u. 1940). Für den Fundort Grenville, Canada, gelang auch der chemische Urannachweis (HABERLANDT & KÖHLER 1934/35), in anderen Fällen dagegen nicht (z.B. Schwanberg, MEIXNER 1939). HABERLANDT (1949) führt daher die Skapolithfluoreszenz neuerdings darauf zurück, daß "wahrscheinlich ein Molekülspektrum vorliegt, das von einer komplexen Schwefelverbindung herrührt". Die gelbe Fluoreszenz verrät in unserem Fall also kaum einen Uran-, sondern eher einen Schwefelgehalt des Skapoliths. b) Die Einschlüsse des Skapoliths Die für die Färbung des Skapoliths verantwortlichen Einschlüsse sind recht unregelmäßig dicht in den Wirtskristallen verteilt. Häufig sind allerdings. die Skapolithe außen einschlußfrei, gelegentlich auch im innersten Kern, so daß auf diese Weise ein Zonarbau sichtbar wird (Abb. 1). Drei Arten von Einschlüssen lassen sich unterscheiden 1. feinste, nicht bestimmbare Nadeln, 2. Rutil, 3. Graphit. Die feinen Nadeln sind die bei weitem häufigsten Einschlüsse. Sie erscheinen auch bei stärkster Vergrößerung schwarz bzw. undurchsichtig. Ihre Länge beträgt größenordnungsmäßig 40μ, ihr Durchmesser 1/2 bis 1μ. Ihre Längsachse liegt stets streng parallel zur c-Achse des Wirts. Sie dürften einer ein3igen Kristallart angehören. Einigermaßen sicher ließen sich die selteneren, etwas größeren braunen Rutilnadeln bestimmen. Auch sie sind mit c parallel zu c Skapolith angeordnet. Sicherlich als Graphit anzusprechen sind opake, scharf ausgeprägte hexagonale Täfelchen. Sie ;erreichen Durchmesser von gut 20μbei einer Dicke von 1,5 bis 3μ. Ihre Zone [001] steht meistens irgendwie senkrecht auf der des Skapoliths, so daß auch sie mit ihrer größten Länge parallel zur Skapolith-Hauptachse liegen. Verstärkt wird dieses Phänomen dadurch, daß manche Graphitblättchen in Richtung einer a-Achse verlängert sind. Möglicherweise handelt es sich bei den unbestimmten Nadeln ebenfalls um Graphit, und zwar entweder um extrem verzerrte Täfelchen oder stark in [001] gestreckte Kristalle. Sehr vereinzelt kommen auch Einschlüsse vor, die keine Orientierung zum Wirt aufweisen, u.a. Graphit. Sicherlich sind noch weitere Minerale im Skapolith eingeschlossen, die übersehen bzw. nicht näher bestimmt werden konnten. Solche Skapolithe, die durch graphitische Einschlüsse bzw. "schwarze Flimmerchen von Kohle" schwarz gefärbt sind, hat man früher als" Couseranit" bezeichnet, welcher am locus typicus allerdings dipyrische Zusammensetzung aufweist (ZIRKEL 1867, S. 202 ff.). Sie stellen an sich keine Seltenheit dar (SHAW 1960). 3. Weitere Skapolithvorkommen der Ostalpen Aus dem "oberostalpinen" Kristallin ist Skapolith vor allem innerhalb der letzten 20 Jahre des öfteren beschrieben worden, und zwar insbesondere aus dem Saualpenkristallin: graulich-weißer Mizzonit in pegmatitisch beeinflußtem Phlogopitmarmor vom Hüttenberger Erzberg (MEIXNER 1950); weißer Mizzonit gemeinsam mit Klinozoisit, Titanit, Graphit und Kalzit in Quarzblöcken von Grafenzech oder St. Oswald, W-Saualpe (MEIXNER 1952 a? b, 1953); mit Salit und Graphit vom Andreaskreuz nördlich des Hüttenberger Erzberges (MEIXNER 1957); neben Mizzonit auch Mejonit in Kalksilikatgesteinen der nördlichen Saualpe zwischen Erzberg, Hohenwart und Geyerkogel (v. KAMP & WEISSENBACH 1961); Skapolithmarmor und Kalzit-Salit -Skapolith-Fels aus dem Gipfel- gebiet der Saualpe (WEISSENBACH 1963); mit Albit, Prehnit und Chlorit auf Klüften im Eklogit im Gebiet des Gertrusk (Kreuztratten, Breitofnerhütte, Jakobpaulischwaig) CLAR et al. 1963). Z.T. schon länger bekannt sind Skapolithfunde aus der Koralm: mit Salit aus Silikatmarmor vom Magdalensberg bei Lavamünd (MEIXNER 1955); mit Salit, Tremolit, Granat, Uvit, Graphit und Magnetkies aus pegmatitisch injiziertem Marmor von Waldenstein (MEIXNER 1940); mit Graphit, Magnetkies, Kupferkies, Pyroxen, Zoisit u.v.a., ebenfalls in pegmatitisch injiziertem Marmor bei Schwanberg (MEIXNER 1939). Aus einer "alpinen Kluft" des Tauernkristallins wurde Skapolith (Mizzonit bis Dipyr) erstmals von MEIXNER (1964) aus dem Venedigergebiet beschrieben, vergleichbar den Vorkommen der Schweizer Alpen (PARKER 1954). -Ein sehr ähnlicher Mizzonitfund wurde jüngst auch aus der Hochalmgruppe bekannt (MEIXNER, 1968). 4. Zur Skapolithbildung Schon aus dieser Aufzählung der Skapolithvorkommen in den Ostalpen, aber mehr noch aus den Zusammenstellungen von EITEL (1925) und SHAW (1960) geht die Vielzahl der Skapolithparagenesen, d.h. der Bildungsbedingungen hervor! Sämtliche Skapolithe sind metamorphe Bildungen (im weitesten Sinne) oder an Metamorphite geknüpft. Die Zuordnung der einzelnen Paragenesen zu übergeordneten Bildungsprinzipien ist bei den verschiedenen Autoren uneinheitlich (vgl. SHAW 1960). Mit RAMSAY & DAVIDSON (1970) kann man zunächst grob einteilen in 1. Skapolithvorkommen auf Gängen bzw. Klüften durch Stoffzufuhr, 2. Skapolith als Gesteinsgemengteil metasomatisch durch Stoffzufuhr oder -austausch, 3. isocheme Entstehung. Der letzte Fall dürfte recht selten sein. Er wurde kürzlich von HIETANEN (1967) und RAMSAY & DAVIDSON (1970) aus Idaho bzw. Queensland beschrieben. Es handelt sich um regionalmetamorphe Steinsalzvorkommen. Klar abgrenzbar und in den Ostalpen nicht bekannt sind rein kontaktmetamorphe Bildungen, wozu auch die Skapolithe aus Sanidinitauswürflingen gestellt werden können. Eindeutig in die erste Kategorie gehören die Skapolithe der "alpinen Klüfte" (z.B. aus den Hohen Tauern: MEIXNER 1964 und 1968 und auch die der "Klüfte im Eklogit" der Saualpe (CLAR et al. 1963). Im übrigen dürften aber besonders zwischen den beiden ersten Gruppen alle möglichen Übergänge bestehen, was namentlich für die Vorkommen in Korund Saualpe gilt: Der Skapolith kommt hier gesteinsbildend und in Mineralgängen vor. Beides beruht auf der pseudopegmatitischen Zufuhr relativ sauren Na (Albit-) haltigen "Injektionsmaterials" (MEIXNER 1939) in Marmore. Im einen Fall bildete sich der Skapolith im injizierten Marmor, im anderen im zugeführten Material durch Ca und CO₂-Entnahme aus dem Marmor. Es ist der gleiche Vorgang mit verschiedener Akzentuierung! Unser Vorkommen (und das genetisch ähnliche von Grafenzech) fügt sich so gut in den Kreis der bekannten Karbonatskapolithfunde aus Sau- und Koralpe ein. Bemerkenswert ist, daß auch in Untergreutschach Graphit als auffälligstes Begleitmineral wie im Gipfelgebiet der Saualpe (CLAR et al. 1963), bei Hüttenberg (MEIXNER 1957) und in der Koralpe (MEIXNER 1939, 1940) erscheint. Das deutet auf eine Zugehörigkeit zum Typus Pargas hin (vgl. MEIXNER 1939). Die pt-Bedingungen für die Bildung von Skapolith scheinen noch nicht voll geklärt zu sein. TRÖGER (1967) und WINKLER (1967) schließen, daß Druck und Temperatur weniger von Bedeutung für die Skapolitbgenese sind, sondern vielmehr die stofflichen Voraussetzungen gegeben sein müssen. Denn Skapolith ist von der Grünschieferfazies bis in die Granulitfazies bekannt. SUNDIUS (1918) hatte dagegen angenommen, daß Skapolithe sich bei relativ hohen Temperaturen und einem gewissen Druck bilden. SHAW (1960) folgert aus dem verschiedenartigen Auftreten, Skapolith k ö n ne bei hohen Temperaturen und relativ niedrigen Drucken entstehen. Auch die bis jetzt nicht sehr zahlreichen experimentellen Daten widersprechen einander etwas. Das inkongruente Schmelzen des Skapoliths bei Atmosphärendruck beginnt nach HIMMELBAUER (1910) nahe 1100° C. Von EUGSTER & PROSTKA (1960) wurde dieser 1Nert etwas korrigiert: 860 ± 10° C. EITEL (1925) gelang die Synthese von Mejonit aus Kalzit + Albit sowie aus Na-Ca-Karbonat + Albit bei Drucken von 46-48 kg/cm² bzw. 50 kg/cm² und Temperaturen von 1040-1080° C bzw. 1040-1060° C bei Versuchszeiten von einigen Stunden. FYFE & TURNER (1958) vermuteten aus ihren Experimenten, daß Skapolith sich nicht bei Atmosphärendruck bilden kann und hielten eine druckunabhängigere Begrenzung des Stabilitätsfeldes allein im höher temperierten Bereich für unwahrscheinlich (Abb. 2). Experimente von EUGSTER & PROSTKA (1960) widerlegen diese Ansicht, denn sie synthetisierten Marialith aus Na₂O₆SiO₂ + Al₂O₃ + NaCl (nach Impfung) und Mejonit aus SiO₂ + Al₂O₃ + CaCO₃ jeweils bei 1 atm Druck und Temperaturen von 700 bis 850°C bzw. 850° C in Versuchszeiten von mehreren Tagen. Wenn danach auch die Abgrenzung des Skapolithstabilitätsfeldes noch problematisch ist -sie ist nach FYFE & TURNER sicherlich auch von der Art des allseitigen Druckes (P_H2O / P_CO2 ) abhängig, so kristallisiert sich doch wohl heraus, daß die Skapolithentstehung, abgesehen vom Stoffangebot, zwar keine bestimmte Druckhöhe, aber eine gewisse Minimaltemperatur voraussetzt (Größenordnung einige wenige 100° C). 5. Die geologische Bedeutung der Untergreutschacher Skapolithe Von gewisser Bedeutung erscheint die Frage, wann sich unser Skapolith gebildet hat. Zur Zeit der alpidischen Orogenese fand Skapolithbildung in den Ostalpen nur im Bereich stärkster alpidischer Aufheizung statt: in den Hohen Tauern (MEIXNER 1964). Wenn in der Saualpe eine alpidische Metamorphose überhaupt eine Rolle gespielt hat, was nach LODEMANN (1966) und besonders NEUGEBAUER (1970) nicht mehr ausgeschlossen wird, so handelt es sich doch nur um eine schwache Retrometamorphose (nach KLEINSCHMIDT 1968: niedrigst temperierte Grünschieferfazies "B 1.1"). Von einer solchen alpidischen Retrometamorphose wurden jedenfalls die Temperaturen, die zur Bildung unseres Skapolithvorkommens führten, nicht erreich. Unser Skapolith ist keine alpidische, sondern eine varistische Bildung, wie das für die anderen Vorkommen der Saualpe auch angenommen wird (CLAR et al. 1963). Zwangsläufig ist demnach das zugehörige, N-S-gerichtete Mineralgangsystem varistischer Entstehung. Das ist ein weiterer Hinweis darauf, daß die Richtung des dicht benachbarten und parallel dazu verlaufenden Griffener Verwurfes bereits als angelegt und nicht erst rein neogenen Alters ist, wie TOLLMANN (1970) es auf Grund der Parallelität mit weiter entfernten Störungen annimmt. Danksagung. Besonderen Dank schulde ich Herrn Prof. Dr. H. MEIXNER, Salzburg/Knappenberg, der diese Arbeit in vielfältigster Weise förderte und unterstützte. Das Mineralogische Institut Hamburg stellte dankenswerterweise zahlreiche Instrumente zur Verfügung. Herrn Dr. M. HÄNISCH, Miner. Inst. Hamburg, bin ich außerdem für anregende Diskussionen sehr dankbar. 6. Schrifttum: CLAR, E.; FRITSCH, W.; MEIXNER, H.: PILGER, A. & SCHÖNENBERG, R.: Die geologische Neuaufnahme des Saualpen-Kristallins (Kärnten), VI. - Carinthia II 73 (153),23-51, Klagenfurt, 1963. EITEL, W.: Die Synthese der Skapolithe auf Grund der Beobachtungen über ihre Vorkommnisse. - Tscherm. miner. petrogr. Mitt., N.F. 38, 1-38, Wien 1925. 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