Münchner Geologische Hefte - uni-muenchen.de · 2012. 10. 16. · basiten deuten auf eine geotektonische Position an einem aktiven Kontinentalrand, möglicherweise mit back arc-Entwicklung

Münchner Geol. Hefte A 33 98 S., 29 Abb., 6 Tab. München 2003

Münchner Geologische Hefte

Reihe AAllgemeineGeologie 33

OBERVENDISCHER UND UNTERORDOVIZISCHER MAGMATISMUSIM BAYERISCHEN WALD

Geochronologische (SHRIMP), geochemische und isotopengeochemischeUntersuchungen an Metamagmatiten

aus dem Westteil des Böhmischen Massivs

Ulrich Teipel

Als Dissertation eingereicht an der Fakultät für Geowissenschaften der Ludwig-Maximilians-Universität München am 25. Februar 2003.

Tag der mündlichen Prüfung: 17. Juni 20031. Berichterstatter: Prof. Dr. R. Höll2. Berichterstatter: Prof. Dr. E. Hegner

Herausgeber: B. Lammerer und H. MillerRedaktion: F. Söllner und B. LammererDepartment für Geo- und Umweltwissenschaften der LMU, Sektion GeologieLuisenstr. 37, D-80333 München, GermanyTelefon: 089 2180 6519, 6512, 6517Telefax: 089 2180 6514e-mail: [email protected]

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Für den Inhalt der Arbeit sind die Autoren allein verantwortlich.

Herstellung: Rosch-Buch Druckerei GmbH, Scheßlitz

ISSN 1430 - 5666

Inhaltsverzeichnis i

Inhaltsverzeichnis

Inhaltsverzeichnis ...................................................................................................................iZusammenfassung................................................................................................................ iiiSummary ................................................................................................................................vVorwort ............................................................................................................................... viiVerwendete Abkürzungen ................................................................................................. viii

1. Einleitung......................................................................................................................11.1 Fragestellung und Zielsetzung ...................................................................................11.2 Art und Umfang der durchgeführten Arbeiten...........................................................2

2. Geologischer Rahmen..................................................................................................42.1 Metamorphosen im Bayerischen Wald ......................................................................62.2 Untersuchte Gesteine .................................................................................................8

2.2.1 Leukokrate Gneise .............................................................................................82.2.2 Metabasite ........................................................................................................11

3. Analytik.......................................................................................................................123.1 Gesteinsaufbereitung und Mineralseparation...........................................................123.2 U-Pb-Zirkon-Datierungen mit der SHRIMP............................................................123.3 Geochemische Analysen ..........................................................................................143.4 Sm-Nd- und Rb-Sr-Analysen...................................................................................143.5 Massenspektrometrische Messungen.......................................................................15

4. SHRIMP-Datierungen an Zirkonen.........................................................................164.1 Zirkonmorphologie und -typologie..........................................................................164.2 Internstrukturen von Zirkonen .................................................................................204.3 U-Pb-Altersbestimmungen.......................................................................................254.4 Interpretation............................................................................................................37

4.4.1 Ererbte Zirkonkerne .........................................................................................374.4.2 Magmatische Zirkone ......................................................................................394.4.3 Metamorph gebildete Zirkone..........................................................................44

ii Inhaltsverzeichnis

5. Geochemische Untersuchungen................................................................................475.1 Hinweise auf Alteration in den untersuchten Proben...............................................475.2 Leukokrate Gneise ...................................................................................................475.3 Metabasite ................................................................................................................535.4 Zusammenfassung und Interpretation......................................................................55

6. Sm-Nd- und Rb-Sr-Isotopie ......................................................................................576.1 Sm-Nd- und Rb-Sr-Isotopen-Charakteristika ..........................................................576.2 Sm-Nd-Granat-Gesamtgesteinsdatierungen.............................................................61

7. Zusammenfassung der Ergebnisse ...........................................................................63

8. Diskussion ...................................................................................................................668.1 Hinweise auf das ursprüngliche, präkambrische Grundgebirge ..............................668.2 Obervendischer Magmatismus (~ 550 Ma) .............................................................668.3 Unterordovizischer Magmatismus (~ 485 – 475 Ma)..............................................678.4 Paläogeographisches Modell ...................................................................................69

9. Literaturverzeichnis...................................................................................................72

10. Anhang10.1 Probennahmelokalitäten10.2 Geochemische Analysen10.3 Chronostratigraphische Tabellen

Zusammenfassung iii

Zusammenfassung

Das Moldanubikum des Bayerischen Waldes gehört als Westteil des Böhmischen Massivs zum Varisziden-Gürtel Mitteleuropas. Der Varisziden-Gürtel wird gegliedert in Rhenoherzynikum, Saxothuringikum, Mol-danubische Zone und Moravo-Silesikum (Kossmat, 1927; Franke, 1989). Er ist das Ergebnis sequentiellerKollision mehrerer, ursprünglich von Gondwana abstammender Krustenfragmente (peri-Gondwana terranes)während der variszischen Orogenese im mittleren und oberen Paläozoikum (Franke et al., 1995). Zu denperi-Gondwana terranes werden in Europa u.a. Ost-Avalonia (in Südengland, Nordfrankreich und Nord-deutschland), die Armorican terrane assemblage mit Iberia (Iberische Halbinsel) und Cadomia (in Mitteleu-ropa: u.a. Armorikanisches Massiv, Massif Central, Schwarzwald, Böhmisches Massiv) sowie die Proto-alpen (in den Alpen) gezählt (Tait et al., 1997; von Raumer, 1998; Schätz et al., 2002).Bislang erlaubte die geringe Anzahl verlässlicher magmatischer Altersdaten keine Rekonstruktion der präva-riszischen Paläogeographie der moldanubischen Anteile des Bayerischen Waldes. Daher war es Ziel der vor-liegenden Arbeit Altersstellung, Genese und geotektonische Position von Metamagmatiten aus dem Bayeri-schen Wald, die im Allgemeinen als prävariszisch erachtet werden, zu klären. Solche Metamagmatite, inForm von leukokraten Gneisen und assoziierten Metabasiten, wurden in vier Gebieten beprobt, nämlich inder Umgebung von Passau, im Hinteren Bayerischen Wald (Bodenmais – Spiegelau – Freyung), im süd-lichen Oberpfälzer Wald (Waldmünchen – Rötz) und im Künischen Gebirge (Rittsteig – Lam).

U-Pb-SHRIMP-Datierungen an Zirkonen sowie zirkonmorphologische, geochemische und isotopengeoche-mische Untersuchungen an leukokraten Gneisen und Metabasiten verweisen auf eine komplexe Geschichte:Im südwestlichen Teil des Bayerischen Waldes – in der Umgebung von Passau – ist obervendischer (oberes"Neoproterozoikum III") basischer und saurer Magmatismus durch Zirkonalter von 549 ± 6 Ma, 549 ± 7 Maund 555 ± 12 Ma belegt. Alte, ererbte Zirkonkerne wurden nicht festgestellt. Zugehörige mittlere Randsaum-alter von 313 ± 5 Ma, 316 ± 10 Ma und 319 ± 5 Ma zeigen metamorphes Zirkonwachstum im Oberkarbonan.Geochemische Signaturen von leukokraten Metamagmatiten mit rhyolithischem Chemismus und von Meta-basiten deuten auf eine geotektonische Position an einem aktiven Kontinentalrand, möglicherweise mit backarc-Entwicklung. Nd-Isotopie-Daten dieser leukokraten Metamagmatite (εNd(t) –4,6 - –1,7) verweisen aufeine krustale Magmenquelle mit variablen, eher geringen Anteilen an altem, kontinentalem Krustenmaterial.Ein Metabasit mit primitivem Charakter (mg# = 71) und erhöhten LREE-Gehalten stammt vermutlich voneiner angereicherten Mantelquelle (subkontinentale Lithosphäre; εNd(t) +1,2) ab; eine negative Nb-Anomaliespricht für Subduktionseinfluss.

Im Hinteren Bayerischen Wald, im südlichen Oberpfälzer Wald und im Künischen Gebirge ist unterordovi-zischer Magmatismus nachgewiesen: Leukokrate Metamagmatite aus dem Hinteren Bayerischen Wald habenunterordovizische, magmatische Alter von 480 ± 6 Ma und 486 ± 7 Ma. Die Internstrukturen von Zirkonengeben Hinweise auf komplexe, (spät)magmatische Rekristallisations- bzw. Ausheilungsprozesse. Bei einzel-nen Zirkonanalysen wurde reverse Diskordanz (ein "überkonkordantes" U-Pb-Alter) bzw. scheinbare Alters-umkehrung (die Außenzone des Zirkons hat ein scheinbar höheres U-Pb-Alter als die Innenzone) festgestellt.Diese Phänomene werden ebenfalls als Hinweise auf komplexe, (spät)magmatische Rekristallisations- bzw.Ausheilungsprozesse interpretiert; diese Prozesse fanden vermutlich während vergleichsweise langsamerAbkühlung der Magmen statt. Ererbte Zirkonkerne dokumentieren archaische (~ 2,70 Ga), paläoproterozoi-sche (~ 2,02 Ga) und neoproterozoische (615-560 Ma) Ereignisse. Anzeichen für metamorphes Zirkon-wachstum während der variszischen Metamorphose wurden nicht festgestellt. Im südlichen OberpfälzerWald ist durch U-Pb-SHRIMP-Alter von ~ 475-480 Ma saurer und basischer, unterordovizischer Magma-tismus nachgewiesen (Mielke et al., 1996; Teipel et al., 2002); aus dem Künischen Gebirge liegt ein U-Pb-SHRIMP-Alter von sauren Metavulkaniten um ~ 475 Ma vor (Mielke et al., 1996). Die variszische Metamor-

iv Zusammenfassung

phose ist im südlichen Oberpfälzer Wald durch ein Sm-Nd-Granat-Gesamtgesteinsalter von 323,5 ± 3,3 Madokumentiert.Unterordovizische, leukokrate Metamagmatite aus dem Hinteren Bayerischen Wald, dem südlichen Ober-pfälzer Wald und dem Künischen Gebirge zeigen geochemische Hinweise auf die Beteiligung von konti-nentalem Krustenmaterial und/oder Subduktionseinfluss: εNd(t)-Werte zwischen -0,5 und -4,4 belegen vari-able Anteile an juvenilem und altem Krustenmaterial an den Magmenquellen leukokrater Metamagmatite ausdem Hinteren Bayerischen Wald und dem südlichen Oberpfälzer Wald; demgegenüber ist im Künischen Ge-birge ein hoher Anteil alter, kontinentaler Kruste an der Magmenquelle angezeigt (εNd(t) -6,3). Im KünischenGebirge weisen kalkalkalische, andesitische Metabasite auf eine geotektonische Position im Bereich einerkontinental beeinflussten Subduktionszone hin. Leukokrate Metamagmatite aus dem südlichen OberpfälzerWald ohne Eu-Anomalien und mit niedrigen Th-Gehalten stammen möglicherweise von einer Magmen-quelle mit juvenilem, subduktionsbeeinflusstem Ausgangsmaterial ab. In der näheren Umgebung kommt einvermutlich altersgleicher Metabasit mit N-MORB-Signatur vor, der von einem verarmten Mantelreservoir(εNd(t) +7,9) abgeleitet werden kann; ähnliche Metabasite werden im Oberpfälzer Wald als allochthone, tek-tonisch eingeschuppte Relikte angesehen (Rohrmüller et al., 1996).Eine Gruppe leukokrater Gneise aus dem südlichen Oberpfälzer Wald und dem nördlichen BayerischenWald (Umgebung von Waldmünchen und Bodenmais) ist aufgrund charakteristischer, niedriger REE- undHFSE-Gehalte, hoher P-Gehalte und überwiegend positiver Eu-Anomalien entgegen der bisher postuliertenvulkanischen Herkunft (Mielke, 1990; Ott & Rohrmüller, 1998) als Leukosome zu interpretieren.Im Unterordovizium ist im Hinteren Bayerischen Wald, im südlichen Oberpfälzer Wald und im KünischenGebirge im Wesentlichen eine geotektonische Position in einem konvergenten Umfeld, wahrscheinlich aneinem aktiven Kontinentalrand, zu vermuten. Geochemische Hinweise auf rift-bezogenen Magmatismuswurden nicht gefunden.

Die an leukokraten Metamagmatiten und Metabasiten aus dem Bayerischen Wald gewonnenen Ergebnisseerlauben erstmals eine zumindest spekulative Rekonstruktion der paläogeographischen Position des Bayeri-schen Waldes im Obervendium und Unterordovizium:• Ererbte Zirkonalter sowie die Nd-Isotopie sprechen für eine ursprüngliche Position der moldanubischen

Anteile des Bayerischen Waldes am Gondwana-Nordrand im Bereich des Westafrika-Kratons.• Konkordante U-Pb-Alter von ererbten Zirkonkernen zwischen 615-560 Ma deuten auf den in peri-Gond-

wana terranes weit verbreiteten subduktionsbezogenen, cadomischen Magmatismus hin.• Geochemische und isotopengeochemische Daten von Metamagmatiten aus dem Bayerischen Wald ver-

weisen auf Konvergenz-Bedingungen (Subduktion) im oberen Vendium (aktiver Kontinentalrand mit en-sialischer back arc-Bildung um ~ 550 Ma) und im Unterordovizium (aktiver Kontinentalrand um~ 480 Ma). Damit unterscheidet sich die Entwicklung im Moldanubikum des Bayerischen Waldes signi-fikant von anderen prävariszischen Bereichen Mitteleuropas (z.B. Saxothuringikum, Massif Central), fürdie im Unterordovizium extensionale Bedingungen (rifting) angenommen werden (Pin & Marini, 1993;Linnemann et al., 2000). Es bestehen jedoch geochronologische und geotektonische Ähnlichkeiten zwi-schen dem Bayerischen Wald und dem Habach terrane (Tauernfenster; Eichhorn et al., 1999, 2001), dasals Teil des prävariszischen Grundgebirges der Alpen (Protoalpen) zum "östlichen" Ausläufer der peri-Gondwana terranes gezählt wird (Tait et al., 2000; Schätz et al., 2002; von Raumer et al., 2002).

Sukzessives rifting und Wegdriften der peri-Gondwana terranes ab dem Unterordovizium (Tait et al., 1997)verliefen vermutlich diachron – beginnend mit den "westlichsten" terranes (West- und Ost-Avalonia) – alsFolge einer Kollision eines Mittelozeanischen Rückens mit einer Subduktionszone im Bereich West-Avalo-nias (Fernández-Suárez et al., 2002; Nance et al., 2002). Unter Annahme einer derartigen diachronen Ent-wicklung am Gondwana-Nordrand sollte im Bereich "östlich" gelegener terranes Konvergenz bzw. Subduk-tion vorherrschen, während in weiter "westlich" gelegenen terranes bereits rifting stattfindet bzw. beginnt.Für den "Bayerischen Wald" wird daher im Unterordovizium eine "östliche" Position in der Kette der peri-Gondwana terranes postuliert.

Summary v

Summary

Upper Vendian and Lower Ordovician magmatic events in the Bayerischer Wald: Geochronology(SHRIMP), geochemistry and isotope geochemistry of metamagmatic rocks from the westernBohemian Massif.- Doctoral thesis, Munich University.

The Moldanubian basement of the Bayerischer Wald represents the western part of the Bohemian Massif inthe Variscan belt of central Europe. The Variscan belt is subdivided into the Rhenohercynian,Saxothuringian, Moldanubian and Moravo-Silesian zones (Kossmat, 1927; Franke, 1989). It is the result ofsequential collision of Gondwana-derived crustal fragments (terranes) during the Variscan orogeny in theupper to middle Palaeozoic (Franke et al., 1995). Among the Gondwana-derived terranes in Europe are East-Avalonia (in southern England, northern France, northern Germany), the Armorican terrane assemblagecomprising Iberia (Iberian peninsula) and Cadomia (in central Europe: Armorican Massif, Massif Central,Schwarzwald, Bohemian Massif) and the proto-Alps (in the Alps) (Tait et al., 1997; von Raumer, 1998;Schätz et al., 2002).Presently, the limited number of reliable magmatic age data hampered pre-Variscan palaeogeographicreconstructions for the Moldanubian basement of the Bayerischer Wald. Thus, the essential aim of this studywas to constrain age, petrogenesis and geotectonic setting of metamagmatic rocks believed to be pre-Variscan in age from the Bayerischer Wald. Therefore, leucocratic gneisses and associated metabasites weresampled in four areas, namely in the Passau area, in the Hinterer Bayerischer Wald (Bodenmais – Spiegelau– Freyung), in the southern Oberpfälzer Wald (Waldmünchen – Rötz) and in the Künisches Gebirge(Rittsteig – Lam).

U-Pb-SHRIMP dating of zircon, zircon morphology, geochemistry and isotopic data of leucocratic gneissesand metabasites reveal a complex history:In the south-western part of the Bayerischer Wald – in the Passau area – Upper Vendian (late"Neoproterozoic III") basic and acid magmatism is documented by zircon ages of 549 ± 6 Ma, 549 ± 7 Maand 555 ± 12 Ma. Old, inherited zircon cores were not detected. Pooled ages of zircon overgrowths of313 ± 5 Ma, 316 ± 10 Ma and 319 ± 5 Ma provide evidence for Variscan metamorphic zircon growth.Geochemical signatures suggest a position at an active continental margin, probably with back arcdevelopment, for the Upper Vendian magmatism: Nd isotopic data of leucocratic metamagmatites (εNd(t) –4.6- –1.7) point to a crustal magma source with variable but small proportions of old, continental crustalmaterial. A metabasite with primitive character (mg# = 71) and enriched LREE is presumably derived froman enriched mantle source (sub-continental lithosphere; εNd(t) +1.2) and shows subduction influence (negativeNb anomaly); this is consistent with an ensialic back arc development.

In contrast, the Hinterer Bayerischer Wald, the southern Oberpfälzer Wald and the Künisches Gebirge – inthe north-eastern parts of the Bayerischer Wald – are characterised by Lower Ordovician magmatism:leucocratic metamagmatites from the Hinterer Bayerischer Wald yield magmatic ages of 480 ± 6 Ma and486 ± 7 Ma. Some zircon analyses show reverse discordance or apparent age reversal (the U-Pb age of theouter zone of a zircon is apparently older than the age of the inner zone). These phenomena are interpreted toindicate complex, (late) magmatic recrystallisation and/or annealing processes, probably taking place duringrelatively slow cooling of the granitoid magmas. Inherited zircon core ages record Archaean (~ 2.70 Ga),Palaeoproterozoic (~ 2.02 Ga) and Neoproterozoic (615-560 Ma) events. Evidence for Variscanmetamorphic zircon growth was not observed. In the southern Oberpfälzer Wald basic and acid, LowerOrdovician magmatism is documented by U-Pb-SHRIMP ages of ~ 475-480 Ma (Mielke et al., 1996; Teipelet al., 2002). An acid metavolcanic from the Künisches Gebirge yields a U-Pb-SHRIMP age of ~ 475 Ma

vi Summary

(Mielke et al., 1996). A Sm-Nd-garnet-whole rock isochrone age of 323.5 ± 3.3 Ma provides evidence forcooling during Variscan metamorphism in the southern Oberpfälzer Wald.Lower Ordovician leucocratic metamagmatites from the Hinterer Bayerischer Wald, the southernOberpfälzer Wald and the Künisches Gebirge show geochemical characteristics indicative of continentalcrust and/or subduction. The crustal magma sources of leucocratic metamagmatites from the HintererBayerischer Wald and the southern Oberpfälzer Wald contain variable proportions of juvenile and old crustalmaterial (εNd(t) –0.5 - –4.4); whereas a low εNd(t) value (–6.3) of a leucocratic metamagmatite in the KünischesGebirge indicates a high amount of old continental crustal material in the magma source. Calc-alkaline,andesitic metabasites from the Künisches Gebirge are consistent with an active continental margingeotectonic setting. Leucocratic metamagmatites from the southern Oberpfälzer Wald without Eu anomaliesand comparatively low Th contents are probably derived from a juvenile, subduction-related precursor. Apresumably concomitant metabasite with N-MORB characteristics from the vicinity was derived from adepleted mantle source as indicated by a high εNd(t) value (+7.9). Similar metabasites from the OberpfälzerWald are probably tectonically emplaced relics (Rohrmüller et al., 1996).A geochemically distinct group of leucocratic gneisses from the southern Oberpfälzer Wald and the northernBayerischer Wald (Waldmünchen – Bodenmais area) is re-interpreted as leucosomes, as opposed to theassumed volcanic origin (Mielke, 1990; Ott & Rohrmüller, 1998), on the basis of characteristically low REEand HFSE contents, high P concentrations and mainly positive Eu anomalies.In the Lower Ordovician a geotectonic position in a convergent setting, probably at an active continentalmargin, is assumed in the Hinterer Bayerischer Wald, in the southern Oberpfälzer Wald and in the KünischesGebirge. Geochemical proof of rift-related magmatism was not found.

Geochronological, geochemical and isotopic results from leucocratic metamagmatites and metabasites fromthe Bayerischer Wald for the first time allow a tentative reconstruction of the palaeogeographic position ofthe Bayerischer Wald in the Upper Vendian and Lower Ordovician:• Inherited zircon core ages and Nd isotopic data constrain an original position of Moldanubian parts of

the Bayerischer Wald at the northern margin of Gondwana, most likely in the vicinity of the Westafricancraton.

• Concordant U-Pb ages of inherited zircon cores in the range of 615-560 Ma are evidence for thewidespread subduction-related, Cadomian magmatism in Gondwana-derived terranes.

• Geochemical and isotopic data from metamagmatites of the Bayerischer Wald indicate convergence(subduction) in the Upper Vendian (active continental margin with ensialic back arc development at~ 550 Ma) and in the Lower Ordovician (active continental margin at ~ 480 Ma). Thus, the evolution ofthe Moldanubian in the Bayerischer Wald differs markedly from that of other pre-Variscan areas inCentral Europe (e.g. Saxothuringian, Massif Central), where extensional settings with rifting areassumed in the Lower Ordovician (Pin & Marini, 1993; Linnemann et al., 2000). However, there aregeochronological and geotectonic similarities between the Bayerischer Wald and the Habach terrane(Tauern Window; Eichhorn et al., 1999, 2001), the latter, being part of the pre-Variscan basement of theAlps (proto-Alps), probably belongs to the "eastern" continuation of the peri-Gondwana terranes (Tait etal., 2000; Schätz et al., 2002; von Raumer et al., 2002).

Successive rifting and drifting of Gondwana-derived terranes started in the Lower Ordovician (Tait et al.,1997) and probably occurred diachronously – starting in the "western" terranes (West- and East-Avalonia) –due to ridge-trench-collision in the West-Avalonia area (Fernández-Suárez et al., 2002; Nance et al., 2002).Assuming a diachronous evolution at the northern margin of Gondwana there is supposed to be convergenceand/or subduction in the "eastern" parts of the chain of Gondwana-derived terranes, whereas further to the"west" rifting already took place or started. In consequence, the Moldanubian parts of the Bayerischer Waldare tentatively placed at an "eastern" position in the chain of Gondwana-derived terranes in the LowerOrdovician.

Vorwort vii

Vorwort

Herrn Prof. Dr. Rudolf Höll, Department für Geo- und Umweltwissenschaften der Ludwig-Maximilians-Universität München, möchte ich für seine engagierte Betreuung und sein großesInteresse an dieser Arbeit danken. Sein Einsatz und seine stete Diskussionsbereitschaft trugen ganzwesentlich zum Gelingen dieser Arbeit bei.

Für die Einführung in die Isotopenanalytik, die Nutzung des Labors sowie fachliche Anregungenund Betreuung bei Laborarbeiten gilt mein Dank Herrn Prof. Dr. Ernst Hegner (Leiter desZentrallabors für Isotopenanalytik, Department für Geo- und Umweltwissenschaften) und HerrnProf. Dr. Hermann Köhler (Department für Geo- und Umweltwissenschaften).

Dem Institutsleiter Herrn Prof. Dr. Hubert Miller danke ich für die Bereitstellung der Instituts- undLaboreinrichtungen im Department für Geo- und Umweltwissenschaften.

Besonderer Dank gebührt Herrn Dr. Roland Eichhorn (Staatsministerium für Landesentwicklungund Umweltfragen, München) für wertvolle Anregungen und nächtelange Diskussionen an derSHRIMP. Besonders erwähnen möchte ich an dieser Stelle Herrn Dr. Allen Kennedy (CurtinUniversity, Perth) und ihm für seine Einweisung in die SHRIMP und den reibungslosen Ablauf derMessungen danken.

Für zahlreiche Anregungen, Diskussionen über die regionale Geologie und gemeinsameExkursionen bedanke ich mich bei Herrn Dr. Johann Rohrmüller (Bayerisches GeologischesLandesamt, Marktredwitz). Ein Teil der geochemischen Analysen wurde dankenswerterweise vomBayerischen Geologischen Landesamt zur Verfügung gestellt.

Herrn Dr. Frank Söllner, Herrn Dr. Stefan Hölzl, Frau Dr. Birgit Meißner, Herrn Dr. Immo Wendtsowie den Herren Dipl.-Geol. Peter Deters, Matthias Willbold und Wolfgang Schmidt (Departmentfür Geo- und Umweltwissenschaften) sei gedankt für ihre Unterstützung und Hilfsbereitschaft imLabor und am Massenspektrometer.

Ich danke ferner meinen Mitstreitern Herrn Dr. Peter Schauder und Herrn Dipl.-Geol. MartinHöckenreiner für Diskussionen und Unterstützung.

Die Messungen an der SHRIMP sowie der Aufenthalt in Perth wurden zum großen Teil durch einegroßzügige Spende von Ferdinand Graf von Thun und Hohenstein finanziert und dadurchermöglicht.Für Isotopen- und Zirkonuntersuchungen stand eine Sachmittelbeihilfe der DeutschenForschungsgemeinschaft (DFG-GZ: Ho 488/24-1) zur Verfügung.Für die Dauer von zwei Jahren wurde die vorliegende Arbeit durch ein Stipendium zur Förderungdes wissenschaftlichen Nachwuchses der Ludwig-Maximilians-Universität München finanziert.

Ganz besonders möchte ich mich bei meinen Eltern für jegliche Art der Unterstützung vor undwährend der Promotion bedanken!

viii Verwendete Abkürzungen

Verwendete Abkürzungen

CAB calc-alkali basalt, Kalkalkali-Basalt

CN Chondrit-normiert

DX, SX Deformationsphase D und damit verbundene Schieferung S

E-MORB enriched MORB, angereicherter MORB

HFSE high field strength elements, insbesondere Th, U, Zr, Hf, Ti, Nb, Ta, REE

HP high pressure, Hochdruck(-Metamorphose)

HREE heavy rare earth elements, schwere Seltenerdelemente, Gd-Lu

HT high temperature, Hochtemperatur(-Metamorphose)

IUGS International Union of Geological Sciences

KL Kathodolumineszenz

LILE large ion lithophile elements; insbesondere Cs, Rb, K, Ba, Sr

LOI loss on ignition, Glühverlust

LP low pressure, Niederdruck(-Metamorphose)

LREE light rare earth elements, leichte Seltenerdelemente, La-Eu

MORB mid-ocean ridge basalt; Mittelozeanischer Rücken-Basalt

MP medium pressure, Mitteldruck(-Metamorphose)

N, E, W, S Norden, Osten, Westen, Süden

N-MORB normal MORB, verarmter MORB

P, T Druck, Temperatur

REE rare earth elements, Seltenerdelemente, La-Lu

REM Rasterelektronenmikroskop

SHRIMP sensitive high resolution ion microprobe

VAB volcanic arc basalt, Inselbogenbasalt

1. Einleitung 1

1. Einleitung

1.1 Fragestellung und Zielsetzung

Der Varisziden-Gürtel Mitteleuropas ist das Er-gebnis sequentieller Kollision mehrerer, vonGondwana abstammender Krustenfragmente(peri-Gondwana terranes) im mittleren undoberen Paläozoikum (Franke et al., 1995; Tait etal., 1997, 2000). Diese Krustenfragmente, unteranderem Ost-Avalonia und die Armoricanterrane assemblage (Tait et al., 1997), stammenursprünglich von einem spät-neoproterozoi-schen, andinotypen Kontinentalrand am Gond-wana-Nordrand (Nance & Murphy, 1994). Ost-Avalonia tritt zutage in Südengland, Nordfrank-reich, Belgien und Norddeutschland im Bereichdes Rhenoherzynikums (Franke et al., 1995).Weitere Gebiete mit Avalonia-Affinität werden

in Teilen des Saxothuringikums (Erzgebirge,West-Sudeten) und im Moravo-Silesikum ver-mutet (Kröner et al., 1995, 2001; Kröner &Hegner, 1998; Friedl, 2000; Hegner & Kröner,2001). Die Armorican terrane assemblage(auch als "Armorica" bzw. "Cadomia" bezeich-net; Van der Voo, 1979; Tait et al., 1997; Lin-nemann et al., 2000) setzt sich zusammen ausmehreren Krustenfragmenten, zu denen dieArmorikanischen und Iberischen Massive, dasMassif Central, der Schwarzwald sowie Teiledes Böhmischen Massivs (MoldanubischeZone) gehören (Tait et al., 1997); bestimmteBereiche des Saxothuringikums werden eben-falls als Bestandteil der Armorican terraneassemblage angesehen ("Saxothuringischesterrane"; Schätz et al., 2002). Diskutiert werdenaußerdem Beziehungen zwischen der Armori-

N

AM

IBVG SW

BM

MCA

RH

MZ ST MS

Trans-Europäische-Tornquist Störung

OsteuropäischePlattform

Abb. 1-1: Übersichtskarte der Varisziden in Europa (vereinfacht nach Franke, 1992). Der Varisziden-GürtelMitteleuropas wird gegliedert in das Rhenoherzynikum (RH), das Saxothuringikum (ST), die Moldanubi-sche Zone (MZ) und das Moravo-Silesikum (MS) (Kossmat, 1927; Franke, 1989). Er ist das Ergebnis se-quentieller Kollision mehrerer, ursprünglich von Gondwana abstammender Krustenfragmente (peri-Gond-wana terranes: u.a. Ost-Avalonia, Armorican terrane assemblage) während der variszischen Orogenese immittleren und oberen Paläozoikum (Franke et al., 1995; Tait et al., 1997, 2000).Variszische Massive sind schattiert. IB: Iberia, AM: Armorikanisches Massiv, MC: Massif Central, VG:Vogesen, SW: Schwarzwald, BM: Böhmisches Massiv, A: Alpen. Der umrandete Bereich ist in Abb. 2-1dargestellt.

2 1. Einleitung

can terrane assemblage und den Protoalpen(prävariszisches Grundgebirge in den Alpen,"Intra-Alpine terranes"; von Raumer, 1998).Paläomagnetische Daten deuten darauf hin, dasssich die verschiedenen Krustenfragmente derArmorican terrane assemblage im Ordoviziumzwischen ~ 470 und ~ 440 Ma zum Teil unab-hängig voneinander von Gondwana lösten undin Richtung Laurentia und Baltica drifteten(Tait et al., 1997, 2000; Schätz et al., 2002).Für viele Teile der Armorican terraneassemblage und benachbarter Gebiete existierteine Fülle an geochronologischen Daten für ne-oproterozoische bis ordovizische, paläogeogra-phische Rekonstruktionen (Pin & Marini, 1993;Schaltegger et al., 1997; von Quadt, 1997; Zu-lauf et al., 1997; Kröner & Hegner, 1998; Zu-lauf et al., 1999; Chen et al., 2000; Friedl, 2000;Linnemann et al., 2000; Eichhorn et al., 2001;Hegner & Kröner, 2001; Bues et al., 2002; Dörret al., 2002; Kemnitz et al., 2002; von Raumeret al., 2002). Die Stellung moldanubischer An-teile im Westteil des Böhmischen Massivs(Bayerischer Wald) blieb innerhalb derartigerRekonstruktionen wegen der geringen Anzahlverlässlicher magmatischer Altersdaten bisherjedoch weitgehend ungeklärt. Lediglich drei U-Pb-SHRIMP-Datierungen an sauren Metavul-kaniten und an einem Metabasit aus dem Ober-pfälzer Wald belegen dort unterordovizischenMagmatismus (Mielke et al., 1996; Teipel et al.,2002).Vorrangiges Ziel dieser Dissertation ist deshalbdie Klärung der Altersstellung des prävariszi-schen Magmatismus im Bayerischen Walddurch geochronologische Untersuchungen anleukokraten und basischen Metamagmatiten. ImVordergrund stehen hierbei die magmatischenBildungsalter der Protolithe von leukokratenGneisen und untergeordnet von Metabasiten.Derartige leukokrate Gneise werden im Bayeri-schen Wald als "Leptynite", "Granat-Meta-aplite", "Orthogneise" und "Flasergneise" be-zeichnet (Schreyer, 1967; Bauberger, 1977;Bauberger & Unger, 1984; Ott, 1988; Mielke,1990, 2002; Ott & Rohrmüller, 1998). Die Er-fassung der geotektonischen Positionen sowie

Aussagen zur Genese der Protolithe der unter-suchten Gesteine sind weitere, wesentlicheZiele der vorliegenden Arbeit. Die magmati-schen Bildungsalter sollen zusammen mit geo-chemischen und isotopengeochemischen Datendie Einbindung der moldanubischen Anteile desBayerischen Waldes in prävariszische, paläo-geographische Rekonstruktionen ermöglichen.

1.2 Art und Umfang derdurchgeführten Arbeiten

Im Rahmen der vorliegenden Arbeit wurde einGroßteil der im Bayerischen Wald und im süd-lichen Oberpfälzer Wald bekannten Vorkom-men von leukokraten Gneisen feldgeologischuntersucht und beprobt, zum Teil in Zusam-menarbeit mit Herrn Dr. Johann Rohrmüller(Bayerisches Geologisches Landesamt, Markt-redwitz). Soweit leukokrate Gneise mit Metaba-siten vergesellschaftet waren, wurden letztereebenfalls beprobt.Insgesamt wurden 32 Vorkommen von leu-kokraten Gneisen und drei Metabasit-Vorkom-men beprobt und bearbeitet (Abb. 1-2); darunterauch die von Mielke et al. (1996) datierten Vor-kommen. Die beprobten Vorkommen liegen inder Umgebung von Passau (PA; Passau – Vils-hofen), im Hinteren Bayerischen Wald (HBW;Bodenmais – Spiegelau – Freyung), im südli-chen Oberpfälzer Wald (SOW; Waldmünchen –Rötz) und im Künischen Gebirge (KG; Rittsteig– Lam). Leukokrate Gneise aus der Donauleite(östlich von Passau; Obernzell – Untergries-bach) (von Guttenberg, 1974) wurden im Rah-men der vorliegenden Dissertation nicht bear-beitet, da geochronologische Untersuchungenauf ein durchgreifendes variszisches, vermutlichgranulitfazielles Ereignis um 340 Ma hinweisen(Teipel et al., 2002).Die Aufschlusssituation in den beprobten Ge-bieten ist als schlecht zu bezeichnen; einigeVorkommen von leukokraten Gneisen und Me-tabasiten sind lediglich im Lesesteinbefundnachweisbar. Kontakte zu Nebengesteinen derMetamagmatite sind nur in einem Vorkommenbei Lam (KG) aufgeschlossen.

1. Einleitung 3

Zur Identifikation geeigneten Probenmaterialswurden etwa 80 Dünnschliffe untersucht; 43geochemische Analysen (fusion ICP, ICPMS,RFA) bildeten die Grundlage für die Auswer-tung und weitere Bearbeitung der Proben. Iso-topengeochemische Untersuchungen (Sm-Nd,Rb-Sr) wurden an zwölf ausgewählten Probenaus Vorkommen durchgeführt, für die Altersin-formationen aus Datierungen im Rahmen dervorliegenden Arbeit bzw. aus der Literatur vor-liegen, oder für die aufgrund von Ähnlichkeitenzu datierten Vorkommen ein Alter abgeleitetwerden kann. Um Anhaltspunkte für den Zeit-raum nachfolgender metamorpher Überprägun-gen zu erhalten, wurden für Sm-Nd-Granat-Ge-samtgesteinsdatierungen zwei Granatfraktionensepariert und analysiert.

Vier Gesteinsproben von leukokraten Gneisenwurden zur Zirkongewinnung aufbereitet. Vonvier aufbereiteten Metabasit-Proben erwies sichnur eine als ausreichend Zirkon-führend. DieZirkonspektren dieser fünf Proben wurden zir-konmorphologisch untersucht. An Zirkonen vonvier leukokraten Gneisen und einem Metabasitwurden U-Pb-Altersbestimmungen mit der Io-nensonde SHRIMP II (Perth, Australien) durch-geführt. Für die Auswertung der Zirkon-Datie-rungen und die Bewertung der Signifikanz dereinzelnen Analysepunkte wurde die interneMorphologie der Zirkone mittels Th-U-Ana-lysen und Kathodolumineszenz-Abbildungenuntersucht.

SOW

KG

HBW

PA

Leukokrate GneiseMetabasite

Schnaitten-bach

Tännes-berg Moosbach Eslarn

Schmid-gaden Nabburg Ober-

viechtach

Tiefen-bach

Schwandorfi. Bay.

Wackers-dorf Neunburg

v. WaldRötz

Untergra-fenried

Wald-münchen

Furthi. Wald

Rittsteig

Lam Bayer.Eisenstein

Bodenmais Zwiesel Hirschbach

RegenFrauenau

SpiegelauFinsterau

Neukirchenb. Hl. Blut

Cham OstCham WestNeukirchen-Balbini

Reichen-bach

Wörth a. d.Donau Stallwang St. Englmar Viechtach

Pfatter Münster Bogen Ruhmanns-felden

Burglengen- feld

Bruck i. d.OPf.

Regenstauf Nittenau Roding

Regensburg Donaustauf

Straß- kirchen Deggen-

dorfLalling Schöfweg

PlattlingOsterhofen

Schöllnach

PleintingVilshofen

Grafenau Freyung Bischofs-reut

Tittling Wald-kirchen

Jandels-brunn

Hutthurm Hauzenberg Wegscheid

Unter-griesbachObernzellPassau

Neuhausa. Inn

Ortenburg

Miltach Kötzting

6438 6439 6440 6441

6538 6539 6540 6541

6638 6639 6640

6641

6542

6642

6643/44

674467436742

6843 6844 6845

6946694569446943

6842

69426941

6841

67416740

6840

69406939

6839

67396738

6838

6938

7040 7041 7042 7043

7142 7143

7243

7044

7144

7244

7045

7145

7245

7046

7146

7246

7047

7147

7247

7148

7248/49

7348/49

7448

7347

7447

7346

7446

7546

7445

73457344

Abb. 1-2: Übersicht der Probennahme-Areale (schattiert) im Gebiet des Bayerischen Waldes und des Ober-pfälzer Waldes mit den Probennahmelokalitäten für leukokrate Gneise und Metabasite. Zur Orientierungsind die Blattschnitte der Topographischen Karte, 1:25000 dargestellt. SOW = südlicher Oberpfälzer Wald(Rötz – Waldmünchen); KG = Künisches Gebirge (Rittsteig – Lam); HBW = Hinterer Bayerischer Wald(Bodenmais – Spiegelau – Freyung); PA = Umgebung von Passau (Passau – Vilshofen)

4 2. Geologischer Rahmen

2. Geologischer Rahmen

Das Grundgebirge des Bayerischen Waldesstellt den westlichen Teil des Böhmischen Mas-sivs dar. Ein Großteil des Böhmischen Massivs

bildet gemeinsam mit Teilen des Armorikani-schen Massivs, des Massif Central, der Voge-sen und des Schwarzwaldes die Moldanubische

Abb. 2-1: Geologische Übersichtskarte des westlichen Böhmischen Massivs (vereinfacht und modifiziertnach der Geologischen Karte von Bayern, 1:500000, 1996 und Troll, 1967b). Zur Orientierung sind dieBlattschnitte der Topographischen Karte, 1:25000 (Abb. 1-2) dargestellt. MM: Münchberger Masse, ZEV:Zone von Erbendorf-Vohenstrauß, BPSZ: Bayerischer Pfahl-Scherzone, RSZ: Rundinger Scherzone,W: Waldmünchen, B: Bodenmais, F: Freyung.

2. Geologischer Rahmen 5

Zone des Varisziden-Gürtels in Mitteleuropa(Abb. 1-1). Die Moldanubische Zone wird imBöhmischen Massiv repräsentiert durch dasTeplá-Barrandium und das Moldanubikum(Franke, 1989).Der Bayerische Wald wird als intensiv über-prägter, randlicher Teil des Moldanubikums desBöhmischen Massivs angesehen (Urban & Sy-nek, 1995). Diesen westlichen Randbereich desBöhmischen Massivs bezeichnet Fuchs (1976)als "Bavarikum". Typische Strukturen sindNW-SE-streichende Foliationen und NW-SE-streichende, dextrale Scherzonen (BayerischerPfahl-Scherzone, Rundinger Scherzone; Abb.2-1).Das Moldanubikum des Bayerischen Waldes istgekennzeichnet durch polymetamorphe Meta-sedimente (vorwiegend Paragneise und Glim-merschiefer) mit untergeordneten Metamagma-titen sowie durch variszische Granite.Vor allem im Hinteren Bayerischen Wald istdas Moldanubikum überwiegend aus monoto-nen Lithologien aufgebaut. Die monotonen Pa-ragneisabfolgen (sogenannte "Monotone Grup-pe") bestehen aus ehemaligen Tonsteinen,Grauwacken und sandig-tonigen Wechsellage-rungen mit sporadischen Mergelzwischenlagen;vereinzelt sind metamorphe basische und inter-mediär-saure Magmatite eingeschaltet. Als Ab-lagerungsmilieu wird ein absinkendes Sedi-mentationsbecken an einem Kontinentalrandbzw. ein Schelfbereich an einem passiven Kon-tinentalrand postuliert (Blümel, 1972; Fuchs,1995; Rohrmüller et al., 1996).Bereiche mit variabler Lithologie (sogenannte"Bunte Gruppe") finden sich im Künischen Ge-birge bei Lam – Rittsteig (Blümel, 1972), imsüdlichen Oberpfälzer Wald bei Waldmünchen(Mielke, 1990) und in der Donauleite östlichvon Passau (von Guttenberg, 1974). Diese vari-ablen Paragneisabfolgen werden aufgebaut ausvormaligen Tonsteinen, Sandsteinen, Grau-wacken, Kalksteinen sowie basischen und sau-ren Magmatiteinschaltungen. Typisch ist dasAuftreten organogenen Materials, das in denheutigen Metasedimenten als Graphit vorliegenkann. Als Ablagerungsraum dieser als vulkano-

sedimentäre Abfolge interpretierten Vergesell-schaftung wird ein Schelfbereich an einemvermutlich passiven Kontinentalrand diskutiert(Blümel, 1972; Fuchs, 1995).Die Beziehungen zwischen "Monotoner Grup-pe" und "Bunter Gruppe" sind, insbesondere imBayerischen Wald, nicht geklärt. Im Allgemei-nen wird die "Monotone Gruppe" (im tschechi-schen Sprachgebrauch "Želiv-Gruppe") alsstratigraphisch Liegendes der "Bunten Gruppe"(tschechisch "Český Krumlov-Gruppe") ange-sehen (Jencek & Vajner, 1968; Zoubek, 1988;Stettner et al., 1997). Blümel (1972) sieht imGebiet zwischen Rittsteig und Bodenmais(nördlicher Bayerischer Wald) einen Übergangzwischen "Monotoner Gruppe" und "BunterGruppe".Zum Sedimentationsalter der Protolithe der Pa-ragneise und Glimmerschiefer existieren unter-schiedliche Vorstellungen:• Einige Autoren (Stettner, 1981; Zoubek,

1988; Chaloupsky, 1989) nehmen an, dassdie Paragneise des Moldanubikums aus-schließlich proterozoischen Alters sind.

• In der Stratigraphischen Tabelle vonDeutschland wird die "Monotone Gruppe"dem "Neoproterozoikum III" (Vendium)und die "Bunte Gruppe" dem Unter-kambrium zugeordnet (Deutsche Stratigra-phische Kommission, 2002).

• U-Pb-Datierungen an detritischen und er-erbten Zirkonen aus verschiedenen Para-gneisen verweisen auf bis zu 1,8-3,8 Ga alteLiefergebiete für diese Metasedimente(Grauert et al., 1973; Teufel, 1988; Gebaueret al., 1989; Propach et al., 2000).

• Köhler & Müller-Sohnius (1980) interpre-tieren eine Rb-Sr-Isochrone mehrerer Pa-ragneisanatexite aus dem RegensburgerWald (nördlicher Bayerischer Wald) mit563 ± 29 Ma als Alter der Sedimentationoder einer Metamorphose. Ein identisches,an einem Kalksilikatfels (ehemalige Mer-geleinschaltung) ermitteltes Rb-Sr-Alter von565 ± 32 Ma führen Grauert et al. (1974)auf ein metamorphes Ereignis zurück.


Anhand dieser Daten kann auf ein Minimal-alter für die Sedimentation der "MonotonenGruppe" von etwa 565 Ma geschlossenwerden.

• Frank et al. (1990) leiten aus dem Vergleichder Sr-Isotopenverhältnisse von Marmorenaus dem österreichischen Waldviertel mitder Sr-Isotopenentwicklung von Meerwas-ser ein proterozoisches Alter der dortigen"Bunten Gruppe" ab.

• An Paragneisen aus dem nördlichen Ober-pfälzer Wald, die als Äquivalente der"Bunten Gruppe" aufgefasst werden können(Mielke et al., 1996), wurde ein unteresSchnittpunktalter (U-Pb-Datierungen anZirkon) von 540 ± 4 Ma bestimmt, das alsMetamorphose-Alter interpretiert wird(Teufel, 1988). Es wird diskutiert, ob dieMetamorphose bereits im Liefergebiet derSedimente stattfand, dann wäre die Sedi-mentation jünger als 540 Ma, oder ob dieSedimente um 540 Ma metamorph über-prägt wurden und damit älter als 540 Masind. Die Zirkonmorphologie mit abgerun-deten Zirkonen wird als Hinweis auf ein Se-dimentationsalter jünger als 540 Ma gese-hen (Teufel, 1988).

• Mielke et al. (1996) teilen ein magmatischesBildungsalter (U-Pb-Datierung an Zirkon)von 472 ± 6 Ma von einem sauren Metavul-kanit aus dem südlichen Oberpfälzer Waldmit. Für die Sedimentation der Protolitheder umgebenden Metasedimente folgt hier-aus ein ordovizisches Alter (Chronostra-tigraphische Tabellen, Anhang 10.3).

• Im Künischen Gebirge kommen in einemnur wenige Kilometer breiten, langgezogen-en Streifen Glimmerschiefer sowie unterge-ordnet Quarzite, Marmorlagen und Meta-magmatite vor (Abb. 2-1). Diese Meta-sedimente stellen vermutlich eine ehema-lige, Molasse-artige Beckenfüllung dar(freundl. mündl. Mitt. Prof. R. Höll, 2002).Fischer (1936) stellt diese Abfolge aufgrundregionaler Vergleiche ins Kambrium undOrdovizium. Eine U-Pb-Zirkon-Datierung

an einem sauren Metavulkanit aus demKünischen Gebirge (Lam) mit 474 ± 7 Maimpliziert eine Sedimentation der Protolitheder umgebenden Metasedimente im Unter-ordovizium (Mielke et al., 1996). Mikro-sporenfunde in Glimmerschiefern aus demKünischen Gebirge bei Rittsteig belegendort obersilurische Sedimentationsalter(Reitz, 1992).

Geochronologische Hinweise auf Protolith-Alter von als prävariszisch erachteten Meta-magmatiten im Moldanubikum des BayerischenWaldes sind die beiden bereits erwähnten U-Pb-SHRIMP-Datierungen an sauren Metavulkani-ten aus dem südlichen Oberpfälzer Wald undaus dem Künischen Gebirge mit 472 ± 6 Mabzw. 474 ± 7 Ma (Mielke et al., 1996).Im Zuge der variszischen Orogenese intrudier-ten zahlreiche spät- bis postkinematische Gra-nitoide in die (hoch)metamorphen moldanubi-schen Gesteine des Böhmischen Massivs. Fürdie Intrusion wird auf der Grundlage von Rb-Sr-Datierungen allgemein ein Zeitraum von290-350 Ma angegeben (Zusammenstellungenin Holub et al. (1995) und Siebel et al. (1997)).U-Pb-Zirkonalter von Graniten des BayerischenWaldes belegen Kristallisationsalter von 315-340 Ma (Grauert et al., 1974; Abdullah et al.,1994; Köhler & Hölzl, 1996; Propach et al.,2000); in diesem Zeitraum kristallisierten eben-falls die sogenannten Palite des BayerischenPfahls (334 ± 0,5 Ma, Siebel et al., 2002). Rb-Sr-Isochronenalter von Graniten des Bayeri-schen Waldes liegen zwischen 310 und 325 Ma(Köhler & Müller-Sohnius, 1986; Wendt et al.,1986, 1994; Christinas et al., 1991b; Siebel,1995).Die variszische tektonische Aktivität endete mitgroßen, intrakontinentalen Transformbewegun-gen um 290-260 Ma (Urban & Synek, 1995).

2.1 Metamorphosen im BayerischenWald

Die moldanubischen Gesteine des BayerischenWaldes wurden in mehreren Metamorphose-phasen überprägt. In Relikten und tektonisch


geschonten Bereichen sind Hinweise auf Mit-teldruck(MP)- und Hochdruck(HP)-Metamor-phosen zu finden; mögliche ältere Metamorpho-sephasen werden durch geochronologische In-dizien angezeigt. Die jüngste Phase ist diedurchgreifende variszische Niederdruck-Hoch-temperatur(LPHT)-Metamorphose.Im nördlichen Bayerischen Wald und im Ober-pfälzer Wald werden bis zu sechs Deformati-onsphasen (D1-D6) unterschieden, von denendie letzten vier Abschnitte D3-D6 der variszi-schen LPHT-Metamorphose zugeordnet werden(Tanner & Behrmann, 1995; Behrmann &Tanner, 1997).

Mitteldruck-Metamorphose, Hochdruck-Metamorphose und ältere MetamorphosenEine MP-Metamorphose ist durch Granat-,Staurolith- und Kyanitrelikte in Paragneisen vorallem im nördlichen Bayerischen Wald doku-mentiert (Düsing, 1959; Mielke, 1990;Schuster, 1994). Tanner et al. (1993) geben fürdie MP-Metamorphose Drücke von 0,7-0,9 GPa(7,0-9,0 kbar) und mittlere Temperaturen von530-570°C an. Rb-Sr-Abkühlalter zwischen372 ± 28 Ma und 384 ± 26 Ma von Glimmernaus dem nördlichen Bayerischen Wald stellendieses MP-Ereignis ins Mittel- bis Oberdevon(Teufel, 1988; Ihlenfeld et al., 1998). Tanner &Behrmann (1995) vermuten, dass die ältesten,nur noch in Relikten und Boudins als Falten er-haltenen Deformationsphasen D1 und D2 mitder MP-Metamorphose gleichzusetzen sind. Eswird allgemein angenommen, dass mit der MP-Metamorphose ein Kollisionsereignis verbun-den war, das zur Krustenstapelung aller tektoni-schen Einheiten führte (Blümel, 1995; Urban &Synek, 1995).Eklogit- und Granulit-Linsen sind als vermut-lich eingeschuppte Relikte einer HP-Metamor-phose anzusehen. Die Druck-Temperatur(P-T)-Bedingungen lagen bei 1,2-1,5 GPa und710-800°C (O'Brien, 1989; Blümel, 1995). DasHP-Ereignis wird im nördlichen BayerischenWald ins Silur um 425 Ma (Sm-Nd-Mineraliso-chrone) gestellt (von Quadt & Gebauer, 1988,1993).

Weitere, prävariszische thermische Ereignisse(Metamorphose, Anatexis) sind geochronolo-gisch angezeigt im Ordovizium um 460-465 Ma(U-Pb-SHRIMP-Datierungen an Zirkon, Rb-Sr-Gesamtgesteinsdatierungen, Gebauer et al.,1989; U-Pb-Datierungen an Monazit, Teufel,1988) und im Unterkambrium um 540-545 Ma(U-Pb-Datierungen an Zirkon, Teufel, 1988;Rb-Sr-Gesamtgesteinsdatierungen, Grauert etal., 1974; Köhler & Müller-Sohnius, 1980). Rb-Sr-Alter von 474 ± 13 Ma und 488 ± 20 Mawerden als Hinweise auf eine ordovizischeAnatexis oder Metamorphose gedeutet (Grauertet al., 1974; Köhler et al., 1989).

Variszische Niederdruck-Hochtemperatur-MetamorphoseCharakteristische und verbreitete Mineralpara-genesen der durchgreifenden LPHT-Metamor-phose in Metapeliten sind Cordierit, Kalifeld-spat, Quarz, ±Granat, ±Sillimanit, ±Biotitund/oder Spinell; anatektische Erscheinungen inForm von Leukosomen sind verbreitet.Der Grad der Metamorphose ist regional unter-schiedlich. Im Gebiet zwischen Künischem Ge-birge im Norden und der Pfahlzone im Süd-westen deutet Blümel (1972) eine Abfolgepetrographischer Zonen als Hinweis auf einenzunehmenden Metamorphosegrad von Grün-schieferbedingungen mit Glimmerschiefern imKünischen Gebirge (Biotit-Chlorit-Zone) bishin zu hochgradigen Bedingungen mit Cor-dierit-Kalifeldspat±Granat-Paragenesen in Mig-matiten im Bereich der Pfahlzone und unmittel-bar nördlich davon. Baburek (1995) geht dage-gen aufgrund petrostruktureller Untersuchungenim benachbarten tschechischen Teil des Molda-nubikums von einer tektonischen Überlagerungverschiedener metamorpher Einheiten – einerLPHT-Einheit (Migmatite) und einer MPLT-Einheit (Glimmerschiefer) – mit unterschiedli-chen P-T-Pfaden aus. Nordöstlich der Pfahlzonedokumentieren metatektische Gneise mit Cor-dierit-Kalifeldspat±Granat-Paragenesen einenvergleichsweise geringeren Metamorphose-bzw. Anatexisgrad als Diatexite mit metatekti-schen Relikten im Gebiet westlich und südlich


des Pfahls; letzteres wird als tieferes Krusten-segment gedeutet (Troll, 1967a; Grauert et al.,1974).Als P-T-Bedingungen für den Höhepunkt derLPHT-Metamorphose werden im nördlichenund mittleren Teil des Bayerischen WaldesDrücke zwischen 0,3 und 0,4 GPa und Tempe-raturen von 640-800°C angegeben (Blümel &Schreyer, 1977; Tanner et al., 1993; Schuster,1994). Aus dem Vergleich mit experimentellenErgebnissen schließen Kalt et al. (1999) dage-gen auf Minimum-Bedingungen von 0,5-0,7 GPa und 800-850°C für den Metamorphose-Höhepunkt im Gebiet um Bodenmais.Untersuchungen von Mineralzusammensetzun-gen (Na in Cordierit, Granat-Cordierit, Granat-Orthopyroxen) belegen Drücke von 0,44-0,51 GPa und Temperaturen von 770-846°Cund werden als Hinweis auf die letzte Equi-librierung auf dem retrograden Pfad der LPHT-Metamorphose interpretiert (Kalt et al., 1999).Der Höhepunkt der LPHT-Metamorphose fälltins Karbon um 316-326 Ma (U-Pb-Datierungenan Monazit; Grauert et al., 1974; Teufel, 1988;Kalt et al., 1997; Propach et al., 2000). Für Ge-biete nördlich der Pfahlzone werden Abkühlal-ter zwischen etwa 310 und 325 Ma für Biotit(Rb-Sr, K-Ar) und Hornblende (K-Ar) angege-ben (Grauert et al., 1974; Kreuzer et al., 1989;Mielke, 1990; Christinas et al., 1991a; Ihlenfeldet al., 1998). Südlich der Pfahlzone deutet einRb-Sr-Biotit-Abkühlalter von etwa 300 Ma(Grauert et al., 1974) auf eine langsamere oderspätere Abkühlung hin.Mit der karbonischen LPHT-Metamorphose be-ginnt die regional penetrative Hauptdeformati-onsphase D3 mit S3-Foliation und L3-Stre-ckungslinearen (Tanner & Behrmann, 1995).Gleichzeitig setzt Anatexis ein. Leukosomeentwickeln sich zunächst parallel zu S3 undformen mit zunehmendem Schmelzanteil kom-pliziertere Muster (Tanner et al., 1993; Tanner,1996). Während D4 und D5, die ebenfalls unterLPHT-Bedingungen und fortgesetzter Anatexisstattfinden, werden S3-Flächen weitspannig ge-faltet. Kleinere, lokale duktile Deformationenwerden als D6 zusammengefasst (Tanner &

Behrmann, 1995; Behrmann & Tanner, 1997).Im Allgemeinen herrscht die Vorstellung, dassExtensionsprozesse in bereits verdickter Krustedie LPHT-Metamorphose und die Intrusion vonGranitoiden zur Folge hatten (Blümel, 1995;Urban & Synek, 1995). Tanner & Behrmann(1995) und Tanner (1996) schließen jedoch auf-grund ihrer Strukturanalysen, dass die Kinema-tik der variszischen Deformationsphasen D3-D6

im Wesentlichen kompressiv, phasenweise auchtranspressiv war. Hieraus leiten die Autoren eintektonisches Modell ab, in dem die LPHT-Me-tamorphose im Moldanubikum von mäßigerKrustenstapelung, möglicherweise mit episodi-schen, duktilen Transformbewegungen begleitetwar und nicht auf Extensionsprozesse zurückzu-führen ist. Ähnliche Modelle mit Krustensta-pelung und großräumigen Scherzonen vertretenFranke (1989) und Matte et al. (1990).Die variszische tektonische Aktivität endet mitgroßen Transformbewegungen entlang NW-SE-und NNE-SSW-streichender Störungen. Inner-halb der Pfahlzone überprägen mylonitischeGefüge die Metamorphite und Granite beiunterer Amphibolit-Fazies (HT-Mylonite bei500-600°C, Rundinger Scherzone und Bayeri-scher Pfahl-Scherzone) und unterer Grünschie-fer-Fazies (LT-Mylonite bei < 350°C, "Perl-gneise" und Bayerischer Pfahl-Scherzone) aufdem retrograden Pfad der regionalen LPHT-Metamorphose (Masch & Cetin, 1991).

2.2 Untersuchte Gesteine

Gegenstand der eigenen Untersuchungen sindleukokrate Gneise und untergeordnet Metaba-site aus der Umgebung von Passau (PA), ausdem Hinteren Bayerischen Wald (HBW), ausdem südlichen Oberpfälzer Wald (SOW) undaus dem Künischen Gebirge (KG) (Abb. 1-2).

2.2.1 Leukokrate GneiseEinige der in dieser Arbeit beprobten und unter-suchten Vorkommen von leukokraten Gneisenerwähnt bereits Gümbel (1868: 335ff.) und fasstderartige Gesteine als "Granulite" zusammen.


Petrographisch lassen sich die leukokratenGneise aufgrund ihrer Plagioklas/Kalifeldspat-Verhältnisse in zwei Gruppen einteilen:Bei der Mehrzahl der untersuchten leukokratenGneise überwiegt Kalifeldspat mehr oder weni-ger deutlich gegenüber Plagioklas; es handeltsich um Biotit-Plagioklas-Quarz-Kalifeldspat-Gneise, die aus Gründen der Übersichtlichkeitverkürzt als Kalifeldspat-Gneise bezeichnetwerden. Eine Gruppe leukokrater Gneise mitdominierendem Plagioklas besteht aus Kalifeld-spat-Biotit-Quarz-Plagioklas-Gneisen, die alsPlagioklas-Gneise abgekürzt werden (Tab.2-1).

Kalifeldspat-GneiseDieser Gesteinstyp wird in der regionalgeologi-schen Literatur häufig als "Granat-Metaaplit","Leptynit" bzw. "leptynitischer Gneis" bezeich-net (Schreyer, 1967; Bauberger & Unger, 1984;Mielke, 1990; Ott & Rohrmüller, 1998). DerGesteinsname "Leptynit" wird nach einem Vor-schlag der IUGS Subcommission on theSystematics of Metamorphic Rocks nicht für denweiteren Gebrauch empfohlen (Coutinho et al.,2002) und daher in dieser Arbeit nicht weiterverwendet.Die petrographische Zusammensetzung der Ka-lifeldspat-Gneise ist variabel, abhängig vonMetamorphosegrad und/oder Chemismus. DerMineralbestand umfasst Kalifeldspat, Quarz,Plagioklas, Biotit, ±Granat, ±Sillimanit, ±Mus-covit; in wenigen Proben tritt Cordierit auf. AlsAkzessorien können Zirkon, ±Epidot-Minerale,±Monazit, ±opake Minerale, ±Apatit, ±Titanitund selten grüner Spinell vorkommen. DieFeldspäte zeigen meist eine leichte, wolkige Se-

rizitisierung; Biotit ist häufig randlich chloriti-siert. Wenn Cordierit auftritt, ist er mehr oderweniger vollständig pinitisiert; nur selten sindnicht alterierte Domänen erhalten.Die meisten Kalifeldspat-Gneise führen als Ne-bengemengteil oder akzessorisch Granatund/oder Sillimanit und dokumentieren hoch-gradig metamorphe Bedingungen. Granat kannin zwei verschiedenen Ausbildungen auftreten:Kalifeldspat-Gneise aus dem südlichen Ober-pfälzer Wald und dem Hinteren BayerischenWald haben kräftig rosafarbene, einschlussarmebis –freie Granate, die randlich bzw. in Rissenoft Umwandlungserscheinungen mit Biotit, Sil-limanit, Chlorit und/oder Muscovit zeigen. Inder Umgebung von Passau weisen Kalifeldspat-Gneise blassrosa bis braunrosa gefärbte, rissigeGranate mit Einschlüssen auf. Im KünischenGebirge zeigen fehlender Granat und Sillimaniteinen niedrigeren Metamorphosegrad an. DieBildungsbedingungen lagen hier unterhalb derSillimanit-Isograden (Blümel, 1972).Kalifeldspat-Gneise treten überwiegend alslängliche Körper auf, die in Paragneise in unter-schiedlicher Ausbildung eingeschaltet sind. Inder Umgebung von Passau, nördlich der Donau(inklusive Haibach) bilden sie längliche, meh-rere Meter mächtige Einschaltungen in"schiefrige Perlgneise", die vereinzelt vonMarmor, Kalksilikatfels, Amphibolit und Gra-phit-haltigen Paragneisen begleitet werden(Bauberger & Unger, 1984). Die einzelnen Vor-kommen sind im Streichen über mehrere Kilo-meter aufgereiht. Südlich der Donau (PA) bil-den monotone Paragneise in Form von "meta-tektischen Granat-Cordierit-Sillimanit-Lagen-

Quarz Kali-feldspat

Plagioklas Biotit Muscovit Granat Sillimanit Cordierit kf/pl

Kalifeld-spat-Gneise

24-55 21-51 5-30 1-13 ≤ 4 ≤ 9 ≤ 5 ≤ 6 ≥ 1

Plagioklas-Gneise

20-35 5-20 30-42 8-20 ≤ 3 ≤ 2 z.T. acc. z.T. acc. < 0,5

Tab. 2-1: Spektrum der modalen Zusammensetzungen der untersuchten leukokraten Gneise (Kalifeldspat-und Plagioklas-Gneise) (Schreyer, 1967; Bauberger, 1977; Bauberger & Unger, 1984; Troll et al., 1987; Ott,1988; Mielke, 1990; ergänzt durch eigene Untersuchungen). Angaben in %; acc.: akzessorisch; kf/pl:Kalifeldspat/Plagioklas-Verhältnis.


gneisen" die Nebengesteine (Bauberger & Un-ger, 1984). Im Künischen Gebirge sind Kali-feldspat-Gneise als mehrere Dezimeter mäch-tige Lagen konkordant in Glimmerschiefer ein-geschaltet und mit Metabasiten, Metapsammi-ten und Kalksilikatgesteinen vergesellschaftet.Im südlichen Oberpfälzer Wald treten Kalifeld-spat-Gneise einerseits lagig, als mehrere Metermächtige, längliche Körper, andererseits flä-chenhaft, mit Biotit-reicheren Zwischenlagenauf. Nebengesteine können hier "Biotit-reicheLagengneise", Marmore, Kalksilikatfelse undAmphibolite sein (Mielke, 1990, 2002). In derUmgebung von Bodenmais (HBW), südwest-lich der Rundinger Scherzone bilden Kalifeld-spat-Gneise Körper mit mehreren HundertMetern Durchmesser, die von monotonenParagneisen ("perlige bis anatektische Cor-dierit-Sillimanit-Gneise", Ott & Rohrmüller,1998) umgeben sind.

Kontakte von Kalifeldspat-Gneisen zum sedi-mentären Nebengestein sind in einem Vor-kommen bei Lam (KG) aufgeschlossen. DerGeländebefund legt dort eine vulkanische Ent-stehung im Rahmen einer vulkano-sedimentä-ren Abfolge nahe. Bei den übrigen untersuchtenVorkommen sind die Beziehungen zum Neben-gestein nicht aufgeschlossen. Aus dem lagig-linsigen Auftreten der Kalifeldspat-Gneise undihrer Vergesellschaftung mit Kalksilikatfelsen,Marmoren und/oder Amphiboliten leitenBauberger & Unger (1984), Mielke (1990) undMielke et al. (1996) eine vulkanogene Herkunftder Kalifeldspat-Gneise aus der Umgebung vonPassau und dem südlichen Oberpfälzer Waldab. Mit vergleichenden zirkonmorphologischenUntersuchungen weist Tondar (1991) den vul-kanogenen Charakter von Kalifeldspat-Gneisen("Leptyniten") aus Passau (nördlich der Donau,inklusive Haibach) nach. Bei Vorkommen süd-westlich von Passau (südlich der Donau) undsüdwestlich der Rundinger Scherzone bei Bo-denmais (HBW) fehlen begleitende Einschal-tungen, die die Kalifeldspat-Gneise in einensedimentären Zusammenhang stellen würden.Dort wird lediglich aufgrund regionaler Ver-

gleiche eine vulkanogene Herkunft postuliert(Bauberger & Unger, 1984; Ott & Rohrmüller,1998). Einige Vorkommen, insbesondere beiWaldmünchen (SOW) und Bodenmais (HBW),sind nur durch Lesesteine nachgewiesen. DieseVorkommen lassen sich nach dem derzeitigenKenntnisstand nicht eindeutig einer intrusivenoder extrusiven Bildung zuordnen.U-Pb-Datierungen an Kalifeldspat-Gneisen ausdem südlichen Oberpfälzer Wald (Waldmün-chen) sowie aus dem Künischen Gebirge (Lam)ergaben Bildungsalter von ~ 475 Ma für derenvulkanische Eduktgesteine (Mielke et al.,1996).

Plagioklas-GneiseEine Gruppe von leukokraten Gneisen, diedurch das Überwiegen von Plagioklas gegen-über Kalifeldspat gekennzeichnet ist, ist imHinteren Bayerischen Wald (Bodenmais –Spiegelau – Freyung) verbreitet. DerartigeGneise werden in der regionalgeologischenLiteratur als "Orthogneise" und "Flasergneise"bezeichnet (Bauberger, 1977; Ott, 1988; Ott &Rohrmüller, 1998).Der Mineralbestand umfasst Plagioklas, Quarz,Biotit, Kalifeldspat, ±Muscovit, ±Granat. Ak-zessorien sind Zirkon, Apatit, Monazit und opa-ke Minerale. Plagioklase sind zum Teil wolkigserizitisiert; Biotit ist nur selten chloritisiert. BeiBodenmais führen Plagioklas-Gneise aufgrunddes höheren Metamorphosegrades Granat; diekräftig rosafarbenen Granate sind einschlussfreiund nicht alteriert. Bei Spiegelau – Freyungkommen Muscovit-führende Plagioklas-Gneisevor, die nur akzessorisch Granat führen.Die Plagioklas-Gneise sind nördlich der Pfahl-zone (Bayerischer Pfahl-Scherzone und Run-dinger Scherzone) im Hinteren BayerischenWald als langgestreckte, mehrere 100 Meterbreite Züge in monotone Paragneise ("metatek-tische (Granat-)Cordierit-Sillimanit-Gneise";Ott, 1988) mit gelegentlichen Kalksilikatfelslin-sen eingeschaltet.Für Granat-führende Plagioklas-Gneise aus derUmgebung von Bodenmais postulieren Troll etal. (1987) eine vulkanogene Herkunft. Im Ge-


biet Spiegelau – Freyung werden jedoch verein-zelt diskordante und feinkörnige Kontakte derPlagioklas-Gneise zu den umgebenden meta-tektischen Cordierit-Sillimanit-Gneisen be-schrieben, die eine intrusive Platznahme derProtolithe belegen (Bauberger, 1977; Ott,1988).Die Altersstellung der Plagioklas-Gneise istvöllig ungeklärt.

2.2.2 MetabasiteMetabasite, die mit leukokraten Gneisen asso-ziiert sind, wurden beprobt bei Passau, im süd-lichen Oberpfälzer Wald (Waldmünchen) undim Künischen Gebirge (Lam).Bei Passau und im südlichen Oberpfälzer Waldexistieren massige Amphibolite mit Horn-blende, Plagioklas, Epidot, ±Quarz, ±Klinopy-roxen, ±Granat. Akzessorien sind Apatit, opakeMinerale und Titanit. Lagenweise unterschied-liche Hornblende- und Plagioklas-Gehalte las-sen die Amphibolite oft gebändert erscheinen.Amphibolite aus dem südlichen OberpfälzerWald enthalten Klinopyroxen, während Amphi-bolite bei Passau durch ihre Quarz- und Zirkon-führung auffallen.Die Metabasite aus dem Künischen Gebirgeunterscheiden sich von den vorgenannten Meta-basiten durch ihre deutliche Biotit-Führung undihr ausgeprägteres Schieferungsgefüge. Derar-tige Metabasite treten als Biotit-führende Epi-dot-Chlorit-Amphibolite und als Biotit-führendeGrünschiefer auf. Bestandteile sind Plagioklas,Amphibol, Epidot, Biotit, Chlorit sowie akzes-sorisch Titanit, Apatit, ±Granat und selten Zir-kon. Amphibole sind meist chloritisiert undepidotisiert.

Kontakte zu Nebengesteinen sind bei den be-probten Vorkommen nicht aufgeschlossen. AlsAusgangsgesteine der Metabasite werden basi-sche Vulkanite und Tuffe angenommen(Bauberger & Unger, 1984; Mielke, 1990;Mielke et al., 1996).Über die Protolith-Alter von Metabasiten ausdem Moldanubikum des Bayerischen und desOberpfälzer Waldes liegen bislang kaum Infor-

mationen vor. Einen Hinweis auf unterordovizi-schen, basischen Magmatismus im südlichenOberpfälzer Wald gibt eine Zirkon-Datierung(U-Pb SHRIMP) an einem Eklogitamphibolitaus dem Gebiet Oberviechtach – Winklarn mit481 ± 8 Ma (Teipel et al., 2002). In diesem Ge-biet kommen Eklogitamphibolite mit Übergän-gen zu Amphiboliten vor (Düsing, 1959). DieAmphibolite aus der Umgebung von Waldmün-chen (SOW) stellen vermutlich vollständig zuAmphibolit retrogressierte Äquivalente vonEklogitamphiboliten aus dem OberviechtacherGebiet dar (freundl. mündl. Mitt. Dr. J. Rohr-müller, 2002). Es handelt sich bei derartigenMetabasiten vermutlich um tektonisch einge-schuppte Relikte (Rohrmüller et al., 1996).

12 3. Analytik

3. Analytik

Die Grundlagen und Anwendungen isotopen-geochemischer und geochronologischer Metho-den sind Gegenstand zahlreicher Lehrbücher.Umfassende Darstellungen finden sich insbe-sondere bei Faure & Powell (1972), Faure(1986), DePaolo (1988) und Dickin (1995).

3.1 Gesteinsaufbereitung undMineralseparation

Nach der Zerkleinerung der 3 bis 10 kg schwe-ren Gesteinsproben mit Backenbrecher undWalzenmühle wurden mit dem Rotationspro-benteiler Aliquote von 80-120 g für die geo-chemische und isotopengeochemische Analytikabgetrennt. Diese Aliquote wurden mit einerAchat-Kugelmühle analysenfein gemahlen.Die Aufbereitung des restlichen Materials zurHerstellung von Mineralseparaten erfolgte mitkonventionellen Mineralseparations-Techniken,einschließlich Sieben, Nassrütteltisch, Frantz-Magnetscheider und Schwereflüssigkeiten. Fürdie Herstellung der Zirkon- und Granatseparatewurde die Siebfraktion 63-250 µm verwendet.

ZirkonseparationZirkonkristalle wurden für die SHRIMP-Ana-lysen nach den Kriterien Idiomorphie, Transpa-renz, Farbe und Fehlen von Einschlüssen unterdem Binokular handverlesen. Anschließendwurden die Zirkone nacheinander mit 3 N HClim Ultraschallbad und mit 15% HNO3 überNacht bei 50°C von oberflächlichen Verschmut-zungen gereinigt. Für die zirkontypologischenUntersuchungen mit dem Rasterelektronenmik-roskop (REM) wurde je Probe eine repräsenta-tive Stichprobe aus etwa 100 zufällig ausge-wählten Einzelkörnern auf einen REM-Trägeraufgebracht.

GranatseparationDie nach der Abtrennung mit dem Frantz-Ma-gnetscheider erhaltenen 95%-Granatpräparatewurden nacheinander mit 3 N HCl im Ultra-schallbad und mit 15% HNO3 über Nacht bei

50°C gewaschen und von oberflächlichen Ver-unreinigungen befreit. Die Reinigung fand vorder Handauslese statt, um das Erkennen vonEinschlüssen zu erleichtern. Im Anschluss andie Handauslese von transparenten, einschluss-freien Granaten unter dem Binokular wurdendie reinen Granatpräparate erneut mit 3 N HClund 15% HNO3 gewaschen. Um unter dem Bi-nokular nicht erkennbare Monaziteinschlüsse zuentfernen, wurden die Granatfraktionen imAchatmörser gemahlen und anschließend in15% HNO3 über Nacht bei 50°C gewaschen(leached).

3.2 U-Pb-Zirkon-Datierungen mit derSHRIMP

Die mit konventionellen Mineralseparations-Techniken gewonnenen und für die Datierungvorgesehenen, handverlesenen Zirkonkristallewurden gemeinsam mit Bruchstücken des Zir-konstandards CZ3 (Pidgeon, 1997) in eineEpoxy-Harz-Scheibe (mount) mit 24 mmDurchmesser gegossen. Die Epoxy-Harz-Schei-be wurde auf etwa die Hälfte der Zirkondurch-messer heruntergeschliffen, poliert und mitGold bedampft. Anschließend wurden die Zir-kone mit dem Zeiss DSM 960A Rasterelektro-nenmikroskop (REM) einschließlich Kathodo-lumineszenz(KL)-Aufsatz am Institut für All-gemeine und Angewandte Geologie, Münchenuntersucht und photographiert. Die KL-Infor-mationen über die Internstruktur dienen dazu,geeignete Zirkone für die Analyse auszuwählen,den Ionenstrahl der SHRIMP (sensitive highresolution ion microprobe) bei der Analyse ge-zielt setzen zu können sowie transgressivrekristallisierte Bereiche, die typisch für ein ge-störtes U-Pb-System sind, zu vermeiden.Die Zirkonpräparate wurden mit dem Sekundär-ionenmassenspektrometer SHRIMP II (Ionen-sonde) an der Curtin University of Technology,Perth (Australien) analysiert. Aufbau und Funk-tionsweise der SHRIMP II sowie die Reduktion

3. Analytik 13

der Daten werden detailliert dargestellt beiKennedy & de Laeter (1994), Claoué-Long etal. (1995), Nelson (1997), Stern (1997) undBodorkos et al. (2000).Die Datenreduktion wurde mit dem ProgrammKRILL (entwickelt von Peter Kinny, CurtinUniversity, Perth) durchgeführt. Die Korrekturfür initiales Pb in den Zirkonen erfolgt währendder Datenreduktion nach Compston et al.(1984). Bei der Datierung phanerozoischer Ge-steine wird das 206Pb/238U-Verhältnis zugrundegelegt. Dieses Verhältnis ist bei SHRIMP-Ana-lysen phanerozoischer Zirkone deutlich präziserzu messen als 207Pb/235U und 207Pb/206Pb. DieBerechnung von 206Pb/238U-Altern basiert aufder Annahme, dass die Abweichung (bias) desgemessenen 206Pb+/238U+-Verhältnisses relativzum wahren Wert sowohl für den Zirkonstan-dard CZ3 als auch für den Zirkon unbekanntenAlters durch die gleiche power law-Beziehungzwischen 206Pb+/238U+ und UO+/U+ beschriebenwird (Claoué-Long et al., 1995). Im Fehler des206Pb/238U-Alters des unbekannten Zirkons istdie Messunsicherheit im 206Pb+/238U+-Verhältnisdes Zirkonstandards enthalten. Aus diesemGrund wird während eines Messtages nach zweibis drei Analysen unbekannter Zirkone eineAnalyse des Zirkonstandards vorgenommen.Die Reproduzierbarkeit der Pb/U-Verhältnisseim Zirkonstandard CZ3 lag während der Mes-sungen zwischen 1,02% und 1,11%. Die U-,Th- und Pb-Konzentrationen der unbekanntenZirkone werden in ähnlicher Weise berechnetwie die Pb/U-Verhältnisse, indem die bekann-ten U-, Th- und Pb-Gehalte des Zirkonstandardsals Referenz dienen (Compston et al., 1984;Claoué-Long et al., 1995; Williams et al.,1996). Die Messunsicherheiten (1σ) bei denKonzentrationsbestimmungen liegen für U undPb bei ± 5% und für Th bei ± 3% (Kennedy,2000).Die bei den einzelnen Analysen angegebenenFehler (Tab. 4-1) beinhalten die Fehler derZählstatistik (counting statistics) und der initi-alen Pb-Korrektur für 208Pb bzw. 204Pb sowiedie Messunsicherheit der U-Pb-Kalibrierung,die auf der Reproduzierbarkeit der U-Pb-

Messungen des Zirkonstandards basiert. DieFehler der Isotopenverhältnisse und der Alterder einzelnen Messpunkte werden mit 1σ ange-geben. Mittlere Alter von zusammengefasstenAnalysen (pooled analyses) wurden mit demProgramm PLONK (Peter Zeitler, AustralianNational University, Canberra und DavidNelson, Curtin University, Perth) berechnet.Die Messunsicherheiten der mittleren Alterwerden im 95%-Vertrauensintervall mit tσ an-gegeben, wobei t "Student's t" entspricht.Als Maß für die geologische Signifikanz einesaus mehreren Einzelaltern berechneten mittle-ren Alters wird bei der Auswertung mit PLONKder reduzierte χ2–Wert angegeben. Beim χ2-Test wird die beobachtete Häufigkeitsverteilungmit der erwarteten Häufigkeitsverteilung vergli-chen. Wird χ2 durch die Anzahl der Freiheits-grade f dividiert, erhält man das reduzierte χ2

red:

∑=

+

−=

N

i ie

ired

yyf 1

2

222

ˆ

ˆ1

σσχ

mit2redχ reduziertes 2χ ; 2

redχ = f

2χ

N Anzahl der Datenpunktef Anzahl der Freiheitsgrade;

f = N – Anzahl der Parameteriy Einzelmesswert i; gemessenes U/Pb-

Verhältnisy gewichteter Mittelwert der Messwerte

2êσ gewichteter erwarteter Fehler derMesswerte

2iσ gemessener Fehler des Einzelmesswertes i

Das reduzierte χ2red wird in dieser Arbeit ver-

kürzt als χ2 bezeichnet. Ein mittleres Alter istals geologisch signifikant zu bezeichnen, wennχ2 etwa 1 beträgt; in der Praxis wird χ2 ≤ 1,5 alsGrenzwert verwendet (freundl. mündl. Mitt. Dr.Allen Kennedy, 2002). In diesem Fall ist dieStreuung der Datenpunkte ausschließlich aufanalytische Fehler zurückzuführen. Bei χ2 > 1,5ist davon auszugehen, dass die Streuung zusätz-lich auf geologische Ursachen (z.B. sekundäre

14 3. Analytik

Änderungen, Datierung mehrerer Ereignisse)zurückzuführen ist.Die Berechnung von Schnittpunktaltern erfolgtemit ISOPLOT/EX 2.10 (Ludwig, 1999). AlsMaß für die Signifikanz einer Regressionsgera-den dient die Streuung der einzelnen Daten-punkte um die Gerade, ausgedrückt als MSWD(mean squares weighted deviates). Konkordia-Schnittpunkt-Alter werden mit analytischenFehlern im 95%-Vertrauensintervall angegeben.In den Fehlerangaben sind die Fehler der Zer-fallskonstanten nicht enthalten. Falls nicht an-ders erwähnt, sind alle Alterswerte als206Pb/238U-Alter angegeben, da 206Pb/238U-Al-ter bei SHRIMP-Analysen phanerozoischerZirkone deutlich präziser sind als 207Pb/235U-und 207Pb/206Pb-Alter. Für die Zerfallskonstan-ten werden die von der IUGS empfohlenenWerte verwendet (Steiger & Jäger, 1977):

238U → 206Pb*

235U → 207Pb*

232Th → 208Pb*

λ238 = 1,55125·10-10 a-1

λ235 = 9,8485·10-10 a-1

λ232 = 4,9475·10-11 a-1

Die Terminologie und Einteilung der stra-tigraphischen Epochen und Perioden in dieserArbeit folgen den Empfehlungen von Gradstein& Ogg (1996) für das Phanerozoikum, Webbyet al. (2001) für das Ordovizium und Remane etal. (2000) für das Präkambrium. Eine Zusam-menstellung (Chronostratigraphische Tabellen)ist in Anhang 10.3 zu finden.

3.3 Geochemische Analysen

Die geochemischen Analysen der Proben wur-den in zwei Labors durchgeführt; die Daten-sätze enthalten daher teilweise unterschiedlicheElemente (Anhang 10.2).Ein Teil der Proben wurde mittels fusion ICP(Hauptelemente, Sc, Be) sowie ICPMS (Spu-ren- und Seltenerdelemente) bei ActLabs,Ancaster (Ontario, Kanada) analysiert. Die voll-ständige Auflösung schwer löslicher Phasenwird hierbei durch Schmelzen (fusion) mitLiBO2 und anschließendem Säureaufschluss(Hall & Plant, 1992) weitgehend gewährleistet(ActLabs, 2002).

Die übrigen Proben wurden beim BayerischenGeologischen Landesamt, Marktredwitz mittelsRFA (Haupt- und Spurenelemente) und ICPMS(Seltenerdelemente, REE) analysiert. Die Be-stimmung der REE-Gehalte mittels ICPMS er-folgt hier an wässrigen Lösungen analysenfeingemahlener und durch Säureaufschluss gelösterGesteinsproben (Linhardt & Dittrich, 1999).Beim Säureaufschluss von Gesteinen mit sau-rem Chemismus und mit oft höheren Gehaltenan schwer löslichen Mineralen (z.B. Zirkon)kann unter Umständen eine unvollständigeAuflösung schwer löslicher Minerale auftreten,mit der Folge, dass zum Teil geringere Kon-zentrationen für REE gemessen werden, als beiICPMS Analysen von Schmelztabletten (Hall &Plant, 1992; Linhardt & Dittrich, 1999).Hall & Plant (1992) führen an, dass gemesseneKonzentrationen, die im Bereich der Nachweis-grenzen liegen, kritisch zu betrachten sind; ide-alerweise sollten die Nachweisgrenzen eineGrößenordnung unterhalb der zu erwartendenKonzentrationen liegen. Bei einigen in vorlie-gender Arbeit analysierten Proben sind die Ele-mente Ta, Tb und Ho kritisch zu sehen, da diegemessenen Konzentrationen überwiegend we-niger als eine Größenordnung oberhalb derNachweisgrenzen liegen. Weitere, potentiellproblematische Elemente wie Nb, Hf, Y, Gdund Yb zeigen in den analysierten Proben in derRegel Gehalte deutlich oberhalb der Nachweis-grenzen.

3.4 Sm-Nd- und Rb-Sr-Analysen

Die chemische Aufbereitung der Proben für dieSm-Nd- und Rb-Sr-Analysen erfolgte in denLabors des Instituts für Mineralogie, Petrologieund Geochemie (IMPG) und des Instituts fürAllgemeine und Angewandte Geologie (IAAG),München mit den laborüblichen Standardver-fahren.Etwa 100 mg Probenpulver wurden in PTFE-Bomben eingewogen und mit einer definiertenMenge 84Sr-149Sm-145Nd-Kombispike versetzt.Die vorab gespiketen Gesamtgesteins- und Gra-natproben wurden in einem ersten Schritt mit 15

3. Analytik 15

N HNO3 und 24 N HF im Verhältnis 1:5 aufge-löst und eingedampft. Der Aufschluss schwer-löslicher Minerale (z.B. Granat, Zirkon) wurdesichergestellt durch Erhitzen der Proben inPTFE-Bomben mit 24 N HF bei 180°C für 1Woche. Nachdem das Pulver vollständig aufge-löst war, wurden die Proben eingedampft, in 6N HCl aufgenommen und für einen weiterenTag in PTFE-Bomben bei 180°C erhitzt. Nachdem Abrauchen wurden die Proben mit 2 NHCl erneut in Lösung gebracht. Bei den Ge-samtgesteinsproben wurden 5-25% der homo-genisierten Lösung zusammen mit einer defi-nierten Menge 87Rb-Spike in Teflongefäße ein-gewogen und getrennt behandelt. Anschließendwurden die Lösungen aller Proben vollständigeingedampft. Um unlösliche Rückstände (vorallem Graphit) zu entfernen, wurden die Probenvor der Säulentrennung in 1 N HCl aufgenom-men und 20 Minuten zentrifugiert.Rb, Sr sowie die REE wurden in Quarzglas-säulen mit dem Kationentauscherharz DOWEXAG 50W-X8 angereichert und abgetrennt. Fürdie Separation von Sm und Nd aus dem REE-Abgriff wurde HDEHP auf Teflonpulver als Io-nentauschersubstanz verwendet. Die laborübli-che Vorgehensweise ist detailliert beschriebenbei Weber (1998).

3.5 MassenspektrometrischeMessungen

Die Isotopenverhältnisse von Sm, Nd und Srwurden mit einem Thermionenmassenspektro-meter mit variablem Multikollektor (5 Faraday-Auffänger) vom Typ FINNIGAN MAT 261 amIMPG, München gemessen. Die Sm- und Sr-Messungen erfolgten statisch, die Nd-Messun-gen dynamisch. Die Fraktionierungs-, Spike-und Elementkorrekturen wurden während derMessungen am MAT 261 intern berechnet. ZurKorrektur der Massenfraktionierung wurden dieSm-, Nd- und Sr-Isotopenverhältnisse normali-siert auf 152Sm/147Sm = 1,78308 (Wasserburg etal., 1981), 146Nd/144Nd = 0,7219 (O'Nions et al.,1977) bzw. 86Sr/88Sr = 0,1194 (Nier, 1938). DieMessungen der Rb-Isotopenverhältnisse erfolg-

ten mit einem FINNIGAN THQ Quadrupol-Massenspektrometer am IAAG, München. ZurKorrektur der Massenfraktionierung wurden dieRb-Isotopenverhältnisse auf ungespikete Stan-dardaufschlüsse (Composition Run), die bei je-dem Magazin gemessen wurden, normalisiert.Die Konzentrationen von Sm, Nd, Rb und Srwurden mittels Isotopenverdünnungsanalyse be-stimmt. Die analytischen Fehler (2σ) der Ele-mentkonzentrationen betragen ±1% für Sm undNd, ±2,5% für Rb sowie ±1,5% für Sr.Analysen von Isotopenstandards über einenmehrjährigen Zeitraum ergaben für den Nd-Salz-Standard 143Nd/144Nd = 0,512637±5 (2σ, n= 24) und für den NBS 987 SrCO3-Standard87Sr/86Sr = 0,710256±13 (2σ, n = 15) (Meißneret al., 2002). Im Zeitraum der vorliegenden Un-tersuchungen wurde der Ames Nd-Standard mit143Nd/144Nd = 0,512142±12 (2σ, n = 6) gemes-sen. Ein Doppelaufschluss des G2-Gesteins-standards ergab 143Nd/144Nd = 0,512218±9 (2σ,n = 2) und 87Sr/86Sr = 0,709767±11 (2σ, n = 2).Fremdeinträge (total procedural blanks) liegenüblicherweise bei < 50 pg für Sm, 95 pg für Nd,0,45 ng für Rb und 0,9 ng für Sr. Basierend auflaufenden Analysen von Doppel- und Mehr-fachaufschlüssen sowie von Gesteinsstandardswerden laborübliche Reproduzierbarkeiten (2σ)von ±0,005% für 143Nd/144Nd, ±0,5% für147Sm/144Nd, ±0,007% für 87Sr/86Sr und ±2,5%für 87Rb/86Sr angenommen (Meißner et al.,2002). Überstieg der Standardfehler des Mittel-wertes einer Analyse (2σm) diese Reproduzier-barkeit, wurde für die Isochronenberechnungbei den Sm-Nd-Granat-Gesamtgesteinsdatie-rungen der höhere Wert verwendet. Die Be-rechnung der Regressionslinien und Isochronenbasiert auf der least-squares Methode nachYork (1969), wie sie in ISOPLOT/EX 2.10(Ludwig, 1999) implementiert ist. Die verwen-deten Zerfallskonstanten (87Rb: λ = 1,42·10-11

a-1 bzw. 147Sm: λ = 6,54·10-12 a-1) entsprechenden Vorschlägen von Steiger & Jäger (1977)und Lugmair & Marti (1978). Bei Zitaten älte-rer Rb-Sr-Datierungen wurde das Alter ggf. mitder aktuellen Zerfallskonstanten neu berechnet.

16 4. SHRIMP-Datierungen an Zirkonen

4. SHRIMP-Datierungen an Zirkonen

Für die U-Pb-Datierungen wurden vier leu-kokrate Metamagmatite und ein Metabasit ausder Umgebung von Passau (PA) und aus demHinteren Bayerischen Wald (HBW) ausgewählt.Aufgrund der mikroskopisch und durch Katho-dolumineszenz-Untersuchungen nachgewiese-nen Existenz von Zirkonkernen und von kom-plexen Zirkonstrukturen wurden die Zirkone,kontrolliert durch Kathodolumineszenz(KL)-Aufnahmen, mit der Ionensonde SHRIMP II(Curtin University, Perth, Australien) datiert.

4.1 Zirkonmorphologie und-typologie

PA8-2 Leukokrater Metamagmatit (Passau,Hacklberg; Kartenblatt 7446 Passau)Im Passauer Stadtteil Hacklberg ist in einemlanggestreckten, etwa 20 m breit ausbeissendenVorkommen ein Granat-führender Biotit-Kali-feldspat-Gneis mit rhyodacitischem Chemismusaufgeschlossen (R: 4607340, H: 5383200).Die Zirkone dieses Granat-führenden Biotit-Kalifeldspat-Gneises sind größtenteils idio-morph; selten sind Wachstumsbehinderungenoder Korrosionserscheinungen zu finden (Abb.4-1 a-c). Die Länge/Breite-Verhältnisse der zu-meist kurzprismatischen Zirkone variieren zwi-schen 1,1 und 3,2. Die Zirkone sind farblos-klarbis blassrosa, teilweise schwach metamikt undhaben keine oder nur wenige Einschlüsse. Cha-rakteristisch für die Zirkontracht ist die domi-nierende, steile {211}-Pyramide; es kommensowohl {100}-Prismen als auch {110}-Prismenvor, wobei erstere meist überwiegen. Die vor-herrschenden Trachttypen nach der typologi-schen Klassifikation von Pupin (1980) sind S17

und S22; die Trachttypen sind jedoch variabel(Abb. 4-2). Für die Datierung wurden klare,farblose, einschlussfreie Zirkone ausgewählt.

PA11-1 Leukokrater Metamagmatit (Passau,Haibach; Kartenblatt 7446 Passau)Südöstlich von Passau, zwischen Haibach undUnterfreinberg an der deutsch-österreichischenGrenze, stehen in einem ca. 700 m langen undbis zu 100 m breiten Vorkommen leukokrateMetamagmatite mit variablen Granat- und Bio-tit-Gehalten an. In der unmittelbaren Umgebungsind Paragneise, die stellenweise Graphit führensowie geringmächtige Amphibolite zu finden.Für die Datierung wurde ein Biotit-führenderKalifeldspat-Gneis mit rhyolithischem Che-mismus beprobt (R: 4611000, H: 5382000).Die Zirkone dieses Biotit-führenden Kalifeld-spat-Gneises bilden eine homogene Populationmit idiomorphen, überwiegend farblos-klarenIndividuen, bei denen das {100}-Prisma und dieTrachttypen S23 und S24 deutlich dominieren(Abb. 4-2). Metamiktisierung und gelblicheÜberzüge treten selten auf. Teilweise sind Bio-tit- und Fluideinschlüsse erkennbar. Die Zir-kone sind kurz- bis langprismatisch mit Elon-gationen zwischen 1,4 und 4,1.

PA9-3 Metabasit (Passau, Haibach;Kartenblatt 7446 Passau)Am Ortsausgang von Haibach bei Passau stehtin der Nähe des Vorkommens PA11-1 (s.o.) einEpidot-führender Amphibolit an (R: 4610380,H: 5382150), der geochemisch als Basalt zuklassifizieren ist.Der Epidot-führende Amphibolit weist eine Po-pulation überwiegend rosafarbener, teils klarer,teils metamikter Zirkone auf; kleinere Indivi-duen sind auch farblos-klar. Opake und fluideEinschlüsse sowie gelbliche Überzüge sindweitere, untergeordnet auftretende morphologi-sche Erscheinungen. Es kommen sowohl idio-morphe als auch stark korrodierte Zirkone mitnarbigen Oberflächen vor (Abb. 4-1 d-f). DerHabitus ist meist langprismatisch mit Elongati-onen von 1,3-3,5. Vorherrschende Trachttypensind S22 und S23 mit ausgeprägten {100}-Pris-

4. SHRIMP-Datierungen an Zirkonen 17

men und {211}-Pyramiden (Abb. 4-2). Für dieDatierung wurden idiomorphe, klare, überwie-gend farblose Zirkone ausgewählt.

HBW31-2 Leukokrater Metamagmatit(Bodenmais, Arbersee-Weg; Kartenblatt 6944Bodenmais)Östlich von Bodenmais sind im weiteren Um-feld der Sulfidlagerstätte Silberberg mehrere

langgestreckte, WNW-ESE-streichende Zügeleukokrater Gneise mit rhyodacitischem undandesitischem Chemismus in Paragneise einge-schaltet (Troll et al., 1987). Aus einem 200 bis800 m breit ausbeissenden Vorkommen wurdeam Arbersee-Weg ein Granat-führender Biotit-Plagioklas-Gneis mit rhyodacitischem Chemis-mus beprobt (R: 4583350, H: 5437220).

Abb. 4-1: REM-Aufnahmen von Zirkonen der datierten Proben. Die Längenmaßstäbe entsprechen 20 µm.a-c: Leukokrater Metamagmatit PA8-2. Typisch sind idiomorphe Zirkone, zum Teil mit Wachstumsbehin-derungen (a, Trachttyp S17). Multifazettierte Zirkone (b), stark gerundete Zirkone sowie Korrosionserschei-nungen in Form von narbigen Oberflächen (c) kommen untergeordnet vor.d-f: Metabasit PA9-3. Die Zirkone sind überwiegend langprismatisch mit einem dominierenden Prisma (d).Idiomorphe Individuen können korrodiert sein (e, S23). Selten zeigen langprismatische Zirkone skelettarti-ges Wachstum (f), wobei Relikte von Kristallflächen noch erkennbar sind; hier dominiert ebenfalls einPrisma.g-i: Leukokrater Metamagmatit HBW31-2. Typische Trachttypen sind S2, S12 und S7. Der Habitus ist so-wohl langprismatisch (g), als auch kurzprismatisch (h). Wachstumsbehinderungen in Form von Eindrückenoder asymmetrischem Wachstum kommen häufig vor (i).j, k: Leukokrater Metamagmatit PA11-1. Charakteristisch sind idiomorphe Zirkone mit gut ausgebildetenFlächen und Kanten (j, Trachttyp S24). Aufnahme k zeigt einen asymmetrisch gewachsenen, idiomorphenZirkon mit jeweils unterschiedlichen Trachttypen an den Spitzen (S22 und S23).l, m: Leukokrater Metamagmatit HBW1-1. Typische Trachttypen sind S4 und S3 (l). Langprismatisch-nadelige Individuen weisen oft gerundete Spitzen auf (m, Trachttyp L4).


Die Zirkone dieses Granat-führenden Biotit-Plagioklas-Gneises bilden eine Population mitüberwiegend idiomorphen, farblos-klaren, ein-schlussfreien bis einschlussarmen Kristallen.Der Habitus ist sowohl kurz- als auch langpris-matisch mit Elongationen zwischen 1,3 und 4,8.Rundliche Formen, leicht korrodierte Kristalleund Wachstumsbehinderungen sind selten(Abb. 4-1 g-i). Bei den Trachttypen überwiegenFormen mit ausgeprägter {211}-Pyramide (S12,S17, S2) (Abb. 4-2). Weitere, untergeordnet auf-tretende morphologische Erscheinungen sindGelbfärbung und metamikte Pyramidenspitzen.

HBW1-1 Leukokrater Metamagmatit (Spiegel-au, Steinklamm; Kartenblatt 7046 Spiegelau)Im Raum Freyung – Spiegelau sind mehrerelanggestreckte Züge mit leukokraten Meta-magmatiten in monotone Paragneise einge-schaltet. Stellvertretend für diese Gruppe leu-kokrater Metamagmatite wurde in der Stein-klamm etwa 1,5 km südlich von Spiegelau einBiotit-Plagioklas-Gneis mit rhyodacitischemChemismus aus einem etwa 60 m breiten, meh-rere 100 m langen Vorkommen beprobt(R: 4600075, H: 5419430).Die Zirkone dieses Biotit-Plagioklas-Gneiseszeigen in ihren morphologischen Eigenschafteneine hohe Variabilität, ohne dass hieraus ver-schiedene Populationen abzuleiten sind. DieZirkone sind kurz- bis langprismatisch, seltenfast nadelig (Abb. 4-1 l, m). Die Länge/Breite-Verhältnisse variieren zwischen 2,0 und 5,0.Die Zirkone sind überwiegend rosafarben, zumTeil schwach metamikt und haben oft Ein-schlüsse und Verwachsungen mit Biotit. Zwi-schen schwach metamikten und klaren Zirkonengibt es Übergänge. Schwach metamikte Varie-täten können narbige Flächen zeigen, währendklare Individuen idiomorph sind. Bei größeren,langprismatischen Kristallen überwiegt das{110}-Prisma, während bei kleineren, kurz-prismatischen Zirkonen meist zwei Prismenausgebildet sind. Die vorherrschenden Tracht-typen sind S2, S3 und S4 (Abb. 4-2). Für die Da-tierung wurden idiomorphe, kurz- und lang-

prismatische, einschlussfreie Zirkone ausge-wählt.

Die Zirkonpopulationen der fünf untersuchtenProben zeigen Unterschiede in der Zirkontypo-logie.Die Grundlagen der Zirkontypologie sind beiPupin & Turco (1972) und Pupin (1980) be-schrieben und werden im Folgenden kurz zu-sammengefasst: Aus der äußeren Form von Zir-konkristallen werden verschiedene Trachttypenabgeleitet. Die statistische Verteilung derTrachttypen charakterisiert eine Zirkonpopula-tion. Die Einteilung der Trachttypen beruht aufder Ausbildung der Prismen (Index T) und derPyramiden (Index A). Index T ist umso höher,je stärker das {100}-Prisma über das {110}-Prisma dominiert; das Vorherrschen der {101}-Pyramide gegenüber der {211}-Pyramide wirddurch einen höheren Index A ausgedrückt. Ausden Indizes T und A lässt sich der zirkontypo-logische Schwerpunkt einer Zirkonpopulationberechnen (Pupin, 1980). Die zirkontypologi-sche Auswertung dient dem Vergleich von Zir-konpopulationen.Obwohl die Zirkonpopulationen aus der Umge-bung von Passau sowohl aus basischen als auchaus sauren Metamagmatiten stammen, ähnelnsich die Verteilungen der Trachttypen mit deut-lich dominierendem {100}-Prisma und vorherr-schender {211}-Pyramide (Abb. 4-2). PA9-3(Metabasit) und PA11-1 (leukokrater Meta-magmatit) zeigen eine geringe Variation in denTrachttypen. Bei beiden Zirkonpopulationen istdie äußere Kristallform geprägt durch sehrgroße Kerne und nur schmale Randsäume (Abb.4-9 b, c). Probe PA9-3 (Metabasit) lieferte einevergleichsweise geringe Anzahl typologischauswertbarer Zirkonkristalle (N = 12); dietypologische Auswertung mit einer geringenZahl an Kristallen kann nach Pupin (1985) beirelativ homogenen Populationen dennoch reprä-sentativ sein. Probe PA8-2 weist dagegen einegrößere Streuung der Trachttypen auf; gleich-zeitig zeigen diese Zirkone deutlich ausgeprägteRandsäume und volumenmäßig oft kleinereKerne (Abb. 4-9 a). Die Länge/Breite-Verhält-


nisse der Zirkonpopulationen variieren zwi-schen 1,1 und 4,1 mit Mittelwerten von 2,2-2,4und sind insgesamt niedriger als bei den nach-folgend beschriebenen Populationen aus demHinteren Bayerischen Wald.Die Zirkonpopulationen aus leukokraten Meta-magmatiten des Hinteren Bayerischen Waldessind gekennzeichnet durch eine größere Varia-bilität der Trachttypen (Abb. 4-2). Diesen Zir-konpopulationen ist das Vorherrschen der stei-len {211}-Pyramide über die flache {101}-Py-

ramide gemeinsam; sowohl das {110}- als auchdas {100}-Prisma können dominieren. Die Zir-konpopulation HBW1-1 unterscheidet sich vonHBW31-2 durch ein deutlich dominierendes{110}-Prisma. Die Zirkontrachten der ProbeHBW31-2 beschränken sich auf Typen mitdeutlich vorherrschender {211}-Pyramide. DieLänge/Breite-Verhältnisse der beiden Populati-onen streuen zwischen 1,3 und 5,0 mit Mittel-werten von 2,6 und 3,3.In der Darstellung der zirkontypologischen

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Ind

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100 200 300 400 500 600 700 800Index A

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100 200 300 400 500 600 700 800Index A

100 200 300 400 500 600 700 800Index A

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Ind

ex T

< 2 %

2-5 %

5-10 %

10-20 %

> 20 %

N = 52 HBW1-1N = 54 HBW31-2

N = 12 PA9-3N = 51 PA8-2 N = 39 PA11-1

Abb. 4-2: Zirkontypologische Diagramme (nach Pupin, 1980) mit der Verteilung der Zirkon-Trachttypender datierten Gesteinsproben. Die Anzahl N der jeweils ausgewerteten Zirkonkörner ist angegeben. Erläute-rungen im Text.

100 200 300 400 500 600 700 800Index A

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Ind

ex

T

AM

CA

TAHBW31-2HBW1-1

PA11-1PA8-2

PA9-3 (Metabasit)

Abb. 4-3: ZirkontypologischeSchwerpunkte (berechnet nach Pupin,1980) von leukokraten Metamagmati-ten und von einem Metabasit aus demBayerischen Wald. Zum Vergleichsind Felder für charakteristischeSchwerpunkte von anatektischen Gra-niten und Migmatiten (AM, gestri-chelt), von kalkalkalischen Graniten(CA, durchgezogen) sowie von tho-leiitischen und alkalischen Graniten(TA, gepunktet) dargestellt (verein-facht nach Pupin, 1994). Erläuterun-gen im Text.


Schwerpunkte (Abb. 4-3) belegen die unter-suchten leukokraten Metamagmatite aus demHinteren Bayerischen Wald (HBW1-1,HBW31-2) das AM-Feld für anatektische Gra-nite und Migmatite (nach Pupin, 1994), wäh-rend die Proben aus der Umgebung von Passau(PA8-2, PA11-1, PA9-3) im unteren Teil desCA-Feldes für kalkalkalische Granite bzw. indessen Randbereich liegen. Nach Pupin (1980)ist der untere Teil des CA-Feldes eher charakte-ristisch für kalkalkalische Rhyolithe; dieses zir-kontypologische Indiz unterstützt die Vermu-tung einer vulkanogenen Herkunft der leu-kokraten Metamagmatite aus der UmgebungPassaus aufgrund zirkonmorphologischer Un-tersuchungen (Tondar, 1991).Die Unterschiede in der Zirkontypologie sindein Hinweis darauf, dass die Metamagmatiteaus dem Hinteren Bayerischen Wald und ausPassau nicht kogenetisch sind.

4.2 Internstrukturen von Zirkonen

Bei der Datierung von Zirkon mit der Ionen-sonde ist die Kenntnis der internen Struktur desZirkons von größter Bedeutung für die Bewer-tung der Analysepunkte, um die Signifikanz dereinzelnen Messwerte beurteilen zu können.Die Interpretation von internen Zirkonstruktu-ren wurde insbesondere durch Kathodolumines-zenz-Untersuchungen von Vavra (1990),Hanchar & Rudnick (1995) und Vavra et al.(1996) weiterentwickelt. Die Intensität der Ka-thodolumineszenz (KL) ist abhängig vom Ge-halt an U und anderen Spurenelementen (vor-wiegend REE, Y, P) im Zirkon. Hohe KL("hellgrau" bis "weiß") ist die Folge niedrigerGehalte an U und Spurenelementen; hohe U-und Spurenelementgehalte bewirken eine Ver-ringerung bis Unterdrückung der KL ("dunkel-grau" bis "schwarz") (Sommerauer, 1974).Domänen mit hoher KL sind charakteristischfür sekundäre Prozesse (Ausheilung, Rekristal-lisation); sie repräsentieren die stabilere Zirkon-Phase (Pidgeon et al., 1998). Demgegenüberkönnen Spurenelement-reiche Domänen mitniedriger KL anfälliger für Metamiktisierung

und Pb-Verlust sein (Köppel & Sommerauer,1974; Pidgeon et al., 1998).Bei der Beschreibung der internen Morphologiewerden folgende Begriffe verwendet:Allgemein wird der ältere, zentrale Bereicheines Zirkons als Kern bezeichnet, sofern ervon einem jüngeren Randsaum umgeben ist.Häufig zeigen Kerne diskordante Kontakte(Rundung, transgressive Grenzen) zum Rand-saum. Bei Kernen, die älter sind als die Rand-säume, spricht man von ererbten Kernen. AlsSpezialfall eines Randsaumes ist der meta-morph gewachsene Anwachssaum anzusehen.Als Innenzone und Außenzone werden Berei-che im Zirkon oder in Teilen eines Zirkons be-zeichnet, die aufgrund konkordanter, idio-morpher Kontakte vermutlich einer Wachs-tumsphase zugeordnet werden können und mehroder weniger gleich alt sind. So kann ein Zirkonz.B. einen (ererbten) Kern mit Innen- undAußenzone sowie einen Randsaum aufweisen.

Nachstehend werden die wichtigsten Intern-strukturen von Zirkonen vorgestellt. InterneZirkonstrukturen können unterteilt werden inprimäre Strukturen, die während der Kristalli-sation entstehen, und sekundäre Strukturen, diesich nach der Kristallisation bilden (Pidgeon etal., 1998).

Primäre Internstrukturen von ZirkonenPrimäre Internstrukturen bilden sich bei Zirkon-Neuwachstum (Kristallisation) und können so-wohl magmatischen als auch metamorphen Ur-sprungs sein; bei den unterschiedlichen Bil-dungsbedingungen entstehen zum Teil charak-teristische Internstrukturen.Ein verbreitetes Merkmal der internen Mor-phologie von Zirkonen ist die planareWachstumsbänderung oder oszillierende Zonie-rung. Domänen mit oszillierender Zonierungzeigen in der Regel geringe bis mittlere KL undeine engständige, planare Bänderung (Abb.4-4 a). Die oszillierende Zonierung ist Aus-druck unterschiedlicher Gehalte an U, Th undanderen Spurenelementen in den Zonen undwird im Allgemeinen auf ein magmatisches


oder anatektisches Zirkonwachstum zurückge-führt (Pidgeon, 1992).Modelle für die Entstehung der oszillierendenZonierung beruhen auf Selbstorganisationsme-chanismen, bei denen das zyklische Wechsel-spiel zwischen Zirkonwachstumsgeschwindig-keit und unterschiedlichen Diffusionsraten vonZr, P und anderen Spurenelementen in unmit-telbarer Nähe eines in einem kristallisierendenMagma wachsenden Zirkons den Einbau vonSpurenelementen kontrolliert (Mattinson et al.,1996; Hoskin, 2000; Fowler et al., 2002). Derdominierende Mechanismus beim Einbau vonSpurenelementen in das Zirkongitter ist die ge-koppelte "Xenotim"-Substitution, bei der derErsatz von Zr4+ durch Y3+ (und andere REE) inder Oktaederposition verbunden ist mit dem Er-satz von Si4+ durch P5+ in der Tetraederposition(Pidgeon et al., 1998; Hoskin, 2000). Fowler etal. (2002) beschreiben ein periodisch erzwunge-nes, nicht-lineares System und unterscheidenzwischen einer feinen oszillierenden Zonierung,die das Ergebnis eines lokalen, nicht-linearenRückkoppelungsprozesses ist, und breiterenZonen mit harmonischen Komponenten, diegroßräumige Änderungen im System anzeigen,aus dem der Zirkon kristallisierte (z.B. Zufuhrvon neuem Material).Im Allgemeinen werden Th/U-Verhältnisse≥ 0,3 (Vavra et al., 1999; Rubatto et al., 2001)bzw. ≥ 0,4 (Schaltegger et al., 1999) als Hin-weis auf eine magmatische oder anatektischeBildung von Zirkon in felsischen Magmen an-gesehen. Heaman et al. (1990) geben für Zir-kone aus felsischen Magmatiten Th/U-Verhält-nisse von 0,3-1,2 und Gehalte von 30-600 ppmTh, 50-680 ppm U und 4-450 ppm Pb an. Die invorliegender Arbeit an oszillierend zoniertenZirkonen ermittelten Th/U-Verhältnisse sowiedie Th-, U- und Pb-Gehalte (Th/U 0,47-0,95,43-289 ppm Th, 93-437 ppm U und 8-38 ppmPb) liegen innerhalb der von Heaman et al.(1990) angegebenen Werte und werden deshalbals Referenzwerte für unveränderte, magma-tisch gebildete Zirkone verwendet. Für Zirkoneaus mafischen Magmatiten sind höhere Th/U-

Verhältnisse > 1,0 sowie höhere Th- U- und Pb-Gehalte typisch (Heaman et al., 1990).Oszillierend zonierte Zirkone zeigen teilweiseunzonierte, strukturlose Innenzonen mit gerin-ger bis mittlerer KL; die oszillierende Zonie-rung ist bei derartigen Zirkonen auf die Außen-zonen beschränkt. (Abb. 4-4 d, f). Beide Zonenstehen in konkordantem Kontakt, d.h. die idio-morphe Form der Innenzone setzt sich in deridiomorphen, oszillierenden Zonierung derAußenzone fort. Das Fehlen von Resorptions-und/oder Rundungserscheinungen spricht gegeneinen rekristallisierten, ererbten Kern als Ursa-che der strukturlosen Innenzone. Die Strukturendeuten auf ein kontinuierliches Wachstum bei-der Zonen vermutlich während der gleichenmagmatischen Wachstumsphase hin (Bodorkoset al., 2000).Unzonierte, strukturlose Zirkonzonen könnenein Hinweis darauf sein, dass diese Domänenmehr oder weniger unter Gleichgewichtsbedin-gungen aus der Schmelze kristallisierten(Fowler et al., 2002).Möglicherweise wird in der Frühphase derKristallisation am Zirkon-Schmelze-Kontaktkeine zyklische Verarmung an Spurenelemen-ten, deren Verteilung verantwortlich für die os-zillierende Zonierung ist, aufgebaut. Ursachehierfür könnte sein, dass der Schmelztransportin unmittelbarer Umgebung des Zirkons auf-grund höherer Temperaturen schneller erfolgtund/oder eine geringere Polymerisation derSchmelze die Diffusion von Spurenelementenerleichtert. Bei Änderungen der Bedingungenim Verlauf der Kristallisation (z.B. Temperatur-abnahme) würde dann die zyklische Verarmungan Spurenelementen ermöglicht und zur Aus-bildung oszillierend zonierter Außenzonenführen.Ein weiterer Einflussfaktor auf die Ausbildungplanarer Kristallflächen ist die Zr-Übersättigungder Schmelze (Vavra et al., 1996). Peralumi-nöse, saure Magmen haben bei magmatischenBildungsbedingungen nur eine geringe Zr-Lös-lichkeit (Watson & Harris, 1983), so dass dieSchmelze stark Zr-übersättigt werden kann.Hohe Zr-Übersättigung ist aufgrund der


schnelleren Zirkonwachstumsgeschwindigkeitungünstig für die Ausbildung planarer Kristall-flächen (Vavra et al., 1996). Der konformeÜbergang von strukturloser Innenzone zu oszil-lierend zonierter Außenzone wäre demnachFolge eines Wechsels in der Wachstumsge-schwindigkeit (infolge abnehmender Zr-Über-sättigung) und/oder der Schmelzzusammenset-zung.Unzonierte, strukturlose Innenzonen sind bishernur vereinzelt beschrieben worden. Bodorkos etal. (2000) geben für derartige Domänen auf derGrundlage weniger Messungen Th/U-Verhält-nisse von 0,5-0,6 an; diese Werte liegen im Be-reich magmatischer Werte.Demzufolge sind oszillierend zonierte Zirkoneund strukturlose Innenzonen primäre Intern-strukturen des magmatischen Zirkonwachstumsan denen sich magmatische Bildungsalterbestimmen lassen.

Metamorph entstandener Zirkon kann sowohldurch primäre Kristallisations- als auch durchsekundäre Rekristallisationsprozesse gebildetwerden. Internstrukturen des metamorphen Zir-kon-Neuwachstums (Kristallisation) werden imFolgenden dargestellt. Die Beschreibung se-kundärer Internstrukturen (metamorphe Re-kristallisation) erfolgt im nächsten Abschnitt.Die metamorphe Kristallisation von Zirkonkann unter eklogitfaziellen (Rubatto et al.,1999) sowie granulitfaziellen und anatektischen(Vavra et al., 1996, 1999; Schaltegger et al.,1999; Rubatto et al., 2001; Rubatto, 2002) Be-dingungen erfolgen. Als Bildungsmechanismenwerden die Kristallisation aus metamorphenFluiden (Williams et al., 1996; Rubatto et al.,1999), die Kristallisation aus anatektischen(Teil-)Schmelzen (Vavra et al., 1996; Schalteg-ger et al., 1999) und Neuwachstum durch Ost-wald-Reifung (Ostwald ripening) (Vavra et al.,1999; Nemchin et al., 2001) diskutiert. Ost-wald-Reifung ist ein Mechanismus, der wäh-rend der prograden Metamorphose durch Um-verteilung von Zr zu einer Vergrößerung großerZirkone auf Kosten kleiner Zirkone führt(Vavra et al., 1999). Angetrieben wird diese

Umverteilung durch das Bestreben, die freieEnergie der Kristallflächen zu reduzieren(Nemchin et al., 2001). Dieser Prozess wird imZusammenhang mit hochmetamorphen bisanatektischen Bildungsbedingungen gesehen.Bei granulitfaziellen bis anatektischen Bedin-gungen bilden sich in Abhängigkeit vonSchmelzvolumen, H2O-Gehalt und Spurenele-ment- sowie Zr-Verfügbarkeit unterschiedlicheZirkonwachstumstypen aus: Radiale Sektorzo-nierung, fir-tree Sektorzonierung, oszillierendeZonierung und Resorptionsflächen (Abb. 4-4 h)sind typische Internstrukturen für Zirkon, deraus anatektischer Schmelze kristallisiert (Vavraet al., 1996; Schaltegger et al., 1999).Zirkon-Neuwachstum aus metamorphen Flui-den wird für die Bildung unzonierter Anwachs-säume mit schwacher oder fehlender KL (nicht-lumineszierende Domänen) vermutet (Williamset al., 1996; Rubatto et al., 1999). Charakteris-tisch für derartige schwach bis nicht lumines-zierende Anwachssäume sind hohe U-Gehaltevon meist 1000-8000 ppm U; der U-Gewinnwird auf U-reiche, metamorphe Fluide zurück-geführt (Rubatto et al., 1999). Die Kristallisa-tion aus metamorphen Fluiden kann auf demprograden Abschnitt vor dem eklogitfaziellenMetamorphose-Höhepunkt (Rubatto et al.,1999) oder spätmetamorph nach dem granulitfa-ziellen Höhepunkt stattfinden (Williams et al.,1996).Im Allgemeinen werden niedrige Th/U-Gehalte< 0,1 als charakteristisch für metamorph gebil-dete Zirkone angesehen (Schaltegger et al.,1999; Rubatto et al., 2001); in den meisten Fäl-len sind die Werte sogar ≤ 0,05 (Vavra et al.,1996; Williams et al., 1996; Rubatto, 2002). DieVerarmung an Th in den Zirkonanwachssäumenwährend der Metamorphose wird auf diegleichzeitige Bildung Th-haltiger Minerale(z.B. Monazit) zurückgeführt (Schaltegger etal., 1999; Williams, 2001). Vavra et al. (1999)vermuten, dass niedrige Th/U-Verhältnisse< 0,1 möglicherweise eher den Th- und U-Ver-teilungskoeffizienten unter Gleichgewichtsbe-dingungen entsprechen, da Th im Zirkon in-kompatibler als U ist.


Abb. 4-4: KL-Aufnahmen von typischen Internstrukturen der untersuchten Zirkone. Die Längenmaßstäbeentsprechen 25 µm.Folgende Abkürzungen werden in den Abbildungen zur Beschreibung der Internstrukturen verwendet: oz –oszillierende Zonierung; voz – verblasste, oszillierende Zonierung; sl – strukturlose Innenzone; uz – unzo-nierter Anwachssaum; hl – Zone mit hoher Kathodolumineszenz (KL); nl - nicht-lumineszierende Domäne;tr – transgressive Rekristallisation; zr – zonengebundene Rekristallisation; rs – resorbierte Fläche.a: In der oberen Zirkonhälfte ist eine engständige, oszillierende Zonierung (oz) erhalten (PA11-1, Korn 6).b: Die oszillierende Zonierung ist unterschiedlich stark verblasst und zeigt unscharfe Zonengrenzen (voz).Ausgehend von einem nicht-lumineszierenden Zwischensaum ist die Innenzone transgressiv rekristallisiert(tr) (HBW31-2, Korn 1).c: Die verblasste oszillierende Zonierung ist vom Rand ausgehend transgressiv rekristallisiert (tr) und zeigthohe KL. Die Rekristallisation mit hoher KL tritt außerdem zonengebunden auf (zr) (HBW31-2, Korn 7).d, f: Oszillierend zonierte Zirkone sind in ihrem Zentrum häufig strukturlos (sl) und homogen mit mittlererbis niedriger KL. Kerne können durch diskontinuierliche, nicht-lumineszierende Zwischensäume (nl) resor-biert werden. In Aufnahme d wird der Kern ausgehend von einem nicht-lumineszierenden Zwischensaum(nl) transgressiv mit hoher KL rekristallisiert. Den äußeren Rand bilden unzonierte Anwachssäume (uz), diemetamorphes Neuwachstum repräsentieren (PA11-1, d: Korn 13, f: Korn 7).e: Ein vollständig rekristallisierter (hl), idiomorpher Zirkonkern ist umgeben von zwei unzonierten An-wachssäumen (uz). Der innere Anwachssaum ist heterogen, vermutlich mit Einschlüssen; der äußere Saummit mittlerer KL ist homogen (PA8-2, Korn 6).g: Vom magmatischen Kern ist nur noch die strukturlose Innenzone (sl) erhalten; die oszillierende Zonie-rung ist fast vollständig transgressiv rekristallisiert (tr) (PA11-1, Korn 14).h: Der vollständig rekristallisierte Kern (hl) ist stark resorbiert (rs); eine vom Rand ausgehende, rekristalli-sierte Domäne mit niedriger KL (tr) schneidet sowohl den Kern als auch den unzonierten Anwachssaum(uz) (PA8-2, Korn 10).


Sektorzonierung und unzonierte Anwachssäumekönnen als primäre Internstrukturen des meta-morphen Zirkonwachstums angesehen werdenund signifikante Alter für metamorphe Ereig-nisse liefern. Die Zuordnung von metamorphenBildungsbedingungen aufgrund der internenMorphologie ist jedoch nicht immer möglich.Oszillierende Zonierung kann sowohl magmati-schen (s.o.) als auch anatektischen Ursprungssein; bei anatektischen Bedingungen tritt sie je-doch häufig mit Resorptionsflächen und/oderSektorzonierung auf (Vavra et al., 1996; Schalt-egger et al., 1999).

Sekundäre Internstrukturen von ZirkonenAls sekundäre Strukturen werden nachstehendmorphologische Erscheinungen zusammenge-fasst, die sich nicht einem magmatischen odermetamorphen Neuwachstum (Kristallisation)zuordnen lassen.Bei der Bildung von Sekundärstrukturen wirdunterschieden zwischen Ausheilungsprozessen(annealing), die im festen Zustand in einem ge-schlossenen System ablaufen, und Rekristalli-sation, die in der Regel ein offenes System mitReaktionen zwischen Zirkon und Fluiden dar-stellt (Pidgeon, 1992; Pidgeon et al., 1998;Schaltegger et al., 1999). Hierunter fällt auchdie Rekristallisation von präexistentem Zirkondurch metamorphe Fluide unter amphibolit-bzw. eklogitfaziellen Bedingungen (Vavra etal., 1996; Schaltegger et al., 1999; Rubatto,2002).

AusheilungsstrukturenHäufige Erscheinungen in Zirkonen mit oszil-lierender Zonierung sind graduelles Ver-schwimmen oder Verblassen (fading; Pidgeon,1992; Schaltegger et al., 1999) der oszillieren-den Bänderung sowie eine Vergröberung derZonierung, die eine weitständige oszillierendeZonierung mit teilweise erhöhter KL zur Folgehaben kann (Vavra et al., 1996) (Abb. 4-4 b, c,d, f).Pidgeon (1992) führt das graduelle Verblassenauf Ausheilungsprozesse strahlungsgeschädig-ter Zirkondomänen zurück. Ausheilungspro-zesse werden vermutlich durch differentielle

Kristallgitter-Verformung zwischen U-reichenund U-armen Wachstumszonen induziert(Schaltegger et al., 1999). Der Zirkon stelltwährend der Ausheilung ein geschlossenesSystem dar (Pidgeon et al., 1998; Schaltegger etal., 1999). Die Ausheilung von oszillierend zo-nierten Zirkonen ist eine Reorganisation ur-sprünglich magmatischer Zirkone im festen Zu-stand, die unterschiedlich intensiv verläuft(Pidgeon, 1992). Sie kann mit Veränderungender U- und Th-Gehalte verbunden sein. Typi-sche Th/U-Verhältnisse von Zirkon mit ver-blasster, oszillierender Zonierung liegen zwi-schen magmatischen und metamorphen Werten(0,1-0,4), was als teilweise Erhaltung der ur-sprünglichen, magmatischen Verhältnisse ange-sehen wird (Schaltegger et al., 1999; Rubatto &Gebauer, 2000).Verblasste magmatische Strukturen könneneinerseits Ausdruck eines vollständigen bisteilweisen Zurücksetzens des U-Pb-Systemsdurch ein thermisches (z.B. amphibolit- odereklogitfazielles) Ereignis sein und damit meta-morphe Alter liefern (Vavra et al., 1996; Schalt-egger et al., 1999; Rubatto, 2002). Andererseitskann verblasste oszillierende Zonierung aufAusheilungsprozesse während und/oder unmit-telbar nach der Zirkon-Kristallisation im ab-kühlenden Magma (Pidgeon et al., 1998) bzw.auf Rekristallisation durch spätmagmatischeRestschmelzen (Nemchin & Pidgeon, 1997) zu-rückgeführt werden. Bei schneller Abkühlungist der zeitliche Unterschied zwischen magmati-scher Kristallisation und spätmagmatischerAusheilung bzw. Rekristallisation analytischunter Umständen nicht auflösbar; an solchenDomänen ermittelte Alter lassen sich demnachals magmatische Kristallisationsalter interpre-tieren, die in Einzelfällen leicht verjüngt seinkönnen (Pidgeon et al., 1998; Eichhorn et al.,2001).Kühlt ein granitisches Magma bei hohen Tem-peraturen langsam ab, kann die Ausheilung voninstabilem, oszillierend zoniertem Zirkon zustabilem, unzoniertem Zirkon zur gemeinsamenAusbildung einer U-armen Zone mit extremhoher KL und einer U-reichen, schwach bis


nicht-lumineszierenden Zone führen (Pidgeonet al., 1998) (Abb. 4-4 c). Dabei stellt der Zir-kon vermutlich ein geschlossenes System dar,in dem sich U, Th und andere Spurenelemente,die bei der Ausheilung ausgestoßen werden,mittels Defekt-Diffusion in einer Spurenele-ment-reichen Zone ansammeln. Die in diesemModell dargestellte, gemeinsame Bildung vonnicht-lumineszierenden und hoch-lumineszier-enden Zonen kann ebenfalls während und/oderdirekt nach der Kristallisation in einem abküh-lenden Magma erfolgen (Nemchin & Pidgeon,1997; Pidgeon et al., 1998). Bei langsamer Ab-kühlung kann sich an solchen Zirkonen dem-nach das Alter der magmatischen Kristallisationund der spätmagmatischen Ausheilung bestim-men lassen (Nemchin & Pidgeon, 1997); häufigist der zeitliche Unterschied jedoch analytischnicht auflösbar und es handelt sich um Misch-alter, die als Minimalalter für die magmatischeKristallisation anzusehen sind (Pidgeon et al.,1998).

RekristallisationserscheinungenSekundäre Rekristallisationserscheinungenzeichnen sich durch ihre weitgehende Homoge-nität aus. Rekristallisierte Domänen könnenvollständig unterdrückte, geringe oder extremhohe KL aufweisen (Abb. 4-4 b, c, d, g, h). DieGrenzen rekristallisierter Bereiche sind geradeoder buchtig.Es lassen sich zonengebundene Rekristallisationund transgressive Rekristallisation unterschei-den (Vavra et al., 1999). Zonengebundene Re-kristallisation ist konkordant und folgt prä-existenten, planaren Bänderungen oder inter-nen, idiomorphen Flächen. Transgressive Re-kristallisation erfolgt demgegenüber diskordantund meist vom Kristallrand, von Rissen oder re-sorbierten Kristallflächen ausgehend (Pidgeon,1992; Vavra et al., 1999).Rekristallisation ist häufig die Folge von Reak-tionen zwischen Zirkon und externen Fluidenunter hydrothermalen und/oder metamorphenBedingungen, wobei fortschreitende Reaktions-fronten häufig buchtige Grenzen zur Folgehaben (Pidgeon, 1992; Pidgeon et al., 1998;

Schaltegger et al., 1999; Vavra et al., 1999). Fürrekristallisierte Domänen werden extrem nied-rige Th/U-Verhältnisse zwischen < 0,01 und0,07 mitgeteilt, die auf Th-arme oder auf U-rei-che metamorphe, hydrothermale oder spätmag-matische Fluide zurückgeführt werden können(Vavra et al., 1996; Williams et al., 1996; Ru-batto et al., 1999). Bei amphibolitfaziellen Be-dingungen können sich durch Rekristallisationunter Beteiligung von metamorphen Fluidenunzonierte Randsäume mit hoher KL bilden(Schaltegger et al., 1999).

An Zirkonen mit Ausheilungsstrukturen (ver-blasste, oszillierende Zonierung; Kombinationvon hoch-lumineszierenden und nicht-lumines-zierenden Zonen) können sinnvolle Alter be-stimmt werden, die eine metamorphe Überprä-gung (Vavra et al., 1996; Schaltegger et al.,1999; Rubatto, 2002), eine unter Umständenleicht verjüngte, magmatische Kristallisation(Pidgeon et al., 1998; Eichhorn et al., 2001)oder eine Mischung aus magmatischer Kristalli-sation und spätmagmatischer Rekristallisationdatieren können (Pidgeon et al., 1998). ZumTeil können derartige Strukturen allerdingsauch Störungen des U-Pb-Systems anzeigen,insbesondere bei stark streuenden Messwerten.Rekristallisationserscheinungen müssen kritischinterpretiert werden; teilweise können an ihnenmetamorphe Alter bestimmt werden, teilweiseliefern sie keine sinnvollen Alter.

4.3 U-Pb-Altersbestimmungen

PA8-2 Leukokrater Metamagmatit (Passau,Hacklberg)Kathodolumineszenz(KL)-Untersuchungen zei-gen, dass in allen untersuchten Zirkonen diesesGranat-führenden Biotit-Kalifeldspat-Gneisesähnliche, komplexe Internstrukturen zu findensind (Abb. 4-9 a). Oft idiomorphe bis hypidio-morphe Kerne mit extrem erhöhter KL-Intensi-tät und seltenen Relikten planarer Wachstums-zonierung sind umgeben von zwei unzoniertenRandsäumen. Die inneren Randsäume sindmeist dunkel oder nicht-lumineszierend und re-


sorbieren teilweise Kerne mit hoher KL. Stel-lenweise sind Strukturen mit buchtigen Grenzenerkennbar, die Fluid-bedingte Reaktionsfrontendarstellen. Die äußeren Randsäume sind meistschmal oder unregelmäßig mit mittlerer bis ho-her KL. Selten sind hier rekristallisierte Relikteoszillierender Zonierung zu finden. In wenigenFällen gehen von rekristallisierten Kernen radi-ale Risse aus.Insgesamt wurden elf Punkte in Kernen undRandsäumen gemessen. Von sechs datiertenKernbereichen definieren fünf Datenpunkte einmittleres 206Pb/238U-Alter von 555 ± 12 Ma(Abb. 4-5). Diese Kernbereiche haben Th-Ge-halte von 35-64 ppm, U-Gehalte von 86-118 ppm, Pb-Gehalte von 8-11 ppm und Th/U-Verhältnisse zwischen 0,40 und 0,58. DieseWerte liegen im unteren Bereich der magmati-schen Referenzwerte (Kap. 4.2). Die Th/U-Ver-hältnisse ebenso wie Relikte planarer Wachs-tumszonierung deuten auf eine sekundäre Über-prägung ursprünglich magmatischer Kerne hin.Ein Analysenpunkt (5.1) mit einem niedrigerenscheinbaren Alter von 493 ± 9 Ma wurde nicht

bei der Berechnung des konkordanten Altersberücksichtigt. Während das Th/U-Verhältnismit 0,52 magmatischen Werten entspricht, zei-gen U-Gehalte von 69 ppm und Pb-Gehalte von6 ppm einen U- und Pb-Verlust an.Die analysierten Randsäume weisen geringeTh-Gehalte von 2-6 ppm, U-Gehalte von 311-880 ppm und entsprechend niedrige Th/U-Ver-hältnisse zwischen 0,004 und 0,008 auf. Dieinneren Randsäume weisen mit 318 ± 3 bis324 ± 4 Ma ältere scheinbare 206Pb/238U-Alterauf als die äußeren Randsäume mit 314 ± 4 und316 ± 4 Ma. Aufgrund der geringen Analysen-zahl und des geringen Altersunterschieds mitüberlappenden Fehlerintervallen ist eine Unter-teilung in zwei Altersgruppen statistisch jedochnicht abgesichert. Es bleibt festzuhalten, dassdie gemessenen Einzelalter mit den durch KL-Abbildungen belegten Altersbeziehungen dereinzelnen Zonen übereinstimmen. Die Zusam-menfassung der fünf Analysenpunkte in Rand-säumen zu einer Population ist mit einem χ2-Wert (Kap. 3.2) von 1,02 statistisch signifikant

0.04

0.05

0.06

0.07

0.08

0.09

0.10

0.3 0.4 0.5 0.6 0.7 0.8

207 235Pb/ U

206

238Pb

U

300

350

400

450

500

550

5.1

5.2

6 414.213.2

Granat-führender Biotit-Kalifeldspat-Gneis(PA8-2)

Kerne :

Pb/ U Alter: 557 14 Ma Pb/ Pb Alter: 567 35 Ma

(n = 5)

( = 0,13)

( = 0,04)

206 238Pb/ U Alter: 555 12 Ma ± ( = 1,00)χ2

207 235

207 206

±±

χχ

2

2

Randsäume :

Pb/ U Alter: 320 6 MaPb/ Pb Alter: 327 27 Ma

(n = 5)

( = 0,79)

( = 0,45)

206 238Pb/ U Alter: 319 5 Ma± ( = 1,02)

χ2

207 235

207 206

±±

χχ

2

2

Abb. 4-5: Konkordia-Diagramm für Zirkone des leukokraten Metamagmatits PA8-2 (Passau, Hacklberg).Graue Flächen: Analysen, die aufgrund von KL-Internstrukturen von der Berechnung mittlerer Alter ausge-schlossen wurden. Fehler-Polygone mit 1σ; mittlere Alter mit 95%-Vertrauensintervall.


und ergibt ein mittleres 206Pb/238U-Alter von319 ± 5 Ma.

PA11-1 Leukokrater Metamagmatit (Passau,Haibach)Die Internstrukturen der Zirkone dieses Biotit-führenden Kalifeldspat-Gneises lassen sich indrei Bereiche unterteilen, die bei allen unter-suchten Zirkonen zu finden sind (Abb. 4-9 b):Typisch sind große, hypidiomorphe Kerne mitstrukturlosen Innenzonen und oszillierendzonierten Außenzonen; letztere sind meist ver-blasst und/oder teilweise rekristallisiert. DieKerne sind umgeben und stellenweise buchtigresorbiert von nicht-lumineszierenden, teilweisediskontinuierlichen Zwischensäumen. Denäußeren Rand bilden dunkle, unzonierte Rand-säume, die stark verblasste oszillierende Zonie-rung aufweisen können.In Kernen wurden elf Punkte sowohl in Innen-als auch in Außenzonen analysiert. StrukturloseInnenzonen deuten mit Th/U-Verhältnissenzwischen 0,6 und 0,78 sowie Th-Gehalten von143-321 ppm und U-Gehalten von 236-411 ppm auf eine magmatische Entstehung hin.

Oszillierend zonierte Außenzonen unterschei-den sich weder in ihren Th- und U-Gehalten(219-289 ppm Th, 305-357 ppm U) noch inihren Th/U-Verhältnissen (0,62-0,95) von denstrukturlosen Innenzonen. Da die datierten In-nen- und Außenzonen innerhalb des Fehlersgleich alt sind, werden die Datenpunkte ge-meinsam ausgewertet. Acht dieser Datenpunktedefinieren ein mittleres 206Pb/238U-Alter von549 ± 7 Ma (Abb. 4-6). Drei Datenpunkte (3.1,5, 11) mit konkordanten scheinbaren Alternzwischen 526 ± 7 und 532 ± 6 Ma wurden auf-grund von KL-Hinweisen auf transgressive Re-kristallisation nicht in die Berechnung des ge-meinsamen Alters einbezogen.Die fünf analysierten Randsäume weisen Th-Gehalte von 54-242 ppm und U-Gehalte von418-995 ppm auf. Die Th/U-Verhältnisse liegenmit 0,05-0,33 im Bereich metamorpher sowieüberprägter, ursprünglich magmatischer Werte.Die fünf Datenpunkte definieren ein konkor-dantes, mittleres Alter von 316 ± 10 Ma. Derhohe χ2-Wert dieser fünf Analysen von 4,25legt nahe, dass die Streuung der scheinbaren

0.04

0.05

0.06

0.07

0.08

0.09

0.10

0.3 0.4 0.5 0.6 0.7 0.8

207 235Pb/ U

206

238Pb

U

300

350

400

450

500

550

13

7.2148.2

3.2

1.2

11

5

3.1

Kerne :


(n = 8)

( = 0,44)

( = 0,21)

206 238Pb/ U Alter: 549 7 Ma± ( = 1,28)

χ2

207 235

207 206

±±

χχ

2

2

Randsäume :


(n = 5)

( = 2,10)

( = 0,31)

206 238Pb/ U Alter: 316 10 Ma± ( = 4,25)

χ2

207 235

207 206

±±

χχ

2

2

Biotit-führender Kalifeldspat-Gneis(PA11-1)

Abb. 4-6: Konkordia-Diagramm für Zirkone des leukokraten Metamagmatits PA11-1 (Passau, Haibach).Graue Flächen: Analysen, die aufgrund von KL-Internstrukturen von der Berechnung mittlerer Alter ausge-schlossen wurden. Fehler-Polygone mit 1σ; mittlere Alter mit 95%-Vertrauensintervall.


Alter nicht allein auf analytische Messunsicher-heiten, sondern auch auf geologische Faktorenzurückzuführen ist. KL-Aufnahmen zeigen,dass bei den jüngeren Randsäumen (Analysen1.2, 3.2) mit identischen Altern von 309 ± 3 und309 ± 4 Ma ausschließlich mittel bis geringlumineszierende, äußere Randsäume mit ver-blasster, oszillierender Zonierung datiert wur-den (Abb. 4-9 b, Korn 3). Bei den älteren Wer-ten zwischen 314 ± 3 und 326 ± 3 Ma (Analy-sen 7.2, 8.2, 14) sind daneben auch Anteilenicht-lumineszierender Zwischensäume mitanalysiert worden (Abb. 4-4 d, f).Aus den Beobachtungen ist zu schließen, dassdie äußeren Randsäume mit etwa 309 Mawomöglich eine jüngere Metamorphosephasedokumentieren, während nicht-lumineszierendeZwischensäume eine ältere Metamorphosephaserepräsentieren. Aufgrund der geringen Analy-senzahl ist die Zweiphasigkeit der Metamor-phose jedoch nicht statistisch gesichert nach-weisbar. Das mittlere Alter aller fünf Analysen-punkte von 316 ± 10 Ma umfasst das Spektrum

der gemessenen Einzelalter und wird daher alsAlter der metamorphen Überprägung bzw. Bil-dung der Zirkonsäume interpretiert. Ein weite-rer Analysenpunkt (Korn 13) mit einem schein-baren Alter von 331 ± 3 Ma ist eine Mischungaus nicht-lumineszierendem Zwischensaum undstark rekristallisiertem Kern (Abb. 4-4 d); erwurde nicht in die Berechnung des mittlerenAlters einbezogen.

PA9-3 Metabasit (Passau, Haibach)Die Zirkone dieses Epidot-führenden Amphi-bolits bilden hinsichtlich ihrer Internstruktureneine homogene Population. Die Zirkone sindgeprägt von großen, idiomorphen bis hypidio-morphen Kernen mit mittlerer bis geringer KL;untergeordnet sind schmale Randsäume vor-handen (Abb. 4-9 c). Die Zirkonkerne haben oftstrukturlose Innenzonen und oszillierendzonierte Außenzonen, die ihre magmatischeHerkunft belegen. Die Kerne sind in unter-schiedlichem Maße von transgressiver Rekris-tallisation betroffen. Typisch sind schmale,

300

350

400

450

500

550

0.04

0.05

0.06

0.07

0.08

0.09

0.10

0.3 0.4 0.5 0.6 0.7 0.8

207 235Pb/ U

206

238Pb

U

18

16 11

62.2

1

Epidot-führender Amphibolit (PA9-3)

Kerne :


(n = 7)

( = 0,42)

( = 0,51)

206 238Pb/ U Alter: 549 6 Ma± ( = 0,56)χ2

207 235

207 206

±±

χχ

2

2

Randsaum


(n = 1):206 238Pb/ U Alter: 313 5 Ma±207 235

207 206

±±

Abb. 4-7: Konkordia-Diagramm für Zirkone des Metabasits PA9-3 (Passau, Haibach). Graue Flächen: Ana-lysen, die aufgrund von KL-Internstrukturen von der Berechnung mittlerer Alter ausgeschlossen wurden.Fehler-Polygone mit 1σ; mittlere Alter mit 95%-Vertrauensintervall.


meist vollständig rekristallisierte Randsäumemit extrem hoher KL. Sie dringen stellenweisemit buchtigen Resorptionsgrenzen in Kernbe-reiche ein. Selten sind rekristallisierte Relikteeiner planaren Wachstumszonierung im Rand-saum erhalten. Nicht-lumineszierende Domänenmit buchtigen Grenzen sind häufig zwischenKern und Randsaum zu finden. Nur selten bil-den diese Domänen einen kontinuierlichen Zwi-schensaum.Von 13 analysierten Punkten wurden 12 inKernbereichen und einer im Randsaum gemes-sen. In Kernen wurden an oszillierend zoniertenAußenzonen Gehalte von 468-1281 ppm Th,354-777 ppm U, 41-95 ppm Pb und Th/U-Ver-hältnisse von 1,27-1,89 ermittelt. Die Th-, U-und Pb-Gehalte von strukturlosen Innenzonensind mit 462-946 ppm Th, 451-857 ppm U und45-91 ppm Pb identisch mit den Gehalten inoszillierend zonierten Außenzonen; die Th/U-Verhältnisse liegen mit 1,02-1,19 etwas niedri-ger. Die Zirkonkerne dieses Metabasits weisengegenüber oszillierend zonierten Zirkonen ausleukokraten Metamagmatiten deutlich höhereTh/U-Verhältnisse > 1,0 sowie höhere Th-, U-und Pb-Gehalte auf. Solche Werte sind typischfür magmatische Zirkone aus Mafiten (Heamanet al., 1990). Die sieben ältesten Datenpunkteder Kerne bilden eine Gruppe und ergeben einleicht revers diskordantes mittleres 206Pb/238U-Alter von 549 ± 6 Ma (104 % Konkordanz*)(Abb. 4-7). Aufgrund der magmatischen Intern-strukturen und der Th-U-Konzentrationen wirddieses Alter als magmatisches Kristallisations-alter angesehen. Die übrigen fünf Datenpunktewurden wegen KL-Hinweisen auf sekundäreRekristallisation bzw. Mischung verschiedenerZonen nicht in die Berechnung des mittlerenAlters einbezogen. Ihre scheinbaren Alterstreuen zwischen 510 ± 6 und 527 ± 6 Ma.Da die hoch-lumineszierenden Randsäumedieser Zirkone in fast allen Fällen extremschmal sind, bot sich lediglich bei einem Indi-viduum (Abb. 4-9 c, Korn 18) die Möglichkeit,

* % Konkordanz = (206Pb/238U-Alter / 207Pb/206Pb-Alter) x 100

den Ionenstrahl vollständig auf einen Randsaumzu setzen und diesen zu analysieren. DieserRandsaum ist teils unzoniert, teils starkrekristallisiert, mit Relikten einer planarenZonierung. Der Th-Gehalt beträgt 30 ppm, derU-Gehalt 134 ppm. Das resultierende Th/U-Verhältnis ist mit 0,22 ebenfalls deutlich niedri-ger als die Werte in den oszillierend zoniertenDomänen. Es ist von einer Überprägung desRandsaumes vermutlich während eines thermi-schen Ereignisses auszugehen. Im Randsaumwurde ein leicht revers diskordantes Alter von313 ± 5 Ma (104 % Konkordanz) bestimmt.

HBW31-2 Leukokrater Metamagmatit(Bodenmais, Arbersee-Weg)Zirkone dieses Granat-führenden Biotit-Plagio-klas-Gneises zeigen komplexe Internstrukturen:einerseits Zirkone mit gerundeten Kernen undmehreren Randsäumen, andererseits Kristallemit kontinuierlichem Wachstum (Abb. 4-9 d).Zirkone mit kontinuierlichem Wachstum habengrößtenteils rekristallisierte, oszillierendzonierte Innenzonen mit extrem hoher KLsowie Außenzonen mit geringer bis vollständigunterdrückter KL und Relikten oszillierenderZonierung. Zirkone mit gerundeten Kernenhaben in der Regel einen stark rekristallisierten,inneren Randsaum mit hoher KL und einen zu-meist schmalen, dunklen bis nicht-lumineszie-renden, äußeren Randsaum. Die beiden Rand-säume sind morphologisch identisch zu den In-nen- und Außenzonen kontinuierlich gewachse-ner Zirkone; dies lässt auf eine gemeinsameBildung schließen. Die gerundeten Kerne sindüberwiegend oszillierend zoniert, selten voll-ständig rekristallisiert (Abb. 4-9 d, Körner10, 22). Die Kerne sind > 50 µm lang und> 20 µm breit. Es ist davon auszugehen, dassbei dem magmatischen Ereignis, das zur Bil-dung der Randsäume und der durchgängig ge-wachsenen Zirkone führte, Zirkone < 50 µmaufgrund ihres größeren Oberfläche/Volumen-Verhältnisses vollständig resorbiert wurden.Zwischen Kern und Randsaum bilden nicht-lumineszierende Domänen mit buchtigen Re-sorptionsgrenzen teilweise einen diskontinuier-


lichen Zwischensaum. Die Zirkone sind oft be-troffen von transgressiver und zonengebundenerRekristallisation, zumeist mit extrem hoher KL(Abb. 4-4 c).Von 13 Analysenpunkten wurden vier in ererb-ten Kernen und neun in Randbereichen bzw.Zirkonen mit kontinuierlichem Wachstum ge-messen. Zwei Datenpunkte ererbter Kerne mitverblasster, oszillierender Zonierung liegenkonkordant mit scheinbaren 206Pb/238U-Alternvon 562 ± 6 Ma (Korn 10) und 587 ± 7 Ma(Korn 6.1). Diese verblassten, oszillierendzonierten, ererbten Kerne weisen Gehalte von154-166 ppm Th, 341-463 ppm U und34-43 ppm Pb auf; diese Gehalte liegen im Be-reich typisch magmatischer Werte. Th/U-Ver-hältnisse zwischen 0,36 und 0,45 deuten eineÜberprägung ursprünglich magmatischer Zir-kone an. Zwei weitere Analysen in rekristalli-sierten Kernbereichen sind deutlich diskordantmit identischen scheinbaren 206Pb/238U-Alternvon 1790 ± 18 Ma (Korn 22.1) und 1890 ±

17 Ma (Korn 22.2). Diese Datenpunkte reprä-sentieren zwei unterschiedliche, ererbte Kernedesselben Zirkonkorns (Abb. 4-9 d). Dieses Zir-konkorn enthält einen gerundeten, ererbten(äußeren) Kern, in dem seinerseits ein gerun-deter, ererbter (innerer) Kern enthalten ist. Derinnere Kern ist rekristallisiert mit vollständigunterdrückter KL und hohem U-Gehalt(1495 ppm) sowie niedrigem Th/U-Verhältnis(0,13). Der äußere Kern zeigt dagegen eineweitgehende Rekristallisierung mit extremhoher KL und Relikten einer planaren Zonie-rung; der U-Gehalt beträgt 325 ppm, das Th/U-Verhältnis ist mit 1,06 vergleichsweise hoch.Die Analysen von sieben Randsäumen mitrekristallisierter oder verblasster oszillierenderZonierung definieren ein konkordantes mittleresAlter von 486 ± 7 Ma (Abb. 4-8). Diese Rand-säume weisen Th-Gehalte von 43-233 ppm, U-Gehalte von 88-437 ppm, Pb-Gehalte von8-37 ppm und Th/U-Verhältnisse zwischen 0,17und 0,74 auf. Das mittlere Alter wird als mag-

600

550

500

450

650

0.5 0.6 0.7 0.8 0.90.06

0.07

0.08

0.09

0.10

0.11

207 235Pb/ U

206

238Pb

U

6.1

10

8.3

2

6.2

20

Granat- Biotit-Plagioklas-führender Gneis(HBW31-2)

Innen- und Außenzonen :


(n = 7)

( = 0,81)

( = 0,79)

206 238Pb/ U Alter: 486 7 Ma± ( = 1,15)χ2

207 235

207 206

±±

χχ

2

2

Abb. 4-8: Konkordia-Diagramm für Zirkone des leukokraten Metamagmatits HBW31-2 (Bodenmais,Arbersee-Weg). Mit dem Stern (*) ist die Analyse (8.3) einer U-reichen, nicht-lumineszierenden Außen-zone gekennzeichnet, die scheinbar älter ist als oszillierend zonierte Innenzonen des gleichen Zirkonkorns(Abb. 4-9 d). Schwarze Flächen: Analysen ererbter Kerne. Graue Flächen: Analysen, die aufgrund von KL-Internstrukturen von der Berechnung mittlerer Alter ausgeschlossen wurden. Fehler-Polygone mit 1σ;mittlere Alter mit 95%-Vertrauensintervall.


matisches Kristallisationsalter der Zirkoneinterpretiert; in Einzelfällen kann eine leichteVerjüngung durch zonengebundene Rekristalli-sation mit Th-, U- und Pb-Verlust vorliegen(Körner 6.2, 20). Hierbei handelt es sich ver-

mutlich um Rekristallisationsprozesse, die wäh-rend und/oder direkt im Anschluss an die Kris-tallisation stattfanden.Zwei Datenpunkte wurden aufgrund von Hin-weisen auf gestörte U-Pb-Systeme nicht in die

Abb. 4-9: KL-Aufnahmen von typischen Zirkonen der datierten Proben mit Korn- und ggf. Analysepunkt-Nummer sowie dem 206Pb/238U-Alter in Ma. Der von der Ionensonde analysierte Bereich ist durch einenKreis markiert, dessen Radius dem Radius des Ionenstrahls von 25 µm entspricht. Abkürzungen wie inAbb. 4-4. ek – ererbter Kern. Weitere Erläuterungen im Text.a Leukokrater Metamagmatit PA8-2; b Leukokrater Metamagmatit PA11-1; c Metabasit PA9-3;d Leukokrater Metamagmatit HBW31-2; e Leukokrater Metamagmatit HBW1-1.


Berechnung des mittleren Alters einbezogen.An einem Randsaum (Korn 2) mit einem Th/U-Verhältnis von 0,3 wurde ein verjüngtes schein-bares 206Pb/238U-Alter von 462 ± 5 Ma ermittelt.Der nicht-lumineszierende, äußere Saum einesweiteren Zirkons (Analyse 8.3) weist mit einemTh/U-Verhältnis von 0,05 und Gehalten von91 ppm Th, 1922 ppm U und 144 ppm Pb einkonkordantes scheinbares Alter von 503 ± 5 Maauf. Dieses scheinbare Randsaumalter ist älterals die im Innern dieses Zirkons an zwei oszil-lierend zonierten Zonen bestimmten scheinba-ren Alter (Abb. 4-13). Der nicht-lumineszie-rende Randsaum unterscheidet sich deutlich vonden oben beschriebenen, gering bis nicht-lumi-neszierenden Außenzonen, die aufgrund ihrerhöheren Th/U-Verhältnisse einer magmatischenHerkunft zugeordnet werden können. Dieweitere Interpretation und Diskussion dieserscheinbaren Altersumkehrung erfolgt zusam-men mit einem ähnlichen Fall aus ProbeHBW1-1 in Kap. 4.4.2.

HBW1-1 Leukokrater Metamagmatit(Spiegelau, Steinklamm)Die untersuchten Zirkone dieses Biotit-Plagio-klas-Gneises zeigen bei ihren Internstruktureneine deutliche Homogenität (Abb. 4-9 e).Charakteristisch sind dunkle, oft nicht-lumines-zierende äußere Zonen mit verblasster oder re-liktischer planarer Wachstumszonierung sowierekristallisierte Innenzonen mit hoher KL. Diestark lumineszierenden Innenzonen sind imZentrum oft vollständig rekristallisiert; nachaußen wird teilweise eine nur schwach ver-blasste oszillierende Zonierung sichtbar. Beiden meisten Zirkonen sprechen KL-Untersu-chungen für ein kontinuierliches Wachstum, dadie idiomorphe oszillierende Wachstumszonie-rung innerhalb des Kristalls konkordant ist unddie äußere, idiomorphe Form bestimmt. Unter-geordnet gibt es auch Hinweise auf ererbteKerne; diese sind in der Regel hypidiomorph,stellenweise buchtartig resorbiert. Die ererbtenKerne haben mittlere KL-Intensitäten und sind

207 235Pb/ U

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10.1

Biotit-Plagioklas-Gneis(HBW1-1)

Innen- und Außenzonen :


(n = 13)

( = 1,20)

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207 206

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2

2

Abb. 4-10: Konkordia-Diagramm für Zirkone des leukokraten Metamagmatits HBW1-1 (Spiegelau, Stein-klamm). Mit dem Stern (*) ist die revers diskordante Analyse (8.2) eines U-reichen, nicht-lumineszierendenRandsaumes gekennzeichnet. Schwarze Flächen: Analysen ererbter Kerne. Graue Flächen: Analysen, dieaufgrund von KL-Internstrukturen von der Berechnung mittlerer Alter ausgeschlossen wurden. Fehler-Polygone mit 1σ; mittlere Alter mit 95%-Vertrauensintervall.


stark transgressiv rekristallisiert; verblasste Re-likte planarer Bänderung sind oft noch erkenn-bar.Die Analysen von 19 Punkten zeigen eine kom-plexe Entwicklung dieser Zirkone an (Abb.4-10). Bei drei ererbten Kernen wurden Th-Ge-halte von 65-308 ppm, U-Gehalte von 166-310 ppm und Th/U-Verhältnisse zwischen 0,39und 0,99 bestimmt. Die Th- und U-Konzentra-tionen sowie die Internstrukturen deuten aufrekristallisierte, ursprünglich magmatische Zir-kone hin. Einer der Kerne ist deutlich diskor-dant mit einem scheinbaren 206Pb/238U-Altervon 1951 ± 18 Ma (Korn 10.2). Zwei jüngereKerne mit etwa konkordanten scheinbaren206Pb/238U-Altern von 597 ± 6 Ma (Korn 8.1)bzw. 614 ± 7 Ma (Korn 3.1) belegen neoprote-rozoische Komponenten.Dreizehn in hellen Innen- und dunklen Außen-zonen gemessene Analysenpunkte definierenein konkordantes mittleres 206Pb/238U-Alter von480 ± 6 Ma. In hellen und stark lumineszieren-den Innenzonen wurden Gehalte von47-143 ppm Th, 118-207 ppm U und 10-16 ppm Pb sowie Th/U-Verhältnisse von0,33-0,74 bestimmt. Gegenüber magmatischenGehalten ist eine leichte Verarmung an Th, Uund Pb festzustellen; die Th/U-Verhältnissedeuten auf zum Teil überprägte, magmatischeZirkone. Dunkle bis nicht-lumineszierendeAußenzonen weisen vergleichbare Th-Gehaltevon 35-421 ppm, deutlich erhöhte U-Gehaltevon 344-3414 ppm und ebenfalls erhöhte Pb-Gehalte von 25-249 ppm auf. Die Th/U-Ver-hältnisse liegen mit 0,10-0,14 knapp oberhalb

typisch metamorpher Werte; dies spricht gegeneine Rekristallisation durch externe Fluide. Diestark lumineszierenden Innenzonen und dienicht-lumineszierenden Außenzonen sindinnerhalb der Fehler gleich alt (Abb. 4-9 e,Korn 1); hieraus folgt, dass die Ausbildungdieser beiden morphologisch unterschiedlichenZonen zusammenhängt. Zwei weitere Analy-senpunkte (2.2, 10.1) mit verjüngten, leichtdiskordanten bzw. konkordanten scheinbarenAltern von 459 ± 6 Ma und 433 ± 4 Ma sindstellenweise transgressiv rekristallisiert undwurden nicht in die Berechnung des mittlerenAlters einbezogen, da hier von Pb-Verlustenauszugehen ist.Die Analyse eines nicht-lumineszierendenRandsaumes (8.2) des ererbten Kernes 8.1 fälltdurch ihre Lage oberhalb der Konkordia auf(111 % Konkordanz). Das scheinbare206Pb/238U-Alter beträgt 539 ± 5 Ma. Der nicht-lumineszierende Randsaum hat einen Th-Gehaltvon 132 ppm, hohe Gehalte an U (5391 ppm)und Pb (430 ppm) sowie ein niedriges Th/U-Verhältnis von 0,02. Das niedrige Th/U-Ver-hältnis verweist auf die Beteiligung von Fluidenoder spätmagmatischen Restschmelzen bei derBildung dieses Randsaumes (Williams et al.,1996). Ein ähnlicher Fall mit einem U-reichenRandsaum wurde bereits bei Probe HBW31-2beschrieben. Die weitere Interpretation erfolgtin Kap. 4.4.2.

34 4. SHRIMP-Datierungen an ZirkonenTa

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elik

ten o

szill

iere

nder

Zonie

run

g118

47

0,4

010

0,0

03

0,0

786

11

0,6

01

23

0,0

554

618

4488

7478

14

431

74

8113


4.4 Interpretation

Bei der Interpretation der U-Pb-Datierungenwerden zunächst die Alter von ererbten Zirkon-kernen, dann die magmatischen Alter und an-schließend die Alter von metamorph gebildetemZirkon behandelt. Die datierten Proben werdendabei jeweils im regionalen Zusammenhangdargestellt.

4.4.1 Ererbte ZirkonkerneErerbte Kerne wurden im Rahmen dieser Unter-suchungen lediglich in leukokraten Metamag-matiten aus dem Hinteren Bayerischen Wald(HBW31-2, HBW1-1) gefunden. In den Meta-magmatiten aus der Umgebung von Passauerbrachten weder Altersbestimmungen nochKL-Untersuchungen Hinweise auf alte, ererbteKerne. Das Fehlen ererbter Kerne in den unter-suchten Proben aus der Umgebung von Passaudeutet entweder darauf hin, dass die Quelle dersauren und basischen Magmen keine Zirkoneenthielt, oder dass Zirkon-Xenokristalle diepartielle Aufschmelzung und/oder den Mag-mentransport nicht überstanden haben und voll-ständig aufgelöst wurden.Die Zirkonkerne der untersuchten leukokratenMetamagmatite des Hinteren Bayerischen Wal-des sind mechanisch gerundet, meist auchchemisch resorbiert. Es lassen sich zwei Typenanhand ihrer Alter und der internen Morpholo-gie unterscheiden: Ererbte Kerne mit diskor-danten, paläoproterozoisch-archaischen U-Pb-Altern zeigen Rekristallisationserscheinungenund nur vereinzelt Relikte oszillierender Zonie-rung. Dagegen ist in ererbten Kernen mit mehroder weniger konkordanten scheinbaren206Pb/238U-Altern zwischen 562 ± 6 und 614 ±7 Ma eine verblasste oszillierende Zonierungerhalten. Th/U-Verhältnisse zwischen 0,36 und0,99 weisen auf ursprünglich magmatische Zir-kone hin, die zum Teil durch Ausheilungund/oder Rekristallisation überprägt wurden.Aus den ererbten Kernen wurde für die ProbenHBW31-2 und HBW1-1 jeweils eine Regressi-onsgerade berechnet (Abb. 4-11): Die vier

Kernalter von HBW31-2 definieren zusammeneine Diskordia mit Schnittpunktaltern von2021 ± 56 Ma und 566 ± 22 Ma (MSWD= 0,49). Eine Diskordia aus den Einzelalternvon drei ererbten Kernen von HBW1-1 liefertSchnittpunktalter von 2698 ± 67 Ma und605 ± 17 Ma (MSWD = 0,12). Die beidenRegressionsgeraden zeigen mit oberen Schnitt-punkten bei 2,02 bzw. 2,70 Ga paläoproterozoi-sche bzw. archaische Alter für die Herkunft derdiskordanten Kerne an. Die unteren Schnitt-punktalter verweisen auf einen Zeitraum von560-615 Ma.Die Interpretation der Kernalter ist wegen dergeringen Anzahl von Analysen nicht eindeutig.Drei Szenarien sind möglich:(1) Alle Zirkonkerne haben ursprünglich paläo-

proterozoische und/oder archaische Bil-dungsalter (≥ 2 Ga) und sind infolge thermi-scher Ereignisse unterschiedlich stark ver-jüngt worden. Der jüngste Pb-Verlustmüsste demnach jünger als 560 Ma (jüngs-tes Kernalter) sein.

(2) Nur die stark rekristallisierten Kerne mitdeutlich diskordanten Altern haben ur-sprünglich paläoproterozoisch-archaischeBildungsalter. Diese Kerne erlitten einenPb-Verlust bei dem magmatischen Ereignis,das zur Bildung der oszillierend zoniertenKerne mit etwa konkordanten Altern führteund wurden in diese Magmen aufgenom-men. Dieses magmatische Ereignis müsstedemzufolge älter als der älteste der oszillie-rend zonierten Kerne sein (≥ 615 Ma), ver-mutlich panafrikanisch. Anschließend er-fuhren alle Kerne mindestens einen weiterenPb-Verlust, der die Streuung der Daten-punkte zur Folge hatte; wahrscheinlich beider Bildung magmatischer Zirkone undRandsäume um 485 Ma (Kap. 4.4.2). Diebeiden Gruppen ererbter Zirkone hättendemzufolge seit dem hypothetischen, pan-afrikanischen Ereignis eine gemeinsameEntwicklung erfahren.

(3) In Abwandlung von (2) ist es ebenfallsmöglich, dass ursprünglich paläoprotero-zoisch-archaische Zirkone sowie ursprüng-


lich vermutlich panafrikanische Zirkonekeine gemeinsame Vorgeschichte haben.Zirkone aus den beiden hypothetischen Al-tersgruppen wären demzufolge erst bei demletzten geochronologisch belegten Ereignisum 485 Ma (Kap. 4.4.2) von den sich bil-denden Magmen in der Kruste assimiliertund verjüngt worden. Dabei könnten dieZirkone der beiden hypothetischen Alters-gruppen aus verschiedenen Liefergebietenund/oder Krustenabschnitten stammen.

Bei Szenario (1) bleibt die Korrelationzwischen der internen Morphologie und demAlter der Zirkonkerne unberücksichtigt. Zudemist schwer vorstellbar, warum die fastvollständig rekristallisierten Kerne nur teilweisePb-Verluste erlitten (diskordante Alter),während Kerne mit gut erhaltener oszillierenderZonierung fast vollständige Pb-Verluste erlittenhaben sollen (etwa konkordante Alter). Aus

diesen Gründen wird Szenario (2) oder (3) alswahrscheinlicher erachtet.Die untersuchten, ererbten Kerne aus leukokra-ten Metamagmatiten aus dem Hinteren Bayeri-schen Wald belegen archaische (2,70 Ga),paläoproterozoische (2,02 Ga) und neoprotero-zoische (~ 0,6 Ga) Ereignisse (Abb. 4-11). DasAuftreten konkordanter bis schwach diskor-danter, neoproterozoischer Kerne mit Alternzwischen etwa 560 und 615 Ma wird als Hin-weis auf thermische, vermutlich magmatischeEreignisse aufgefasst.Die hier datierten, ererbten Kerne fügen sichmit 2,0 und 2,7 Ga ein in das Altersspektrumvon etwa 1,7-2,0 Ga, 2,4 Ga, 2,6 Ga und 3,8 Gafür ererbte Kerne aus dem nördlichen Bayeri-schen Wald und dem Vorderen BayerischenWald (Teufel, 1988; Gebauer et al., 1989; Pro-pach et al., 2000). Hinweise auf neoproterozoi-sche (panafrikanische) Ereignisse geben

2400

2600

2200

2000

1800

1600

1400

1200

1000

800

600

400

0.55

0.45

0.35

0.25

0.15

0.050 2 4 6 8 10 12 14

207 235Pb/ U

206

238Pb

U

HBW1-110.2HBW31-2

22.1

HBW31-222.2

2,02 Ga

560-615 Ma

2,70 Ga

Ererbte Kerne

0.6 0.7 0.8 0.90.07

0.08

0.09

0.10

0.11

207 235Pb/ U

206

238Pb

U600

550

500

650

HBW1-13.1HBW1-1

8.1HBW31-2

6.1HBW31-2

10

Abb. 4-11: Konkordia-Diagramm mit allen analysierten Zirkonkernen. Die Datenpunkte stammen aus-schließlich von leukokraten Metamagmatiten aus dem Hinteren Bayerischen Wald (HBW31-2, HBW1-1).In den untersuchten Metamagmatiten aus der Umgebung von Passau (PA8-2, PA9-3, PA11-1) wurdenkeine ererbten Kerne festgestellt. Kerne mit neoproterozoischen Altern sind umrahmt und vergrößert darge-stellt. Fehler-Polygone mit 1σ.


Grauert et al. (1973, 1974) und Köhler & Mül-ler-Sohnius (1980) um 550-600 Ma überwie-gend auf der Grundlage von Rb-Sr-Daten an.

4.4.2 Magmatische ZirkoneZu den primären Internstrukturen, von denen imAllgemeinen magmatische Alter erwartet wer-den können, gehören oszillierende Zonierungund strukturlose Innenzonen mit charakteristi-schen Th/U-Verhältnissen > 0,3 (Schaltegger etal., 1999; Vavra et al., 1999; Rubatto et al.,2001). Die Th/U-Verhältnisse von Zirkonen mitoszillierender Zonierung bzw. strukturlosenInnenzonen aus den in der vorliegenden Arbeituntersuchten leukokraten Metamagmatiten sindmit Th/U = 0,47-0,95 höher als die genannten

Werte und stimmen eher mit den von Brown &Fletcher (1999) in nicht-metamorphen,quartären Rhyolith-Zirkonen beschriebenenWerten von Th/U ≥ 0,5 überein (Abb. 4-12).Th/U-Verhältnisse zwischen 1,02 und 1,89 vonZirkonen mit oszillierender Zonierung bzw.strukturlosen Innenzonen aus einem Metabasit(Probe PA9-3) entsprechen typischen Wertenfür Zirkone aus Mafiten (Heaman et al., 1990).Magmatische Primärstrukturen können durchAusheilung und/oder Rekristallisation überprägtwerden und liegen dann häufig vor als ver-blasste, oszillierende Zonierung, als Domänenmit extrem hoher KL oder als Domänen mitvollständig unterdrückter KL (Kap. 4.2). Aus-heilungsprozesse sind meistens gekennzeichnet

Th/U =

0,0

1

Th/U =

0,1

Th/U =

1,0

Th/U =

0,3

-0,4

Th/U =

0,5

10 100 1000 10000

Th [p

pm]

1

10

100

1000

U [ppm]

strukturlose Innenzone

oszillierende Zonierung

verblasste, oszillierende Zonierung

Innenzone mit hoher KLnicht-lumineszierende Domäne

unzonierter Randsaum

oszillierende Zonierung (Metabasit)

strukturlose Innenzone (Metabasit)

ererbter Kern

Abb. 4-12: Th- und U-Gehalte verschiedener Zirkondomänen, die mit der SHRIMP II analysiert wurden.Die untersuchten Zirkone stammen aus leukokraten Metamagmatiten, falls nicht anders angegeben.Zum Vergleich sind Th/U = 0,1 als typischer oberer Wert für metamorph gebildeten Zirkon (Schaltegger etal., 1999; Rubatto et al., 2001; Rubatto, 2002), Th/U = 0,3-0,4 (schattierter Bereich) als charakteristischeuntere Werte für magmatisch gebildeten Zirkon (Schaltegger et al., 1999; Vavra et al., 1999; Rubatto et al.,2001), Th/U = 1,0 als typischer unterer Wert für magmatischen Zirkon aus Mafiten (Heaman et al., 1990)sowie Th/U = 0,5 und Th/U = 0,01 als weitere im Text diskutierte Werte angegeben. Die Messunsicherhei-ten (1σ) bei den Konzentrationsbestimmungen liegen für Th bei ± 3% und für U bei ± 5% (Kennedy, 2000);sie sind graphisch nicht dargestellt.


durch Th/U-Verhältnisse zwischen magmati-schen und metamorphen Werten (0,1-0,4), wäh-rend für rekristallisierte Bereiche deutlich nied-rigere Th/U-Verhältnisse (< 0,1) typisch sind(Vavra et al., 1996; Williams et al., 1996;Schaltegger et al., 1999; Rubatto & Gebauer,2000). Die untersuchten Zirkone sind unter-schiedlich stark von Ausheilung betroffen undzeigen auch innerhalb einer Population ver-schiedene Stadien verblasster Primärstrukturen.Die Th/U-Verhältnisse spiegeln mit Werten von0,17-0,49 diese progressive Ausheilung primä-rer Strukturen wider. Die Th/U-Verhältnisse(Th/U < 0,5) streuen unterhalb typisch magma-tischer Werte (Abb. 4-12). Zirkone mit starklumineszierenden Innenzonen haben mit Th/U-Verhältnissen zwischen etwa 0,33 und 0,74Charakteristika einer magmatischen Bildung,die unterschiedlich stark sekundär überprägtwurde. Nicht-lumineszierende Außenzonen, diein Verbindung mit stark lumineszierendenInnenzonen auftreten, weisen Th/U-Verhält-nisse von 0,12-0,17 auf. Relikte oszillierenderZonierung legen nahe, dass es sich hier um ur-sprünglich magmatische Zirkone handelt, diestark überprägt wurden. Th/U-Verhältnisse> 0,1 deuten auf Ausheilungsprozesse hin(Schaltegger et al., 1999)Ausgeheilte und rekristallisierte Domänen sindextrem stabil gegenüber späterem Pb-Verlustund liefern in der Regel konkordante U-Pb-Alter; ein derartiges Alter datiert das Aushei-lungs- bzw. Rekristallisationsereignis, das ent-weder unmittelbar nach der Kristallisation oderbei einer späteren Metamorphose stattgefundenhaben kann (Pidgeon, 1992).

Umgebung von Passau(PA8-2, PA9-3, PA11-1)Zirkone des leukokraten MetamagmatitsPA11-1 und des Metabasits PA9-3 haben beideähnliche Internstrukturen und werden deshalbgemeinsam diskutiert. An den beiden Meta-magmatiten wurden identische, geologisch sig-nifikante mittlere Alter von 549 ± 7 Ma und549 ± 6 Ma ermittelt (χ2 ≤ 1,5; Kap. 3.2). Diedatierten Zirkone beider Proben zeigen neben

primären, magmatischen Internstrukturen(oszillierende Zonierung, strukturlose Innenzo-nen) auch sekundäre Strukturen (verblassteoszillierende Zonierung, rekristallisierte Domä-nen). Die Einzelalter der primären, magmati-schen und der verblassten, primären Domänensind innerhalb der Fehlergrenzen identisch.Hieraus ist zu folgern, dass die in KL-Bildernsichtbare Ausheilung bzw. Rekristallisation dasU-Pb-System nicht zurückgesetzt hat, und imrekristallisierten Zirkon die gleiche Altersin-formation erhalten blieb wie im nicht rekristal-lisierten Zirkon. Alternativ könnte die Aushei-lung bzw. Rekristallisation während oder kurznach der magmatischen Kristallisation erfolgtsein, und ein Einfluss auf das U-Pb-System istanalytisch nicht auflösbar. Die geringe Streuungder Datenpunkte spricht dafür, dass die mittle-ren Alter die magmatische Kristallisationdatieren.Bei einem weiteren leukokraten Metamagmatitaus der Umgebung von Passau (PA8-2) definie-ren Zirkonkerne mit extrem hoher KL ein kon-kordantes, mittleres Alter von 555 ± 12 Ma.Dieses mittlere Alter ist mit χ2 = 1,00 geolo-gisch signifikant. Relikte planarer Wachstums-zonierung und Th/U-Verhältnisse zwischen0,40 und 0,58 belegen eine ursprünglich mag-matische Herkunft der Kerne.Die extrem hohe KL stellt eine sekundäreErscheinung dar. Die Frage, wann dieursprünglich magmatischen Zirkone sekundärüberprägt wurden, um 555 Ma oder währendeines nachfolgenden, thermischen Ereignisses,wird nachfolgend diskutiert:Die stark lumineszierenden, etwa 555 Ma altenKerne sind von deutlich jüngeren, schwachbzw. nicht-lumineszierenden Randsäumen (ca.320 Ma, Kap. 4.4.3) umgeben und werden vonschlauchförmigen, nicht-lumineszierendenDomänen resorbiert.Die relativ hohen Th/U-Verhältnisse der Kernesprechen gegen eine Rekristallisation durchexterne (metamorphe oder hydrothermale)Fluide. Ein vollständiges Zurücksetzen der U-Pb-Systeme von hypothetischen prä-555 Ma-


Kernen während eines metamorphen oder hyd-rothermalen Ereignisses um 555 Ma wird ausdiesem Grund als wenig wahrscheinlich erach-tet. Dagegen spricht zudem das Fehlen derarti-ger älterer Kerne in den Proben PA11-1 undPA9-3, die in der Nähe vorkommen. Die Th/U-Verhältnisse weisen eher auf eine Ausheilungursprünglich magmatischer Kerne (Pidgeon etal., 1998) oder auf eine Rekristallisation durchRestschmelzen oder spätmagmatische Fluide(Nemchin & Pidgeon, 1997) hin. Beide Pro-zesse können auch während und/oder unmittel-bar nach der Kristallisation im abkühlendenMagma stattfinden. Demzufolge kann dasmittlere Alter von 555 ± 12 Ma aufgefasst wer-den als Mischalter zwischen der magmatischenKristallisation und einer unmittelbar an-schließenden Ausheilung bzw. einer Rekristalli-sation durch (spät)magmatische Fluide oderRestschmelzen.Vollständig überprägte, stark lumineszierendeKerne sind auf Probe PA8-2 beschränkt; dieZirkonkerne der beiden anderen, altersgleichenProben (PA11-1, PA9-3) zeigen nur seltenkleine Domänen mit hoher KL, die zum Teilvom Randsaum ausgehend nach innen fort-schreiten. Diese KL-Erscheinungen sprechenfür eine Ausheilung bzw. Rekristallisation wäh-rend der Bildung der Randsäume, also um320 Ma. Die deutlich stärkere Rekristallisationbei PA8-2 (gegenüber PA11-1 und PA9-3)könnte zusammenhängen mit einer intensiveren,metamorphen (?anatektischen) Überprägungdieses Vorkommens, die durch einen höherenLeukosomanteil bei PA8-2 dokumentiert ist.Diese Interpretation impliziert, dass bei einerAusheilung bzw. Rekristallisation um 320 Madas U-Pb-System der Kerne nicht zurückgesetztwurde, d.h. dass kein signifikanter Pb-Verluststattfand, und dass die ursprüngliche Altersin-formation von ~ 555 Ma erhalten blieb. Die Er-haltung von ursprünglichen Altersinformationentrotz hochgradiger Überprägung stellen Mölleret al. (2002) bei SHRIMP-Datierungen an Zir-konen aus granulitfaziellen Gneisen aus SW-Norwegen fest und vermuten, dass thermischangetriebene Pb-Diffusion zumindest unter gra-

nulitfaziellen Bedingungen kein bedeutenderMechanismus für Pb-Mobilität in natürlichenZirkonen ist.

Hinterer Bayerischer Wald(HBW31-2, HBW1-1)KL-Aufnahmen von Zirkonen der leukokratenMetamagmatite HBW31-2 und HBW1-1 zeigenbei beiden Proben ähnliche, typische Intern-strukturen. Zum einen sind nur in diesen Probenererbte Kerne gefunden worden, zum anderenweisen Zirkone beider Proben charakteristischestark lumineszierende, U-arme Innenzonen(bzw. innere Randsäume) und nicht-lumineszie-rende, U-reiche Außenzonen (bzw. äußereRandsäume) jeweils mit Relikten oszillierenderZonierung auf. Diese Relikte oszillierender Zo-nierung und Th/U-Verhältnisse zwischen 0,12und 0,74 belegen eine unterschiedlich starkeÜberprägung ursprünglich magmatischer Zir-kone. In den hellen Innenzonen erfolgte dieÜberprägung ausgehend von dunklen Außenzo-nen sowohl transgressiv als auch zonengebun-den. Transgressive Grenzen sprechen eher füreine Rekristallisation als Mechanismus derÜberprägung, während die Th/U-Verhältnisseder nicht-lumineszierenden Außenzonen mit0,12-0,17 und der überprägten Innenzonen mit0,33-0,74 gegen die Beteiligung hydrothermaleroder metamorpher Fluide sprechen. Es ist daherdavon auszugehen, dass eine Rekristallisationder Innenzonen durch (spät)magmatische Fluideoder Restschmelzen erfolgte (Nemchin &Pidgeon, 1997), zeitgleich mit der Kristallisa-tion der dunklen Außenzonen.Das mittlere Alter des leukokraten Metamag-matits HBW31-2 von 486 ± 7 Ma, das sowohlan Innen- als auch an Außenzonen ermitteltwurde, repräsentiert demnach die magmatischeKristallisation.An hellen Innenzonen und dunklen Außenzonenvon HBW1-1 wurde ein konkordantes mittleresAlter von 480 ± 6 Ma bestimmt. Die erhöhteStreuung der Daten mit χ2 = 1,59 weist aller-dings auf geologische Störfaktoren hin. Dasmittlere Alter wird als Mischalter zwischenmagmatischer Kristallisation und (spät)magma-


tischer Rekristallisation angesehen und stelltdamit ein Minimalalter für die Kristallisationdar. Die Häufung der Datenpunkte auf der Kon-kordia spricht dafür, dass beide Prozesse etwagleichzeitig bzw. in enger zeitlicher Abfolgeabliefen.

Ein besonderes Phänomen in den Zirkonpopu-lationen von HBW31-2 und HBW1-1 sindbreite, unzonierte, nicht-lumineszierende Rand-säume mit sehr hohen U- und Pb-Gehalten so-wie niedrigen Th/U-Verhältnissen.Der nicht-lumineszierende Randsaum eines Zir-kons der Probe HBW31-2 hat ein konkordantesscheinbares Alter von 503 ± 5 Ma, das wenigeMa älter ist als zwei im Innern dieses Zirkonsan oszillierend zonierten Domänen bestimmtescheinbare Alter von 492 ± 7 bzw. 489 ± 6 Ma(Abb. 4-13).

Ein Beispiel für scheinbare Altersumkehrungbeschreiben Bodorkos et al. (2000) und mut-maßen, dass diese scheinbare Altersumkehrungin ihrem Beispiel zusammenhängen könnte mitder stark buchtigen Natur der Grenze zwischenKern mit hoher KL und Randsaum mit niedrigerKL; dies könnte eine mögliche Konsequenz vonZirkonresorption eines Zr-untersättigten Mag-mas oder Fluids sein. Demnach wäre das U-Pb-System des Kernes möglicherweise während

der Resorption zurückgesetzt und verjüngt wor-den. Bei Betrachtung der von Bodorkos et al.(2000) angegebenen Th-, U- und Pb-Daten fälltauf, dass Kern und Randsaum ähnliche Gehaltean U und Pb haben, während Th im Randsaumdeutlich verarmt ist. In dem Beispiel vonBodorkos et al. (2000) ist also ein Th-Verlustfestzustellen, während in dem in vorliegenderArbeit untersuchten Zirkon der ProbeHBW31-2 von U- und Pb-Gewinnen ausgegan-gen werden muss. Gleiches gilt für den nicht-lumineszierenden Randsaum eines Zirkons derProbe HBW1-1. Zudem zeigen die hier unter-suchten Zirkone keine Resorptionserschei-nungen.Der nicht-lumineszierende Randsaum einesZirkons aus Probe HBW1-1 (Analyse 8.2) weistmit 539 ± 5 Ma ein deutlich älteres, reversdiskordantes ("überkonkordantes") scheinbares206Pb/238U-Alter auf als das magmatische,mittlere Alter von 480 ± 6Ma.Reverse Diskordanz, d.h. scheinbar überschüs-siges Pb relativ zu U, ist ein Phänomen, das beiU-Pb-Isotopenbestimmungen mittels Ionen-sonde bereits mehrfach beschrieben wurde,während es bei der konventionellen Isotopen-verdünnungsanalyse selten vorkommt(McLaren et al., 1994). Als eine mögliche Ursa-che für reverse Diskordanz und deren Auftretenbei SHRIMP-Analysen wird die hohe räumlicheAuflösung der SHRIMP diskutiert, wodurchkleine, revers diskordante Domänen innerhalbeines normalen Zirkons analysiert werden kön-nen; demnach wäre die Ursache der reversenDiskordanz das tatsächliche Vorhandensein vonüberschüssigem, radiogenem Pb (unsupportedPb) infolge von lokalem, relativem U-Verlustoder Pb-Gewinn (Williams et al., 1984; Harri-son et al., 1987). McLaren et al. (1994) kom-men demgegenüber aufgrund mikrostrukturellerUntersuchungen an Zirkon zu dem Ergebnis,dass sputtering-Effekte bei der SHRIMP-Ana-lyse unter bestimmten Umständen die Messungvermeintlich höherer Pb-Gehalte und somit einescheinbare Überschätzung des Pb/U-Verhältnis-ses zur Folge haben können. Die Ursache dieserscheinbaren Überschätzung von Pb infolge von

Abb. 4-13:KL-Aufnahme einesZirkons mit scheinbarerAltersumkehrung (leu-kokrater MetamagmatitHBW31-2, Korn 8) mitAnalysepunkt-Nummersowie dem 206Pb/238U-Alter in Ma. WeitereErläuterungen im Text.Der von der Ionensondeanalysierte Bereich istdurch einen Kreis mar-kiert, dessen Radiusdem Radius des Ionen-strahls von 25 µm ent-spricht. Abkürzungenwie in Abb. 4-4.


sputtering-Effekten liegt in Veränderungen derZirkonmikrostruktur, die durch hohe U-Gehaltehervorgerufen werden können. Nach diesemModell könnte sich z.B. die Position einesDatenpunktes im Konkordia-Diagramm, dereinen realen Pb-Verlust als Folge einer Meta-miktisierung erlitten hat (also eigentlich diskor-dant sein müsste), durch eine scheinbare Über-schätzung des Pb/U-Verhältnisses bei der Mes-sung infolge von sputtering-Effekten (scheinba-rer Pb-Gewinn) in Richtung Konkordia verla-gern und zu einem konkordanten oder sogarrevers diskordanten Datenpunkt führen(McLaren et al., 1994). Die reverse Diskordanzwäre folglich als Artefakt anzusehen. Williamset al. (1996) übernehmen diese Erklärung beider Interpretation ihrer Datierungen und ziehenden Schluss, dass die 207Pb/206Pb-Alter vonrevers diskordanten Datenpunkten geologischsignifikante Alter ergeben können.Die beiden hier beschriebenen, nicht-lumines-zierenden Randsäume haben Th-Gehalte von91-132 ppm, hohe Gehalte an U(1922-5391 ppm) und Pb (144-430 ppm) sowieniedrige Th/U-Verhältnisse von 0,02-0,05. Dieniedrigen Th/U-Verhältnisse verweisen auf dieBeteiligung von Fluiden oder spätmagmati-schen Restschmelzen bei der Bildung (Williamset al., 1996). Die konkordanten und reversdiskordanten Datenpunkte dieser U- und Pb-rei-chen, nicht-lumineszierenden Randsäumewerden als Ergebnis einer scheinbaren Über-schätzung des Pb/U-Verhältnisses bei der Mes-sung aufgefasst. Aus diesem Grund werden diescheinbaren 207Pb/206Pb-Alter der nicht-lumi-neszierenden Randsäume von 498 ± 13 Ma(HBW31-2, 8.3) und 487 ± 6 Ma (HBW1-1,8.2) als Hinweise auf das wahrscheinlicheKristallisationsalter angesehen. Beide Alter sindinnerhalb der Fehlergrenzen identisch mit denmittleren, magmatischen Altern der ProbenHBW31-2 und HBW1-1.Ungeklärt ist allerdings, woher die hohen U-Gehalte kommen, die vermutlich die Verände-rungen der Zirkonmikrostruktur hervorgerufenhaben. Eine selektive Verlagerung von U ausdem Inneren des Zirkons nach außen wird als

wenig wahrscheinlich angesehen, da aus demVolumen des Zirkoninnern U nicht in ausrei-chender Menge bereitgestellt werden kann.Möglicherweise ist dem äußeren Randsaumdurch angereicherte Restschmelzen oder (spät-)magmatische Fluide U zugeführt worden, wäh-rend Th in Th-haltige Minerale eingebaut wurde(Monazit tritt akzessorisch auf). Diese Fluideoder Restschmelzen dürften nicht Zr-untersät-tigt gewesen sein, da das Zirkoninnere keineResorptionserscheinungen zeigt. Da magmati-sche Zirkone beider Proben Hinweise auf(spät)magmatische Rekristallisation durch Rest-schmelzen geben, ist zu vermuten, dass die U-reichen Randsäume ebenfalls aus angereicher-ten Restschmelzen oder spätmagmatischenFluiden gebildet wurden.

Diskussion der magmatischen AlterAufgrund der oben beschriebenen magmati-schen Zirkonalter sowie ihrer Internstrukturenlassen sich die hier datierten Metamagmatiteaus dem Bayerischen Wald in zwei Gruppeneinteilen:Die datierten Proben aus der Umgebung vonPassau haben magmatische Alter von 555 ±12 Ma (PA8-2), 549 ± 7 Ma (PA11-1) und549 ± 6 Ma (PA9-3). Diese Alter sind innerhalbder Fehlergrenzen identisch und werden alsmagmatische Bildungsalter der leukokratenMetamagmatite und des Metabasits um 550 Maim oberen Vendium angesehen. Die Intern-strukturen (strukturlose Innenzonen und oszil-lierend zonierte Außenzonen) und die geringeStreuung der Datenpunkte deuten auf einemagmatische Kristallisation, die kinetischschnell ablief, sowie auf eine rasche Abkühlungder Magmen hin.An magmatischen Zirkonen von leukokratenMetamagmatiten aus dem Hinteren BayerischenWald wurde ein Kristallisationsalter von 486 ±7 Ma (HBW31-2) und ein Mischalter zwischenKristallisation und vermutlich (spät)magmati-scher Rekristallisation von 480 ± 6 Ma(HBW1-1) ermittelt. Innerhalb der Fehlergren-zen sind diese Alter identisch und belegen einmagmatisches Ereignis im Unterordovizium.


Als wahrscheinliches Alter des Magmatismuswird ~ 485 Ma erachtet. Die Internstrukturensind geprägt von sekundären Erscheinungen,die während einer vergleichsweise langsamenAbkühlung des Magmas entstanden sind, ver-mutlich in einer Magmenkammer.

Über Altersbestimmungen an Metamagmatiten,die mit den hier untersuchten Proben vergleich-bar sind, berichten bisher lediglich Mielke et al.(1996): An Zirkonen aus sauren Metavulkanitenaus dem südlichen Oberpfälzer Wald und demKünischen Gebirge wurden U-Pb-SHRIMP-Alter von 472 ± 6 bzw. 474 ± 7 Ma ermittelt.Diese magmatischen Alter sind innerhalb derFehlerintervalle identisch und chronostra-tigraphisch ins Arenig einzuordnen (Chro-nostratigraphische Tabellen, Anhang 10.3). Diemittleren Alterswerte liegen an der GrenzeUnter-/Mittelordovizium (473 Ma; Webby etal., 2001); einer der beiden mittleren Alters-werte fällt mit 472 Ma formal ins Mittelordovi-zium, der andere (474 Ma ) ins Unterordovi-zium. Eine chronostratigraphische Unterschei-dung zwischen den beiden altersgleichen,sauren Metavulkaniten ist jedoch weder geolo-gisch noch im Hinblick auf die Messgenauig-keit sinnvoll. Daher werden die Alter der beidenProben als unterordovizisch zusammengefasst.Mielke et al. (1996) geben für diese Altersbe-stimmungen weder Originaldaten noch KL-Aufnahmen an, so dass ein detaillierter Ver-gleich der Datierungen nicht möglich ist.Bei Zirkon-Datierungen an Paragneisen undAnatexiten aus dem Vorderen BayerischenWald stellen Propach et al. (2000) keine direk-ten Hinweise auf unterordovizische, magmati-sche Ereignisse fest. Diskordante Zirkonaltereines nebulitischen Gneises deuten jedoch aufein Zurücksetzen des U-Pb-Systems und damitauf ein thermisches Ereignis im Ordovizium hin(Propach et al., 2000).

Aus den bisher vorliegenden geochronologi-schen Daten aus der Umgebung von Passau, ausdem Hinteren Bayerischen Wald, aus dem süd-lichen Oberpfälzer Wald und aus dem Küni-

schen Gebirge ist die regionale Verbreitung vonGebieten mit obervendischem (~ 550 Ma) undunterordovizischem (~ 485-475 Ma) Magma-tismus im Bayerischen Wald nicht gesichert zuerschließen (Abb. 6-5). Die regionale Vertei-lung der bisher datierten Vorkommen – ober-vendischer Magmatismus in der Umgebung vonPassau, südwestlich der Bayerischer Pfahl-Scherzone sowie unterordovizischer Magma-tismus im Hinteren Bayerischen Wald, imKünischen Gebirge und im südlichen Oberpfäl-zer Wald, nordöstlich der Bayerischer Pfahl-Scherzone – könnte einerseits als Hinweis dar-auf gewertet werden, dass große, NW-SE-strei-chende Transformstörungen (Bayerischer Pfahl-Scherzone, Rundinger Scherzone, Aicha-HalserNebenpfahl) die Grenzen zwischen Krustentei-len mit unterschiedlich altem Magmatismusrepräsentieren. Andererseits ist eine N-S-Ver-teilung von unterschiedlich alten Krustenteilenmit W-E-verlaufenden Grenzen gleichermaßenmit den bisher vorliegenden Daten vereinbar.Fischer (1938) stellt bereits fest, dass im Mol-danubikum des Bayerischen Waldes ältere, prä-bis frühvariszische Strukturen (z.B. Falten-strukturen) meist W-E orientiert sind, währendjüngere, variszische Strukturen NW-SEstreichen.Ebenfalls ungeklärt ist derzeit wegen der gerin-gen Datendichte, ob es Gebiete gibt, in denenbeide magmatische Phasen dokumentiert sind.

4.4.3 Metamorph gebildete ZirkoneIn der Umgebung von Passau sind an meta-morph gebildeten Randsäumen von Zirkonenzweier leukokrater Metamagmatite identische,konkordante mittlere Alter von 319 ± 5 Ma(PA8-2) und 316 ± 10 Ma (PA11-1) ermitteltworden; ein einzelnes Randsaumalter eines Zir-kons des Metabasits (PA9-3) von 313 ± 5 Mafügt sich zwanglos in diesen Zeitrahmen ein.Die Zirkone der leukokraten Metamagmatiteaus der Umgebung von Passau sind gekenn-zeichnet durch zwei Randsäume. Die innerenRandsäume sind gering bis nicht-lumineszie-rend; sie enthalten oft Inhomogenitäten (?Mine-raleinschlüsse) und resorbieren die Kerne. Die


äußeren Randsäume sind meist unzoniert, mitmittlerer bis hoher Kathodolumineszenz undhäufig buchtigen Grenzen zum Kern bzw. zuminneren Randsaum; selten sind stark verblassteRelikte oszillierender Zonierung erkennbar.Unzonierte Randsäume sind gekennzeichnetdurch extrem niedrige Th-Gehalte und Th/U-Verhältnisse < 0,18, meistens sogar < 0,01(Abb. 4-12). Randsäume mit stark verblassteroszillierender Zonierung weisen demgegenüberTh/U-Verhältnisse zwischen 0,14 und 0,33 auf.In den Randsäumen sind zwei Bildungsphasendokumentiert. Aufgrund charakteristischerInternstrukturen und Th-U-Gehalte ist bei denäußeren Randsäumen von einer Rekristallisa-tion von präexistentem Zirkon durch Fluideunter amphibolit- oder eklogitfaziellen Bedin-gungen auszugehen (Rubatto et al., 1999;Schaltegger et al., 1999; Rubatto, 2002). Dieinneren, schwach bis nicht-lumineszierendenRandsäume sind nur in leukokraten Metamag-matiten ausgebildet; sie gleichen in ihrer Intern-struktur und ihren Th/U-Verhältnissen Zirko-nen, die Williams (2001) aus Leukosomen vonAnatexiten beschreibt. Besonders ausgeprägtsind schwach lumineszierende, innere Rand-säume in Probe PA8-2, bei der schon im Hand-stück ein hoher Anteil an Leukosomschlierenauffällt. Ein weiterer Hinweis auf eine anatekti-sche Bildung der inneren Randsäume ist die Re-sorption der Kerne (Vavra et al., 1996). Die vonVavra et al. (1996, 1999) und Schaltegger et al.(1999) an Zirkonen aus Metapeliten als typischfür granulitfazielle bis anatektische Wachs-tumsbedingungen beschriebenen radialen undfir-tree Sektorzonierungen wurden in den unter-suchten Zirkonen nicht festgestellt. Möglicher-weise sind diese Strukturen aufgrund vonUnterschieden in der Gesamtgesteinszusam-mensetzung eher typisch für hochmetamorpheMetapelite und nicht für leukokrate Meta-magmatite.Aussagen über das Alter der beiden durch KL-Aufnahmen belegten Randsäume sind nur unterVorbehalt möglich, da nur in wenigen Fällender Ionenstrahl vollständig auf eine Zonegesetzt werden konnte. Die meisten Einzelalter

stellen wegen der geringen Breite der einzelnenRandsäume Mischungen zwischen innerem undäußerem Randsaum dar. Die Alter der Misch-zonen streuen je nach Mischungsverhältnis zwi-schen 314 ± 4 und 326 ± 3 Ma. Eine Analyse(PA11-1, Analyse 13) ist eine Mischung zwi-schen einem nicht-lumineszierenden, innerenRandsaum und dem Kern; sie liefert mit einemscheinbaren Alter von 331 ± 3 Ma das höchsteEinzelalter in dieser Gruppe. Drei Analysen las-sen sich eindeutig dem äußeren Randsaum zu-ordnen (PA11-1 Analysen 1.2 und 3.2, PA9-3Analyse 18) und ergeben Alter zwischen309 ± 4 und 313 ± 5 Ma.Anhand dieser wenigen Daten lässt sich ver-muten, dass die inneren Randsäume auf einemöglicherweise anatektische Phase um 320-330 Ma hinweisen, während um 310 Ma eineRekristallisation durch metamorphe Fluide inden äußeren Randsäumen angenommen wird.Das Fehlen anatektisch gebildeter, innererRandsäume im Metabasit (PA9-3) widersprichtdieser Interpretation nicht, da es hier aufgrunddes Gesteinschemismus und des Mineralbestan-des nicht zu nennenswerter partieller Auf-schmelzung kam.Die für die inneren Randsäume vermutetenAlter um 320-330 Ma fallen mit dem Höhe-punkt der variszischen LPHT-Metamorphosezusammen (U-Pb-Datierungen an Monazit;Grauert et al., 1974; Teufel, 1988; Kalt et al.,1997; Propach et al., 2000). Demgegenüberzeigt eine U-Pb-Datierung an Monazit aus derUmgebung von Passau mit 311 ± 2 Ma(Propach et al., 2000) das gleiche, jüngere Alterwie die oben beschriebenen, metamorph gebil-deten, äußeren Randsäume von Zirkonen. DieBildung von Monazit und Zirkon um 310 Ma inder Umgebung von Passau scheint nach denbisher bekannten Daten eine lokale Besonder-heit zu sein. Möglicherweise wurde dort dasFluid-Regime durch große Störungen in dernäheren Umgebung (Donau-Störung, Aicha-Halser Nebenpfahl) beeinflusst, und dieRekristallisation von Zirkon (und die Bildungvon Monazit) durch metamorphe Fluide ermög-licht.


In den datierten leukokraten Metamagmatitenaus dem Hinteren Bayerischen Wald(HBW31-2, HBW1-1) sind durch Zirkone keinedirekten geochronologischen Hinweise auf dievariszische Metamorphose gefunden worden.Scheinbare Alter verjüngter, ursprünglichmagmatischer Zirkone streuen zwischen 430und 460 Ma. Wegen der geringen Krümmungder Konkordia in diesem Abschnitt lassen sichkeine Schnittpunktalter bestimmen. Es ist zuvermuten, dass Pb-Verluste im Zuge der durch-greifenden, variszischen LPHT-Metamorphoseerfolgten. Geochronologische Hinweise aufthermische Ereignisse im nördlichen Bayeri-schen Wald während der variszischen Meta-morphose liefern eine Sm-Nd-Granat-Gesamt-gesteins-Isochrone mit 323,5 ± 3,3 Ma (Kap.6.2), ein an einem Metasomatit aus der Sulfid-lagerstätte Bodenmais ermitteltes SHRIMP-Zir-konalter von 324 ± 5 Ma (Teipel et al., 2002)sowie U-Pb-Datierungen an Monazit um316-326 Ma (Grauert et al., 1974; Teufel, 1988;Kalt et al., 1997) und Biotit-Abkühlalter zwi-schen ~ 310 und 320 Ma (Grauert et al., 1974;Mielke, 1990; Ihlenfeld et al., 1998). Denkbarist jedoch auch, dass Pb-Verluste während einesmittel- bis oberdevonischen MP-Ereignisses um380 Ma (Teufel, 1988; Ihlenfeld et al., 1998)oder während eines silurischen HP-Ereignissesum 425 Ma (von Quadt & Gebauer, 1988,1993) stattfanden.

5. Geochemische Untersuchungen 47

5. Geochemische Untersuchungen

Geochemische Analysen liegen vor von 39 leu-kokraten Gneis- und vier Metabasit-Proben. DieProbennahmelokalitäten und chemischen Ana-lysen sind in Anhang 10.1 und 10.2 aufgeführt.Die Datensätze enthalten teilweise unterschied-liche Elemente, da die Analytik (Kap. 3.3) inverschiedenen Labors mit unterschiedlichenAnalysemethoden erfolgte. Hieraus ergebensich zum Teil Darstellungen mit unterschiedli-cher Probenanzahl bzw. mit fehlenden Ele-menten.

5.1 Hinweise auf Alteration in denuntersuchten Proben

Die geologische Entwicklung der Gesteine imMoldanubikum des Bayerischen Waldes mithochgradigen Metamorphosen sowie Verwitte-rungsprozessen infolge von Heraushebungenlässt auf sekundäre Stoffverschiebungen derursprünglichen geochemischen Zusammenset-zungen schließen. Der primäre magmatischeMineralbestand wurde in metamorphe Parage-nesen umgewandelt, die stellenweise weitereAlterationserscheinungen (z.B. Chloritisierungvon Biotit) zeigen. Sekundäre Stoffverschie-bungen metamorpher bzw. post-metamorpherNatur werden als Alteration zusammengefasstund kurz evaluiert:Glühverluste (loss on ignition, LOI) können alsIndikatoren für Volatilgehalte von Gesteinenangesehen werden. Die Glühverluste von indieser Arbeit untersuchten Proben liegen mitetwa 0,4 Gew.-%, teilweise bis zu 1,9 Gew.-%,im Bereich typischer Volatilgehalte nichtalterierter Gesteine (0,3-2 Gew.-% LOI; Bei-spiele in: Wilson, 1989). Die LOI-Gehaltegeben keine Hinweise auf eine durchgreifende,spät- bis post-metamorphe Alteration dermetamorphen Paragenesen.Bei den Alkalien ist von sekundären Stoffver-schiebungen auszugehen: Die untersuchtenGesteine haben überwiegend relativ hohe K-und Rb-Gehalte. Insbesondere die K- und Rb-

Gehalte der untersuchten Metabasite sind deut-lich höher als bei basischen Magmatiten zuerwarten wäre; erhöhte Sr-Initiale zweier Meta-basit-Proben legen zudem eine Störung des Rb-Sr-Systems nahe (Kap. 6.1). Die Variabilität derSr-Isotopie der untersuchten leukokraten Gneisekönnte ebenfalls auf eine Störung des Rb-Sr-Systems hindeuten.Für die petrogenetische und geotektonischeDeutung der untersuchten Proben wird aufElemente zurückgegriffen, die als weitgehendimmobil gelten. Hierzu zählen vor allem dieREE (rare earth elements, Seltenerdelemente),Zr, Y, Ti, Nb, Ta, Th und P.

5.2 Leukokrate Gneise

KlassifikationDer Magmencharakter aller untersuchten leu-kokraten Gneise (Kalifeldspat- und Plagioklas-Gneise) ist mit Al2O3/(CaO+Na2O+K2O) ≥ 1,1peraluminös.Bei den Kalifeldspat-Gneisen streuen dieSiO2-Gehalte zwischen 68,8 und 77,1 Gew.-%.Sie sind geochemisch überwiegend als Rhyo-lithe zu klassifizieren (Winchester & Floyd,1977; LeMaitre et al., 1989); einzelne Probenliegen im Grenzbereich zu Rhyodaciten (Abb.5-1 a). Die normativen Anorthit-Albit-Ortho-klas-Zusammensetzungen belegen mit einerAusnahme granitische Zusammensetzungen(Abb. 5-1 b); lediglich Probe PA11-1 liegt imTrondhjemit-Feld. PA11-1 erfüllt die meistender Kriterien, die Barker (1979) für Trondhje-mite angibt (Biotit < 10 %, Al2O3 < 14 Gew.-%,FeOT+MgO < 3,4, Na2O 4-5,5 Gew.-%, K2O <2,5 Gew.-%); allerdings ist der modale Kali-feldspat-Gehalt mit etwa 20 % höher als gefor-dert (Kalifeldspat < 10 %), das FeOT/MgO-Verhältnis liegt wegen geringer MgO-Gehaltedeutlich über den angegebenen Werten vonFeOT/MgO ≈ 2-3.

48 5. Geochemische Untersuchungen

Da die Einteilung im An-Ab-Or-Diagramm(O'Connor, 1965) auf den Alkalien K2O undNa2O beruht, ist die Klassifikation von Meta-magmatiten in diesem Diagramm kritisch zubetrachten (Rollinson, 1993). Nach zirkontypo-logischen Untersuchungen (Kap. 4.1) istPA11-1 im Überlappungsbereich zwischenkalkalkalischen und tholeiitischen Granitoideneinzustufen und zeigt damit eine Sonderstellungunter den untersuchten leukokraten Gneisen. ImBayerischen Wald sind Trondhjemite bishernicht beschrieben worden; sie kommen jedochim moldanubischen Teil des Schwarzwaldeszusammen mit Tonaliten und Graniten vor(Wimmenauer, 1984; Chen, 1999).Die Plagioklas-Gneise haben SiO2-Gehaltezwischen 66,3 und 72,4 Gew.-%. Geochemischsind die Plagioklas-Gneise als Rhyodacite bzw.überwiegend als Granodiorite anzusprechen(Abb. 5-1 a, b).

REE- und ElementverteilungsmusterBei den in dieser Arbeit untersuchten leukokra-ten Gneisen lassen sich grundsätzlich zwei ver-schiedene geochemische Typen unterscheiden:

• Leukokrate Gneise mit vergleichsweisehohen Gehalten an REE und HFSE (highfield strength elements), negativen oderfehlenden P-Anomalien und meist negativenEu-Anomalien. Eine weitere Unterteilungdieser leukokraten Gneise erfolgt aufgrundihrer regionalen Verbreitung, ihres Mineral-bestandes (Kap. 2.2.1) und ihres Alters(Kap. 4.3) (Gruppe I bis IV). Einige Probenlassen sich regional und geochemisch keinerder vier Gruppen zuordnen, für die Altersin-formationen vorliegen; diese Proben werdenin einer eigenen Gruppe zusammengefasst(Gruppe V).

• Leukokrate Gneise mit relativ niedrigenGehalten an REE und HFSE, positivenP-Anomalien sowie meist positiven Eu-Anomalien (Gruppe VI). Für diese Gruppeexistieren keine Altersangaben; sie wird nuruntergeordnet behandelt.

Qua

rzm

onzo

nit

Trondhjemit Granit

Gra

nodi

orit

Tona

lit

Ab Or

An

0.001 0.01 0.1 1 1040

50

60

70

80

Rhyolith

Rhyodacit

Dacit

Andesit Trachy-andesit

Basalt Alkali-

basalt

Basanit/Nephelinit

Commendit

Trachyt

Phonolith

Zr/TiO *0.00012

SiO

2

AlkalibasaltPlagioklas-Gneise

Kalifeldspat-Gneise

a. b.

Abb. 5-1: Diagramme zur geochemischen Klassifikation der untersuchten leukokraten Gneise (Kalifeldspat-Gneise und Plagioklas-Gneise).a. SiO2-Zr/TiO2-Diagramm nach Winchester & Floyd (1977). Dem überwiegend rhyolithischen Chemis-

mus der Kalifeldspat-Gneise stehen rhyodacitische bis dacitische Zusammensetzungen der Plagioklas-Gneise gegenüber.

b. An-Ab-Or-Diagramm nach O'Connor (1965) mit den normativen Anorthit-Albit-Orthoklas-Zusam-mensetzungen. Die Kalifeldspat-Gneise zeigen granitische Zusammensetzungen, mit Ausnahme derProbe PA11-1, die im Trondhjemit-Feld liegt (Diskussion im Text). Die Plagioklas-Gneise werden hierüberwiegend als Granodiorite eingestuft.


0.1

1

10

100

900

BaRb

ThK

NbTa

LaCe

SrNd

PSm

ZrHf

TiTb

YTm

Yb

Pro

be/C

hon

drit

0.1

1

10

100

900

BaRb

ThK

NbTa

LaCe

SrNd

PSm

ZrHf

TiTb

YTm

Yb

Pro

be/C

hondrit

0.1

1

10

100

900

BaRb

ThK

NbTa

LaCe

SrNd

PSm

ZrHf

TiTb

YTm

Yb

Pro

be/C

hondrit

1

10

100

300

La Ce Pr NdSmEu Gd Tb Dy Ho Er TmYb Lu

Pro

be/C

1 C

hondrit

PA4-1

PA7-1PA8-1

PA10-3

PA8-2

PA11-1

PA10-2

PA5-1

Gruppe I Gruppe I

1

10

100

300


Pro

be/C

1 C

hondrit

KG2-2KG2-1

KG3-1

Gruppe II Gruppe II

1

10

100

300


Pro

be/C

1 C

hondrit

SOW3-2SOW9-1

Gruppe III Gruppe III

0.1

1

10

100

900

BaRb

ThK

NbTa

LaCe

SrNd

PSm

ZrHf

TiTb

YTm

Yb

Pro

be/C

hondrit

a.

b.

c.

0.1

1

10

100

900

BaRb

ThK

NbTa

LaCe

SrNd

PSm

ZrHf

TiTb

YTm

Yb

Pro

be/C

hondrit

Gruppe IV

1

10

100

300


Pro

be/C

1 C

hondrit

HBW31-2HBW31-1HBW7-1

HBW4-1

HBW1-1HBW2-1

HBW6-1

Gruppe IVd.

Abb. 5-2: REE- und Elementverteilungsmuster von leukokraten Gneisen (Kalifeldspat- und Plagioklas-Gneise) der Gruppen I bis IV. Die Einteilung dieser Gruppen beruht auf der regionalen Verbreitung, demMineralbestand und den Protolith-Altern der leukokraten Gneise. Linke Spalte: C1-Chondrit-Normierungnach Boynton (1984); rechte Spalte: Chondrit-Normierung nach Thompson (1982). Bei einigen Probenwurden Nb, Ta, Zr und/oder Hf nicht analysiert.a. Gruppe I: Kalifeldspat-Gneise (~ 550 Ma) aus der Umgebung von Passau, nördlich der Donau.b. Gruppe II: Kalifeldspat-Gneise (~ 475 Ma) aus dem Künischen Gebirge (Rittsteig - Lam).c. Gruppe III: Kalifeldspat-Gneise (~ 475 Ma) aus dem südlichen Oberpfälzer Wald (Waldmünchen - Rötz).d. Gruppe IV: Plagioklas-Gneise (~ 485 Ma) aus dem Hinteren Bayerischen Wald (Bodenmais - Freyung).


Gruppe I: Kalifeldspat-Gneise mit rhyolithi-schem Chemismus aus der Umgebung von Pas-sau (nördlich der Donau, einschließlich Hai-bach) stellen geochemisch eine relativ homo-gene Gruppe dar (Abb. 5-2 a). An zwei dieserKalifeldspat-Gneise wurden magmatische Altervon ~ 550 Ma bestimmt (Kap. 4.3). Die LREE(light REE: La-Eu) sind angereichert und frak-tioniert ((La/Sm)CN

(1): 2,9-4,3); die HREE(heavy REE: Gd-Lu) sind unterschiedlich starkfraktioniert ((Gd/Yb)CN: 0,6-5,8). Eu-Anoma-lien sind negativ ausgebildet (Eu/Eu*(2):0,29-0,67). Die Elementverteilungsmusterzeigen ausgeprägte, negative Nb-Ta-, Sr-, P-und Ti-Anomalien sowie hohe Th-Gehalte. DieEu- und Sr-Anomalien verweisen auf Plagio-klas-Fraktionierung oder auf eine Plagioklas-arme Magmenquelle. Vergleichsweise hohe Zr-und Hf-Gehalte können ein Hinweis auf Zirkon-Akkumulation sein. Extrem ausgeprägte, nega-tive P-Anomalien deuten auf Apatit-Fraktionie-rung hin. Zu dieser Gruppe gehört ProbePA11-1, die aufgrund ihrer normativenAnorthit-Albit-Orthoklas-Zusammensetzung alsTrondhjemit klassifiziert werden kann (Abb.5-1 b): Die HREE sind bei dieser Probe deutlichfraktioniert; negative Eu-, Nb-Ta-, Sr-, P- undTi-Anomalien sind stark ausgeprägt; der Rb-Gehalt ist gegenüber den übrigen Proben derGruppe I geringer. Das Elementverteilungs-muster von PA11-1 gibt keine Hinweise aufeine Herleitung von einem mafischen Aus-gangsmaterial, wie es für Trondhjemite ange-nommen wird (Barker, 1979). Insgesamt weisendie REE- und Spurenelement-Signaturen(negative Eu-Anomalien, relativ geringeGehalte an Nb, Ta, Sr, P und Ti, hohe Th-Gehalte) der Gruppe I-Gneise auf eine Beteili-gung kontinentaler Kruste und/oder Subdukti-onseinfluss hin.

(1) Chondrit-Normierung der REE-Verhältnisse nachBoynton (1984)(2) Eu/Eu* = EuCN/ ]Gd x [Sm CNCN ; normiert nachBoynton (1984)

Gruppe II: Rhyolithische Kalifeldspat-Gneiseaus dem Künischen Gebirge (Rittsteig – Lam)haben mäßig fraktionierte LREE ((La/Sm)CN:2,3-3,0), ausgeprägte, negative Eu-Anomalien(Eu/Eu*: 0,32-0,40) und unfraktionierte HREE((Gd/Yb)CN: 1,0-1,5) (Abb. 5-2 b). Für eines derbeprobten Vorkommen wird ein magmatischesAlter von ~ 475 Ma angegeben (Mielke et al.,1996). Die Elementverteilungsmuster zeigen beiden kompatibleren Elementen einen auffallendflachen Verlauf mit relativ geringen Sr- und Ti-Gehalten; P-Anomalien fehlen. Erhöhte Th-Ge-halte und negative Nb-Ta-Anomalien deutenauf eine Beteiligung kontinentalen Krustenma-terials, möglicherweise im Zusammenhang mitSubduktion hin.

Gruppe III: Für Kalifeldspat-Gneise mit rhyo-lithischem Chemismus aus dem südlichen Ober-pfälzer Wald (Waldmünchen – Rötz) werdenmagmatische Alter von ~ 475 Ma angegeben(Mielke et al., 1996). Ihre REE-Muster zeigenmäßig angereicherte, fraktionierte LREE((La/Sm)CN: 2,8-3,8) und unfraktionierte HREE((Gd/Yb)CN: 0,9-1,2) (Abb. 5-2 c). Fehlende Eu-Anomalien (Eu/Eu*: 0,88-1,01) zusammen mitgering ausgebildeten Sr-Anomalien sprechengegen eine signifikante Plagioklas-Fraktionie-rung. Vergleichsweise niedrige Th-Gehalte(3,6-5,8 ppm) legen eine relativ geringe Beteili-gung von kontinentalem Krustenmaterial nahe;dies ist konsistent mit den fehlenden Eu-Ano-malien. Negative Nb-Ta- und Ti-Anomalienzeigen einen Subduktionseinfluss an. Vermut-lich stammen diese Magmen von einer krusta-len Magmenquelle mit juvenilem, subduktions-beeinflusstem Material ab; eine subduktionsbe-zogene Bildung mit relativ geringer kontinen-taler Beeinflussung ist jedoch nicht auszu-schließen.

Gruppe IV: Im Hinteren Bayerischen Wald zwi-schen Bodenmais und Freyung treten Plagio-klas-Gneise mit rhyodacitischem Chemismusauf. Im Rahmen dieser Arbeit wurden an zweidieser Plagioklas-Gneise magmatische Bil-dungsalter um ~ 485-480 Ma bestimmt


(Kap. 4.3). Die Plagioklas-Gneise bilden geo-chemisch eine homogene Gruppe: Die REE-Muster sind gekennzeichnet durch angerei-cherte, fraktionierte LREE ((La/Sm)CN:2,9-4,3), wenig bis mäßig fraktionierte HREE((Gd/Yb)CN: 1,1-4,3) und mäßig ausgebildete,negative Eu-Anomalien (Eu/Eu*: 0,54-0,89)(Abb. 5-2 d). Während die LREE innerhalb die-ser Gruppe weitgehend identische Muster undGehalte zeigen, sind die HREE-Gehalte varia-bel: Granat-führende Plagioklas-Gneise ausdem Gebiet bei Bodenmais haben höhereHREE-Gehalte als Muscovit-führende Plagio-klas-Gneise aus dem Gebiet Spiegelau – Frey-ung. Die Ausprägung der Eu-Anomalien unddie Fraktionierung der LREE liegen im Bereichder Werte für kontinentale Oberkruste (Plank &Langmuir, 1998) und sind vermutlich von einerkontinentalen Magmenquelle ererbt. Die Ele-mentverteilungsmuster in dieser Gruppe zeigenkaum Streuung mit Ausnahme der HREE.Negative Sr-, P- und Ti-Anomalien sind aufFraktionierung von Plagioklas, Apatit bzw.Magnetit/Ilmenit zurückzuführen. Die Spuren-elemente verweisen mit relativ hohen Gehaltenan inkompatiblen Elementen, negativen Nb-Ta-Anomalien und erhöhten Th-Gehalten auf einenSubduktionseinfluss und/oder eine Beteiligungkontinentaler Oberkruste an der Magmenquelle.Die Gruppe IV-Gneise zeigen ähnliche Ele-mentverteilungsmuster wie repräsentative

Granitoide eines aktiven Kontinentalrandes(Chile) bzw. einer Kontinent-Kontinent-Kolli-sion (SW-England) (Pearce et al., 1984; nichtdargestellt).

Gruppe V: In dieser Gruppe sind rhyolithischeKalifeldspat-Gneise zusammengefasst, die geo-chemisch relativ ähnlich sind, aber aus ver-schiedenen Teilen des Bayerischen Waldes(Passau, Vilshofen, Waldmünchen) stammen.Altersinformationen liegen nicht vor. Einekogenetische Bildung dieser Vorkommen wirdmit der zusammenfassenden Beschreibung nichtpostuliert. Charakteristisch sind steile REE-Muster, mäßig fraktionierte LREE ((La/Sm)CN:1,1-3,4) und stark fraktionierte, extrem niedrigeHREE-Gehalte ((Gd/Yb)CN: 3,4-7,7), teilweiseunterhalb der Nachweisgrenze (Abb. 5-3). Vari-able Eu-Anomalien (Eu/Eu*: 0,23-2,39) legenFeldspat-Fraktionierung in unterschiedlichemAusmaß nahe. Die Gruppe V-Gneise zeigenkontinentale bzw. subduktionsbezogene Signa-turen (negative Nb-Ta-Anomalien, niedrige Ti-Gehalte); variable Th-Gehalte lassen unter-schiedliche Beteiligung kontinentaler Kruste inder Magmenquelle vermuten. Relativ niedrigeSpurenelementgehalte und steile REE-Musterdeuten möglicherweise auf hochdifferenzierteMagmen hin.

Gruppe V

0.1

1

10

100

900

BaRb

ThK

NbTa

LaCe

SrNd

PSm

ZrHf

TiTb

YTm

Yb

Pro

be/C

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1

10

100

300


Pro

be/C

1 C

hondrit

SOW22-1PA16-1

PA14-1PA14-2

PA1-1Gruppe V

Abb. 5-3: REE- und Elementverteilungsmuster von leukokraten Gneisen (Kalifeldspat-Gneise) derGruppe V aus der Umgebung von Passau – Vilshofen (südlich der Donau) und Waldmünchen. Für dieseleukokraten Gneise sind keine Protolith-Alter bekannt. Ho, Tm, und Lu liegen zum Teil unterhalb derNachweisgrenze und sind nicht dargestellt. Linke Spalte: C1-Chondrit-Normierung nach Boynton (1984);rechte Spalte: Chondrit-Normierung nach Thompson (1982). Bei einigen Proben wurden Ta und/oder Hfnicht analysiert.


Gruppe VI: Im südlichen Oberpfälzer Wald undim nördlichen Bayerischen Wald, in der Umge-bung von Waldmünchen und Bodenmais, tretenKalifeldspat-Gneise mit rhyolithischemChemismus auf, die durch niedrige Gehalte anREE (La: 2,0-5,5 ppm) und HFSE (TiO2: 0,02-0,10 Gew.-%; Zr: 5-39 ppm) sowie durch aus-geprägte positive P-Anomalien gekennzeichnetsind (Abb. 5-4 a-c). Altersinformationen über

diese Gruppe von leukokraten Gneisen liegenbislang nicht vor. Die beprobten Vorkommen(dargestellt in: Mielke, 1990; Ott & Rohrmüller,1998) sind lediglich im Lesesteinbefund nach-gewiesen.Die LREE sind meist schwach fraktioniert((La/Sm)CN: 1,7-5,5); die HREE sind überwie-gend unfraktioniert ((Gd/Yb)CN: 0,7-3,0). Häu-fig erkennbare positive Tb-Anomalien sind

0.1

1

10

100

900

BaRb

ThK

NbTa

LaCe

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PSm

ZrHf

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Pro

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0.1

1

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TiTb

YTm

Yb

Pro

be/C

hondrit

0.1

1

10

100

900

BaRb

ThK

NbTa

LaCe

SrNd

PSm

ZrHf

TiTb

YTm

Yb

Pro

be/C

hondrit

HBW12-2SOW6-1SOW7-1

SOW19-1SOW18-1SOW17-1

1

10

100

300

La Ce Pr NdSmEu Gd Tb Dy Ho ErTmYb Lu

Pro

be/C

1 C

hondrit

Gruppe VIa Gruppe VIa

1

10

100

300


Pro

be

/C1 C

hondrit

HBW12-1

HBW14-1

HBW11-1

HBW12-3

Gruppe VIc Gruppe VIc

SOW13-1

SOW16-1SOW14-1

1

10

100

300

La Ce Pr NdSmEu Gd Tb Dy Ho ErTmYb Lu

Pro

be/C

1 C

hondrit

Gruppe VIb Gruppe VIb

a.

b.

c.

Abb. 5-4: REE- und Elementverteilungsmuster von leukokraten Gneisen (Kalifeldspat-Gneise) derGruppe VI. Für diese leukokraten Gneise sind keine Protolith-Alter bekannt. Die charakteristischen, niedri-gen REE- und HFSE-Gehalte sprechen für eine migmatische Bildung. Bei einigen Proben wurden Taund/oder Hf nicht analysiert. Linke Spalte: C1-Chondrit-Normierung nach Boynton (1984); rechte Spalte:Chondrit-Normierung nach Thompson (1982).a. Gruppe VIa: Kalifeldspat-Gneise aus dem Gebiet Waldmünchen und Bodenmais.b. Gruppe VIb: Kalifeldspat-Gneise aus dem Gebiet Waldmünchen.c. Gruppe VIc: Kalifeldspat-Gneise aus dem Gebiet Bodenmais.


möglicherweise auf analytische Ungenauigkei-ten zurückzuführen, die bei Gehalten imBereich der Nachweisgrenzen zum Tragenkommen können. Aufgrund unterschiedlichausgebildeter Eu-Anomalien lassen sich Unter-gruppen mit mäßig bis deutlich positiv ausge-bildeten Eu-Anomalien (Eu/Eu*: 1,10-3,28;Gruppe VIa), mit ausgeprägten, positiven Eu-Anomalien (Eu/Eu*: 5,50-12,69; Gruppe VIb)und mit negativen Eu-Anomalien (Eu/Eu*:0,21-0,77; Gruppe VIc) unterscheiden. Diepositiven Eu-Anomalien werden als Ergebnisvon Plagioklas-Anreicherungen (gekoppelte Eu-und Sr-Anreicherungen) und Kalifeldspat-Anreicherungen (Eu- ohne Sr-Anreicherung)bei der partiellen Aufschmelzung Feldspat-reicher Paragneise angesehen. Die charakteristi-schen, hohen P-Gehalte der Gruppe VI-Gneisebei gleichzeitig niedrigen REE-Gehaltensprechen für eine Anreicherung an Apatit;dieser zeichnet sich durch hohe P-Gehalte und –im Vergleich zu Monazit – relativ geringe REE-Gehalte aus (Howie, 1996). Apatit-Anreiche-rung ist ein typisches Phänomen bei Leukoso-men, da Apatit bevorzugt in Teilschmelzen auf-genommen wird (Bea & Montera, 1999).Die Gruppe VI-Gneise sind an REE, TiO2, Zr,Hf sowie Th so stark verarmt, dass es sichursprünglich nicht um primäre granitische bzw.rhyolithische Magmen handeln kann (Sawyer,1996); derartige geochemische Charakteristikasind allerdings typisch für Leukosome in Mig-matit-Gebieten (Bea & Montera, 1999; Harris etal., 2000; Jung et al., 2000, 2001).

Die Bildungsprozesse der in dieser Arbeituntersuchten leukokraten Gneise lassen sichaufgrund geochemischer Kriterien zwei unter-schiedlichen Bereichen zuordnen:• Bei den Protolithen der leukokraten Gneise

der Gruppen I bis V (Kalifeldspat- undPlagioklas-Gneise) ist von einer primären,magmatischen Bildung auszugehen. Diese

Gesteine werden als "leukokrate Metamag-matite" zusammengefasst.

• Leukokrate Gneise (Kalifeldspat-Gneise)mit relativ niedrigen Gehalten an REE undHFSE sowie hohen P-Gehalten (Gruppe VI)werden als migmatische Bildungen inter-pretiert und als "Leukosome" zusammenge-fasst.

5.3 Metabasite

KlassifikationDie vier in dieser Arbeit untersuchten Metaba-sit-Proben weisen SiO2-Gehalte zwischen 48,3und 53,3 Gew.-% auf. Der Charakter der Meta-basite ist mit Ga-Gehalten < 20 ppm und Nb/Y-Verhältnissen < 1 deutlich subalkalisch. DieMetabasite PA9-3 und SOW30-2 (Amphibolite)sind geochemisch als subalkalische Basalte zuklassifizieren. Die Metabasite KG1-1 (Granat-Biotit-führender Epidot-Chlorit-Amphibolit)und KG1-2 (Biotit-führender Chlorit-Amphi-bol-Epidot-Plagioklas-Schiefer) werden alsAndesite eingestuft (Abb. 5-5 a).

REE- und ElementverteilungsmusterMetabasit PA9-3 (Amphibolit) aus der Umge-bung von Passau hat ein flaches Chondrit-nor-miertes REE-Muster, das Ähnlichkeiten mitREE-Mustern von E-MORB (enriched MORB)hat (Abb. 5-5 b). Die LREE sind mit (La/Sm)CN

= 1,6 leicht angereichert und fraktioniert.Unfraktionierte HREE ((Gd/Yb)CN = 0,9)sprechen gegen das Vorhandensein von Granatin der Magmenquelle. Eine negative Eu-Ano-malie ist mit Eu/Eu* = 0,83 nur schwach ausge-bildet.Auffällig sind erhöhte Rb- und K-Gehalte (Abb.5-5 c), die in Verbindung mit einem erhöhtenSr-Initial auftreten (Kap. 6.1); vermutlichwurden die Alkalien-Gehalte durch Fluidebeeinflusst, möglicherweise während der varis-zischen Metamorphose.


Der relativ niedrige TiO2-Gehalt deutet auf einefrühe Kristallisation und Fraktionierung Ti-haltiger Minerale (z.B. Ilmenit, Titanomagnetit)hin, die typisch ist für Basalte an Subduktions-zonen (Perfit et al., 1980). Auf den Einflusseiner Subduktionszone weisen zudem negativeNb- und P-Anomalien hin. Mit hohem MgO-Gehalt (7,94 Gew.-%) und mg# = 71# handelt essich um ein primitives, basisches Magma. Th,als Indikator für die Beteiligung von kontinen-

# Mg-Zahl: mg# = 100·Mg2+/(Mg2++Fe2+)

taler Kruste, ist nicht signifikant angereichert;ein (Th/La)CN

§-Verhältnis von 1,0 spricht gegeneine Beteiligung von assimilierter kontinentalerKruste (Taylor & McLennan, 1985). Der imVergleich zu Nb relativ hohe Ta-Gehalt kanncharakteristisch für back arc Basalte sein(Wilson, 1989).

§ Chondrit-Normierung der Th/La-Verhältnisse nachThompson (1982)

0.1

1

10

100

900

BaRb

ThK

NbTa

LaCe

SrNd

PSm

ZrHf

TiTb

YTm

Yb

Pro

be/C

hondrit

1

10

100

300


Pro

be/C

1 C

hondrit

N-MORB

E-MORB& WPT

alkWPB

CAB

IAT

Th Nb/16

Hf/3

b.

c.d.

KG1-2SOW30-2

PA9-3KG1-1

5 10 15 20 25 30 35 400.001

0.01

0.1

1

5

Subalkali-

Basalt

Alkali-

Andesit

TrachyandesitRhyodacitDacit

Rhyolith

Pantellerit

PhonolitTrachyt

Ga

Zr/

TiO

*0.0

00

12

a.

Abb. 5-5: Klassifikations-, Spurenelement- und Diskriminationsdiagramme für die untersuchten Metabasiteaus dem Bayerischen Wald. Die Metabasite stammen aus Passau (PA), dem südlichen Oberpfälzer Wald(SOW; Waldmünchen) und dem Künischen Gebirge (KG; Lam).a. Zr/TiO2-Ga-Diagramm (Winchester & Floyd, 1977).b. REE-Verteilungsmuster, Normierung Probe/C1 Chondrit nach Boynton (1984). SOW30-2 zeigt ein typi-

sches Muster für N-MORB, während PA9-3 mit erhöhten LREE ein E-MORB-ähnliches REE-Musteraufweist. Die fraktionierten REE-Muster von KG1-1 und KG1-2 verweisen auf einen Subduktions-und/oder kontinentalen Krusteneinfluss.

c. Elementverteilungsmuster, Normierung Probe/Chondrit nach Thompson (1982). SOW30-2 zeigt eintypisches Muster für N-MORB. Die Anreicherung von Rb und K bei PA9-3 und SOW30-2 ist vermut-lich auf Alkalienzufuhr möglicherweise im Zuge der variszischen Metamorphose zurückzuführen. Dienegativen Nb-Ta-Anomalien bei PA9-3, KG1-1 und KG1-2 verweisen auf ein Subduktionsmilieu.

d. Th-Hf-Nb-Diskriminationsdiagramm für basische Vulkanite (Wood, 1980). MORB: MittelozeanischerRücken-Basalt, WPT: Intraplatten-Tholeiit, alkWPB: Intraplatten-Alkalibasalt, IAT: Inselbogen-Tholeiit, CAB: Kalkalkali-Basalt. Die untersuchten Metabasite belegen die Felder für N-MORB(SOW30-2) bzw. Kalkalkali-Basalt (PA9-3, KG1-1, KG1-2).


Das REE-Muster des Metabasits SOW30-2(Amphibolit) aus dem südlichen OberpfälzerWald (Waldmünchen) weist mit seinen leichtabgereicherten LREE ((La/Sm)CN = 0,5) undunfraktionierten HREE ((Gd/Yb)CN = 0,9) einetypische N-MORB-Signatur (normal MORB)auf (Abb. 5-5 b); Granat in der Magmenquelleist nicht angezeigt. Das Chondrit-normierteElementverteilungsmuster zeigt mit relativniedrigen Gehalten an inkompatiblen Elemen-ten und weitgehend ohne Anomalien ebenfallseinen für N-MORB charakteristischen Verlauf(Abb. 5-5 c). Die relativ erhöhten Rb- und K-Gehalte werden auf Alkalienzufuhr durchFluide (möglicherweise während der variszi-schen Metamorphose) zurückgeführt; erhöhteSr-Initiale unterstützen dies (Kap. 6.1). Das(Th/La)CN-Verhältnis ist mit 0,5 typisch fürN-MORB (Sun & McDonough, 1989) undschließt eine Assimilation von kontinentalemKrustenmaterial aus.Der N-MORB-Charakter von MetabasitSOW30-2 wird durch verschiedene Diskrimi-nationsdiagramme (Wood, 1980, Abb. 5-5 d;Mullen, 1983; Meschede, 1986; Cabanis &Lecolle, 1989; jeweils ohne Abb.) bestätigt.

Die beiden Metabasit-Proben aus dem Küni-schen Gebirge (KG1-1, KG1-2; Lam) sind inihren REE- und Spurenelementgehalten weitge-hend identisch. Die LREE sind angereichert unddeutlich fraktioniert ((La/Sm)CN: 3,3-3,5), wäh-rend die HREE kaum Fraktionierung zeigen((Gd/Yb)CN = 1,6); insbesondere die ElementeDy bis Lu sind unfraktioniert (Abb. 5-5 b). Eu-Anomalien sind nicht ausgebildet (Eu/Eu*:0,97-0,99). Die Elementverteilungsmusterweisen erhöhte Gehalte an LILE (large ionlithophile elements) und LREE sowie relativgeringe Gehalte an HFSE (ohne LREE) auf;hinzu kommen negative P- und Ti-Anomaliensowie ausgeprägte negative Nb-Ta-Anomalien(Abb. 5-5 c). Hieraus sind ein Subduktions-einfluss und/oder die Beteiligung kontinentalerKruste abzuleiten. (Th/La)CN-Verhältnisse von1,3-1,4 zeigen eine Beteiligung von kontinen-talem Krustenmaterial an. Während der Meta-

basit KG1-1 mit hohen MgO- und Cr-Gehalten(11,61 Gew.-% bzw. 531 ppm) ein primitives,primäres Magma darstellt, handelt es sich beiMetabasit KG1-2 mit Gehalten von5,28 Gew.-% MgO und 194 ppm Cr um einfraktioniertes, basisches Magma. Die Überein-stimmung beider Proben in den REE- und Ele-mentverteilungsmustern lässt den Schluss zu,dass die Proben unterschiedlich fraktionierte,primäre Magmen darstellen.Der Subduktionscharakter dieser Metabasitespiegelt sich in den Diskriminationsdiagram-men wider, wo die Proben in den Feldern fürKalkalkali-Basalte (CAB) (Wood, 1980;Mullen, 1983; Cabanis & Lecolle, 1989) bzw.Inselbogenbasalte (VAB) (Meschede, 1986)liegen. Eine Position an einem aktiven Konti-nentalrand wird durch die geochemischen Sig-naturen nahegelegt.

5.4 Zusammenfassung undInterpretation

Leukokrate Metamagmatite und MetabasiteDie leukokraten Gneise der Gruppen I bis V,bei denen von primär magmatischen Protolithenauszugehen ist, werden als leukokrate Meta-magmatite zusammengefasst und gemeinsammit den Metabasiten diskutiert.Der S-Typ-Charakter der leukokraten Meta-magmatite der Gruppen I bis V mit Al2O3/(CaO+ Na2O + K2O)-Verhältnissen ≥ 1,1 (Chappell& White, 1974) weist auf eine überwiegendkrustale Herkunft der Magmen hin. Ihre REE-und Spurenelementsignaturen zeigen Hinweiseauf eine mehr oder weniger starke Beteiligungan kontinentalem Krustenmaterial sowie ver-mutlich Subduktionseinflüsse bei der Magmen-bildung.In der Umgebung von Passau ist mit den Kali-feldspat-Gneisen (Gruppe I) ein altersgleicherAmphibolit mit primitivem Charakter (mg# =71) assoziiert, dessen niedrige Nb-, P- und Ti-Gehalte auf eine Entstehung in einem Subduk-tionsmilieu hindeuten. Charakteristisch sindREE-Muster mit erhöhten, fraktionierten LREE


und unfraktionierten, MORB-ähnlichen HREE.Als Magmenquelle wird ein durch Subdukti-onsfluide an inkompatiblen Elementen angerei-cherter Mantelkeil, z.B. subkontinentale Litho-sphäre, vermutet. Derartige geochemische Affi-nitäten können bei back arc Basalten, insbeson-dere in der frühen Phase der back arc Ent-wicklung, auftreten (Wilson, 1989). Dasgemeinsame Vorkommen von subduktionsbe-zogenen basischen und sauren Magmatiten wirdauf eine Entstehung an einem aktiven Konti-nentalrand zurückgeführt, möglicherweise imZusammenhang mit einem ensialischen backarc-Becken.

Im Künischen Gebirge (Rittsteig – Lam) bele-gen andesitische Metabasite einen Subduktions-einfluss. Die Kalifeldspat-Gneise (Gruppe II)aus der Umgebung zeigen kontinentale Krus-tensignaturen, möglicherweise auch Subdukti-onseinfluss. Für die untersuchten sauren undbasischen Metamagmatiten aus dem KünischenGebirge ist eine geotektonische Position imBereich einer kontinental beeinflussten Sub-duktionszone, wahrscheinlich an einem aktivenKontinentalrand anzunehmen.Die Magmen der Gruppe III-Gneise aus demsüdlichen Oberpfälzer Wald (Waldmünchen –Rötz) stammen vermutlich von einer krustalenMagmenquelle mit juvenilem, subduktions-beeinflusstem Material ab; eine subduktionsbe-zogene Bildung mit relativ geringer kontinen-taler Beeinflussung ist jedoch nicht auszu-schließen. In der Nähe kommen Metabasite mitN-MORB-Charakter vor.Die Gruppe IV-Gneise (Plagioklas-Gneise,Hinterer Bayerischer Wald) lassen sich als typi-sche kalkalkalische, subduktionsbezogene Mag-matite klassifizieren. Die Plagioklas-Gneisedeuten mit ihrer kontinentalen Signatur unddem Subduktionseinfluss auf die Entstehung aneinem aktiven Kontinentalrand hin.Die in verschiedenen Bereichen auftretendenKalifeldspat-Gneise der Gruppe V (Passau –Vilshofen, Waldmünchen) sind mengenmäßigweniger bedeutend. Die Protolithe derGruppe V-Gneise sind nicht eindeutig zuzuord-

nen; möglicherweise handelt es sich um hoch-differenzierte Magmen.

LeukosomeDie Gruppe VI-Gneise aus der Umgebung vonWaldmünchen und Bodenmais (südlicher Ober-pfälzer Wald und nördlicher Bayerischer Wald)unterscheiden sich durch ihre niedrigen REE-,TiO2- und Zr-Gehalte, ihre hohen P-Gehalteund die oft positiven Eu-Anomalien geoche-misch von den leukokraten Metamagmatiten(Gruppen I bis V) und werden als Leukosomezusammengefasst. Niedrige HFSE-Gehaltedeuten darauf hin, dass die Gruppe VI-Gneisevermutlich keine primären, granitischen bzw.rhyolithischen Magmen repräsentieren (Sawyer,1996), sondern durch Teilaufschmelzungen imZuge von Migmatisierung entstanden (Harris etal., 2000; Jung et al., 2000, 2001). Die geoche-mischen Charakteristika sprechen gegen diebisher angenommene vulkanische Herkunft(Mielke, 1990, 2002; Ott & Rohrmüller, 1998).In den Nebengesteinen (metatektische Para-gneise) in der Umgebung von Waldmünchenund Bodenmais sind Leukosome mit Mächtig-keiten von wenigen Millimetern bis zu mehre-ren Dezimetern weit verbreitet. Darüber hinauswerden in der Umgebung von WaldmünchenLeukosome mit Mächtigkeiten von mehrerenMetern beschrieben (Tanner; 1996); ähnlichmächtige Leukosome existieren z.B. auch imGraphitbergwerk Kropfmühl (eigene Beob-achtungen).

6. Sm-Nd- und Rb-Sr-Isotopie 57

6. Sm-Nd- und Rb-Sr-Isotopie

Die Nd- und Sr-Isotopie wurde an zehn leu-kokraten Metamagmatiten und zwei Metabasi-ten bestimmt. Die leukokraten Gneise mit geo-chemischen Charakteristika von Leukosomen(Kap. 5.2) werden isotopengeochemisch nichtbehandelt.Bei zwei leukokraten Metamagmatiten (PA8-2,SOW3-2) wurde neben dem Gesamtgesteinzusätzlich jeweils eine Granat-Fraktion analy-siert.Die Sm-Nd- und Rb-Sr-Isotopie-Daten deruntersuchten Proben sind in Tab. 6-1 darge-stellt.

6.1 Sm-Nd- und Rb-Sr-Isotopen-Charakteristika

Die Sr-Initiale zweier Metabasite (PA9-3,SOW30-2) zeigen Störungen des Rb-Sr-Systems beider Proben an (Abb. 6-1); die K-und Rb-Gehalte sind ebenfalls erhöht(Kap. 5.1). Die Störung des Rb-Sr-Systems unddie Stoffverschiebungen bei den Alkalien fallen

möglicherweise mit der variszischen Metamor-phose zusammen; der Einfluss einer Ozeanbo-den-Metamorphose auf die Sr-Isotopie derMetabasite ist nicht auszuschließen.Die leukokraten Metamagmatite zeigen variableBeziehungen zwischen den Sr- und Nd-Isoto-pen-Verhältnissen (Abb. 6-1). Die Heterogeni-tät der Sr-Isotopie könnte auf die überwiegendkrustal-anatektische Herkunft der leukokratenMetamagmatite zurückgeführt werden(Hradetzky & Lippolt, 1993). Ein teilweisesZurücksetzen der Rb-Sr-Gesamtgesteinssyste-me während der variszischen Metamorphose istebenso möglich.Da die Rb-Sr-Systeme der untersuchten Probenvermutlich in unterschiedlichem Maße gestörtsind, werden die Sr-Isotopie-Daten im Folgen-den nicht für genetische Aussagen herange-zogen.

87 86Sr/ Sr(320)0.68 0.70 0.72 0.74 0.76

-8

-4

0

4

8

10

ε Nd(

320)

SOW30-2

PA9-3

HBW1-1

PA1-1

KG2-2

HBW7-1PA14-1PA8-2

PA11-1HBW31-2SOW3-2SOW9-1

mantl e ar ray

ε Nd(

320)

-2

2

6

10

87 86Sr/ Sr(320)0.702 0.704 0.706 0.708 0.710

mantle array

SOW30-2

PA9-3

Abb. 6-1: εNd- und 87Sr/86Sr-Wertevon leukokraten Metamagmatiten(Quadrate) und Metabasiten(schwarze Quadrate) aus dem Bay-erischen Wald zur Zeit der variszi-schen Metamorphose (320 Ma).Die Variabilität der Sr-Initiale derleukokraten Metamagmatite wirdals Hinweis auf Störungen der Rb-Sr-Systeme der untersuchten Pro-ben in unterschiedlichem Maßeangesehen.Die Metabasite zeigen deutlicheVerschiebungen der Sr-Initialeverglichen mit dem typischenMantel-Trend (mantle array), dieebenfalls auf Störungen des Rb-Sr-Systems hinweisen (vergrößertdargestellt).

58 6. Sm-Nd- und Rb-Sr-Isotopie

Für die Berechnung der initialen εNd(t)-Werteder Proben PA8-2, PA11-1, PA9-3, HBW31-2und HBW1-1 werden die jeweiligenmagmatischen Alter (Kap. 4.3) zugrunde gelegt.Für die Vorkommen, aus denen die ProbenKG2-2 und SOW9-1 stammen, teilen Mielke etal. (1996) U-Pb-Zirkonalter von etwa 475 Mamit. Für die Metamagmatit-Proben SOW3-2(Kalifeldspat-Gneis), HBW7-1 (Plagioklas-Gneis) und SOW30-2 (Amphibolit) lassen sichaufgrund geographischer, petrographischer undgeochemischer Kriterien magmatische Altervon 485 bzw. 475 Ma vermuten. Den leukokra-ten Metamagmatiten PA14-1 und PA1-1

werden lediglich aufgrund ihrer räumlichenNähe zu datierten Vorkommen Bildungsaltervon ~ 550 Ma zugeordnet.Die εNd(t)-Werte der leukokraten Metamagmatitevariieren zwischen -0,5 und -6,3. Für Probenmit typisch krustalen 147Sm/144Nd-Verhältnissenum 0,12 (Liew & Hofmann, 1988) entsprechendiese Werte Nd-Modellaltern (TDM) von 1,2 bis1,5 Ga. Vier Proben haben ungewöhnlich hohe147Sm/144Nd-Verhältnisse > 0,14 – verglichenmit typischen Verhältnissen um 0,12 in grani-toiden Gesteinen (Liew & Hofmann, 1988).Derartige, hohe 147Sm/144Nd-Verhältnisse füh-ren zu unrealistisch hohen Nd-Modellaltern. Bei

Probe Gestein Alter* t Sm Nd 147Sm/144Nd 143Nd/144Nd ± 2σM§ εNd(t) TDM TDM(2)

[Ma] [ppm] [ppm] [Ga] [Ga]

PA1-1 Kalifeldspat-Gneis 550 5,83 21,24 0,1659 0,512395 ± 8 -2,6 (2,2) 1,4PA8-2 Kalifeldspat-Gneis 555 11,91 59,24 0,1215 0,512211 ± 6 -3,0 1,5 -PA8-2gt Granat 4,74 20,90 0,1370 0,512207 ± 14PA9-3 Amphibolit 549 3,04 11,90 0,1546 0,512549 ± 8 1,2 - -PA11-1 Kalifeldspat-Gneis 549 8,05 44,88 0,1085 0,512238 ± 8 -1,7 1,3 -PA14-1 Kalifeldspat-Gneis 550 2,52 9,73 0,1565 0,512259 ± 8 -4,6 (2,2) 1,6HBW1-1 Plagioklas-Gneis 480 4,38 22,54 0,1174 0,512363 ± 9 -0,5 1,2 -HBW7-1 Plagioklas-Gneis 485 5,70 29,78 0,1157 0,512159 ± 9 -4,4 1,5 -HBW31-2 Plagioklas-Gneis 486 5,82 28,76 0,1224 0,512274 ± 10 -2,5 1,4 -SOW3-2 Kalifeldspat-Gneis 475 2,60 10,16 0,1549 0,512371 ± 9 -2,7 (1,9) 1,4SOW3-2gt Granat 0,39 0,07 3,588 0,519642 ± 60#

SOW9-1 Kalifeldspat-Gneis 475 2,46 11,63 0,1277 0,512326 ± 10 -1,9 1,4 -SOW30-2 Amphibolit 475 2,94 7,78 0,2287 0,513140 ± 13 7,9 - -KG2-2 Kalifeldspat-Gneis 475 7,55 31,65 0,1443 0,512154 ± 12 -6,3 (2,0) 1,6

Probe Gestein Alter* t Rb Sr 87Rb/86Sr 87Sr/86Sr ± 2σM§ 87Sr/86Sr(320)

87Sr/86Sr(t)

[Ma] [ppm] [ppm]

PA1-1 Kalifeldspat-Gneis 550 111 36 8,95 0,784761 ± 26 0,7440 0,7146


PA9-3 Amphibolit 549 15 152 0,29 0,710853 ± 27 0,7095 0,7086



HBW1-1 Plagioklas-Gneis 480 108 201 1,55 0,714758 ± 21 0,7077 0,7041



SOW3-2 Kalifeldspat-Gneis 475 89 105 2,47 0,731735 ± 11 0,7205 0,7151

SOW9-1 Kalifeldspat-Gneis 475 81 129 1,83 0,725259 ± 11 0,7169 0,7129

SOW30-2 Amphibolit 475 3 110 0,08 0,706085 ± 24 0,7057 0,7143

KG2-2 Kalifeldspat-Gneis 475 75 64 3,42 0,756551 ± 13 0,7410 0,7334

Tab. 6-1: Sm-Nd- und Rb-Sr-Isotopie-Daten.Die Messunsicherheiten (2σ) betragen ±1% für Sm und Nd, ±0,5% für 147Sm/144Nd , ±2,5% für Rb, ±1,5%für Sr sowie ±2,5% für 87Rb/86Sr. Externe Reproduzierbarkeiten (2σ) sind ±2,5·10-5 für 143Nd/144Nd und±5,1·10-5 für 87Sr/86Sr. § Interne Reproduzierbarkeit 2σM.* Altersangabe aus unabhängiger U-Pb-Datierung (PA8-2, PA9-3, PA11-1, HBW1-1, HBW31-2, SOW9-1,KG2-2) bzw. abgeschätzt durch Vergleich mit ähnlichen, datierten Proben (PA1-1, PA14-1, HBW7-1,SOW3-2, SOW30-2).# Für die Isochronenberechnung bei SOW3-2 wurde der 2σM-Fehler der Messung verwendet.TDM und TDM(2) für leukokrate Metamagmatite berechnet nach Liew & Hofmann (1988). Zweistufige Nd-Modellalter (TDM(2)) werden bei Proben mit 147Sm/144Nd-Verhältnissen > 0,14 angegeben.


diesen Proben ist von einer Sm/Nd-Fraktionie-rung im Verlauf der Magmenbildung auszuge-hen. Für die Proben mit 147Sm/144Nd-Verhält-nissen > 0,14 werden daher zweistufige Nd-Modellalter (TDM2)* nach Liew & Hofmann(1988) berechnet; hierbei wird eine Fraktionie-rung von Sm/Nd während der Magmenbildungberücksichtigt, unter der Annahme, dass dieisotopische Entwicklung des Ausgangsmaterialsbis zum Aufschmelzereignis mit einem typi-schen, krustalen 147Sm/144Nd-Verhältnis von0,12 verlief. Das Spektrum dieser zweistufigenNd-Modellalter reicht von 1,4 bis 1,6 Ga.Die Nd-Modellalter zwischen 1,2 und 1,6 Gadeuten darauf hin, dass die untersuchten leu-kokraten Metamagmatite des Bayerischen Wal-des sich von krustalen Quellen mit mesoprote-rozoischer, mittlerer Krustenverweildauerableiten lassen. Im Gegensatz dazu zeigt dasAltersspektrum ererbter Zirkonkerne jedochneoproterozoische (560-615 Ma) und paläo-proterozoisch-archaische Alter (2,0-2,7 Ga) *

(Kap. 4.4.1). Die Zirkonkernalter liefern keineHinweise auf das Vorhandensein einesmesoproterozoischen Grundgebirges. Die Nd-Modellalter repräsentieren demnach vermutlichMischalter (Arndt & Goldstein, 1987) vonpaläoproterozoisch-archaischen und neoprote-rozoischen Krustenteilen.Die ~ 550 Ma alten leukokraten Metamagmatiteaus der Umgebung von Passau (PA8-2,PA11-1) haben εNd(t)-Werte von -3,0 und -1,7;Probe PA14-1, deren Alterszuordnung unsicherist, hat einen niedrigeren Wert von -4,6. Diesemäßig negativen Werte verweisen auf Mag-menquellen mit einer Mischung aus variablenAnteilen an juvenilem Material (charakterisiertdurch positives εNd(t)) und an altem, kontinen-talem Krustenmaterial (negatives εNd(t)). Dermäßig positive εNd(t)-Wert eines mit diesen leu-kokraten Metamagmatiten assoziierten Metaba-sits (PA9-3) von +1,2 zeigt eine an inkompa-tiblen Elementen (LREE, LILE) angereicherteMantelquelle (z.B. mantle plume, intrakonti-nentales rifting oder subkontinentale

depleted mantle

CHUR

0 500 1000 1500 2000Alter [Ma]

10

5

0

-5

-10

ε Nd(t)

Abb. 6-2: Nd-Isotopen-Entwicklung vonleukokraten Metamagmatiten (Quadrate)aus dem Bayerischen Wald. εNd(t)-Wertevon zwei Metabasiten (schwarze Quad-rate) sind zum Vergleich abgebildet. DieEntwicklungslinien der Proben von leu-kokraten Metamagmatiten schneiden dieEntwicklungskurve des verarmten, obe-ren Mantels (depleted mantle, Liew &Hofmann, 1988) beim Nd-Modellalter.Bei den meisten Proben basieren dieEntwicklungslinien auf den gemessenen147Sm/144Nd-Verhältnissen (durchgezo-gene Linie). Für Proben mit ungewöhn-lich hohen, gemessenen 147Sm/144Nd-Ver-hältnissen (> 0,14) ist eine zweistufigeEntwicklung (Liew & Hofmann, 1988)dargestellt (gestrichelte Linie). Nd-Mo-dellalter von leukokraten Metamagmati-ten liegen zwischen 1,2 und 1,6 Ga(schattiert).

( )

−

−

−

−−

+=

DMCC

DMCCm

t

mDM

NdSm

NdSm

NdNd

NdSm

NdSme

NdNd

T

144

147

144

147

144

143

144

147

144

147

144

143

11ln1

2

λ

λ

m: gemessene Probe, CC: kontinentale Kruste, DM: verarmter Mantel (Liew & Hofmann, 1988)


Lithosphäre) oder krustale Kontamination an(Pin & Paquette, 1997). Eine negative Nb-Ano-malie und unfraktionierte HREE schließenAffinitäten zu einem intrakontinentalen rift-oder mantle plume-bezogenen Magmatismusaus. Gegen krustale Kontamination sprechenein niedriges (Th/La)CN–Verhältnis und derprimitive Charakter (mg# = 71). Aufgrund derNd-Isotopie sowie der REE- und Spurenele-mentsignaturen (Kap. 5.3) wird eine durch Sub-duktionsfluide an inkompatiblen Elementenangereicherte Mantelquelle (subkontinentaleLithosphäre) vermutet.Leukokrate Metamagmatite aus dem südlichenOberpfälzer Wald (SOW3-2, SOW9-1) mit

Altern um 475 Ma (Mielke et al., 1996) habenmit -2,7 und -1,9 ein ähnliches Spektrum anεNd(t)-Werten wie leukokrate Metamagmatiteaus der Umgebung von Passau. Auch bei diesenProben ist von einer Beteiligung von nur gerin-gen Anteilen an altem, kontinentalem Krusten-material auszugehen. Ein in der Umgebungvorkommender Metabasit (SOW30-2) ist mitεNd(t) = +7,9 von einem verarmten Mantelreser-voir abzuleiten. Dies stimmt überein mit dergeochemischen N-MORB-Signatur dieser Probe(Kap. 5.3).Der niedrige εNd(t)-Wert von -6,3 eines~ 475 Ma alten, leukokraten Metamagmatits(KG2-2) aus dem Künischen Gebirge impliziert

-15

-10

-5

0

5

10

300 400 500 600

Alter [Ma]

MC

BMTF

variszischeGranite

BM

AM

AM

Metasedimente

ES

TF

TF

Alp

Alp

Alp

Metabasite

ST

ES

SWleukokrateMetamagmatite

WS

WS

ε Nd(t)

Abb. 6-3: Initiale εNd(t)-Werte von leukokraten Metamagmatiten (Quadrate) und Metabasiten (schwarzeQuadrate) des Bayerischen Waldes sowie ausgewählter Granitoide, leukokrater Metamagmatite(Orthogneise), Metabasite und Metasedimente (Paragneise) des Varisziden-Gürtels. Die initialen εNd(t)-Werte der leukokraten Metamagmatite des Bayerischen Waldes liegen oberhalb der Zusammensetzungenvon Paragneisen des Böhmischen Massivs. Dies und die Streuung der εNd(t)-Werte deuten auf variableAnteile von altem, kontinentalem Krustenmaterial bei den untersuchten leukokraten Metamagmatiten hin.BM: Böhmisches Massiv (ohne ST); ST: Saxothuringikum; TF: Tauern; Alp: Alpen (Silvretta, Ötztal); SW:Schwarzwald; MC: Massif Central; AM: Armorikanisches Massiv; WS: West-Sudeten; ES: Ost-Sudeten.Literatur-Daten aus: Michard et al., 1985; Liew & Hofmann, 1988; Christinas et al., 1991b; Eichhorn, 1995;Siebel et al., 1995, 1997; Downes et al., 1997; Hoinkes et al., 1997; Schaltegger et al., 1997; Ihlenfeld et al.,1998; Chen et al., 2000; Hegner & Kröner, 2001.


einen hohen Anteil an altem, kontinentalemKrustenmaterial. Der εNd(t)-Wert reicht an Werteheran, die in den umgebenden Metasedimentendes Künischen Gebirges (Ihlenfeld et al., 1998)und in weiteren Paragneisen im Moldanubikumdes Böhmischen Massivs (Liew & Hofmann,1988) auftreten (Abb. 6-3). Vergleichbare Nd-Modellalter von KG2-2 (1,6 Ga) und von Meta-sedimenten im Moldanubikum des BöhmischenMassivs (1,7-1,9 Ga; Liew & Hofmann, 1988;Ihlenfeld et al., 1998) deuten auf eine ähnlichekontinentale Kruste als Magmenquelle hin. Derniedrige εNd(t)-Wert weist Probe KG2-2 alsanatektische Schmelze aus, die von einer konti-nentalen Kruste mit mesoproterozoischen Nd-Modellaltern abstammt. Die anatektische Auf-schmelzung könnte stattgefunden haben auf-grund von Krustenverdickung während einerKontinent-Kontinent-Kollision oder an einemandinotypen, aktiven Kontinentalrand.Im Hinteren Bayerischen Wald treten ~ 485 Maalte, leukokrate Metamagmatite mit rhyodaciti-schem bzw. granodioritischem Chemismus auf.εNd(t)-Werte zwischen -0,5 und -4,4 (HBW1-1,HBW7-1, HBW31-2) belegen für diese Gruppevon leukokraten Metamagmatiten stark variableAnteile an juvenilem und altem Krustenmaterialin der Magmenquelle; die εNd(t)-Werte stimmenmit den oben beschriebenen Spektren (mit Aus-nahme von Probe KG2-2) weitgehend überein.

Die Nd-Isotopie der leukokraten Metamagma-tite legt für die meisten leukokraten Metamag-matite, unabhängig von ihren Bildungsaltern,eine im Wesentlichen identische, wenig hetero-gene, kontinental beeinflusste Magmenquellenahe. Mit Ausnahme der Probe KG2-2 (Küni-sches Gebirge) haben die untersuchten leu-kokraten Metamagmatite mäßig negative εNd(t)-Werte, die auf variable Anteile alten, kontinen-talen Krustenmaterials an der Magmenquellehinweisen. Mesoproterozoische Nd-Modellalterder leukokraten Metamagmatite sind aufgrundneoproterozoischer und neoarchaischer Zirkon-kerne (Kap. 4.4.1) im Wesentlichen als Misch-alter zu interpretieren.

6.2 Sm-Nd-Granat-Gesamtgesteinsdatierungen

PA8-2 Leukokrater Metamagmatit (Passau)Die Granate der Probe PA8-2 sind blassrosa bisbraunrosa, oft rissig und haben meist zahlreichehelle und dunkle Einschlüsse. Für die Analysewurden Granate ohne sichtbare Einschlüssesepariert.An der Granat-Fraktion wurde ein für Granateextrem niedriges 147Sm/144Nd-Verhältnis von0,1370 ermittelt, welches im Bereich desGesamtgesteins-Verhältnisses von 0,1215 liegt.Darüber hinaus liegt das 143Nd/144Nd-Verhältnisder Granate mit 0,512207 ebenfalls im Bereichdes Gesamtgesteins-Nd-Verhältnisses von0,512211 (Tab. 6-1). Eine interpretierbareRegressionsgerade ist demzufolge nicht zuberechnen.Eine mögliche Erklärung ist, dass REE-reicheEinschlüsse (Monazit) trotz leaching nicht voll-ständig präparativ entfernt werden konnten.Bereits geringe Mengen fein verteilten Mona-zits, die unter Umständen auch durch leachingnicht entfernt werden können (Hensen & Zhou,1995), können zu durchgreifenden Störungenbei der Messung der Nd-Isotopie der Granateführen.Andererseits könnte die gestörte Sm-Nd-Isoto-pie der Granate aus PA8-2 auf den Einfluss vonlokaler Fluidzirkulation und/oder Scherung aufdie Granat-Rekristallisation (Villa, 1998)zurückzuführen sein, da das Vorkommen PA8-2in der Nähe einer Mylonitzone (Aicha-HalserNebenpfahl) liegt.

SOW3-2 Leukokrater Metamagmatit (SüdlicherOberpfälzer Wald)Aus Probe SOW3-2 wurde eine Fraktion klarer,pinkfarbener, einschlussfreier Granate separiertund analysiert. Die Gesamtgesteinsprobe unddie Granat-Fraktion definieren eine Sm-Nd-Zweipunkt-Isochrone mit einem Alter von323,5 ± 3,3 Ma (Abb. 6-4).Für den Höhepunkt der variszischen LPHT-Metamorphose werden im nördlichen undmittleren Teil des Bayerischen Waldes Drücke


zwischen 0,3 und 0,4 GPa (3,0-4,0 kbar) undTemperaturen von 640-800°C (Blümel &Schreyer, 1977; Tanner et al., 1993; Schuster,1994) bzw. Minimum-Bedingungen von 0,5-0,7 GPa und 800-850°C (Kalt et al., 1999)angegeben.Schließtemperaturen (Dodson, 1973) für dasSm-Nd-System in Granaten aus granulitfaziel-len Gneisen und Amphiboliten liegen bei600 ± 30°C (Mezger et al., 1992). Hensen &Zhou (1995) ermittelten an Granaten aus granu-litfaziellen Mafiten Schließtemperaturen von700-750°C.

Vor dem Hintergrund, dass die Temperaturenwährend der LPHT-Metamorphose 640°C über-stiegen haben, möglicherweise > 850°Cerreichten, wird das Sm-Nd-Granat-Gesamtge-steinsalter von 323,5 ± 3,3 Ma als Abkühlalterinterpretiert. Die Equilibrierung der Nd-Isotopiezwischen Gesamtgestein und Granat fand imBereich der tieferen Kruste statt.Für leukokrate Metamagmatite aus der unmit-telbaren Umgebung (Waldmünchen) werdenRb-Sr-Biotit-Abkühlalter zwischen 308 ± 2,6und 320 ± 2,7 Ma mitgeteilt (Mielke, 1990).Zusammen genommen dokumentieren dieGranat- und Biotit-Abkühlalter den retrograden

Pfad der variszischen Metamorphose zwischen~ 325-310 Ma.

0.510

0.512

0.514

0.516

0.518

0.520

0.522

0 1 2 3 4

147Sm/144Nd

143 N

d/14

4 Nd

SOW3-2

Alter: 323,5 ± 3,3 MaNd-Initial: 0,512043 ± 26

WR

gt

Abb. 6-4: Sm-Nd-Isochronendiagramm des leu-kokraten Metamagmatits SOW3-2 (südlicher Ober-pfälzer Wald). Gesamtgestein (WR) und Granat (gt)definieren eine Zweipunkt-Isochrone mit einemAlter von 323,5 ± 3,3 Ma. Die Lage der Fehlerellip-sen (2σ) ist durch Kreise markiert.

7. Zusammenfassung der Ergebnisse 63

7. Zusammenfassung der Ergebnisse

Die Ergebnisse aus den U-Pb-SHRIMP-Datie-rungen an Zirkonen, aus der Untersuchung derZirkonmorphologie, aus der Geochemie sowieaus der Nd-Isotopie, die an leukokraten Gneisen

und Metabasiten aus dem Moldanubikum desBayerischen Waldes im Rahmen der vorliegen-den Arbeit ermittelt wurden, lassen sich wiefolgt zusammenfassen:

Abb. 6-5: Geologische Übersichtskarte des westlichen Böhmischen Massivs (vereinfacht und modifiziertnach der Geologischen Karte von Bayern, 1:500000, 1996 und Troll, 1967b) mit magmatischen Altern(fett), Altern ererbter Kerne (kursiv) und Metamorphose-Altern (normal) der in dieser Arbeit datiertenProben (mit Probenbezeichnung) sowie weiterer relevanter Altersdaten (1: Mielke et al., 1996; 2: Teipel etal., 2002). Die Proben stammen aus der Umgebung von Passau (PA), aus dem Hinteren Bayerischen Wald(HBW), aus dem südlichen Oberpfälzer Wald (SOW) und aus dem Künischen Gebirge (KG). Die datiertenGesteine sind überwiegend leukokrate Metamagmatite; Metabasite sind mit Stern (*) gekennzeichnet. Eshandelt sich um U-Pb-SHRIMP-Zirkon-Datierungen mit Ausnahme einer mit einem Kreis (°) gekennzeich-neten Sm-Nd-Granat-Gesamtgesteinsdatierung. Abkürzungen siehe Abb. 2-1.

64 7. Zusammenfassung der Ergebnisse

In der Umgebung von Passau sind leukokrateMetamagmatite (Kalifeldspat-Gneise) sowie einMetabasit (Amphibolit) durch Zirkonalter von549 ± 6 Ma, 549 ± 7 Ma und 555 ± 12 Ma einerPhase magmatischer Aktivität im oberenVendium* um ~ 550 Ma zuzuordnen.Geochemisch sind diese leukokraten Meta-magmatite als Rhyolithe mit S-Typ-Charakterzu klassifizieren. Fraktionierte REE(Seltenerd-elemente)-Muster, angereicherte LREE (leichteREE) und HFSE (high field strength elements),niedrige Gehalte an Nb, Ta, P und Ti sowiehohe Th-Gehalte verweisen auf eine Entstehungmit Beteiligung kontinentaler Kruste und/odermit Subduktionseinfluss. Relativ hohe εNd(t)-Werte (-4,6 bis -1,7) deuten auf variable, ehergeringe Anteile an altem, kontinentalem Krus-tenmaterial bei der Magmenquelle hin.Ein mit den leukokraten Metamagmatiten asso-ziierter, subalkalischer Metabasit mit primiti-vem Charakter (mg# = 71), erhöhten LREE-Gehalten und einem mäßig positiven εNd(t)-Wert(+1,2) stammt von einer an inkompatiblen Ele-menten angereicherten Mantelquelle ab. Nied-rige Nb-, P- und Ti-Gehalte sprechen für eineEntstehung in einem Subduktionsmilieu.

Im Hinteren Bayerischen Wald (Bodenmais –Spiegelau – Freyung) belegen leukokrateMetamagmatite (Plagioklas-Gneise) mit mag-matischen Altern von 480 ± 6 und 486 ± 7 Maunterordovizischen Magmatismus.Diese Gruppe leukokrater Metamagmatitezeichnet sich durch rhyodacitischen bzw.granodioritischen Chemismus mit S-Typ-Charakter aus. LREE- und HFSE-Gehalte sindim Wesentlichen erhöht. Niedrige Gehalte anNb, Ta, Sr, P und Ti sind charakteristisch fürden Einfluss von Subduktion und/oder konti-nentaler Kruste. εNd(t)-Werte zwischen -0,5 und-4,4 legen variable Anteile an juvenilem und

* Die Bezeichnung Vendium wird als Synonym für dieinformell "Neoproterozoikum III" genannte, obersteproterozoische Periode (Terminal Proterozoic System)verwendet (Landing, 1994; Grotzinger et al., 1995; Knoll,1996; Deutsche Stratigraphische Kommission, 2002).Vgl. Chronostratigraphische Tabellen, Anhang 10.3.

altem Krustenmaterial an der Magmenquellenahe. Die Zirkontypologie verweist auf einekrustale (anatektische oder migmatische)Herkunft dieser leukokraten Metamagmatite.Die Internstrukturen von Zirkonen geben Hin-weise auf komplexe, (spät)magmatischeRekristallisations- bzw. Ausheilungsprozesse.Bei einzelnen Zirkonanalysen wurde reverseDiskordanz (ein "überkonkordantes" U-Pb-Alter) bzw. scheinbare Altersumkehrung (dieAußenzone des Zirkons hat ein scheinbar höhe-res U-Pb-Alter als die Innenzone) festgestellt.Diese Phänomene werden ebenfalls als Hin-weise auf komplexe, (spät)magmatischeRekristallisations- bzw. Ausheilungsprozesseinterpretiert; diese Prozesse fanden vermutlichwährend vergleichsweise langsamer Abkühlungder Magmen statt.Ererbte Zirkonkerne dokumentieren archaische(~ 2,70 Ga), paläoproterozoische (~ 2,02 Ga)und neoproterozoische (560-615 Ma) Ereig-nisse.

Leukokrate Metamagmatite (Kalifeldspat-Gneise) aus dem südlichen Oberpfälzer Waldund dem Künischen Gebirge, für die unterordo-vizische Bildungsalter von ~ 475 Ma mitgeteiltwerden (Mielke et al., 1996), sind geochemischals Rhyolithe mit S-Typ-Charakter anzuspre-chen. Sie zeichnen sich aus durch nur mäßigangereicherte LREE und HFSE, negative Ti-und fehlende P-Anomalien. Die Zirkontypolo-gie bestätigt den krustalen S-Typ-Charakter.Bei leukokraten Metamagmatiten aus dem süd-lichen Oberpfälzer Wald (Waldmünchen –Rötz) fehlen Eu-Anomalien, die Th-Gehaltesind vergleichsweise niedrig, die εNd(t)-Werteliegen zwischen -2,7 und -1,9; Nb-Ta- und Ti-Anomalien sind negativ ausgebildet. DieseMagmen stammen möglicherweise von einerMagmenquelle mit juvenilem, subduktions-beeinflusstem Ausgangsmaterial ab oder sindauf subduktionsbezogenen Magmatismus mitrelativ geringen Anteilen an altem, kontinenta-lem Krustenmaterial zurückzuführen. In derNähe kommt ein Metabasit (Amphibolit) mit N-MORB-Signatur und hohem εNd(t) (+7,9) vor,

7. Zusammenfassung der Ergebnisse 65

der von einem verarmten Mantelreservoirabzuleiten ist. Für diesen Metabasit wird eben-falls ein unterordovizisches Alter angenommen,aufgrund petrographischer und geochemischerÜbereinstimmungen mit einem auf 481 ± 8 Madatierten Metabasit aus der Nähe von Ober-viechtach (südlicher Oberpfälzer Wald) (Teipelet al., 2002).Im Künischen Gebirge (Rittsteig – Lam) impli-zieren mäßig angereicherte LREE, negative Eu-Anomalien, negative Nb-Ta-Anomalien,erhöhte Th-Gehalte und ein niedriger εNd(t)-Wert(-6,3) von leukokraten Metamagmatiten einenhohen Anteil an altem, kontinentalem Krusten-material an der Magmenquelle, möglicherweiseauch Subduktionseinflüsse. Assoziierte Metaba-site mit andesitischer Zusammensetzung undkalkalkalischem Charakter zeigen mit erhöhtenLREE- und Th-Gehalten sowie negativen Nb-Ta- und Ti-Anomalien Hinweise auf eine geo-tektonische Position im Bereich einer konti-nental beeinflussten Subduktionszone.

Eine Gruppe leukokrater Gneise aus dem südli-chen Oberpfälzer Wald und dem nördlichenBayerischen Wald (Waldmünchen – Boden-mais) zeigt auffällig niedrige REE- und HFSE-Gehalte, hohe P-Gehalte und überwiegendpositive Eu-Anomalien. Dies spricht für eineEntstehung dieser leukokraten Gneise durchTeilaufschmelzung im Rahmen von Migmati-sierung (Leukosombildung) und gegen die bis-her angenommene vulkanische Herkunft(Mielke, 1990, 2002; Ott & Rohrmüller, 1998).

Im Rahmen der geochronologischen Untersu-chungen wurden folgende Hinweise auf meta-morphe Ereignisse gefunden:In der Umgebung von Passau ist metamorphesZirkonwachstum im Oberkarbon durch mittlereRandsaumalter von 313 ± 5 Ma, 316 ± 10 Maund 319 ± 5 Ma belegt. Morphologisch unter-schiedliche Randsäume mit unterschiedlichenEinzelaltern dokumentieren mehrphasiges Zir-konwachstum. Anhand der wenigen vorliegen-den Daten lässt sich vermuten, dass die inneren

Randsäume auf eine anatektische Phase um325-330 Ma hinweisen, während die Rekristal-lisation durch metamorphe Fluide in den äuße-ren Randsäumen um 310 Ma angenommenwerden kann. In den untersuchten leukokratenMetamagmatiten aus dem Hinteren BayerischenWald wurden keine Anzeichen für meta-morphes Zirkonwachstum während der variszi-schen Metamorphose festgestellt. Ein an einemleukokraten Metamagmatit aus dem südlichenOberpfälzer Wald (Rötz) ermitteltes Sm-Nd-Granat-Gesamtgesteinsalter von 323,5 ± 3,3 Mawird als Abkühlalter interpretiert. Die Meta-morphose-Entwicklung der Metamagmatite istnicht vorrangiges Thema dieser Arbeit und wirdnicht weiter diskutiert.

66 8. Diskussion

8. Diskussion

8.1 Hinweise auf das ursprüngliche,präkambrische Grundgebirge

Ererbte Zirkonkerne von unterordovizischenleukokraten Metamagmatiten aus dem HinterenBayerischen Wald geben Hinweise auf archai-sche (~ 2,70 Ga), paläoproterozoische(~ 2,02 Ga) und neoproterozoische (615-560 Ma) Ereignisse.Die paläoproterozoisch-archaischen Alterswertefügen sich ein in das typische Altersspektrumdetritischer Zirkone aus dem Bayerischen Waldund Südböhmen von etwa 1,7-2,0 Ga, 2,4 Ga,2,6-2,7 Ga und 3,8 Ga (Grauert et al., 1973;Kröner et al., 1988; Teufel, 1988; Gebauer etal., 1989; Propach et al., 2000). Im Vergleichmit möglichen Herkunftsgebieten für die ererb-ten paläoproterozoisch-archaischen Zirkonelassen sich die Altersspektren der Gesteine desBayerischen Waldes zeitlich der Liberischenund der Eburnischen Phase des Westafrika-Kratons bzw. der Zentral-Amazonischen undder Trans-Amazonischen Phase im Amazonas-Kraton zuordnen (Zusammenstellungen in:Nance & Murphy, 1996; Söllner et al., 1997).Das Fehlen mesoproterozoischer Alter sprichtjedoch eher für eine Herkunft aus dem Bereichdes Westafrika-Kratons am Gondwana-Nord-rand (Nance & Murphy, 1996; Fernández-Suárez et al., 2002). Direkte Hinweise auf einpaläoproterozoisches Grundgebirge im Böhmi-schen Massiv stellen tektonisch eingeschuppteOrthogneise mit Altern von 2104-2048 Ma imsüdlichen Teil des Böhmischen Massivs dar(Wendt et al., 1993).Neoproterozoische, magmatische Zirkonkernemit Altern zwischen 560 Ma und 615 Ma lassensich dem für peri-Gondwana terranes (insbe-sondere Avalonia und Armorican terraneassemblage) charakteristischen cadomischen(panafrikanischen), subduktionsbezogenenMagmatismus (Nance et al., 1991) zuordnenund legen ebenfalls Beziehungen des "Bayeri-

schen Waldes"* zum Gondwana-Nordrandnahe.Das Spektrum der εNd(t)-Werte (-0,5 - -6,3)sowie mesoproterozoische Nd-Modellalter (1,2-1,6 Ga) sind charakteristisch für die Armoricanterrane assemblage und sprechen gegen Affi-nitäten zu West-Avalonia (Nance & Murphy,1994, 1996). Die Nd-Isotopie der leukokratenMetamagmatite ist gut vereinbar mit der auf-grund ererbter Zirkonkernalter vermutetenPosition des "Bayerischen Waldes" im Bereichdes Westafrika-Kratons am Gondwana-Nord-rand.

8.2 Obervendischer Magmatismus(~ 550 Ma)

Die Spurenelementsignaturen und die Nd-Iso-topie von leukokraten Metamagmatiten mitobervendischen, magmatischen Altern um550 Ma in der Umgebung von Passau werdenals Hinweise auf eine Entstehung im Bereicheiner kontinental beeinflussten Subduktions-zone mit geringen Anteilen an alter kontinenta-ler Kruste angesehen. Der mäßig positive εNd(t)-Wert von +1,2 eines altersgleichen Metabasitsdeutet auf eine an inkompatiblen Elementen(LREE, LILE) angereicherte Mantelquelle (z.B.mantle plume, intrakontinentales rifting odersubkontinentale Lithosphäre) oder auf krustaleKontamination hin (Pin & Paquette, 1997). Einenegative Nb-Anomalie und unfraktionierteHREE (schwere REE) sprechen jedoch gegenintrakontinentalen rift- oder plume-bezogenenMagmatismus und verweisen auf ein Subdukti-onsmilieu. Gegen krustale Kontaminationsprechen ein niedriges (Th/La)CN–Verhältnisund der primitive Charakter (mg# = 71) desMetabasits. Die Spurenelement- und Nd-Isoto-

* In der folgenden Diskussion wird die Bezeichnung"Bayerischer Wald" (in Anführungszeichen) verwendet,um das Gebiet des Bayerischen Waldes zur Zeit desNeoproterozoikum bis Unterordovizium zu benennen.

8. Diskussion 67

pie-Charakteristika der leukokraten Metamag-matite und des Metabasits sind gut vereinbarmit einer Entstehung an einer kontinental beein-flussten Subduktionszone (Downes et al.,2001), vermutlich im Zusammenhang mitbeginnender, ensialischer back arc-Entwicklung(Pin & Paquette, 1997). Die Magmenquelle derleukokraten Metamagmatite ist gekennzeichnetdurch geringe Anteile an alter kontinentalerKruste; möglicherweise handelte es sich umakkretionierte Sedimente eines älteren (?cado-mischen) aktiven Kontinentalrandes (Abb. 8-1).Ein Zusammenhang mit transtensionalen Bewe-gungen (mit Entwicklung von pull apartBecken), wie z.B. im Teplá-Barrandium für denZeitraum 530-510 Ma angenommen wird(Zulauf et al., 1999), ist möglich, jedoch nichtbelegbar.Magmatische Alter um 550 Ma sind aus demMoldanubikum des Bayerischen Waldes bishernicht bekannt. Vergleichbare Alter vonParagneisen um 565 Ma (Rb-Sr-Gesamtge-steinsdatierungen, nördlicher Bayerischer Wald;(Grauert et al., 1974; Köhler & Müller-Sohnius,1980) bzw. um 540 Ma (U-Pb-Datierungen anZirkon, nördlicher Oberpfälzer Wald; Teufel,1988) werden als Hinweise auf metamorpheEreignisse interpretiert.An das Moldanubikum des Bayerischen Waldesgrenzen das Saxothuringikum und das Teplá-Barrandium; dort reicht der subduktionsbezo-

gene, cadomische Magmatismus von 631 ±4 Ma bis etwa 559 ± 3 Ma (Linnemann et al.,2000; Dörr et al., 2002). Ab 541 ± 7 Ma setzt indiesem Bereich eine Phase mit Granitoidintru-sionen (~ 540-530 Ma) ein, die im Zusammen-hang mit Obduktion und Kollision gesehen wird(Linnemann et al., 2000; Dörr et al., 2002).Zwischen den Phasen magmatischer Aktivitätbelegen K-Ar-Hornblende- und U-Pb-Monazit-Datierungen eine hochgradige Metamorphoseum 547-551 Ma im Saxothuringikum undTeplá-Barrandium, die mit der Kollision einesMikrokontinents mit Gondwana in Verbindunggebracht wird (Zulauf et al., 1999; Bues et al.,2002). Aufgrund der vorliegenden Daten wirdvermutet, dass die Entwicklungen im Saxothu-ringikum/Teplá-Barrandium und im "Bayeri-schen Wald" in diesem Zeitraum Unterschiedeaufweisen.

8.3 UnterordovizischerMagmatismus (~ 485 – 475 Ma)

Geochemische und geochronologische Datenvon leukokraten Metamagmatiten aus demHinteren Bayerischen Wald, dem südlichenOberpfälzer Wald und dem Künischen Gebirgedeuten auf kontinental beeinflussten Magma-tismus unter konvergenten Bedingungen, ver-mutlich mit Subduktion, im Unterordoviziumzwischen ~ 485 und ~ 475 Ma hin. Zwischen

Abb. 8-1: Modell für den obervendischen Magmatismus an einem aktiven Kontinentalrand mit ensiali-schem back arc im Gebiet des heutigen südlichen Bayerischen Waldes (Umgebung von Passau).Direkte Hinweise auf alte, kontinentale Kruste in Form von ererbten Zirkonkernen fehlen.

68 8. Diskussion

diesen drei Gebieten bestehen geringfügigeUnterschiede bezüglich Alter und Platznahmeder Metamagmatit-Protolithe sowie der vermu-teten Anteile an juvenilem und altem, konti-nentalem Material an den Magmenquellen.

Im Hinteren Bayerischen Wald ist von einerintrusiven Platznahme der untersuchten leu-kokraten Metamagmatite auszugehen(Bauberger, 1977; Ott, 1988). U-Pb-Zirkonaltervon 486 ± 7 und 480 ± 6 Ma werden als mag-matisches Bildungsalter bzw. als leicht ver-jüngtes, magmatisches Bildungsalter interpre-tiert. Spurenelementsignaturen und Nd-Isotopiedieser leukokraten Metamagmatite deuten aufeine Entstehung an einem andinotypen, aktivenKontinentalrand um ~ 485 Ma (Unterordovi-zium) hin.Leukokrate Metamagmatite aus dem südlichenOberpfälzer Wald werden als saure Metavulka-nite interpretiert (Mielke, 1990, 2002) und auf-grund einer SHRIMP-Zirkon-Datierung von~ 475 Ma ins Unterordovizium gestellt (Mielkeet al., 1996). Geochemie und Nd-Isotopiezeigen Subduktionseinflüsse mit relativ gerin-ger kontinentaler Beeinflussung (im Vergleichzu den übrigen leukokraten Metamagmatiten)an. In der Nähe kommen Metabasite mit N-MORB-Charakter vor, die heute als Amphibo-lite vorliegen. Für diese Amphibolite werdenaufgrund eines U-Pb-SHRIMP-Alters von481 ± 8 Ma (Teipel et al., 2002) an einem Eklo-gitamphibolit mit N-MORB-Charakter(Wamsler, in Vorb.) aus dem südlichen Ober-pfälzer Wald ebenfalls unterordovizische Bil-dungsalter angenommen. Eklogitamphibolitemit Übergängen zu Amphiboliten sind imOberpfälzer Wald bekannt (Düsing, 1959).Wahrscheinlich stellen derartige Amphiboliteretrogressierte Äquivalente von Eklogitamphi-boliten dar (freundl. mündl. Mitt. Dr. J. Rohr-müller, 2002).Gemeinsam auftretende Mafite mit N-MORB-Charakter und peraluminöse Felsite mit krusta-lem Charakter können nach Pin & Paquette(1997) ein Hinweis auf kontinentales rifting(z.B. Basin & Range Province) sein; im südli-

chen Oberpfälzer Wald widerspricht demjedoch der hohe εNd(t)-Wert (+7,9) des Metaba-sits. Eine geochemisch ähnliche, bimodaleAssoziation wird von Caprarelli & Leitch(1998) als Hinweis auf einen andinotypenKontinentalrand im Zusammenhang mit slabbreakoff-induziertem rifting diskutiert. Es han-delt sich bei den Metabasiten im südlichenOberpfälzer Wald jedoch möglicherweise umtektonisch eingeschuppte Körper (Rohrmüller etal., 1996). In diesem Fall deutet der N-MORB-Charakter der Metabasite auf die Existenz vonunterordovizischer, ozeanischer Kruste. Diegeochemischen Signaturen der leukokratenMetamagmatite weisen entweder auf die Bil-dung an einer Subduktionszone mit vergleichs-weise geringen Anteilen an altem Krustenmate-rial oder auf die Aufschmelzung von juvenilem,subduktionsbeeinflusstem Ausgangsmaterial(?akkretionierte Sedimente, Mafite) in verdick-ter Kruste hin.In dem angenommenen, konvergierenden Um-feld (aktiver Kontinentalrand und/oder Akkre-tion/Kollision) ist zeitgleiche Anatexis in tiefe-ren Krustenstockwerken zu vermuten. Mögli-cherweise sind die aufgrund geochemischerKriterien als Leukosome identifizierten leu-kokraten Gneise aus diesem Gebiet Relikteeiner beginnenden Teilaufschmelzung. Wäh-rend der variszischen Orogenese könnten diesetieferen Krustenbereiche samt Leukosomen mitoberkrustalen, vulkano-sedimentären Einheitentektonisch verschuppt worden sein. Folglichkönnten Leukosome im südlichen OberpfälzerWald und im nördlichen Bayerischen Waldzumindest teilweise unterordovizische Alter um490-480 Ma haben. Hinweise auf möglicheanatektische Ereignisse im Unterordoviziumzwischen 490-470 Ma geben Rb-Sr-Datierun-gen an Anatexiten aus dem Bayerischen Waldund dem Schwarzwald (Hofmann & Köhler,1973; Grauert et al., 1974; Köhler et al., 1989).Eine Entstehung von Leukosomen während dervariszischen Orogenese ist damit jedoch nichtausgeschlossen.

8. Diskussion 69

Im Künischen Gebirge treten leukokrate Meta-magmatite und Metabasite vulkanischenUrsprungs auf. Die Datierung eines leukokratenMetamagmatits mit 474 ± 7 Ma (Mielke et al.,1996) belegt, wie im südlichen OberpfälzerWald, Magmatismus im Unterordovizium. ImUnterschied zur Situation im südlichen Ober-pfälzer Wald ist bei den leukokraten Metamag-matiten im Künischen Gebirge geochemischund durch die Nd-Isotopie jedoch ein hoherAnteil alten, kontinentalen Krustenmaterialsbelegt. Der niedrige εNd(t)-Wert von –6,3 weistauf eine anatektische Bildung der Magmen hin.Die anatektische Aufschmelzung könnte statt-gefunden haben aufgrund von Krustenver-dickung in einem kollisionalen Umfeld oder aneinem andinotypen, aktiven Kontinentalrand.Assoziierte Metabasite mit andesitischenZusammensetzungen und Subduktionssignatu-ren sprechen eher für eine Entstehung an einemaktiven Kontinentalrand.Im Bereich des "Bayerischen Waldes" ist fürdas Unterordovizium im Wesentlichen voneiner geotektonischen Position in einem kon-vergenten Umfeld auszugehen; vermutet wirdein aktiver Kontinentalrand (Abb. 8-2), mögli-cherweise mit Bereichen mit Akkretion. Geo-chemische Hinweise auf rift-bezogenen Mag-

matismus wurden an den untersuchten Meta-magmatiten nicht gefunden.

8.4 Paläogeographisches Modell

Die an leukokraten Metamagmatiten und Meta-basiten aus dem Bayerischen Wald gewonnenengeochronologischen, geochemischen und isoto-pengeochemischen Ergebnisse erlauben einezumindest spekulative Rekonstruktion derpaläogeographischen Position des BayerischenWaldes im oberen Vendium und Unterordovi-zium:Die Nd-Isotopie sowie ererbte Zirkonalterverweisen auf eine ursprüngliche Position des"Bayerischen Waldes" am Gondwana-Nordrandim Bereich des Westafrika-Kratons. ErerbteZirkonkerne mit Altern zwischen 615-560 Madeuten auf den in peri-Gondwana terranes weitverbreiteten, subduktionsbezogenen, cadomi-schen Magmatismus hin (Nance et al., 1991;Linnemann et al., 2000).Die Entwicklung des subduktionsbezogenen,cadomischen Magmatismus im Bereich Mittel-europas erfolgte nicht zeitgleich: Für dasSaxothuringikum werden Alter zwischen 630-560 Ma angegeben (Linnemann et al., 2000),für den "Bayerischen Wald" ~ 550 Ma (dieseArbeit); aus dem prävariszischen Grundgebirge

Abb. 8-2: Zusammenfassendes Modell für den unterordovizischen Magmatismus an einem aktivenKontinentalrand im Gebiet des heutigen Bayerischen Waldes.Alte, kontinentale Kruste (vermutlich Gondwana) ist durch ererbte Zirkonkerne dokumentiert. Neoprotero-zoische Zirkonkernalter, Nd-Isotopie und Geochemie deuten auf das Vorhandensein von juvenilem, sub-duktionsbezogenem Material mit panafrikanischen Altern in der Magmenquelle hin; möglicherweisehandelt es sich um Relikte und/oder Sedimente eines älteren (prä-485 Ma) aktiven Kontinentalrandes.

70 8. Diskussion

der Alpen (Protoalpen) liegen Altersangabenvon ~ 550 Ma aus dem Tauernfenster (Habachterrane; Eichhorn et al., 2001) und 535-520 Maaus dem Silvretta-Gebiet (Schaltegger et al.,1997) vor. Den diachronen Charakter der Ent-wicklung des subduktionsbezogenen Magma-tismus in den peri-Gondwana terranes stellenbereits Nance & Murphy (1996) im Falle Ava-lonias fest. Hieraus wird ein Modell für Avalo-nia und die "östliche" Fortsetzung (Armoricanterrane assemblage mit Iberia und Cadomia)mit schräger Subduktion, Kollision eines mit-telozeanischen Rückens mit der Subduktions-zone (ridge-trench-Kollision) und Trans-formstörungen (Murphy et al., 2000;

Fernández-Suárez et al., 2002; Nance et al.,2002) analog zur Nordamerikanischen Kordil-lere (Patchett & Chase, 2002) abgeleitet (Abb.8-3).Im Bayerischen Wald ist um ~ 550 Ma (OberesVendium) von einer Position an einem aktivenKontinentalrand vermutlich mit ensialischerback arc-Entwicklung auszugehen. Ähnlichemagmatische Alter sind aus dem prävariszi-schen Grundgebirge der Alpen (Protoalpen)bekannt: Inselbogenbasalte mit magmatischenAltern zwischen 542 ± 2 und 552 ± 3 Ma kom-men südlich des Tauernfensters vor (Schulz &Bombach, 2002). Im Habach terrane (Tauern-fenster) weisen subduktionsbezogene basische

Ch Ox

YF

CCh Ox

YF

C

Ch Ox

YF

C

1,90 - 2,25 Ga (Trans-Amazonisch / Eburnisch)

> 2,5 Ga (Zentral-Amazonisch / Liberisch)

1,50 - 1,75 Ga (Rio Negro)

0,90 - 1,10 Ga (Sunsas)

Kraton Provinzen

635-590 Ma 590-540 Ma 510-490 Ma

PROTOALPEN

CADOMIA

Armoricanterrane assemblage

IBERIA

OST-AVALONIA

WEST-AVALONIA

WESTAFRIKA-KRATON

AMAZONAS-KRATON

GONDWANA

BALTICA

Vermutete Position des“Bayerischen Waldes”

Abb. 8-3: Paläogeographische Rekonstruktionen der Lage von peri-Gondwana terranes relativ zu Gond-wana (modifiziert nach Nance et al., 2002); die Position der Protoalpen wurde ergänzt nach Schätz et al.(2002). Die im Text erwähnten peri-Gondwana terranes (schwarz) sind heute an der Ostküste Nordameri-kas (West-Avalonia), in Südengland, Nordfrankreich und Norddeutschland (Ost-Avalonia), auf der Iberi-schen Halbinsel (Iberia), in Mitteleuropa (Cadomia) sowie in den Alpen (Protoalpen) zu finden; sie reprä-sentieren dort jeweils das prävariszische Grundgebirge. Die übrigen, dargestellten Krustenfragmente(Chortis Block (Ch), Oaxaquia (Ox), Yucatan Block (Y), Florida (F), Carolina (C)) werden nicht behandelt.635-590 Ma: Subduktion am Gondwana-Nordrand.590-540 Ma: Ridge-trench-Kollision im Bereich West-Avalonias, Entwicklung von Transformstörungen;Subduktion im Bereich der Armorican terrane assemblage (Iberia und Cadomia) sowie vermutlich derProtoalpen.510-490 Ma: Andauern der diachronen Entwicklung mit Extension (rifting) im Bereich West-Avaloniassowie fortgesetzte Konvergenz (Subduktion) im Bereich der Armorican terrane assemblage und vermutlichder Protoalpen.Die vermutete Position des "Bayerischen Waldes" zwischen Cadomia (Teil der Armorican terraneassemblage) und den Protoalpen ist angedeutet.

8. Diskussion 71

und intermediäre Metamagmatite mit magmati-schen Altern von 551 ± 9 und 547 ± 27 Ma aufdie Entwicklung eines obervendischen, ensiali-schen back arc hin (Eichhorn et al., 1999,2001).Aufgrund der Altersgleichheit und ähnlichergeotektonischer Positionen wird eine engeräumliche Beziehung zwischen dem Habachterrane (Protoalpen) und dem südlichen "Baye-rischen Wald" (Umgebung von Passau) um~ 550 Ma am Gondwana-Nordrand vermutet.Im Unterschied zur Situation im Habachterrane, mit dominierenden Anteilen an mafi-schen Metamagmatiten und mit Mantelsignatu-ren (Eichhorn et al., 1999, 2001), zeigt derobervendische Magmatismus im südlichenBayerischen Wald jedoch einen deutlichenkontinentalen Einfluss. Möglicherweise reprä-sentieren die Gesteine des Habach terrane eherden back arc-Bereich (Eichhorn et al., 2001),während die Gesteine des südlichen "Bayeri-schen Waldes" den (?Übergang zum) konti-nentalen Inselbogen vertreten oder näher amKontinent lagen. Ursache für die Unterschiedekönnen jedoch auch laterale Variationen amKontinentalrand sein. Demnach lässt sich fürobervendische Anteile des "Bayerischen Wal-des" eine Position in der Nähe des "östlichen"Endes der Kette der peri-Gondwana terranesmöglicherweise zwischen Cadomia (Teil derArmorican terrane assemblage) und den Proto-alpen vermuten (Abb. 8-3).

Im Unterordovizium um 485-475 Ma ist im"Bayerischen Wald" im Wesentlichen von einergeotektonischen Position in einem konvergie-renden Umfeld, möglicherweise an einem akti-ven Kontinentalrand, auszugehen.Im Bereich der Protoalpen (Habach terrane)postulieren Eichhorn et al. (2001) ebenfalls einkonvergierendes Umfeld (Inselbogen-Konti-nent-Kollision) um ~ 480 Ma. Für die Protoal-pen wird im Unterordovizium eine Position im"östlichen" Teil des Gondwana-Nordrandes,"östlich" der Armorican terrane assemblageangenommen (Tait et al., 2000; Schätz et al.,2002; von Raumer et al., 2002). Aufgrund der

Ähnlichkeiten zwischen "Bayerischem Wald"und Habach terrane wird vermutet, dass beideKrustenfragmente auch während des Unteror-dovizium am Gondwana-Nordrand in enger,räumlicher Beziehung zueinander standen.Im Gegensatz dazu wird für andere variszischeMassive Mitteleuropas überwiegend von exten-sionalen Bildungsbedingungen im Unterordovi-zium, zeitgleich mit rift-Ereignissen in Avalo-nia (um ~ 485 Ma; van Staal et al., 1998), aus-gegangen: Rift-bezogener Magmatismus istbekannt aus dem Saxothuringikum um 510-500 Ma und um ~ 480 Ma (Kröner & Willner,1998; Mingram, 1998; Linnemann et al., 2000;Kemnitz et al., 2002), aus dem französischenMassif Central um ~ 480 Ma (Pin & Lancelot,1982; Pin & Marini, 1993) und aus der Zonevon Erbendorf-Vohenstrauß (ZEV) um ~ 490-480 Ma (Söllner et al., 1997; von Quadt, 1997).Im Schwarzwald wird back arc rifting um 490-470 Ma vermutet (Chen, 1999); in der Nördli-chen Grauwackenzone gibt es Hinweise aufintrakontinentales rifting um ~ 475 Ma(Schauder, 2002). Im Bayerischen Wald wurdendagegen keine Hinweise auf rift-bezogenenMagmatismus gefunden.Die angenommene Position des "BayerischenWaldes" im "östlichen" Teil der peri-Gondwanaterranes lässt diese Situation erwarten, da suk-zessives rifting und Wegdriften von peri-Gondwana terranes ab dem Unterordovizium(Tait et al., 1997) wahrscheinlich diachronverliefen, als Folge einer Kollision eines Mit-telozeanischen Rückens mit einer Subduktions-zone (ridge-trench-Kollision) im Bereich West-Avalonias (Fernández-Suárez et al., 2002;Nance et al., 2002): Der "Bayerische Wald" lagzu jener Zeit vermutlich im "östlichen" Teil derperi-Gondwana terranes, wo noch Konvergenzbzw. Subduktion vorherrschte, während inweiter "westlich" gelegenen terranes bereitsrifting stattfand bzw. begann.

72 9. Literaturverzeichnis

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Probennahmelokalitäten 10. Anhang

10. Anhang

10.1 Probennahmelokalitäten

Probe Gesteinsbezeichnung Lokalität TK R H

HBW1-1 Biotit-Plagioklas-Gneis Spiegelau, Steinklamm S 4600075 5419430

HBW2-1 Muscovit-führender Biotit-Plagioklas-Gneis Glashütte, Große Kanzel F 5393140 5417775

HBW4-1 Muscovit-führender Biotit-Plagioklas-Gneis Leckerriegel F 5394970 5416800

HBW6-1 Biotit-Plagioklas-Gneis Unterseilberg F 5399120 5408200

HBW7-1 Muscovit-führender Biotit-Plagioklas-Gneis Schlichtenberg F 5402050 5412800

HBW11-1 Sillimanit-Granat-führenderBiotit-Kalifeldspat-Gneis

Böbrach, Höhmannsbühl B 4576070 5434480

HBW12-1 Kalifeldspat-Gneis Böbrach, Maisried B 4576300 5435300

HBW12-2 Sillimanit-Granat-Biotit-führender Kalifeldspat-Gneis Böbrach, Maisried B 4576300 5435300

HBW12-3 Sillimanit-Granat-führender Kalifeldspat-Gneis Böbrach, Maisried B 4576300 5435300

HBW14-1 Sillimanit-Granat-Biotit-führender Kalifeldspat-Gneis Böbrach, Maisried B 4576400 5435370

HBW31-1 Granat-führender Biotit-Plagioklas-Gneis Bodenmais, Arbersee Weg B 4583350 5437220

HBW31-2 Granat-führender Biotit-Plagioklas-Gneis Bodenmais, Arbersee Weg B 4583350 5437220

PA1-1 Granat-Kalifeldspat-Gneis Sandbach V 4593840 5386360

PA3-3 Granat-führender Biotit-Kalifeldspat-Gneis Berghof P 4602870 5385370

PA4-1 Biotit-Kalifeldspat-Gneis Wörth P 4604010 5384630

PA5-1 Biotit-Kalifeldspat-Gneis Wörth, Oberstadel P 4604180 5384700

PA7-1 Granat-führender Biotit-Kalifeldspat-Gneis Passau, Hacklberg P 4606680 5383475



PA9-3 Epidot-führender Amphibolit Passau, Haibach P 4610380 5382150

PA10-2 Biotit-Kalifeldspat-Gneis Passau, Haibach P 4610170 5382430

PA10-3 Granat-führender Biotit-Kalifeldspat-Gneis Passau, Haibach P 4610170 5382430

PA11-1 Biotit-führender Kalifeldspat-Gneis Passau, Haibach P 4611000 5382000

PA14-1 Muscovit-Sillimanit-führender Kalifeldspat-Gneis Dommelstadt, Mergelgruben P 4604900 5375640

PA14-2 Sillimanit-führender Kalifeldspat-Gneis Dommelstadt, Mergelgruben P 4604900 5375640

PA16-1 Muscovit-Cordierit-Kalifeldspat-Gneis Dommelstadt, Neufelser P 4606870 5377180

Probennahmelokalitäten mit Kartenblatt (TK), Gauß-Krüger-Koordinaten (Rechts- und Hochwerte, R und H)und Gesteinsbezeichnung der untersuchten Proben. In der Gesteinsbezeichnung ist lediglich der überwie-gende Feldspat (Kalifeldspat oder Plagioklas) angegeben.Die Probenbenennung erfolgt entsprechend den Probennahme-Arealen: HBW = Hinterer Bayerischer Wald,PA = Umgebung von Passau (Abb. 1-2).TK: Topographische Karte 1:25000: B: 6944 Bodenmais, F: 7147 Freyung, P: 7446 Passau, S: 7046Spiegelau, V: 7345 Vilshofen.

10. Anhang Probennahmelokalitäten

Probe Gesteinsbezeichnung Lokalität TK R H

KG1-1 Granat-Biotit-führender Epidot-Chlorit-Amphibolit Lambach, Kl. Brandwiese R 4579100 5455300

KG1-2 Biotit-führenderChlorit-Amphibol-Epidot-Plagioklas-Schiefer

Lambach, Kl. Brandwiese R 4579050 5455320

KG2-1 Biotit-Kalifeldspat-Gneis Lambach, Stierberg R 4577120 5453510

KG2-2 Muscovit-führender Biotit-Kalifeldspat-Augengneis Lambach, Stierberg R 4577125 5453500

KG3-1 Muscovit-führender Biotit-Kalifeldspat-Augengneis Lambach R 4578550 5453950

SOW3-2 Granat-Biotit-Cordierit-führender Kalifeldspat-Gneis Sinzendorf Rö 4548200 5465940

SOW6-1 Granat-Sillimanit-führender Biotit-Kalifeldspat-Gneis Schindelhöhe W 4558020 5464850

SOW7-1 Granat-Sillimanit-führender Biotit-Kalifeldspat-Gneis Schindelhöhe W 4558010 5464775

SOW9-1 Sillimanit-Biotit-führender Kalifeldspat-Gneis Kreuzfelsen W 4557190 5467270

SOW13-1 Biotit-führender Kalifeldspat-Gneis Vorderer Hiener W 4551975 5463940

SOW14-1 Biotit-führender Kalifeldspat-Gneismit Chlorit-Muscovit-Quarz-Linsen

Obernried W 4549050 5463690

SOW16-1 Sillimanit-führender Kalifeldspat-Gneismit Biotit-Chlorit-Linsen

Obernried W 4549160 5463680

SOW17-1 Granat-Sillimanit-führender Biotit-Kalifeldspat-Gneis Gleißriegel W 4558400 5465940

SOW18-1 Sillimanit-führender Biotit-Kalifeldspat-Gneis Gleißriegel W 4558380 5465950

SOW19-1 Biotit-Granat-führender Sillimanit-Kalifeldspat-Gneis Gleißriegel W 4558350 5465960

SOW22-1 Biotit-Sillimanit-Kalifeldspat-Gneis Kreuzfelsen W 4557170 5467330

SOW30-2 Amphibolit Dachsriegel W 4557050 5464700

Probennahmelokalitäten mit Kartenblatt (TK), Gauß-Krüger-Koordinaten (Rechts- und Hochwerte, R und H)und Gesteinsbezeichnung der untersuchten Proben. In der Gesteinsbezeichnung ist lediglich der überwie-gende Feldspat (Kalifeldspat oder Plagioklas) angegeben.Die Probenbenennung erfolgt entsprechend den Probennahme-Arealen: KG = Künisches Gebirge,SOW = südlicher Oberpfälzer Wald (Abb. 1-2).TK: Topographische Karte 1:25000: R: 6744 Rittsteig, Rö: 6641 Rötz, W: 6642 Waldmünchen.

Geochemische Analysen 10. Anhang

10.2 Geochemische Analysen

Leukokrate Gneise (Kalifeldspat-Gneise)Gruppe I Gruppe II

Probe PA3-3 PA4-1 PA5-1 PA7-1 PA8-1 PA8-2 PA10-2 PA10-3 PA11-1 KG2-1 KG2-2 KG3-1SiO2 76,72 73,53 75,93 74,53 72,46 68,82 74,16 73,39 75,77 74,13 72,65 75,04Al2O3 11,68 12,65 12,95 12,80 12,17 14,67 12,39 12,40 12,56 12,99 14,04 13,38Fe2O3T 2,60 3,64 2,24 2,92 5,11 5,15 3,49 4,28 2,53 1,76 2,14 1,59MnO 0,03 0,07 0,03 0,04 0,09 0,13 0,02 0,09 0,02 0,02 0,02 0,01MgO 0,32 0,28 0,34 0,25 0,80 0,67 0,38 0,27 0,09 0,37 0,51 0,55CaO 0,40 0,46 0,68 0,65 0,56 1,14 0,54 0,24 1,15 0,56 0,39 0,29Na2O 2,45 2,84 3,61 3,42 2,20 3,31 2,70 2,55 4,35 2,37 3,16 1,69K2O 4,80 5,27 3,93 4,23 4,68 3,92 4,95 5,41 2,35 6,28 4,91 5,36TiO2 0,25 0,31 0,25 0,27 0,51 0,55 0,29 0,28 0,23 0,22 0,28 0,22P2O5 0,03 0,04 0,03 0,05 0,17 0,21 0,05 0,07 0,07 0,19 0,21 0,19LOI - - - - - 0,37 - - - - - -Summe 99,28 99,09 99,99 99,17 98,75 98,93 98,97 98,98 99,11 98,90 98,30 98,32Sc - - - - - 13 - - - -Be - - - - - - - - -V 7 10 9 6 21 8 8 9 8 13 15 15Cr 4 5 2 7 2 3 1 14 26 8Co 3 3 2 12 3 2 4 1 3Ni 2 3 4 2 1 1 1 6 49 2Ga 17 19 20 21 15 15 18 19 16 22 17 24Rb 122 144 133 108 140 100 107 97 37 293 160 254Sr 54 83 32 36 64 98 74 45 89 65 61 53Y 30 21 32 33 52,0 15 66 13,7 26 36,2 26Zr 478 376 457 490 447 502 485 460 380 120 130 125Nb 9 7 13 11 15 16,0 10 6 4,0 11 7,9 11Sn - - - - - 4 - - 3 - 4 -Cs - - - - - 3,0 - - 0,5 - 1,7 -Ba 997 1175 879 797 1541 883 1087 1150 785 333 499 323Hf - - - - - 12,8 - - 10,3 - 3,9 -Ta - - - - - 1,2 - - 0,3 - 0,8 -Pb 41 26 25 24 67 100 25 25 13 19 24 23Th 15 19 26 23 21 20,1 21 15 15,6 17 11,7 15U 4 5 5 1 7 4,4 1 4 1,7 5 3,9 4La - 45,5 66,0 72,6 55,3 67,6 39,9 42,2 49,4 10,2 21,2 17,2Ce - 97,5 143,5 151,5 119,8 129,0 78,3 83,8 96,1 22,1 44,3 37,1Pr - 11,49 16,74 17,07 14,31 15,80 9,36 10,10 10,27 2,65 4,87 4,19Nd - 45,5 67,1 66,7 56,0 58,7 36,8 39,8 40,2 10,1 19,2 16,0Sm - 9,8 13,1 12,8 11,3 11,7 7,3 8,1 7,2 2,8 4,5 3,9Eu - 1,43 1,22 1,26 1,00 1,60 1,48 1,61 0,88 0,39 0,57 0,40Gd - 8,8 10,6 10,5 9,8 10,8 6,2 8,0 5,2 3,1 4,2 3,8Tb - 1,2 1,2 1,4 1,3 1,7 0,8 1,4 0,7 0,7 0,9 0,7Dy - 6,3 5,9 7,2 6,9 9,5 3,6 10,0 3,1 4,3 5,6 4,3Ho - 1,1 0,9 1,3 1,2 2,0 0,6 2,5 0,5 0,9 1,1 0,8Er - 3,2 2,1 3,5 3,4 5,8 1,3 8,7 1,2 2,6 3,9 2,4Tm - 0,43 0,25 0,45 0,46 0,88 0,16 1,41 0,16 0,35 0,62 0,31Yb - 2,9 1,5 2,9 2,9 5,6 1,1 10,4 0,9 2,3 3,4 2,0Lu - 0,45 0,23 0,42 0,43 0,81 0,18 1,56 0,12 0,28 0,45 0,27Eu/Eu* - 0,47 0,32 0,33 0,29 0,44 0,67 0,61 0,44 0,40 0,40 0,32Analytik c. c. c. c. c. a. c. c. b. c. b. c.

Geochemische Analysen der untersuchten Gesteine.Hauptelementoxide in Gew.-%; Spuren- und Seltenerdelemente (REE) in ppm. Leeres Feld: unterhalb derNachweisgrenze. Keine Angabe (-): nicht analysiert.Fe2O3T: Gesamt-Fe als Fe2O3.Eu/Eu* = EuCN/ ]Gd x [Sm CNCN ; normiert nach Boynton (1984).Analytik: a.: Hauptelemente, Sc und Be mit fusion ICP; Spurenelemente und REE mit fusion ICPMS.

b.: Hauptelemente mit RFA; Spurenelemente und REE mit fusion ICPMS.c.: Haupt- und Spurenelemente mit RFA; REE mit ICPMS (Säureaufschluss).

10. Anhang Geochemische Analysen

Leukokrate Gneise (Kalifeldspat-Gneise)Gruppe III Gruppe V Gruppe VIc

Probe SOW3-2 SOW9-1 PA14-1 PA14-2 PA16-1 PA1-1 SOW22-1 HBW11-1 HBW12-1 HBW12-3 HBW14-1SiO2 75,13 75,32 74,23 75,43 72,14 74,90 71,52 75,78 77,05 76,62 74,46Al2O3 14,40 13,63 14,93 15,04 15,49 13,40 14,63 12,54 11,99 12,97 14,55Fe2O3T 0,45 1,09 0,05 0,06 1,14 1,89 2,28 0,60 0,99 1,03 0,93MnO 0,02 0,03 0,01 0,01 0,02 0,02 0,02 0,02 0,04 0,03 0,02MgO 0,06 0,27 0,02 0,02 0,41 0,05 0,62 0,12 0,08 0,20 0,17CaO 0,64 0,99 1,17 0,58 0,36 0,67 0,86 0,14 0,13 0,43 0,37Na2O 3,52 3,37 2,87 2,27 3,03 3,21 2,84 1,89 2,15 2,76 3,62K2O 5,44 3,93 5,28 5,38 5,77 4,82 5,04 6,51 5,73 4,91 4,48TiO2 0,04 0,10 0,02 0,03 0,12 0,02 0,29 0,06 0,06 0,10 0,09P2O5 0,30 0,11 0,08 0,07 0,15 0,04 0,27 0,25 0,26 0,26 0,37LOI 0,35 - - - - - - 1,10 1,29 - -Summe 100,34 98,83 98,66 98,90 98,64 99,01 98,38 98,99 99,77 99,32 99,05Sc 3 - 4 2Be -V 5 6 24 6 1Cr 5 4 1 10 9 13 4 4Co 1 2 1 1 2 12Ni 2 4 2 5 5 10 31 6Ga 12 13 11 19 16 18 20 16 14 14 18Rb 111 84 106 108 145 141 142 203 209 144 223Sr 107 129 243 71 126 36 113 42 44 46 14Y 23,0 10,7 3,2 2,6 7,1 1,5 13 7,0 10,0 8,1 8,6Zr 35 88 41 41 64 55 126 33 39 37 27Nb 3,1 3,0 1,5 3,9 3,7 14 4,0 3,0 4,0 7,1Sn 2 1 2 3 3 1 - 4 3 3 4Cs 0,6 0,9 2,3 3,0 3,7 - 1,3 1,5 1,1 1,6Ba 890 521 1190 163 642 140 514 286 221 231 63Hf 1,1 2,5 2,2 2,3 2,1 2,4 - 1,2 1,5 1,2 1,0Ta 0,2 0,2 0,2 0,5 - 0,4 0,3 0,2 0,5Pb 39 41 32 55 58 33 40 17 16 30 20Th 3,6 5,8 5,4 5,1 3,6 9,3 13 2,1 1,3 2,0 1,3U 3,0 4,0 1,1 1,6 1,8 1,6 6 3,1 2,5 3,1 3,7La 8,9 15,7 12,4 8,0 10,9 16,8 27,9 5,5 4,1 5,3 4,0Ce 16,4 30,9 25,2 18,3 20,9 40,7 59,9 13,0 9,1 11,3 8,2Pr 1,98 3,26 2,70 2,07 2,27 4,79 7,41 1,54 0,98 1,25 0,91Nd 7,3 12,2 10,4 8,2 8,6 19,0 28,9 6,0 3,7 5,0 3,6Sm 2,0 2,6 2,7 2,7 2,0 5,1 6,7 1,5 1,1 1,3 1,1Eu 0,63 0,77 1,72 0,19 0,72 0,30 0,84 0,32 0,29 0,31 0,08Gd 2,4 2,1 1,8 1,8 1,7 2,9 5,7 1,5 1,2 1,2 1,2Tb 0,5 0,3 0,2 0,2 0,3 0,3 0,7 0,3 0,3 0,3 0,3Dy 3,5 1,7 0,7 0,6 1,4 0,5 3,2 1,3 1,6 1,4 1,5Ho 0,8 0,3 0,2 0,4 0,2 0,3 0,2 0,2Er 2,4 1,2 0,3 0,2 0,6 0,06 1,0 0,5 0,9 0,8 0,7Tm 0,35 0,21 0,07 0,12 0,07 0,14 0,12 0,10Yb 2,1 1,4 0,2 0,2 0,4 0,7 0,4 0,9 0,8 0,5Lu 0,29 0,22 0,04 0,09 0,06 0,12 0,10 0,06Eu/Eu* 0,88 1,01 2,39 0,26 1,18 0,23 0,42 0,65 0,77 0,75 0,21Analytik a. b. b. b. b. b. c. a. a. b. b.

Geochemische Analysen der untersuchten Gesteine (Forts.).Hauptelementoxide in Gew.-%; Spuren- und Seltenerdelemente (REE) in ppm. Leeres Feld: unterhalb derNachweisgrenze. Keine Angabe (-): nicht analysiert.Fe2O3T: Gesamt-Fe als Fe2O3.Eu/Eu* = EuCN/ ]Gd x [Sm CNCN ; normiert nach Boynton (1984).Analytik: a.: Hauptelemente, Sc und Be mit fusion ICP; Spurenelemente und REE mit fusion ICPMS.


Geochemische Analysen 10. Anhang

Leukokrate Gneise (Kalifeldspat-Gneise)Gruppe VIa Gruppe VIb

Probe HBW12-2 SOW6-1 SOW7-1 SOW17-1 SOW18-1 SOW19-1 SOW13-1 SOW14-1 SOW16-1SiO2 75,39 74,87 73,70 74,04 73,89 72,80 72,10 73,76 74,25Al2O3 14,02 14,89 15,06 14,71 14,66 14,91 14,57 14,64 15,18Fe2O3T 0,26 0,62 0,84 1,10 0,92 0,94 0,24 0,20 0,16MnO 0,01 0,04 0,04 0,06 0,05 0,08 0,01 0,01 0,01MgO 0,02 0,16 0,18 0,22 0,20 0,16 0,08 0,06 0,02CaO 0,35 0,46 0,49 0,77 0,62 0,60 0,42 0,78 0,43Na2O 3,17 3,96 4,11 3,09 3,19 2,80 3,03 3,81 3,63K2O 6,33 4,20 3,97 5,31 4,64 6,43 6,96 5,21 5,46TiO2 0,03 0,05 0,06 0,05 0,06 0,02 0,05 0,05 0,06P2O5 0,34 0,44 0,40 0,33 0,32 0,25 0,31 0,34 0,37LOI 0,36 - - - - - - - -Summe 100,28 99,69 98,85 99,69 98,54 98,99 97,77 98,85 99,56Sc 2 - - - - - -Be - - - - - -V 1 2 4 1Cr 5 2 3 3 6 4 7 6Co 1Ni 1 1 2 2 2Ga 15 12 18 17 14 14 10 17 20Rb 219 125 169 153 137 145 167 133 133Sr 62 31 26 183 71 209 158 207 55Y 4,0 4,0 5 11 10,1 6 2 5 3Zr 14 24 36 37 28 35 5 27 26Nb 2,0 3,6 10 4 3,6 1 2 2 5Sn 3 3 - - 3 - 7 - -Cs 1,5 1,0 - - 1,2 - 7,2 - -Ba 292 123 99 604 301 739 916 597 187Hf 0,7 0,9 - - 1,0 - 0,2 - -Ta 0,1 0,4 - - 0,2 - 0,4 - -Pb 35 32 33 48 28 52 43 46 39Th 0,4 0,5 6 1 0,4 4 2,0 5 8U 1,1 1,7 3 1,2 2 0,5 6La 2,0 3,2 2,6 3,9 3,6 3,1 2,0 3,2 4,0Ce 3,5 4,5 4,8 9,0 7,4 6,1 2,7 5,4 6,0Pr 0,38 0,50 0,53 1,10 0,84 0,73 0,25 0,59 0,61Nd 1,4 1,8 1,9 4,5 3,3 2,9 1,0 2,2 2,0Sm 0,4 0,5 0,6 1,4 0,9 0,8 0,3 0,6 0,4Eu 0,37 0,21 0,24 0,78 0,36 0,88 1,15 1,07 1,37Gd 0,4 0,5 0,5 1,5 1,1 0,8 0,3 0,6 0,5Tb 0,1 0,1 0,2 0,3 0,3 0,2 0,1 0,1 0,1Dy 0,7 0,6 0,8 1,9 1,5 1,0 0,4 0,9 0,6Ho 0,1 0,1 0,1 0,3 0,3 0,2 0,1 0,2 0,1Er 0,3 0,4 0,5 1,0 1,0 0,6 0,3 0,6 0,4Tm 0,07 0,08 0,16 0,16 0,11 0,04 0,09 0,07Yb 0,3 0,5 0,6 1,3 1,0 0,8 0,3 0,6 0,5Lu 0,04 0,06 0,08 0,17 0,14 0,12 0,05 0,09 0,08Eu/Eu* 2,83 1,39 1,32 1,59 1,10 3,28 12,69 5,50 9,27Analytik a. b. c. c. b. c. b. c. c.



10. Anhang Geochemische Analysen

Leukokrate Gneise (Plagioklas-Gneise) MetabasiteGruppe IV

Probe HBW31-1 HBW31-2 HBW2-1 HBW4-1 HBW6-1 HBW7-1 HBW1-1 PA9-3 KG1-1 KG1-2 SOW30-2SiO2 71,60 72,39 69,78 69,11 - 66,30 69,80 52,06 53,32 50,66 48,34Al2O3 14,51 15,65 15,24 15,25 - 15,92 14,98 15,20 16,25 12,98 15,60Fe2O3T 3,10 3,48 3,23 3,22 - 4,53 2,98 7,64 7,04 8,14 12,02MnO 0,05 0,06 0,05 0,06 - 0,06 0,05 0,11 0,15 0,15 0,15MgO 0,96 1,14 0,85 0,86 - 1,43 1,12 7,94 5,28 11,61 5,53CaO 2,61 2,53 1,83 1,89 - 2,79 2,46 10,75 11,83 10,22 13,16Na2O 3,43 3,62 3,47 3,32 - 3,54 3,96 3,46 1,98 1,75 2,86K2O 2,66 2,45 3,56 3,82 - 2,69 2,54 0,91 1,65 1,63 0,27TiO2 0,29 0,37 0,34 0,35 - 0,51 0,35 0,76 0,63 0,51 1,13P2O5 0,08 0,09 0,16 0,17 - 0,14 0,13 0,08 0,15 0,14 0,13LOI 0,33 - - - - - - 0,93 1,61 1,91 0,35Summe 99,64 101,79 98,50 98,03 - 97,91 98,38 99,83 99,88 99,70 99,53Sc 8 - - - 43 33 29 49Be 1 - - - 1 1 1V 30 37 35 38 - 49 39 231 190 154 273Cr 21 21 10 13 - 25 25 265 194 531 231Co 6 5 5 4 - 8 6 24 20 34 41Ni 20 5 3 4 - 12 12 68 14 73 58Ga 17 17 20 23 - 20 17 17 19 15 18Rb 61 66 171 149 - 121 106 15 35 76 3Sr 210 194 118 135 - 151 192 148 796 698 105Y 25,0 30,4 14 16 10 11,4 15,1 26,2 17,0 15,0 30,2Zr 131 143 137 140 - 182 127 66 117 101 61Nb 7,0 7,7 11 10 - 9,3 10,0 2,2 5,3 4,9 1,0Sn - - - 4 2 11 41 6 2Cs 0,9 0,9 - - - 6,5 4,0 1,5 9,9 53,4Ba 742 588 545 582 - 523 439 126 1520 416 15Hf 3,9 3,9 - - - 5,1 3,5 1,9 3,1 2,5 1,9Ta 0,4 0,5 - - - 1,1 0,8 0,7 0,5 0,4 0,1Pb 12 18 30 36 - 15 18 20 9 1Th 9,7 10,8 12 10 - 11,0 10,1 0,9 4,2 3,4 0,1U 1,2 1,6 4 3 - 2,8 1,8 0,4 1,8 1,0 0,2La 27,0 33,0 25,9 25,0 27,2 35,6 27,9 7,1 23,0 20,4 2,1Ce 56,0 67,2 55,1 53,6 54,2 70,6 54,0 20,0 48,9 42,1 6,8Pr 6,17 7,27 6,29 6,20 6,22 7,61 5,58 2,53 5,71 4,93 1,18Nd 24,0 28,4 24,7 24,1 22,9 30,7 21,5 11,3 23,8 21,0 7,2Sm 4,5 5,6 5,4 5,4 4,2 5,7 4,1 2,9 4,3 3,7 2,7Eu 1,03 0,97 0,88 0,93 1,06 1,05 0,78 0,81 1,24 1,04 0,98Gd 3,7 4,9 4,5 4,6 3,2 4,2 3,2 3,2 3,4 2,9 3,5Tb 0,6 0,8 0,6 0,7 0,4 0,6 0,5 0,7 0,5 0,4 0,8Dy 3,7 4,7 3,0 3,4 2,1 2,3 2,6 4,1 2,7 2,2 4,7Ho 0,8 1,0 0,5 0,6 0,3 0,4 0,5 0,9 0,5 0,5 1,0Er 2,7 3,2 1,3 1,5 1,0 1,0 1,5 3,0 1,8 1,5 3,5Tm 0,42 0,52 0,16 0,21 0,13 0,13 0,22 0,47 0,27 0,23 0,54Yb 2,6 3,0 1,1 1,4 0,9 0,8 1,2 2,9 1,7 1,4 3,2Lu 0,40 0,42 0,15 0,20 0,14 0,09 0,17 0,41 0,24 0,20 0,47Eu/Eu* 0,77 0,56 0,54 0,57 0,89 0,66 0,66 0,83 0,99 0,97 0,98Analytik a. b. c. c. c. b. b. a. a. a. a.



Chronostratigraphische Tabellen 10. Anhang

10.3 Chronostratigraphische Tabellen

Terminologie und Einteilung der paläozoischen Epochen und Perioden in dieser Arbeit folgen imWesentlichen der chronostratigraphischen Einteilung des Phanerozoikums von Gradstein & Ogg(1996). Abweichungen ergeben sich für das Ordovizium durch den Wegfall des Llandeilo (Remaneet al., 2000; Webby et al., 2001) und eine Verschiebung des Alters der Ordovizium-Basis (vgl.Diskussion in Davidek et al. (1998) und McKerrow & van Staal (2000)). Die Nomenklatur desOrdoviziums entspricht dem Vorschlag des International Geological Correlation Programme vonIUGS und UNESCO (Webby et al., 2001).Der Nomenklatur und Unterteilung der Ären und Perioden des Präkambriums liegt die Empfehlungder Subcommision on Precambrian Stratigraphy der IUGS zugrunde (Plumb, 1991; Remane et al.,2000). Die Bezeichnung Vendium wird als Synonym für die informell "Neoproterozoikum III"genannte, oberste proterozoische Periode (Terminal Proterozoic System) verwendet (Landing, 1994;Grotzinger et al., 1995; Knoll, 1996; Deutsche Stratigraphische Kommission, 2002).

Periode Epoche Stufe (nurOrdovizium)

Alter derBasis [Ma]

Referenz

Oberperm 256 1

Perm

Unterperm 290 1

Oberkarbon 323 1

Kar

bon

Unterkarbon 354 1, 3

Oberdevon 370 1

Mitteldevon 391 1

Dev

on

Unterdevon 417 1

Obersilur 423 1

Silu

r

Untersilur 443 1, 2, 4

Ashgill 449 1, 2, 4Oberordovizium

Caradoc 461 4

Llanvirn 466 4Mittelordovizium

473 4

Arenig 480 2, 4Ord

oviz

ium

UnterordoviziumTremadoc 490 2, 4

Oberkambrium 500 2, 3

Mittelkambrium 518 1

Kam

briu

m

Unterkambrium 545 1, 3

Chronostratigraphische Tabelle für das Paläozoikum, vereinfacht und modifiziert nach:1 Gradstein & Ogg (1996); 2 McKerrow & van Staal (2000); 3 Remane et al. (2000); 4 Webby et al. (2001).

10. Anhang Chronostratigraphische Tabellen

Äon Ära Periode (nurNeoproterozoikum)

Alter derBasis [Ma]

"Neoproterozoikum III"(Vendium) 650

Cryogenium 850Neoproterozoikum

Tonium 1000

Mesoproterozoikum 1600

Prot

eroz

oiku

m

Paläoproterozoikum 2500

Neoarchaikum 2800

Mesoarchaikum 3200

Paläoarchaikum 3600

Arc

haik

um

Eoarchaikum

Chronostratigraphische Tabelle für das Präkambrium nach Plumb (1991) und Remane et al. (2000).

Ulrich TeipelDiplom-Geologe

geboren am 13. September 1968 in Würzburg

Hochschulausbildung

Juli 1999 – Feb. 2003 Dissertationim Fach Geologie an der Fakultät für Geowissenschaften der Ludwig-Maximilians-Universität, München

Okt. 1992 – Feb. 1998 Studiengang Geologie/Paläontologie an der LMU MünchenDiplom

Okt. 1990 – Sept. 1992 Studiengang Geologie/Paläontologie an der Universität WürzburgVordiplom

Okt. 1987 – Sept. 1988 Studiengang Physik an der Universität Münster

Berufliche Erfahrungen

seit Mai 2002 Bayerisches Geologisches Landesamt, MünchenWissenschaftlicher Angestellter, Geologische Landesaufnahme

Sept. – Dez. 2001 Bayerisches Geologisches Landesamt, MünchenWissenschaftlicher Angestellter, Projektmitarbeit im Geotopschutz

Mai – Juni 1999 Münchener Rückversicherungs-Gesellschaft, MünchenGeowissenschaftliche Forschungsabteilung

Feb. – April 1999 Institut für Allgemeine und Angewandte Geologie der LMU MünchenWissenschaftlicher AngestellterBetreuung von Kartierkursen, Mitarbeit im Geochronologie-Labor

April 1998 – Juli 2000 Envel Informationssysteme GmbH, MünchenSoftware-Dokumentation, anwenderorientierte Software-Tests

Sept. 1994 – April 1996 GeoHydroBau-Consult, StarnbergBaugrund- und Altlastenuntersuchungen

Auslandsaufenthalte

Juli – Aug. 2001 Forschungsaufenthalt am Western Australian Isotope Science Research Centreder Curtin University of Technology, Perth, Australien

Okt. 1993 – Juli 1994 Geologiestudium an der University of Edinburgh, Schottland

Zivildienst

1988 – 1990 St. Vinzenz Hospital, Rheda-Wiedenbrück, NRW

Schulausbildung

1974 – 1987 Grundschule und Gymnasium in Rheda-WiedenbrückAllgemeine Hochschulreife

Münchner Geologische Hefte (Reihe A: Allgemeine Geologie)Heft 1 SCHENK, P. (1990): Mikrothermometrische, gefügekundliche und geochemische

Untersuchungen zur Genese der Scheelitlagerstätte Felbertal/Ostalpen.- 198 S., 60 Abb.,2 Tab. € 17,40

Heft 2 FRITZER, T. (1991): Das Guacui-Lineament und die orogene Entwicklung des zentralenRibeira-Belts (Espirito Santo, Brasilien).- 196 S., 85 Abb., 4 Tab. € 15,10

Heft 3 SIMPER, M. A. (1991): Die Naturwerksteine Nordrhein-Westfalens undVerwitterungserscheinungen historischer Bausteine am Beispiel dortigerGrabdenkmäler.- 227 S., 72 Abb., 39 Tab., 4 Taf. vergriffen

Heft 4 SÖLLNER, F., LAMMERER, B. & WEBER-DIEFENBACH, K. (1991): DieKrustenentwicklung in der Küstenregion nördlich von Rio de Janeiro/Brasilien -Altersbestimmungen (U-Pb an Zirkon und Rb-Sr an Gesteinen) an hochdruck- und -temperaturfaziellen Gesteinen des Ribeira Mobile Belt und des Sao Francisco Kratons(Espirito Santo/Minas Gerais).- 100 S., 42 Abb., 4 Tab. € 10,60

Heft 5 BURKHARDT, K. (1991): Petrographische und geochemische Untersuchungen anetruskischer Bucchero-Keramik von den Fundorten Chiusi, Orvieto, Vulci, Tarquinia,Allumiere, Tolfa, Cerveteri, Ceri, Veji und Rom.- 231 S., 65 Abb., 56 Taf.vergriffen

Heft 6 LEHRBERGER, G. (1992): Metallogenese von Antimonit-Gold-Lagerstätten in marinenSedimenten der Ostkordillere Boliviens.- 204 S., 82 Abb., 15 Tab. vergriffen

Heft 7 LOSKE, W.P. (1992): Sedimentologie, Herkunft und geotektonische Entwicklungpaläozoischer Gesteine der Präkordillere West-Argentiniens.- 155 S., 72 Abb., 13 Tab.

€ 14,--Heft 8 HATZL, T. (1992): Die Genese der Karbonatit- und Alkalivulkanit- assoziierten Fluorit-

Baryt-Bastnäsit-Vererzung bei Kizilcaören (Türkei).- 271 S., 111 Abb., 60 Tab.€ 22,80Heft 9 MANNHEIM, R. (1993): Genese der Vulkanite und Subvulkanite des altpaläozoischen

Famatina-Systems, NW-Argentinien, und seine geodynamische Entwicklung.- 140 S., 66Abb., 13 Tab. vergriffen

Heft 10 HECHT, L. (1993): Die Glimmer als Indikatoren für die magmatische undpostmagmatische Entwicklung der Granite des Fichtelgebirges (NE-Bayern).- 221 S., 73Abb., 17 Tab. vergriffen

Heft 11 GEIGER, A. (1993): Die Geologie des Steinbruchreviers von Cachoeiro de Itapemirim(südliches Espirito Santo, Brasilien).- 217 S., 113 Abb., 49 Tab.. 4 Taf. € 16,30

Heft 12 KUPFERSCHIED, M.P. (1994): Geologische Untersuchungen im Tauernfensterzwischen Hollersbachtal und Krimmler Achental: Petrographie, Strukturgeologie,Lithostratigraphie und Geobarometrie.- 160 S., 74 Abb., 2 Tab. vergriffen

Heft 13 FREI, M. (1994): Differenzierung und Analyse eozäner Karbonate der OstwüsteÄgyptens mit Hilfe fernerkundlicher Methoden.- 239 S., 66 Abb., 6 Tab. € 37,80

Heft 14 TEUPPENHAYN, J. P.(1994): Der spätpräkambrische Granit-Pegmatit-Komplex beiPerus und umliegende Granitoidkörper im Bundesstaat Sao Paulo/SE-Brasilien:Geologische, petrographische, geochemische und mineralchemische Untersuchungenunter zusätzlicher Beachtung akzessorischer Zirkone.- 360 S., 112 Abb., 40 Tab.vergriff.

Heft 15 EICHHORN, R. (1995): Isotopengeochemische und geochronologische Untersuchungenan Gesteinen und Minralen der Scheelit-Lagerstätte Felbertal (Land Salzburg,Österreich).- 78 S, 21 Abb., 2 Tab., 2 Taf. € 10,70

Heft A16 WEVER, T. (1996) Geowissenschaftliche Evaluierung mehrfrequenter, polarmetrischerSAR-Daten der MAC-€ope Kampagne.- 114 S., 53 Abb., 37 Tab. € 13,80

Heft A17 TÖPFNER, C. (1996): Brasiliano-Granitoide in den Bundesstaaten São Paulo und MinasGerais, Brasilien - Eine vergleichende Studie. Zirkontypologie, U-(Th)-Pb- und Rb-Sr-Altersbestimmungen.- 258 S., 49 Abb., 27 Tab., 4 Taf. € 21,--

Heft A18 NEUGEBAUER, H. (1996): Die Mylonite von Fiambalá - Strukturgeologische undpetrographische Untersuchungen an der Ostgrenze des Famatina-Systems, Sierra deFiambalá, NW-Argentinien.- 126 S., 56 Abb., 3 Tab. € 15,30

Heft A19 ACEÑOLAZA; F.G., MILLER; H: & TOSELLI; A. (eds.) (1996): Geología del Sistemade Famatina.- 410 S., 193 Abb., 26 Tab. € 30,70

Münchner Geologische Hefte (Reihe A: Allgemeine Geologie)

Heft A20 NEUMEIER, G. (1996): Geochemie und Petrologie alkalibasaltischer Vulkanite aus dembayerischen Teil der Rhön und benachbarter Bundesländer (Hessen Thüringen).- 114 S.,23 Abb., 26 Tab. € 11,25

Heft A21 TRAPPE, M. (1998): Petrographisch-geochemische Untersuchungen an jurassisch-kretazischen Vulkaniten im Gebiet Nazca-Palpa (14o 30‘S – 15o), unter besondererBerücksichtigung der Genese des Complejo Bella Union.- 236 S., 61 Abb., 19 Tab.

€ 20,45Heft A22 WEGER, M. (1998): Duktile Kinematik kontinentaler Kruste am Beispiel der

Zentralgneise des westlichen Tauernfensters (Ostalpen/Österreich und Italien) –Strainmethodik, Strainverteilung und Geodynamik.- 268 S., 123 Abb., 12 Tab.€ 21,--

Heft A23 ALTERMANN, W., von PLEHWE-LEISEN, E. & LEISEN, H. (1998): Beiträge aus derLagerstättenforschung, Archäometrie, Archäologie und Denkmalpflege. Festschrift zum65. Geburtstag von Prof. Dr. Dietrich.D. Klemm.- 214 S. € 12,80

Heft A24 WEBER, B. (1998): Die magmatische und metamorphe Entwicklung eines kontinentalenKrustensegments: Isotopengeochemische und geochronologische Untersuchungen amMixtequita-Komplex, Südostmexiko. - 176 S., 57 Abb., 16 Tab. € 11,75

Heft A25 ALTERMANN, W. (1999): Die Sedimente der Transvaal Supergruppe, Kaapvaal Kraton,Südafrika: Stromatolithenfazies, Beckenanalyse und regionale Entwicklung imNeoarchaikum und Paläoproterozoikum.- 140 S., 35 Abb., 6 Tab, 19 Taf. € 12,80

Heft A26 SALVERMOSER, S. (1999): Zur Sedimentologie gezeitenbeeinflußter Sande in derOberen Meeresmolasse und Süßbrackwassermolasse (Ottnangium) von Niederbayern undOberösterreich.- 179 S., 103 Abb., 9 Tab. € 11,75

Heft A27 MURR, A. (1999): Genese der Goldlagerstättenbezirke Fatira, Gidami, Atalla undHangaliya in der ägyptischen Ostwüste.- 203 S., 87 Abb., 38 Tab., 11 Taf. € 12,30

Heft A28 HECHT, L. & FREIBERGER, R. (2000): Beiträge aus der Mineralogie, GeochemieLagerstättenforschung, Archäometrie, Archäologie und Denkmalpflege. Festschrift zum65. Geburtstag von Prof. Dr. Ing. Giulio Morteani.- 304 S. € 15,30

Heft A29 MILLER, H. und SÖLLNER, F. (eds.) (2000): Das Institut für Allgemeine undAngewandte Geologie der Ludwig-Maximilians-Universität, München. Festschrift zum80-jährigen Jubiläum des Instituts - Geschichte, Lehre und Forschung.- 104 S.€ 10,20

Heft A30 SCHAUDER, P. (2002): Ordovizische Entwicklungen im Westabschnitt der NördlichenGrauwackenzone unter besonderer Berücksichtigung mafischer und ultramafischerMagmatite. Geochemische, isotopengeochemische und geochronologischeUntersuchungen.- 103 S., 42 Abb., 9 Tab. € 10,--

Heft A31 SCHWEISSING, M. (2003): Strontium-Isotopenanalyse (87Sr/86Sr). Eine archäometrischeApplikation zur Klärung anthropologischer Fragestellungen in bezug auf Migration undHandel.- in Vorbereitung

Heft A32 RIEGER, A. (2003): Die Vulkanite der Unterkreide vom Typ Ocoit (Chile, II und IVRegion) und die Bildung ihrer postmagmatischen Bitumenführung undKupfermineralisation.- 145 S., 60 Abb., 19 Tab. € 8,--

Heft A33 TEIPEL, U. (2003): Obervendischer und unterordovizischer Magmatismus imBayerischen Wald. – Geochronologische (SHRIMP), geochemische undisotopengeochemische Untersuchungen an Metamagmatiten aus dem Westteil desBöhmischen Massivs.- 98 S., 29 Abb., 6 Tab. € 7,--

zu beziehen bei:Department für Geo- und Umweltwissenschaften der LMU Sektion Geologie (Bibliothek)

Luisenstr. 37, D-80333 München, Germany(vergriffene Exemplare sind evtl. noch direkt beim Autor erhältlich – Anfrage dort)

Münchner Geologische Hefte (Reihe B: Angewandte Geologie)

Heft B1 THURO, K. (1996): Bohrbarkeit beim konventionellen Sprengvortrieb. Geologisch-felsmechanische Untersuchungen anhand sieben ausgewählter Tunnelprojekte. – XII +145 S., 115 Abb., 39 Tab. € 26,00

Heft B2 KELLERBAUER, S. (1996): Zur Geologie und Geomechanik der SalzlagerstätteBerchtesgarden.-. – XII + 101 S., 56 Abb., 11 Tab., 2 Beil. € 26,00

Heft B3 BAHR, T. (1997): Hydrogeologische Untersuchungen im Skeiðarársandur (Südisland). –XIV + 142 S., 67 Abb., 7 Tab. € 24,00

Heft B4 MIKULLA, C. (1998): Hydrogeologisches Modell des quartären Hauptgrundwasserleitersauf Kartenblatt 7940 Obing. - XIV + 238 S., 140 Abb., 18 Tab., 6 Beil. € 36,00

Heft B5 DAUT, G. (1998): Subaquatische Massenbewegungen im Starnberger See und imTegernsee. Geo-physikalische, sedimentologische und bodenmechanischeUntersuchungen.- XII + 121 S., 40 Abb., 5 Tab. € 26,00

Heft B6 RICHARDSON, S. (1998): Bestimmung der Luftdurchlässigkeit der ungesättigten Zonemit Hilfe von Kohlenmonoxid.- XVI + 151 S., 95 Abb., 19 Tab. € 24,00

Heft B7 THURO, K., LOKAU, K., DEFFNER, F. & PLINNINGER, R. J. [Hrsg.] (1998): FestschriftProf. Georg Spaun zum 60. Geburtstag.- VI + 162 S. € 31,00

Heft B8 ANNAU, R., BENDER, S. & WOHNLICH, S [Hrsg.] (1998): Hard Rock Hydrogeology ofthe Bohemian Massif. Proceedings of the 3rd International Workshop.- VI + 184 S.

vergriffen

Heft B9 LOKAU, K. (1999): Der Talzuschub Wabenspitze bei Zederhaus (Land Salzburg) –Untersuch-ungen an großräumigen Hangbewegungen in der Tauernschieferhülle.- XIII+ 81 S., 48 Abb., 25 Tab., 3 Beil. € 31,00

Heft B10 BENDER, S. (2000): Klassifikation und genetische Entwicklung der Grundwässer imKristallin der Oberpfalz/Bayern.- XV + 219 S., 102 Abb., 23 Tab. € 31,00

Heft B11 EINSIEDL, F. (2000): Entwicklung und Anwendung neuer Fluoreszenzfarbstoffe undPartikeltracer - Laborversuche und Feldstudien.- XIV + 107 S., 86 Abb., 30 Tab.

vergriffen

Heft B12 CISSÉ, S. (2001) Nappe Libre des Sables Quaternaires Thiaroye / Beer Thialane (Dakar /Senegal). Etude de la Contamination parles Nitrates sur la Base dún SystemeDÍnformation Geographique (PC Arc/Info) - mit einer erweiterten deutschsprachigenZusammenfassung. – XXVII + 194 S., 89 Abb., 25 Tab. € 31,00

Heft B13 BAUER, E. (2001): Eignung verschiedener Materialien für Kapillarsperren -Materialienauswahl und Dimensionierung.- XII + 142 S., 41, 39 Tab. € 24,00

Heft B14 VOGELGSANG, A. (2001): Verteilung von Spurenelementen in einer BraunkohlenkippeMitteldeutsch-lands.- XI + 129 S., 73 Abb., 28 Tab. € 24,00

Heft B15 HÜLMEYER, S. (2002): Abschätzung der Sickerwasserbelastung derBraunkohlentagebaukippe Cospuden.- XVIII + 119 S., 93 Abb., 14 Tab. € 24,00

Heft B16 HUBER, A. (2002): Deponiegasdränschichten - Geotechnische und geochemischeUntersuchungen.- XIV + 199 S., 79 Abb., 52 Tab. € 32,00

Heft B17 PLINNINGER, R.J (2002): Klassifizierung und Prognose von Werkzeugverschleiß beikonventionellen Gebirgslösungsverfahren im Festgestein.- XI + 146 S., 99 Abb., 36Tab.

€ 25,00

Heft B18 THURO, K. (2002): Geologisch-felsmechanische Grundlagen der Gebirgslösung imTunnelbau. XIV + 160 S., 162 Abb., 25 Tab. € 40,00

Heft B19 DEFFNER, F. (2002): Eine bewegte Talflanke im Bereich Zickenberg – Großeck imZederhaustal (Salzburg/Österreich) – Untersuchung eines Hanges.- X + 115 S., 62 Abb.,16 Tab., 4 Beil. € 25,00

Heft B20 SCHOLZ, M. (2003): Geomechanische Eigenschaften verwitterter Granite und ihrEinfluß auf den Vortrieb beim Stollen- und Tunnelbau. € 35,00

zu beziehen bei:Lehrstuhl für Allgemeine, Angewandte Department für Geo- und Umweltwissenschaftenund Ingenieur-Geologie der LMUTechnische Universität München AG HydrogeologieArcisstr. 21 Luisenstr. 37D-80290 München, Germany D-80333 München, Germany

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Münchner Geologische Hefte - uni-muenchen.de · 2012. 10. 16. · basiten deuten auf eine geotektonische Position an einem aktiven Kontinentalrand, möglicherweise mit back arc-Entwicklung