Selbst im Irrtum ist stets etwas Fruchtbares enthalten. N. Bohr. 9. Geodynamik der Nördlichen Grauwackenzone

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1 elbst im Irrtum ist stets etwas Fruchtbares enthalten.. Bohr 9. Geodynamik der ördlichen Grauwackenzone Aus den Ergebnissen der vorliegenden Arbeit und unter Berücksichtigung aller bisher durchgeführten Untersuchungen für das Arbeitsgebiet der GZ konnte ein Gesamtbild zu ihrer paläozoischen Entwicklung entworfen werden. Dieses wird im Folgenden nach kurzer Zusammenfassung der wesentlichen Ergebnisse der vorliegenden Arbeit diskutiert Zusammenfassung der Ergebnisse andsteinpetrographie Anhand der petrographischen Untersuchungen wurde für den Detritus der Grauwacken und ubgrauwacken der GZ ein kontinentales Liefergebiet ermittelt, das aus Metamorphiten, Magmatiten und edimentgesteinen aufgebaut war. Ein steiles Relief vom Abtragungsort bis zur Ablagerung kann aufgrund des sehr geringen Anteils an lithischen Komponenten ausgeschlossen werden. Erst hangend der obersilurisch/unterdevonischen Klingler-Kar-Formation ist in den Grauwacken der chattberg-formation eine Zunahme an lithischen Komponenten nachgewiesen. Die Vergleichsproben aus den KA belegen für das Ordovizium Grauwacken, deren Detritus dem der GZ gleicht. Ihr Matrixgehalt ist etwas geringer und der Anteil an lithischen Komponenten etwas höher. Das bedeutet, dass die Grauwacken der KA in einem von der GZ etwas verschiedenen Ablagerungsraum sedimentiert wurden. Bekräftigt wird diese Annahme durch einen ermittelten schalenreichen Karbonatsandsein aus der oberordovizisch/untersilurischen Plöcken-Formation, für den eine küstennahe Position angenommen wird. Die Grauwacken aus dem Hochwipfelflysch der KA belegen eindeutig eine Ableitung von einem Recycled Orogen. Ähnliche Gesteine konnten in der chattberg-formation der GZ ermittelt werden, obwohl deren Anteil an lithischen Komponenten vergleichsweise geringer ist. Die postvariscischen edimentgesteine beginnen in den KA bereits mit der noch unter mariner Wasserbedeckung abgelagerten oberkarbonen Auernig-Formation. Ähnliche Gesteinsabfolgen wurden in der GZ bisher nicht nachgewiesen. Erst ab dem Perm kommt es in beiden Gebieten zu einheitlichen edimentationsbedingungen. Es werden rote, terrestrische Brekzien und andsteine abgelagert, die terrigenen chutt aus nahen und weiter entfernten Liefergebieten beinhalten. Bisher wurde für die Gesteinsabfolgen der GZ immer eine grünschiefermetamorphe Überprägung angenommen, während das Paläozoikum der KA als nicht metamorph galt. In vorliegender Arbeit konnte jedoch festgestellt werden, dass in beiden Arbeitsgebieten sowohl metamorphe Gesteine als auch ungeschieferte nicht überprägte Gesteine nebeneinander vorkommen können. 123

2 Chemische Zusammensetzung der detritischen Muskovite Die Hellglimmer aus allen untersuchten Proben sind als Muskovite anzusprechen. Echte Hochdruck-Hellglimmer, die i-gehalte von 7 8 pfu enthalten, wurden nur in einem einzigen Muskovit der postvariscischen Auernig-Formation der KA ermittelt. Paragonite (a- Hellglimmer), Ferrimuskovite (Fe 3+ betont, Al reich) und Margarit (Ca-Hellglimmer) sind ebenfalls nicht vorhanden. Die Zusammensetzung der detritischen Muskovite beider Arbeitsgebiete lässt keinen Trend erkennen, der auf einen rein magmatischen oder rein metamorphen Ursprung hindeutet. Dies konnte aus Vergleichen mit entsprechenden Literaturdaten sowie einer eigenen Gesteinsprobe aus dem metamorphen Thurntaler-Quarzphyllit-Komplex untermauert werden. Aus diesem Grund wird für den gesamten edimentationszeitraum, mindestens vom Ordovizium bis in das Unterkarbon, der GZ und den KA ein bunt aufgebautes Liefergebiet aus metamorphen, magmatischen und wohl auch sedimentären Gesteinen postuliert. Der Hauptteil der untersuchten Muskovite ist jedoch von Paragesteinen, wie Phylliten und Glimmerschiefern, abzuleiten. Ein terrigener Eintrag aus hochdruckmetamorphen Gesteinen konnte nicht nachgewiesen werden. Auch in den postvariscischen Gesteinsfolgen der GZ und den KA können keine eindeutigen Aussagen darüber gemacht werden, ob deren detritische Muskovite ausschliesslich metamorphen oder ausschließlich magmatischen Ursprungs sind Ar/ 39 Ar-Alter der detritischen Muskovite Die Altersdaten der GZ belegen über einen langen edimentationszeitraum, mindestens vom Unterordovizium bis in das Karbon, ein dominierend neoproterozoisch und untergeordnet kambrisch geprägtes Liefergebiet für deren klastische (Meta-) edimentgesteine. Dies Umfasst eine Zeitspanne zwischen 1000 Ma und 500 Ma. Darüber hinaus wurden punktuell mesoproterozoische (1280 ± 61 Ma), ordovizische (462 ± 14 Ma), devonische (396 ± 17) und unterkarbone (um 330 Ma) Muskovitalter ermittelt. Davon waren ausschließlich im Basalt- ill-komplex von Maishofen Muskovite aus dem Ordovizium und Devon enthalten und Muskovite aus dem Mesoproterozoikum und Unterkarbon ausschließlich in einem Metasandstein der chattberg-formation. In den prävariscischen klastischen (Meta)-edimentgesteinen der KA wurden 40 Ar/ 39 Ar- Muskovitalter ermittelt, die in das Ediacaran, Kambrium, Ordovizium, ilur, Devon und Karbon zu stellen sind. Anders als in der GZ überwiegt in den Metasandsteinen der KA kambrischer (um 540 Ma 490 Ma) und ordovizischer (um 470 Ma 450 Ma) Detritus, nur untergeordnet sind neoproterozoische Muskovite aus dem Ediacaran (um 560 Ma) enthalten. In der Hochwipfel Formation, die als variscische Flyschabfolge angesehen wird, dominieren Muskovite aus dem ilur und Devon, vereinzelt auch aus dem Unterkarbon mit Alterswerten um 360 Ma 350 Ma. In den postvariscischen Abfolgen der GZ und den KA ergaben die Muskovite fast ausschließlich 40 Ar/ 39 Ar-Alter, die dem Karbon zuzuordnen sind. Deren Liefergebiete waren damit vor allem variscisch geprägt. In der Auernig-Formation der KA dominieren Muskovite aus dem Unterkarbon, daneben wurden neoproterozoische, kambrische und devonische Muskovitalter ermittelt. In der Basis- 124

3 brekzie der KA wurden Muskovitalter nachgewiesen, die in das Karbon und Unterperm zu stellen sind. Aus der Basisbrekzie der GZ wurden 40 Ar/ 39 Ar-Alter um 300 Ma ermittelt. ie sind an die Grenze Karbon/Perm einzuordnen. Die darüber folgende Gröden-Formation zeigt ein enges Alterscluster der detritischen Muskovite um 318 Ma (Grenze Unter-/Oberkarbon). Die stratigraphisch jüngste untersuchte Probe aus dem Alpinen Buntsandstein beinhaltet ausschließlich Muskovite aus dem Unterkarbon mit Altern um 330 Ma Diskussion Zur Frage der Liefergebiete Die in vorliegender Arbeit ermittelten 40 Ar/ 39 Ar-Alter detritischer Muskovite belegen für die ördliche Grauwackenzone vom Ordovizium bis in das Karbon ein vorherrschend panafrikanisch/cadomisch geprägtes Liefergebiet. Das gleichzeitige Vorkommen von 1 Ga bis 700 Ma alten Muskoviten zeigt weiterhin das Vorhandensein noch älterer Krustenteile. Daraus ergibt sich das Bild einer langen Abtragungsphase eines konsolidierten Kratons, dessen magmatische und metamorphe Prägung vorherrschend panafrikanisch/cadomisch war, daneben aber auch recycelte ältere Kruste enthielt. Die sedimentpetrographischen Ergebnisse sowie die breite Variation der chemischen Zusammensetzung der detritischen Muskovite ergänzen diese Annahme in qualitativer Weise. Ordovizische Muskovitalter belegen wahrscheinlich eine Phase granitischer Intrusionen, dessen effusive Äquivalente die ordovizischen Porphyroide im Paläozoikum der Ostalpen und üdalpen darstellen. Genetisch analog ist diese magmatische Aktivität mit der Zeit des Karbons und Perms auf dem zerfallenden Großkontinent Pangäa nach der variscischen Gebirgsbildung. Ein devonischer Muskovit mit 396 ± 17 Ma aus dem Basalt-ill-Komplex von Maishofen im vorderen aalachtal deutet auf den Einfluss eines anderen Liefergebietes. In den Muskoviten der variscischen Flyschabfolge der unterkarbonen Hochwipfel Formation der KA wurden vor allem silurische und devonische Alter nachgewiesen. Deshalb wird vermutet, dass für den Basalt-ill-Komplex von Maishofen der GZ eine ähnliche stratigraphische Einordnung anzunehmen ist. Dies bestärkt die bereits von CHLAEGEL-BLAUT (1990) vorgeschlagene Alterseinstufung der mafischen bis intermediären Vulkanite sowie gabbroiden- und dioritischen Lagergänge des vorderen aalachtales in das Oberdevon oder Karbon. Die ermittelten unterkarbonen Muskovitalter in einer Probe aus der chattberg-formation am Klingler Kar belegen neben dem noch immer vorherrschenden panafrikanischen Detritus das Hinzukommen einer variscischen Quelle. Für die Karnischen Alpen ist von einem etwas anders geprägten Liefergebiet auszugehen als für die GZ. Das Altersspektrum der KA zeigt in der Hochwipfel Formation vorherrschend silurische und devonische Muskovitalter. Als Quelle könnten die in den panafrikanischen Orogenzonen intrudieren Granite, deren Mineralalter zwischen 650 Ma und 410 Ma stark streuen (WALTER, 2003), in Frage kommen. Eine andere Möglichkeit wären frühvariscisch geprägte Metamorphite, die zum Teil im Ostalpinen Kristallin erhalten sind. o werden in THÖI (1999) Altersdaten um 440 Ma für Ortho- und Augengneise in der ilvretta, vom Altkristallin südlich der Tauern und vom eckauer Kristallin erwähnt. Im Ötztal Kristallin wurden Muskovit-Metagranite mit Ma ermittelt. EUBAUER et al. (2002) wiesen für Basementkomplexe in der Östlichen Grauwackenzone Altersdaten von 520 Ma 490 Ma und 400 Ma 360 Ma nach und interpretierten diese als magmatische und metamorphe Ereig- 125

4 nisse. Da die Zusammensetzung der Muskovite der Hochwipfel Formation, bis auf einen einzigen enthaltenen Phengit, keine Hinweise auf echte Hochdruckglimmer gibt, könnten als Liefergesteine die angeführten Granite oder/und die regionalmetamorph geprägten Metamorphite in Betracht kommen. Ab dem Perm wird ausschließlich variscisch geprägter Detritus sedimentiert, der bereits in den unterkarbonen Flyschsedimenten neben cadomischem Detritus enthalten ist Geodynamische Entwicklung der GZ Ein hypothetisches chema zur geologischen Entwicklung der ördlichen Grauwackenzone vom Ordovizium bis in das Karbon wurde von HEIICH (1986) erstellt. Darin wird eine Position des Ablagerungsraumes für die edimentabfolgen der GZ an einem passiven Kontinentalrand vom Ordovizium bis zum Oberdevon/Unterkarbon postuliert. Zum damaligen Zeitpunkt konnte diese Arbeitshypothese nicht vollständig bewiesen werden. Es konnte ebenfalls nicht geklärt welcher Kontinent als Hinterland für den Detritus der klastischen edimente beigetragen hat. Unabhängig davon vervollständigten geochemische und geochronologische Untersuchungen zum mafischen und felsischen Magmatismus (siehe Kap. 3) dieses Bild der GZ. ÖLLER et al. (1997) ermittelte aus dem Alter ererbter Bleikomponenten in Zirkonkernen der ordovizischen Porphyroide der GZ und den KA übereinstimmend Gondwana als Herkunft des assimilierten Detritus. Paläomagnetische Untersuchungen in der GZ wurden von CHÄTZ et al. (2002) durchgeführt. Danach befindet sich der Ablagerungsraum der GZ im Obersilur auf einer Paläobreite von 47 und im Mitteldevon bereits auf 25 (siehe Kap. 1, Abb. 1-3). Die Protoalpen, worin das gesamte paläozoische Basement der Alpen zusammengefasst wird, gehörten nicht zu ATA. icher ist die ordwärtsdrift beider Gebiete während des Paläozoikums, wobei ATA gleich bleibend ca km nördlich der Protoalpen lag. Es konnte jedoch paläomagnetisch nicht geklärt werden, welche Beziehung während der Driftgeschichte zwischen den Protoalpen und dem Gondwana-ordrand bestand, da widersprüchliche Daten hinsichtlich der Polposition auf Gondwana während des Paläozoikums existieren. Entweder lag der ordrand Gondwanas an der Wende ilur/devon auf niedrigen Breiten oder auf hohen südlichen Breiten. CHÄTZ et al. (2002) halten es für wahrscheinlicher, dass der ordrand Gondwanas eher auf hohen Breiten blieb. Kombiniert man die Ergebnisse der eigenen Untersuchungen mit denen der oben erläuterten anderer Methoden, dann lassen sich zwei Entwicklungsmodelle für das Paläozoikum der GZ ableiten: Die Übersichtsskizze in Abb. 9-1 stellt die Konstellation der nach orden driftenden Terranes und Mikrokontinente dar, die sich im Ordovizium vom ordrand Gondwanas abspalteten. Darin werden, wie auch von CHÄTZ et al. angenommen, die Proto-Alpen abgespalten und driften ebenfalls als eigenständiger Mikrokontinent nach orden. Der mit ternchen gekennzeichnete Bereich zeigt den während des Paläozoikums am Gondwana-ordrand verbleibenden Ablagerungsraum der GZ. Auf dieser Annahme beruht das 1. Entwicklungsmodell. Der Kreis zeigt den Ablagerungsraum der GZ an einem nach orden driftenden Mikrokontinent und bildet die Grundlage für das 2. Entwicklungsmodell. Beide Modelle werden als Bilderfolge mit entsprechenden Erläuterungen dargestellt. 126

5 Abb. 9-1: orddrift Avalonias und Armoricas, welche heute das von Gondwana abgedriftete Fundament Mittel- und Westeuropas (AM = Armorica, BM = Bohemia/Moldanubia, IM = Iberia, = axothuringia) bilden (verändert nach WALTER 2003). 1. Entwicklungsmodell: Bild 1 GODWAA ordrand (Kambrium? Ordovizium) Bild 2 Im Kambrium und Ordovizium kam es entlang des Gondwana ordrandes zu Krustendehnungen (HEIICH 1986; EUBAUER & VO RAUMER 1993; VO RAUMER 1998). In der GZ ist dieses Dehnungsereignis in zwei magmatischen Phasen belegt (vergl. Bild 4). 127

6 Bild 2 Das Einsetzen einer Dehnungsphase bzw. eines kontinentalen Riftings kann für den Bereich der GZ nicht exakt angegeben werden. Eindeutige Hinweise, wie grobklastische edimente mit einem hohen Anteil an Gesteinskomponenten, sind für die Zeit des Kambriums und Ordoviziums bisher nicht belegt. Bild 3 Armorica ATA driftet nach orden (Ordovizium) GZ Gondwana Bild Avalonia und ATA waren bereits vom ordrand Gondwanas getrennt und bewegten sich nach orden. Der Ablagerungsraum der GZ verbleibt am Gondwana-ordrand. Er kann als Position im Bereich eines durch Extension entstandenen Randmeeres verstanden werden. Bild 4 Unter- bis Mittelordovizium Ab dem Unterordovizium kann eine Dehnungsphase für die GZ eindeutig belegt werden. ie ist manifestiert in einem mafischen Magmatismus. Dieser führte vom Unter- bis Mittelordovizium, zwischen 474 Ma 469 Ma, zur Förderung von Alkalibasalten. Der Bildungsraum ist aufgrund der geochemischen und isotopengeochemischen Merkmale dieser Magmatite als kontinentale Riftzone anzusprechen (CHAUDER 2002). Für den klastischen Detritus 128

7 der untersuchten Metasandsteine, welche nach den Ergebnissen von CHAUDER zeitgleich mit diesen ordovizischen Basalten sedimentierten, wurden 40 Ar/ 39 Ar-Alter von 890 Ma 620 Ma nachgewiesen. Bild 5 Mittel- bis Oberordovizium Für den Zeitraum von 460 Ma 455 Ma, Mittel- bis Oberordovizium, belegen rhyolithische bis intermediäre Vulkanite das Fortschreiten einer Dehnungsphase für den Bereich der GZ. Die felsischen Vulkanite der GZ, Porphyroide, wurden von HEIICH (1980) geochemisch weitestgehend als alkalirhyolithisch charakterisiert, sehr untergeordnet treten auch kalkalkalische auf. Von ÖLLER et al. (1997) wurden die Porphyroide auf 460 Ma datiert und CHAUDER (2002) ermittelte für einen Metalamprophyr ein Alter von 455 Ma. Der Detritus der klastischen Metasedimente unmittelbar aus dem Liegenden der Porphyroide zeigt ein Altersspektrum von 940 Ma 508 Ma. Bild 6 ATA und Gondwana driften nach orden (Ende Oberordovizium - Mitteldevon) Armorica 1000 km GZ Gondwana Bild Eine nähere Fokussierung auf die Zeit nach Abschluss des ordovizischen Magmatismus bis zum Beginn des mafischen Magmatismus in der GZ im Unterdevon ist in den Bildern 7 und 8 dargestellt. 129

8 Bild 7 Ende Oberordovizium Obersilur ach Abschluss des felsischen Magmatismus im Oberordovizium kam es in der GZ zur edimentation, beginnend mit klastischen edimenten, im jüngeren ilur setzte daneben die Karbonatsedimentation ein. Die detritischen Muskovite aus diesen klastischen Abfolgen zeigen ein Altersspektrum von 508 Ma bis 950 Ma. Bild 8 Obersilur - Mitteldevon Im Obersilur befindet sich der Ablagerungsraum der GZ auf einer Paläobreite von 47. Diese Bewegung in Richtung niedrige Breiten und damit in wärmere Regionen ist verbunden mit dem Einsetzen der Karbonatsedimentation. Die zunächst gebankten Karbonate mit Einschaltungen von Ton- und Kieselschieferlagen gehen im nördlich gelegenen Außenschelfbereich im Devon in mächtige Karbonatabfolgen ehemaliger Riffkomplexe und Lagunen (Wildseeloder-Einheit) über. In tieferen Bereichen des Randmeeres (Glemmtal-Einheit) kommt es im Unterdevon zu einem mafischen alkalibetonten Vulkanismus, der untermeerische Vulkane, mit kurzen Auftauchstadien, aufbaute (CHLAEGEL-BLAUT 1990). Im Mitteldevon befindet sich die GZ bereits auf einer Paläobreite von 25. Die detritischen Muskovitalter erbrachten aus diesen stratigraphischen Abfolgen ein pektrum von 510 Ma bis 710 Ma. 130

9 Bild 9 Armorica ATA kollidiert mit Laurussia (Oberdevon Unterkarbon?) Abstand? GZ Gondwana Bild pätestens ab dem Unterkarbon, wohl aber bereits schon im Oberdevon, findet im Bereich der GZ ein Wechsel im edimentationsgeschehen statt. Als Ursache dafür ist die anhaltende Konvergenz zwischen Gondwana und den ordkontinenten bzw. den dort bereits angedockten Terranes wie Avalonia und Armorica zu verstehen. Eine nach orden gerichtete ubduktionszone weit im Vorfeld des Ablagerungsraumes der GZ führte zur Annäherung des gedehnten passiven Kontinentalrandes an Armorica. Die anhaltende Dehnung führte zum Einsinken und Zerbrechen dieses passiven Kontinentalrandes mit der darauf erhaltenen Karbonatplattform und den turbiditischen edimenten. Bild 10 Oberdevon Im Oberdevon endet die Karbonatsedimentation. Es kommt zum Absinken der edimentabfolgen auf dem Außenschelf. Hinweise darauf geben erhaltene Kiesel- und Tonschieferlagen über den massigen Dolomiten der Wildseeloder-Einheit. Von üden her findet weiterhin Eintrag von klastischem Detritus statt. Infolge der ausgedünnten kontinentalen Kruste und der damit verbundenen ubsidenz des passiven Kontinentalrandes kommt es im Ablagerungsraum der Glemmtal-Einheit nochmals zur magmatischen Aktivität. In einem schmalen Riftbecken intrudieren und extrudieren mafische Magmatite, die heute als Pillowbasalte und dioritische Lagergänge im Basalt-ill-Komplex von Maishofen erhalten sind. Detritische Muskovitalter aus zwischengeschalteten klastischen edimentgesteinen variieren zwischen 396 Ma und 947 Ma. 131

10 Bild 11 Unterkarbon? Die bereits abgesunkene Karbonatplattform zerbricht fortschreitend. Aus diesem Bereich kommt es nun zu olistholithischen Gleitmassen, die in die klastischen edimente der Glemmtal-Einheit rutschen. Dies geschieht vermutlich noch immer am passiven Kontinentalrand, obwohl sich der ordrand Gondwanas zusammen mit dem Ablagerungsraum der GZ stetig den ordkontinenten nähert. Der Eintrag des Detritus findet noch immer vorrangig von üden her statt. Gleichzeitig wird aber ein zunehmender Einfluss von orden her deutlich, der in den höchsten Positionen der chattberg-formation dokumentiert ist. Hierin sind neben alten, von Gondwana abgeleiteten Muskoviten bereits Muskovite aus dem Unterkarbon enthalten. Diese könnten exhumierten variscischen Graniten aus dem orden entstammen. Bild 12 GODWAA kollidiert mit Laurussia (Oberkarbon) Laurussia Armorica GZ Gondwana Bild 13 Infolge der Kollision Gondwanas mit den bereits verschweißten ordkontinenten kommt es im edimentationsraum der GZ zum tillstand des begonnenen Riftgeschehens und zur anschließenden tapelung der Gesteinsabfolgen. Diese werden aufgrund ihrer Position am äußeren südlichen Konvergenzast der Varisciden nach üden, auf Gondwanakruste aufgeschoben. Vermutet werden hierfür die verschiedenen Einheiten von Quarzphylliten (QP), welche sowohl im Umfeld der KA (z.b. Brixener Quarzphyllit) als auch der GZ (z.b. Innsbrucker Quarzphyllit) aufgeschlossen sind. Die Anordnung der Paläozoischen Abfolgen der GZ und der KA ist in den Bildern 13 und 14 dargestellt. Dabei lagen die KA, genau wie heute vorzufinden, südlich der GZ. In LÄUFER et al. (2001) wurde diese Anordnung sowie eine nach gerichtete Deckenstapelung bereits vorgeschlagen. 132

11 Bild 13 (Oberkarbon) GZ Wildseeloder- Einheit Glemmtal- Einheit KA QP ach der Kollision und Deckenüberschiebung beginnt die Abtragungsphase aller im Großkontinent Pangäa vereinten variscischen Orogengürtel, so auch in der GZ und den KA. Im üdalpin der KA ist variscischer Molasseschutt bereits in der oberkarbonen Auernig-Formation erhalten. In der GZ wurden vergleichbare Abfolgen aufgrund ihrer kontinentaleren, proximaleren, Lage wahrscheinlich niemals sedimentiert. Oder sie sind bereits abgetragen. Bild 14 (Perm kyth) Vindelizisches Land Wildseeloder- Einheit GZ Glemmtal- Einheit KA QP Erst ab dem Perm beginnt diskordant über den Abfolgen der GZ die edimentation klastischer kontinentaler Rotsedimente. Die detritischen Muskovite aus diesen postvariscischen Abfolgen des Permoskyths dokumentieren ausnahmslos variscische Alter zwischen 341 Ma und 281 Ma. Für diesen Eintrag klastischen Materials werden Bereiche des Vindelizischen Landes (z.b. Böhmische Masse) im orden angenommen. 133

12 Für das 2. Entwicklungsmodell gelten die gleichen Detailskizzen wie im 1. Modell. ie werden deshalb nicht mehr ausführlich beschrieben. ur die abweichenden Übersichtsskizzen, die sich aus dem großtektonischen Geschehen nach der Dehnungsphase am Gondwana-ordrand im Ordovizium ergaben werden im Folgenden dargestellt und erläutert. Der edimentationsraum der GZ muss nach diesem Modell auf der ordseite der Proto- Alpen (siehe Abb. 9-2) angesiedelt werden. Dies ist zwingend, da die nordgerichtete ubduktion des Ozeans zwischen Proto-Alpen und Gondwana einen Inselbogen erfordert. In den Gesteinsabfolgen der GZ gibt es jedoch nirgendwo Hinweise auf einen Inselbogen, weder im Detritus der siliziklastischen edimentgesteine noch in den von HEIICH (1980), CHLAEGEL-BLAUT (1990), ÖLLER (1997) und CHAUDER (2002) untersuchten Magmatiten der GZ. Die Wildseeloder-Einheit bildete in diesem Fall eine weit im Außenschelf angesiedelte Karbonatplattform. üdlich davon wurden die Grauwacken der Glemmtal-Einheit sedimentiert, die den Detritus des Mikrokontinents der Proto-Alpen beinhalten. Bild 1 GODWAA ordrand (Kambrium? Ordovizium) Bild 2 Im Verlauf einer anhaltenden Dehnungsphase am Beginn des Paläozoikums wurde der edimentationsraum der GZ, wie auch ATA vom Gondwana-ordrand getrennt. Während Gondwana in höheren südlichen Breiten verblieb, driftete der Mikrokontinent Proto-Alpen nach. Bild 2 Beginn einer Dehnungsphase (für die GZ nicht eindeutig belegt) 134

13 Bild 3 Armorica ATA driftet nach orden (Ordovizium) Proto-Alpen GZ Gondwana Bild Zwischen ATA und Proto-Alpen sowie zwischen Proto-Alpen und Gondwana bildeten sich Ozeanbecken. Deren Ausdehnung ist nicht bekannt. Bild 4 Unter- bis Mittelordovizium Förderung von Alkalibasalten Bild 5 Mittel- bis Oberordovizium Förderung felsischer bis intermediärer Alkalivulkanite 135

14 Bild 6 ATA und Protoalpen driften nach orden (ilur) Armorica 1000 km GZ ca km Gondwana Bild Im ilur beginnt in der GZ die Karbonatsedimentation. Für das Obersilur ist eine Paläobreitenlage des edimentationsraumes bei 47 belegt. immt man die hohen südlichen Breiten für Gondwana an, dann bestand zwischen den Proto-Alpen und dem Gondwana-ordrand ein Abstand von ca km, der folglich nur mit einem dazwischen ausgebildeten Ozeanbecken erklärt werden kann. ATA und Proto-Alpen bewegten sich etwa gleich bleibend mit einem Abstand von ca km oder mehr nach. Bild 7 Ende Oberordovizium Obersilur Ablagerung klastischer edimente, ab ilur Karbonatsedimentation Bild 8 Obersilur - Mitteldevon Ende ilur und Beginn Unterdevon: Förderung mafischer alkalibetonter Magmatite 136

15 Bild 9 Laurussia Armorica ATA kollidiert mit Laurussia (Oberdevon - Unterkarbon) GZ Gondwana Bild Zu welchem Zeitpunkt die ubduktion des Ozeans zwischen ATA und Proto-Alpen einsetzte kann nicht bestimmt werden, spätestens aber mit der Kollision von ATA mit den ordkontinenten im Oberdevon. Bild 10 Oberdevon Ende der Karbonatsedimentation, der Außenschelf beginnt abzusinken, nochmals mafischer Magmatismus Bild 11 Unterkarbon? anhaltendes Absinken des chelfs, Bildung olistholithischer Gleitmassen 137

16 Bild 12 Proto-Alpen und Gondwana kollidieren mit Laurussia (Oberkarbon) Laurussia Armorica Proto-Alpen Gondwana GZ Bild Im Zeitraum zwischen Obersilur und Oberkarbon muss auch der ca km breite Ozean zwischen Proto-Alpen und Gondwana subduziert worden sein. Diese ubduktion endete mit der Kollision des ordkontinentes Laurussia mit dem südlichen Großkontinent Gondwana und führte zum Abschluss der variscischen Gebirgsbildung im Oberkarbon. Bild 13 (Oberkarbon) GZ Wildseeloder- Einheit Glemmtal- Einheit KA QP Anordnung der Arbeitsgebiete nach Kollision der Protoalpen und Gondwanas mit den ordkontinenten, Beginn der Molassesedimentation in den KA Vindelizisches Land Wildseeloder- Einheit Bild 14 (Perm kyth) GZ Glemmtal- Einheit KA QP Einsetzen der edimentation klastischer kontinentaler Rotsedimente 138

17 9.3. chlussfolgerungen Es hat sich gezeigt, dass die Untersuchung von Detritusglimmern ein wichtiges Hilfsmittel zur Lösung geotektonischer Fragestellungen bilden kann. o konnte das Bild der paläozoischen Geodynamik mit Hilfe der Ergebnisse vorliegender Arbeit unter Einbindung aller bereits vorhandenen Daten für diesen Teil des alpinen Paläozoikums, der GZ, weitestgehend vervollständigt und transparent gemacht werden. Die Position an aktiven Kontinentalrändern im Verlauf des Paläozoikums kann für die GZ aufgrund des Fehlens von subduktionsbezogenem Detritus ausgeschlossen werden. Eine Position des Ablagerungsraumes für die Turbiditabfolgen der GZ am ordrand Gondwanas (1. Modell) oder einem von dort im Ordovizium abgedrifteten Mikrokontinent (2. Modell) kann als bestätigt gelten. Von der Bearbeiterin wird allerdings das erste Entwicklungsmodell für wahrscheinlicher gehalten. Allein die Mächtigkeit der siliziklastischen Abfolgen in der GZ von mindestens 2000 m, verlangt bei einer Position an einem passiven Rand über einen Zeitraum von insgesamt 150 Ma, vom Ordovizium bis in das Karbon, einen ständigen achschub an klastischem edimentmaterial. Dies kann nur durch einen entsprechenden Hinterlandsbezug zu einem größeren Kontinent garantiert werden. Erst im Karbon fand im edimentationsgeschehen ein Umschwung statt, der in den höchsten Teilen der chattberg-formation erschlossen werden konnte. Darin wird der Einfluss der im Verlauf des jüngeren Paläozoikums im orden entstehenden variscischen Gebirgskette anhand der unterkarbonen Muskovitalter erkennbar. Weiterhin ermöglichte die Untersuchung eine stratigraphische Einordnung der chattberg-formation und des Basalt-ill-Komplexes in das Karbon. Dies war bisher nur Vermutung. Die geotektonische Einbindung der GZ in das Gesamtbild der Europäischen Varisciden wird durch das Andocken Gondwanas im Karbon ermöglicht. Die Details der paläogeographischen Beziehungen zu anderen paläozoischen Abfolgen des alpinen Raumes bleiben trotz einiger Erklärungsversuche verschiedener Bearbeiter noch immer sehr spekulativ. In VO RAUMER (1998) wurde versucht, die paläozoische Entwicklung für den gesamten alpinen Raum zu rekonstruieren (siehe Kapitel 1). Darin wird ein ordovizischer Arc Magmatismus am ordrand Gondwanas postuliert, der sich in den entsprechenden Metavulkaniten, edimenten und Granitoiden der paläozoischen Abfolgen der Alpen widerspiegeln soll. Anschließend fand das Aufbrechen des Gondwana-ordrandes mit folgender Drift verschiedener Microplatten nach statt, den Bereich der Alpen mit eingeschlossen (VO RAUMER 1998 und VO RAUMER et al. 2002). Anhand geochemischer, sedimentologischer, geochronologischer sowie geländebezogener Arbeiten konnten diese Aussagen für die GZ, als größtem paläozoischem Gebiet der Ostalpen, nicht belegt werden. Der Ablagerungsraum der ördlichen Grauwackenzone befand sich seit dem Ordovizium bis zum Karbon an einem passiven Kontinentalrand. Während dieses Zeitraumes kam es immer wieder zu magmatischen Aktivitäten mit Förderung alkalibetonter Magmatite. Alle in vorliegender Arbeit ermittelten 40 Ar/ 39 Ar-Alter belegen für den edimentationsraum der GZ eindeutig ein panafrikanisch/cadomisch geprägtes Hinterland. Erst im Karbon findet ein Wechsel zu variscisch geprägten Liefergebieten statt. 139