Diplomarbeit zum Thema Spaltspurenanalyse im Mineralisationsbereich der Dongyao Au-Mine im Wutai Gebirge, China

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1 Diplomarbeit zum Thema Spaltspurenanalyse im Mineralisationsbereich der Dongyao Au-Mine im Wutai Gebirge, China Zur Erlangung des akademischen Grades Diplom Geologe vorgelegt dem Institut für Geowissenschaften der Ruprecht-Karls-Universität Heidelberg von Paul Reinhold Eizenhöfer Betreuer Privatdozent Dr. Ulrich Anton Glasmacher

2 Diplomarbeit zum Thema Spaltspurenanalyse im Mineralisationsbereich der Dongyao Au-Mine im Wutai Gebirge, China zur Erlangung des akademischen Grades Diplom Geologe vorgelegt dem Institut für Geowissenschaften der Ruprecht-Karls-Universität Heidelberg Paul Reinhold Eizenhöfer Betreuer: Privatdozent Dr. Ulrich Anton Glasmacher

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4 Eidesstattliche Erklärung Hiermit versichere ich gemäß 17 Abs. 9 der Prüfungsordnung vom der Ruprecht-Karls-Universität Heidelberg für den Diplomstudiengang Geologie/Paläontologie, dass ich die vorliegende Arbeit selbstständig und ohne fremde Hilfe verfasst habe, und dass alle wörtlich oder sinngemäß aus Veröffentlichungen entnommenen Stellen dieser Arbeit unter Angabe der Quellen einzeln kenntlich gemacht sind. Frankfurt, den (Paul Reinhold Eizenhöfer)

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6 5 Zusammenfassung Die Dongyao Goldmine liegt im Einflussbereich der zentralen Lijiazhuan-Dacaoping-Scherzone des Wutai Gebirges der nordchinesischen Provinz Shanxi. Der Bereich ist Teil des im Hengshan-Wutai-Fuping-Gürtel eingebetteten Wutai-Granit- Grünsteingürtels, der dem Trans-Nord-China Orogen des Nord-China Kratons angehört. Apatit- und Zirkonproben wurden mithilfe der Spaltspurenanalyse thermochronologisch untersucht, um die thermische Vergangenheit des Gebiets zu erfassen. Dies schließt Aussagen über den strukturell-tektonischen Rahmen und die Bestimmung möglicher Mineralisationsperioden mit ein. Die Spaltspurenalter und t-t-pfad Modellierungen gehen von einer Unterteilung in mehrere unabhängige, von Störungen begrenzte Krustensegmente aus. In einer frühen Phase spätestens um 400 Ma erfuhr der Bereich eine kurzzeitige schnelle Abkühlung von 50 C innerhalb von maximal 150 Ma bevor eine erste tektonische Ruheperiode eintrat. In dieser Ruheperiode von etwa Ma hob sich das Gebiet mit der Gebiets-typischen epirogenen, weitgehend konstanten Denudationssrate von 3 m/ma. Innerhalb dieses Zeitraums kommt es vermutlich zur Erosion eines möglicherweise bestehenden Reliefs. Während der Yanshan Epoche und der fortschreitenden Subduktion der pazifischen Platte im Mesozoikum hob sich das Gebiet kurzzeitig um mindestens 1000 m. Hiermit geht auch eine Neuorientierung der Krustensegmente von WNW-ESE orientierten, begrenzenden Störungen zu N-S orientierten einher. Zeitgleich aktivierten sich gestaffelt die neu definierten N-S orientierten Block-begrenzenden Störungen. Die resultierenden Bewegungen verursachten einen Versatz von mindestens 150 m zwischen zwei benachbarten Krustensegmenten. Dieser Periode folgte eine weitere relative Ruhephase mit der Gebiets-typischen Denudationsrate von 3 m/- Ma. In Kombination mit der kratonischen Abkühlung wurde innerhalb dieses Zeitraums vermutlich erneut ein möglicherweise bestehendes Relief reduziert. In einer letzten Phase ab frühestens 50 Ma erfolgte eine weitere leicht beschleunigte Abkühlung und Hebung. Dies ist auf die Kollision des indischen Subkontinents mit dem eurasischen Kontinent zurückzuführen. Die Resultate dieser thermochronologischen Analyse schließen Au-Mineralisationen unterhalb von 240 C im Zeitraum nach 400 Ma aus. Anzeichen deuten jedoch auf eine niedrig temperierte, hydrothermale Alteration im Zusammenhang mit der Aktivität der Block-begrenzenden Störungen im Mesozoikum hin. Lediglich die aus der thermischen Vergangenheit resultierende heutige Geometrie der Krustensegmente und ihrer Block-begrenzenden Störungen stützt eine weitere Exploration. Sie könnte neue Gold führende Erze im Südwesten des Mineralisationsbereiches erschließen. Schlagworte: Dongyao Mine, Spaltspurenanalyse, Goldmineralisation, Wutai Gebirge, Wutai Grünsteingürtel 5

7 6 Abstract The Dongyao Goldmine is located in reach of the central Lijiazhuan-Dacaoping shear zone of the Wutai mountains in the north Chinese province Shanxi. The area is part of the in the Hengshan-Wutai-Fuping-Belt embedded Wutai-Granite-Greenstone Belt, which belongs to the Trans-North-China Orogen of the North-China Craton. Apatite- and zircon samples were thermochronologically analyzed to reveal the thermal past of the area. This includes the investigation of the structural-tectonic frame and determination of possible periods of mineralization. Fission-track ages and t-t-path models assume in the mineralized area a distinction between several by faults bounded crustal segments. In an early period at least since 400 Ma the area experienced temporary rapid cooling of 50 C within no more than 150 Ma before a first period of quietness took place. In that period of tectonic quietness, about Ma, the area was uplifted with the area-typical, widely constant uplift rate of 3 m/ma. In that phase a reduction of a possibly existing relief is considered. During the Yanshan Epoch and the progressing subduction of the Pacific plate in Mesozoic the area was once again temporarily and fastly uplifted at least 1000 m. This is furthermore associated with a reorientation of the crustal blocks from WNW-ESE orientated bounding faults to N-S orientated. Simultaneously the new defined N-S orientated block-bounding faults were staggeredly activated. The resulting movement caused an offset of at least 150 m between adjacent blocks. This period was followed again by a phase of relative quietness with the area-typical uplift rate of 3 m/ma. In combination with cratonic cooling this altogether probably lead again to a reduction of a possibly existing relief. In a last phase not before 50 Ma another slightly accelerated cooling and uplift took place. That phase is attributed to the collision of the Indian subcontinent with the Eurasian continent. The results of this thermochronological analysis exclude an Au-mineralization below 240 Cina period after 400 Ma. Nevertheless, there is evidence of a low tempered hydrothermal alteration related to the activity of the block-bounding faults in Mesozoic. Merely the out of the thermal history given today s geometry of the three crustal blocks and their block-bounding faults support further exploration. It could exploit new gold-bearing ores in southwestern parts of the mineralized area. keywords: Dongyao mine, fission-track analysis, gold mineralization, Wutai mountains, Wutai greenstone belt 6

8 Inhaltsverzeichnis 7 Inhaltsverzeichnis 1 Einleitung Motivation Aufbau Regionale Geologie Einleitung - Nord-China Kraton (NCK) Zur Geologie des Nord-China Kratons (NCK) Die Konsolidierung des NCK Das Trans-Nord-China Orogen (TNC) Goldmineralisation - Ein Überblick Zur Geologie des Arbeitsgebietes Der Hengshan-Wutai-Fuping Gürtel Lokale Geologie im Bereich der Dongyao Goldmine Das Arbeitsgebiet Mineralisationsbereich um die Dongyao Goldmine Methodik Grundlegendes zur Entstehung von Spaltspuren Grundlegendes zum Ätzverfahren Grundlegendes zum Datierungsverfahren Das Verheilen der Spaltspuren und ihre geologische Interpretation Spezifische Anwendung Ergebnisse der Spaltspurenanalyse BlockA BlockB BlockC BlockD BlockE Interpretation und Diskussion Tektonische Bewegungen im Bereich der Dongyao Mine Denudation der Krustensegmente Aussagen aus der thermochronologischen Modellierung Aussagen zu Mineralisationenen im Bereich der Dongyao Mine

9 8 Inhaltsverzeichnis 6 Zusammenfassung und Ausblick 85 Abbildungs- und Tabellenverzeichnis 90 Literaturverzeichnis 92 Danksagung Mein ganz besonderer Dank gilt Prof. Dr. Wanming Yuan (ddd) für die Ermöglichung dieser Diplomarbeit. Einbeziehen möchte ich hier auch seine zahlreichen Kollegen und Studenten der Universitäten in Peking und Wuhan, vor allem Zhixin Huang (ddd). Sie standen mir während meines Aufenthaltes in China stets ratsam und hilfsbereit zur Seite. Danken möchte ich auch Privatdozent Dr. Ulrich A. Glasmacher für seine tatkräftige und wertvolle Hilfe und Förderung bei der Verwirklichung dieser Arbeit. Hierzu gehören ebenfalls die Mitglieder seiner Forschungsgruppe Thermochronologie und Archäometrie, die für jegliche Fragen immer ein offenes Ohr hatten. Dank gebührt auch all den hilfsbereiten Mitgliedern des Instituts für Geowissenschaften der Universität Heidelberg, die hier nicht namentlich erwähnt wurden. Für konstruktive Kritik und Verbesserungsvorschläge am Manuskript danke ich Dipl. Physiker Matthias Herzog am Max-Planck-Institut für Astrophysik in Garching. Danken möchte ich B. A. Rudolf J. Eizenhöfer der Fachhochschule Rhein-Main für Verbesserungen an der graphischen Ausführung des Dokuments. Abschließend möchte ich meiner Verlobten Yanli Li (ddd) für ihre Geduld und moralische Unterstützung danken. 8

10 1 Einleitung 9 1 Einleitung 1.1 Motivation Das Thema der Diplomarbeit ist eingebettet in einem Projekt der Universität für Geowissenschaften Peking (dddddddd) unter der Leitung von Prof. Dr. Wanming Yuan (ddd) in Zusammenarbeit mit der Universität für Geowissenschaften Wuhan (dddddddd) und den örtlichen Minenbetreibern der staatlichen Dongyao Goldmine der nordchinesischen Provinz Shanxi (ddddddddddd). Im Zuge einer deutsch-chinesischen Kooperation der Forschungsgruppe unter Prof. Dr. Yuan und der Forschungsgruppe Thermochronologie und Archäometrie des Instituts für Geowissenschaften der Ruprecht-Karls-Universität Heidelberg unter der Leitung von Privatdozent Dr. Ulrich A. Glasmacher war es möglich Prof. Dr. Yuan bei der zweiwöchigen Geländearbeit im Wutai Gebirge (ddd) im Sommer 2008 zusammen mit Kollegen und Studenten beider oben genannten Universitäten zu begleiten. Ziel des Projektes ist die Untersuchung des Mineralisationsbereiches um die Dongyao Goldmine mithilfe der Spaltspurenanalyse. Dies umfasst Aussagen über mögliche Mineralisationsperioden, die lokale Tektonik und insgesamt die Rekonstruktion der thermischen Vergangenheit des Gebietes. Die mögliche Erschließung weiterer Erzkörper mithilfe von geophysikalischen Methoden ist Fokus der Kollegen aus Wuhan. Die Gesteinsaufbereitung und Erzeugung der Zirkon- und Apatitkonzentrate für die Spaltspurenanalyse übernahm die Universität für Geowissenschaften in Peking. Der größte Teil der Mineralkonzentrate wurde hierauf in Deutschland sowohl eingebettet als auch weiter bearbeitet und untersucht. Neben dieser Diplomarbeit ist eine gemeinschaftliche Veröffentlichung der Ergebnisse geplant und der Ausbau der Kooperation beider Forschungsgruppen. 1.2 Aufbau Diese Diplomarbeit beschreibt im Kapitel Regionale Geologie zunächst die umgebende Geologie des Gebietes. Dies schließt einen Überblick über die Entwicklung des Nord-China Kratons im Allgemeinen und die Definition des Trans-Nord-China Orogens im Speziellen ein. Im weiteren Verlauf wird die direkt mit dem Arbeitsgebiet zusammenhängende Geologie behandelt. Hierzu gehört die Erläuterung des übergeordneten Hengshan-Wutai- Fuping-Gürtels einschließlich seiner Lithologie und geologischen Entstehungsgeschichte. Anschließend wird die Stratigraphie, Lithologie und Tektonik direkt im Einzugsbereich der Dongyao Goldmine im Wutai Gebirge detailliert erklärt. Da es sich auch um die Untersuchung einer Goldmineralisation handelt, sind jeweils Abschnitte für diesen Themenbe- 9

11 10 1 Einleitung reich sowohl im großdimensionierten als auch lokalen Rahmen in dieser Arbeit hinzugefügt. Das Kapitel Methodik widmet sich den Grundlagen der Spaltspuranalytik. Ein Abschnitt behandelt die physikalische Entstehung der Spaltspuren an sich. Ein weiterer geht auf die Systematik des Ätzens und damit des Sichtbarmachens unter dem optischen Mikroskop ein. Dem Datierungsverfahren und der letztendlichen Erzeugung von thermochronologischen Altern ist ebenfalls ein Abschnitt gewidmet. Dieses umfasst das Prinzip der Verheilungskinetik der Spaltspuren und die damit verbundene geologische Interpretation. Schließlich wird detailliert die spezifische Anwendung innerhalb der Forschungsgruppe Thermochronologie und Archäometrie am Institut für Geowissenschaften an der Universität Heidelberg beschrieben. Anschließend werden im Kapitel Ergebnisse der Spaltspurenanalyse die Ergebnisse der durchgeführten Analysen dargestellt. Darunter fallen sowohl die Messung der Apatitund Zirkon-Spaltspurenalter als auch die Messung horizontal orientierter Spaltspurlängen in Form von Längenverteilungen. Sie werden für die weitere Modellierung von t-t-pfaden verwendet. Weiterhin angegeben sind die für die Modellierung nach dem Verheilungsmodell von Ketcham et al. (2007) nötigen Werte des kinetischen Parameters Dpar. Die Altersdaten wurden nach Hurford (1990) zusammengefasst. Jede einzelne Probe wird kurz in ihren Charakteristika beschrieben. Zusätzlich sind für jedes Alter Radial-Diagramme aufgeführt. Die Lage der Proben ist geographisch entsprechend dargestellt und innerhalb des Kapitels ihrem zugehörigen geographischen Block zugeteilt. Das Kapitel Interpretation und Diskussion umfasst eine ausführliche Interpretation und Diskussion der Daten auf Basis der einzelnen thermochronologischen Analysen. Die Interpretation versucht die Resultate der Analysen in einen nachvollziehbaren geologischen Rahmen zu fassen, d. h. die Formulierung von Aussagen über die tektonisch-strukturellen Eigenschaften und Bewegungen des Gebiets, die Beschreibung möglicher thermischer Effekte wie Mineralisationen oder die Korrelation mit regionalen Ereignissen. Sie stützen sich im Wesentlichen auf das dargestellte Höhen/Alter-Diagramm und die t-t-pfad Modellierungen, die beide aus dem zu Grunde liegenden Datenset, vorgestellt im vorherigen Kapitel, erstellt wurden. Das abschließende Kapitel Zusammenfassung und Ausblick fügt die Resultate der einzelnen Analysen in einem geologischen Gesamtbild zusammen. Es wird eine mögliche geologische Entwicklung des Gebietes um die Dongyao Goldmine oberhalb von 240 C konstruiert. Abschließend wird ein Ausblick für die weiterführende Untersuchung des Mineralisationsbereiches der Dongyao Goldmine formuliert. Bei der direkten Übersetzung der chinesischen Zeichen in das lateinische Alphabet treten unweigerlich Missverständnisse und Verwechselungen auf. Um der Vielfalt der chinesischen Sprache daher gerecht zu werden und kommunikativen Problemen vorzubeugen, wurden entsprechende Stellen, die in direktem Zusammenhang zum Arbeitsgebiet stehen, 10

12 1 Einleitung 11 in dieser Arbeit mit den chinesischen Bezeichnungen ergänzt. 11

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14 2 Regionale Geologie 13 2 Regionale Geologie 2.1 Einleitung - Nord-China Kraton (NCK) Das Arbeitsgebiet ist angesiedelt im archaischen Grünsteingürtel des Wutai Gebirges (ddd) der zentral chinesischen Provinz Shanxi (ddd). Es ist eingebettet in den Hengshan-Wutai-Fuping-Gürtel (ddddddd), der einen Teil des Trans-Nord-China Orogens auf dem Nord-China Kraton (NCK) bildet. Die krustale Entwicklung der Erde im Zeitraum 3,8-0,57 Ga ist nach Ma und Bai (1998) und Zhao et al. (2001) im Präkambrium China s vollständig dokumentiert. Das Präkambrium ist hauptsächlich ausgebildet im Bereich der drei archaischen Nuklei, namentlich der Nord-China Kraton (NCK) bzw. der sinokoreanische Kraton im Norden, der Tarim Kraton im Osten und der Süd-China Kraton (bestehend aus dem Yangtze- und dem Cathaysia-Block). Aufgeschlossen ist es auch in Massiven wie den Qaidam-, Dabie-, Jiamusi-Blöcken oder in Teilen des Himalaya. Insgesamt nimmt das Präkambrium etwa die Hälfte der kontinentalen Fläche Chinas ein (siehe hierzu auch Abb. 2.1). Der NCK bildet den chinesischen Teil der Sinokoreanischen Plattform und erstreckt sich dreiecksförmig, mit der Spitze nach Süden, etwa 2300 km westwärts bis in das Alxa- Gebiet hinein und umschließt eine Fläche von etwa 1,7 Millionen km 2. Er umfasst den südlichen Teil Nord-Ost Chinas, die Innere Mongolei, die Bohai-Bucht und den nördlichen Teil des Gelben Meeres. Von allen drei chinesischen Kratonen stellt er den ältesten und größten dar. Abgegrenzt wird er durch groß dimensionierte Störungssysteme und jüngere Gebirgsgürtel. Das jungpaläozoische Qilianshan Orogen und das altpaläozische Tianshan-Innere Mongolei-Daxinganling Orogen finden sich im Westen bzw. im Norden. Im Süden trennt der Qinling-Dabie-Su-Lu ultrahochdruck-metamorphe Gürtel den NCK vom Yangtze-Block (siehe Abb. 2.1 und Abb. 2.2). Der NCK setzt sich zusammen aus einem jungarchaischen bis frühproterozoischen Grundgebirge überlagert von weitgehend undeformierten mesozoischen bis känozoischen Sedimenten. Die drei archaischen Plattformen erfuhren eine komplexe, weitreichende geologische Entwicklung, u. a. polyphase suprakrustale Bewegungen, Plutonismus, prograde und retrograde Metamorphose und Deformation. 13

15 14 2 Regionale Geologie Abb. 2.1: DEM-Aufnahme Chinas mit tektonisch-schematischer Darstellung der vier großen präkambrischen Kratone und den umgebenden, spät-proterozoischen bis paläozoischen Faltengürteln. Das Arbeitsgebiet ist gelb markiert. NCK, Nord-ChinaKraton; HY, Himalaya Faltengürtel; KL, Kunlun Faltengürtel; JSS, JiangshanShaoxing Sutur; QDSL, Qinlie-Dabie-Su-Lu Faltengürtel; QLS, Qilianshan Faltengürtel; TIMD, Tianshan-Innere Mongolei-Daxinganling Faltengürtel; HWF, HengshanWutai-Fuping Gürtel (siehe Abb. 2.3). 14

16 2 Regionale Geologie Zur Geologie des Nord-China Kratons (NCK) Die Konsolidierung des NCK Ma und Bai (1998) haben die Konsolidierung des NCK in seinen wesentlichen Punkten zusammengefasst. Sie gehen von folgenden Charakteristika und Abläufen aus: Das Alter des archaischen Grundgebirges im NCK liegt bei 2,5-3,8 Ga, wobei der größte Anteil auf das Jungarchaikum entfällt. Innerhalb dieser Zeit unterlag es dem Einfluss von drei tektono-thermalen Ereignissen in den Zeiträumen 3,8-3,5 Ga, 3,1-2,9 Ga und 2,7-2,5 Ga. Die beiden letztgenannten entsprechen der Qianxian- und Fuping-Orogenese. Erstere ist nur wenig dokumentiert und bezieht sich vermutlich auf die ältesten in China aufgefundenen Gesteine. Die Qianxian-Orogenese spiegelt sich wider in Form granulitfazieller Gneisse, u. a. im Norden der Provinz Hebei. Die jüngere Fuping-Orogenese nimmt hierbei den bedeutendsten Anteil der Krustenbildung im Archaikum des NCK s ein. Sie zeichnet sich im Wesentlichen durch folgende charakteristische Faktoren aus: (a) Flächendeckende Bildung von juvenilem, Na-reichen Granitoiden aus Mantelmaterial (TTG); (b) Weitreichende mittel- bis hochgradige Metamorphose unter niedrigen Drücken; (c) Weitgreifende Tektonik in Form überlagernder Falten- und Überschiebungsstrukturen. Zhao et al. (2001) gehen von einem Mantelplume-Modell aus. Der NCK ist gekennzeichnet durch NE-gerichtete (lokal auch nach Osten gerichtete) alternierende Supergürtel. Sie durchziehen in Form von Grünsteingürteln oder Gneiss- Terranen den gesamten Kraton. Diese Gürtel ziehen sich u. a. ausgehend vom südlichen Teil der Provinz Jilin über den Norden der Provinz Liaoning, das östliche Hebei durch den westlichen Teil der Provinz Shandong über die nord-chinesische Ebene süd-westwärts hinein in den Westen der Provinz Henan. Die um 3,0-2,6 Ga gebildeten Granulite, Charnockite und Amphibolite treten in isolierten Bereichen oder zonierten Mustern auf dem NCK auf. Die Hauptphase der Entwicklung der Grünsteingürtel mit der zeitgleichen Intrusion Na-granitoider Plutone fand 2,9-2,5 Ga statt. Bis in das frühe Proterozoikum hinein setzte sich die Entwicklung der Supergürtel fort, so u. a. die des Wutai-Granit- Grünsteingürtels. Insgesamt werden die archaischen Nuklei umrundet und begrenzt von frühproterozoischer Kruste, die mit das Grundgebirge Chinas aufbaut. Der Beginn der Entwicklung von Banded Iron Formations (BIF) wurde in China auf das Jungarchaikum datiert (u. a. in Anshan-Benxi in der Provinz Liaoning). Die BIF des frühen Proterozoikums hingegen treten nur vereinzelt und schlecht ausgebildet auf, wie beispielsweise die Wutai- und Lüliang-Gruppe in der Provinz Shanxi. Das Auftreten von syntektonisch-diapirischen Granitoiden, u. a. in der Wutai-Gruppe im Wutai Gebirge, während der Wutai-Orogenese (2,4-2,3 Ga), gelegentlich zusammen mit Ophiolithkomplexen, lässt ein frühes Wirken der modernen Plattentektonik in Form von Subduktion vermuten. Die frühproterozoischen Sequenzen sind v. a. charakterisiert durch Schelfsedimentation auf dem Kraton selbst (z. Bsp. das lokale Wutai-Aulakogen zwischen den archaischen Hengshan- und Fuping-Nuklei) und weitere tektonische Strukturen. Darunter fallen z. Bsp. intrakratonische Riftsysteme (u. a. das Shanxi-Henan Riftsystem) und die intrakra- 15

17 16 2 Regionale Geologie tonischen oder am Kraton angrenzenden mobilen Gürtel (u. a. der mobile Liao-Ji-Gürtel im Süden der Provinz Liaoning und der Provinz Jilin). Diese tektonischen Elemente überlagern im Osten und Westen des Kratons diskordant die jungarchaischen Abfolgen während sie im Zentrum kontinuierlich auftreten (u. a. aufgeschlossen im Wutai Gebirge in Form des Übergangs der Wutai-Gruppe in die Hutuo-Gruppe, beschrieben durch Wilde et al. (1998)). Sie spiegeln das stete Aufbrechen, die Vergrößerung oder die eventuelle Rekonsolidierung des Kratons wider. Insgesamt lässt sich jedoch eine höhere Stabilität und krustale Verdickung zu Beginn des frühen Proterozoikums feststellen. Die lokalen Grundgebirgsstrukturen werden anschließend diskordant von Arenit-Pelit-Karbonat-Synklinorien überlagert (z. Bsp. in Form der Hutuo-Gruppe im Wutai Gebirge). Die bedeutendste Phase der Konsolidierung des NCK, v. a. an seinem südlichen und östlichen Rand, vollzog sich in Form der Lüliang-Zhongyueyuan Orogenese um 1,8-1,7 Ga. Sie ist im Wesentlichen verantwortlich für die Deaktivierung der mobilen Gürtel des NCK. Ab diesem Zeitpunkt bildeten der NCK, der Tarim Kraton und das Qaidam Massiv den Nord-China Kontinent. Das mittlere Proterozoikum ist geprägt durch anorogene Taphrogenese und eine damit verbundene Kraton überspannende Subsidenz. Zwei wichtige NNE-NE orientierte Aulakogene durchziehen den NCK: Das Yanshan-Aulakogen und das Xiong er-hangao Aulakogen. Beide werden getrennt vom zentralen Shanxi-Bogen. Damit im Zusammenhang stehen um 1,6-1,4 Ga die Intrusionen von bimodalen anorogenen Anorthositen des Mantels und Rapakivi-Graniten krustalen Ursprungs. Diese Anzeichen bestätigen die länger währende Stablität des NCK und einen über weite Bereiche weitgehend linearen Zusammenhang zwischen Tiefe und Temperatur in der damaligen Kruste. Ab dem Ende des mittleren Proterozoikums (1,0 Ga) findet eine Hebung des NCK statt, die Qinyu-Hebung. Diese Hebungsphase ist möglicherweise in Verbindung zu bringen mit der nordwärts gerichteten Subduktion des Qinling-Meeres unterhalb des südlichen Randes des NCK. Die übrigen Randbereiche blieben unterdessen weitgehend passiv. Diese Subduktion nahm ihren Lauf vom mittleren bis in das späte Proterozoikum hinein. Die finale Konsolidierung des NCK vollzog sich schließlich mit der Sedimentation während der Qingbaikou-Periode. Im weitesten Sinne markiert sie die Jinning Bewegung (0,8-0,85 Ga), die im eigentlichen Sinne die finale Konsolidierung des Süd-China Kratons bestimmt hat (nämlich die Zusammenführung des Yangtze- mit dem Cathaysia-Block). Die zentralen Bereiche des NCK erfahren ab diesem Zeitpunkt epirogene Hebungen. Nur die östlichen, westlichen und südlichen Randbereiche werden signifikant von jüngeren Sedimenten bedeckt Das Trans-Nord-China Orogen (TNC) Nach Zhao et al. (1999) kann das Grundgebirge des NCK in einen westlichen und einen östlichen Block, getrennt durch das Trans-Nord-China Orogen, unterteilt werden (Abb. 2.2). Der östliche Block umfasst den südlichen Teil der Region Anshan-Benxi, den Osten 16

18 2 Regionale Geologie 17 Abb. 2.2: Verteilung des Grundgebirges und der metallogenetischen, Gold-führenden Provinzen mit ihren kontrollierenden Störungssystemen auf dem Nord-China Kraton. Die Aufteilung der einzelnen Blöcke des Kratons ist in einer Übersicht links unten dargestellt. Der östliche Block umfasst die Regionen Anshan-Benxi (AB), Ost-Hebei (EH), Ost- Shandong (ES), Miyun-Chengde (MC), Nord-Liaoning (NL), Süd-Jilin (SJ), West- Liaoning (WL) und West-Shandong (WS); der westliche Block umschließt die Regionen Daqingshan-Ulashan (DU), Guyang-Wushan (GW), Helanshan-Qianlishan (HQ), Jinning (JN) und Sheerteng (ST); Das Trans-Nord-China Orogen umgibt die Regionen Dengfeng (DF), Fuping (FP), Hengshan (HS), Huaian (HA), Lüliang (Ll), Nord-Hebei (NH), Taihua (TH), Wutai (WT), Zanghuang (ZH) und Zhongtiao (ZT); dazu gehört eine Region mit Hochdruck-Granuliten (HPG). Die metallogenen Provinzen sind: 1, Huadian; 2, Qingyuan; 3, Dandong-Yingkou; 4, Chifeng-Chaoyang; 5, Zunhua-Qinglong; 6, Xuanhua-Chongli; 7. Wutai; 8, Zhongtiao; 9, Xiaoqinling; 10, Zhaoyuan-Yiexian (überarbeitet nach Chen et al. (2001), Zhao et al. (2000) und Zhao et al. (2007)). 17

19 18 2 Regionale Geologie der Provinz Hebei, den Süden der Provinz Jilin, den nördlichen, südlichen und westlichen Bereich der Provinz Liaoning, die Region Mingyun-Chengde und den westlichen und östlichen Teil der Provinz Shandong. Das Grundgebirge des östlichen Blocks setzt sich im Wesentlichen zusammen aus jungarchaischen Gesteinen. Es zeichnet sich strukturell v. a. aus durch domartige hoch- bis mittelgradige TTG-Gneiss-Batholite. Sie werden umringt von anastomosierenden, netzwerkartigen Mustern und linearen Gürteln von Synformen. Diese sind gefüllt mit suprakrustalen grünschiefer- bis granulitfaziellen Metamorphiten. Sie haben einen ultramafisch- bis felsisch-vulkanisch sedimentären Ursprung und werden lokal überlagert von frühproterozoischen Gesteinen intrakontinentaler Riftbecken. Hinzu kommen 2,5 Ga alte syntektonische Charnockite und Granite sowie alt- bis mittelarchaische granitische Gneisse, deren tektonische Vergangenheit noch nicht eindeutig geklärt ist. Vereinzelt treten auch ca. 1,8 Ga alte syntektonisch bis postorogene mafische Gangschwärme auf. Der westliche Block umschließt die Regionen Helanshan-Qianlishan, Daqing-Ulashan, Guyang-Wuchnan, Sheertang und Jinning. Insgesamt weist dieser Block ähnliche lithologische Zusammensetzungen auf wie der östliche Block, v. a. innerhalb der jungarchaischen Abfolgen. Er unterscheidet sich durch die vollständige Abwesenheit von alt- bis mittelarchaischen Gesteinen, sowie durch die diskordante Über- und Zwischenlagerung von frühproterozoischen Khondalit-Gürteln im Südosten (Qian et al. (1987)). Deren protolithischer Ursprung ist in passiven Kontinentalrändern zu finden. Das TNC zieht sich etwa von Süden nach Norden durch den NCK und beinhaltet die Regionen Dengfeng, Fuping, Hengshan, Lüliang, Taihua, Wutai, Zanhuang, Zhongtiao und den nördlichen Bereich der Provinz Hebei. Die grünschiefer- bis granulitfaziellen metamorphen Terrane bestehen aus jungarchaischen bis frühproterozoischen juvenil-magmatischen und sedimentären Gestein. Sie beinhalten zudem verarbeitete Komponenten des archaischen Grundgebirges des östlichen und westlichen Blocks. Die jungarchaische Kruste setzt sich zusammen aus TTG-Gneissen, Graniten und zwischengeschaltetem suprakrustalem Gestein, grünschiefer- bis granulitfaziell überprägt (darunter auch pelitische Schiefer). Die frühproterozoische Kruste nimmt den größten Anteil innerhalb des TNC ein und wird repräsentiert von ultramafisch- bis felsisch-vulkanischem Gestein und damit assoziierten Sedimenten (u. a. innerhalb der Hutuo- und oberen Wutai-Gruppe im Wutai Gebirge). Darunter fallen auch Grünsteinsequenzen in Form grünschiefer- bis amphibolitfazieller Kalkalkalivulkanite und Klastika. Niedriggradig metamorphe Peridotite, ozeanisch-tholeiitische Basalte und Hornsteinlagen (u. a. im Wutai Gebirge) weisen vermutlich auf ehemalige ozeanische Litosphäre hin. Den Kontakt zum westlichen Block bildet die Huashan-Lishi- Datong-Störung (auch Taihangshan-Störung), zum östlichen Block die Xingyang-Kaifeng- Shijiazhuang-Jianping-Störung. Sie streichen im südlichen Teil des TNC parallel N-S, nördlich etwa Richtung NE. Großflächige Mantelbasalte und ultramafische Lava, aufgeschlossen entlang der Störungen, lassen auf ihre tiefe Lage bis in die untere Kruste oder den oberen Mantel schließen (Ren (1980)). Jene tief situierten Störungen waren hauptsächlich im Mesozoikum aktiv (u. a. in Form von Basalteruptionen), stellen jedoch vermutlich ehemalige jungarchaische bis frühproterozoische Kontinentalgrenzen dar (Zhao et al. (2001)). Auffällig häufig durchschneidet ein syn- und postorogener mafischer Gangschwarm das 18

20 2 Regionale Geologie 19 archaische und frühproterozoische Grundgebirge, vorwiegend in NW-SE bzw. NNW-SSE Richtung streichend. Lithologisch handelt es sich um Quarz-Dolerite und Olivin-Gabbros mit einem Alter von etwa 1,8 Ga. Des Weiteren zeigt er Abkühlungsränder und weist selten metamorphe Überprägungen auf. Der Gangschwarm wird diskordant überlagert von spätproterozoischen und kambrischen Gesteinen. Das TNC zeichnet sich zudem aus durch strukturell lineare Gürtel (u. a. der Wutai-Komplex) parallel zu oben genannten Hauptstörungen. Umrahmt werden sie meist von duktilen Scherzonen, deren tektonischer Hintergrund meist phanerozoischen Ursprungs ist. Zhao et al. (2001) nehmen folgende tektonische Entwicklung bis einschließlich der Bildung des TNC an: Während des Jungarchaikums und des frühen Proterozoikums bildete der östliche Block an seiner westlichen Seite einen aktiven Kontinentalrand. Damit verbunden war die Ausbildung eines aktiven Kontinentalbogens und entsprechender Beckenfazies. Der westliche Block stellte zu dieser Zeit einen passiven Kontinentalrand dar, an dem die Khondalit- Protolithe abgelagert werden konnten. Die eigenständigen Kontinente, nach Tu et al. (1993), waren durch einen Ozean voneinander getrennt. Mit zunehmender Subduktion unterhalb des östlichen Blocks von Westen aus verschwand dieser Ozean schließlich etwa vor 1,8 Ga. Im Zuge der Kollision der beiden archaischen Blöcke wurde spätproterozoisches Gestein auf den aktiven Kontinentalrand infolge der geringeren Dichte des Ozeanbodens obduziert. Dies führte zu Faltungen, die Dimensionen der Krustendicke erreichten, und weiter zu großdimensionalen Überschiebungen und Krustenverdickungen. Resultat sind mittel- bis hochdruck-granulitfazielle Veränderungen innerhalb der unteren Kruste und grünschiefer- bis amphibolitfazielle Überprägungen innerhalb oberer Krustenbereiche (u. a. im Wutai Gebirge). Anschließend erreichte der Metamorphosegrad seinen Höhepunkt und der verdickte Krustenbereich wurde infolge isostatischer Kompensation exhumiert. Dies führte zu weiterer Dekompressionsmetamorphose und insgesamt zur Ausbildung großdimensionaler, assymetrischer und aufrechter Falten. Die weitere Exhumierung bis in seichtere Krustenbereiche wurde weiterhin begleitet von retrograder Metamorphose. Die Ausbildung des TNC und damit die Konsolidierung des NCK begann demnach um 1,8 Ga während der Lüliang-Zhongyueyuan Orogenese Goldmineralisation - Ein Überblick Goldmineralisationen sind auf dem NCK weit verbreitet (Abb. 2.2). Bis zu 70 Prozent der jährlichen Goldproduktion Chinas stammen aus dieser Region. Wang (1989) unterscheidet im Wesentlichen folgende Mineralisationstypen: Sedimentär-Metamorph Infolge metamorpher Prozesse wurden sedimentäre bzw. vulkano-sedimentäre Abfolgen an Gold angereichert. Sie bilden daraufhin stratiforme oder stratiformähnliche, kordant lagernde Erzkörper. Sie zeigen einige wenige hydrothermale Eigenschaften, die durch Metamorphose-Erscheinungen begründet werden. Mineralisationen beschränken sich hierbei auf jungarchaische Grünsteingürtel und karbonatreiche 19

21 20 2 Regionale Geologie Abfolgen des frühen Proterozoikums. Beispiele für diesen Typ finden sich in den metallogenetischen Provinzen Dandong-Yingkou im Süden der Provinz Liaoning oder Qingyuan im Norden der Provinz Liaoning. Metamorph-Hydrothermal In den entsprechenden sedimentären bzw. vulkano-sedimentären Abfolgen ist Gold überdurchschnittlich angereichert. Unter dem Einfluss hydrothermaler Lösungen während regionaler Metamorphose wird es mobilisiert, transportiert und schließlich in günstigen Horizonten konzentriert. Diese Horizonte sind zudem geprägt durch Scherprozesse und retrograde Metamorphose. Typische kleine bis mittelgroße Erzkörper sind Gold-Quarz-Gänge in den archaischen Grünsteingürteln. Dieser Typ tritt insgesamt am häufigsten auf dem Kraton auf, u. a. in der metallogenetischen Provinz Xiaoqinlin an der Grenze zwischen den Provinzen Shanxi und Henan. Sie stellt einer der wichtigsten Bereiche der Goldmineralisation in China dar. Migmatitisch-Hydrothermal Auch hier wurde Gold aus sedimentären bzw. vulkanosedimentären Abfolgen mobilisiert, transportiert und konzentriert. Allerdings wurden die hydrothermalen Lösungen durch Migmatisierung oder Granitisierung in Gang gesetzt. Die Erzkörper stellen sich ebenfalls als Gold-Quarz-Gänge dar. Unterschiede zum Metamorph- Hydrothermalen Mineralisationstyp sind nur schwer auszumachen. Das Verhältnis zwischen Mineralisation und Migmatisierung als auch der Grad der K-Alteration können hierbei als Maß herangezogen werden. Man trifft diesen Typ u. a. in der metallogenetischen Provinz Huadian in der Provinz Jilin. Magmatisch-Hydrothermal Dieser Typ steht in engem Zusammenhang mit Intrusiva, meist aus dem Mesozoikum und Paläozoikum. Hieraus entwickelten sich an Gold angereicherte hydrothermale Lösungen, die vorzugsweise in Bruchzonen ausgefällt wurden. Des Weiteren unterscheidet man hier zwei Arten: Die Ausfällung in Form von Gold-Quarz- Gängen in einem Netzwerk großer Störungen und die Ausfällung in Form kleinster Gänge in strukturell stark beeinflussten Zonen, wie z. Bsp. Kataklasitzonen. Beispiele hierfür finden sich u. a. in der metallogenetischen Provinz Zunhua-Qinglong im Osten der Provinz Hebei, in dem metamorphen Komplex Xuanhua-Chongli im Nordwesten der Provinz Hebei oder in Zhaoyuan-Yiexian im Osten der Provinz Shandong. Vulkanisch-Hydrothermal Die Goldmineralisation ist in Verbindung zu bringen mit vulkanischer Aktivität im Wesentlichen während des Mesozoikums. Kleine bis mittelgroße Erzkörper finden sich in den vulkanischen Gesteinen selbst oder in Störungszonen des Nebengesteins. Diese Art der Mineralisation tritt v. a. im Osten des Kratons auf, so u. a. in der metallogenetischen Provinz Chifeng-Chaoyang an der Grenze zwischen den Provinzen Innere Mongolei und Liaoning aber auch in der metallogenetischen Provinz Wutai im Norden der Provinz Shanxi. 20

22 2 Regionale Geologie 21 Mehrphasig Es handelt es hierbei um sehr komplexe Goldmineralisationen. Sie standen unter dem Einfluss mehrerer oben genannter Faktoren in verschiedenen Phasen unter verschiedenen Mineralisationsereignissen. Bereits vorhandene Mineralisationsbereiche wurden u. U. in Folge begünstigender Umgebungsfaktoren reaktiviert. Der Zeitpunkt einzelner Mineralisationen ist weit gestreut und reicht vom Präkambrium bis ins Herzynikum. Erzkörper dieses Typs sind generell sehr groß. Das bekannte Jiapigou Goldabbaugebiet in der metallogenetische Provinz Huadian an der Grenze zu Nordkorea in der Provinz Jilin stellt einen Erzkörper dieses Typs dar. Sekundär Die Mineralisation von Gold spielt hier nur eine untergeordnete Rolle, da es zusammen mit anderen dominierenden Mineralisationen auftritt. Darunter fallen hauptsächlich Porphyry-Copper-, aber auch Skarn- oder Massiv-Sulfid-Lagerstätten. Ein Beispiel stellt die Tongkuangyu-Porphyry-Copper-Lagerstätte in der metallogenetischen Provinz Zhongtiao im Süden der Provinz Shanxi dar. Seifen Goldseifen sind insgesamt weit verbreitet, v. a. nahe oben erwähnten metallogenetischen Provinzen innerhalb jüngerer fluviatiler Ablagerungen. Mineralisationsalter für einzelne Goldlagerstätten reichen vom Archaikum ausgehend bis in das Känozoikum hinein. Sie erfuhren sowohl singuläre als auch mehrphasige unterschiedlich starke Mineralisationsereignisse. Im Wesentlichen unterscheidet Wang (1989) jedoch vier metallogene Epochen: Frühe präkambrische Epoche Diese Epoche der Mineralisation reicht vom Archaikum bis in das Frühproterozoikum hinein. Sie stellt die bedeutendste Phase für die Konsolidierung des NCK dar. Infolge der noch jungen dünnen Kruste herrschte ausgedehnter Vulkanismus vor. Dies führte zur Ablagerung vulkano-sedimentärer Abfolgen und trug entscheidend zur Bildung der Grünsteingürtel bei; denn jene Abfolgen bilden infolge des durchschnittlich hohen Gehalts an Gold die ursprüngliche Quelle für die Bildung zukünftiger Goldlagerstätten. Aus den Gesteinen dieser Epoche wurde nämlich während regionaler Metamorphose und Migmatisierung Gold mobilisiert, transportiert und an günstigen Lokationen konzentriert. Noch in der gleichen metallogenen Epoche kam es dadurch zur Ausbildung von Lagerstätten. Des Weiteren wurden ehemalige Grünsteingürtel durch Hebungen der Erosion ausgesetzt, sodass Randbecken an Gold angereichert werden konnten. Durch weitere Metamorphose im Frühproterozoikum konnte der Gehalt an Gold in einzelnen Lagerstätten noch weiter erhöht werden. Wenige Lagerstätten wurden innerhalb dieser Epoche durch vulkanische Exhalation und Sedimentation gebildet. Spätpaläozische Epoche Magmatismus und Tektogenese spielten vom mittleren Proterozoikum bis in das frühe Paläozoikum keine entscheidende Rolle auf dem NCK. Vielmehr fand in vielen Bereichen marine Sedimentation statt. Demnach bildeten sich auch keine nennenswerten Lagerstätten. Durch die mehrphasige Subduktion der mongolischen Platte im Norden und während des Herzynikums nahmen Magmatismus und Tektogenese 21

23 22 2 Regionale Geologie bereichsweise wieder zu. Dies führte hauptsächlich zur Bildung von Goldlagerstätten des magmatisch-hydrothermalen Typs. Mesozoische Epoche Das Mesozoikum stellte eine bedeutende Phase der Goldmineralisation auf dem NCK dar. Subduktion der pazifischen Platte unter die eurasische als auch die Yanshan Epoche reaktivierten viele Bereiche der kontinentalen Kruste. Diese Ereignisse verursachten eine starke Tektonogenese und Magmatismus im Osten Chinas. Die vergleichsweise an Gold reichen Grünsteingürtel des Grundgebirges wurden teilweise aufgeschmolzen, wodurch sich syntektonisches Magma bildete. Dadurch konnte Gold in hydrothermalen Lösungen konzentriert und schließlich transportiert werden. Es kam zur Ausbildung von Lagerstätten des magmatisch-hydrothermalen, vulkanisch-hydrothermalen und komplexen, mehrphasigen Goldlagerstättentyps. Känozoische Epoche Nach den entscheidenden Mineralisationsphasen bildeten sich im Känozoikum alluvial beeinflusste Seifen um primäre Goldlagerstätten aus. Tektonik, Magmatismus, Metamorphose des NCK als auch das Grundgebirge selbst, in Form der Grünsteingürtel bildeten die wesentlichen Faktoren zur Entwicklung von Goldlagerstätten auf dem Kraton. Der Goldgehalt in den Grünsteingürteln der Welt liegt über dem durchschnittlichen Niveau der Kruste. Demnach stehen alle oben erwähnten metallogenen Provinzen des NCK in direktem Zusammenhang mit Abfolgen eines entsprechenden Grünsteingürtels. Diese vulkano-sedimentären Abfolgen bilden in den meisten Fällen die Quelle späterer Mineralisationen. Generell ist der Goldanteil in entsprechenden basischen Gesteinen sogar um etwa das zehnfache höher. Man unterscheidet des Weiteren zwischen archaischen und noch im Archaikum bzw. frühen Proterozoikum gebildeten Gesteinen, die epigenetisch überprägt wurden. Wenige Lagerstätten wurden durch exhalative Sedimentation gebildet. Das in den Ursprungsgesteinen dispersiv verteilte Gold wurde durch spätere Prozesse mobilisiert und transportiert. Die meisten epigenetischen Goldlagerstätten auf dem NCK werden direkt oder indirekt von vier markanten Störungszonen tektonisch kontrolliert (Chen et al. (1998) u. a., siehe auch Abb. 2.2). Sie reichen bis in tiefe Krustenbereiche und umspannen den gesamten Kraton: Am nördlichen Rand des NCK, in E-W Richtung streichend, liegt die Kangbao- Chifeng-Störungszone. Im Süden parallel zum Rand des Kratons in nordnordwestlicher Richtung orientiert befindet sich die Luanchuan-Störungszone. Im Osten des Kratons streicht in NNE Richtung die Tanlu-Störungszone. Die Taihangshan-Störungszone durchzieht in NNE Richtung den zentralen Bereich des Kratons. Magmatismus auf dem NCK beeinflusste wesentlich die Umwandlung vom dispersiven Zustand des Goldes in den angereicherten, meist durch Ausbildung hydrothermaler Lösungen. Hier unterscheidet Wang (1989) im Zusammenhang mit der Goldmineralisation drei Typen von Magmatismus: Migmatisums bzw. die Entwicklung migmatitischer Granite, Aufschmelzen bestehender Gesteine (wie beispielsweise Abfolgen in Grünsteingürteln) 22

24 2 Regionale Geologie 23 und direkten assimilierenden Vulkanismus. In allen drei Fällen wurde Gold aus dem Ursprungsgestein gelöst, transportiert und schließlich an geeigneter Stelle konzentriert. Viele Bereiche des NCK durchliefen im Laufe ihrer geologischen Vergangenheit mehrere Perioden der Metamorphose. Gesteinsabfolgen in entsprechenden Bereichen unterlagen Rekristallisationen und internen Neuordnungen und -bildungen bestehender Minerale. Hydrothermale Fluide wurden freigesetzt, die mobile Elemente aus Abfolgen der Grünsteingürtel lösen und transportieren konnten. Dieser Vorgang umfasst ebenfalls die retrograde Metamorphose. Hauptsächlich unter dem Einfluss von Stress und der Konzentration in Bereichen niedrigen Druckes, wie Störungs- und Scherzonen, wurden Gold führende Minerale schließlich ausgefällt. 2.3 Zur Geologie des Arbeitsgebietes Der Hengshan-Wutai-Fuping Gürtel Der Hengshan-Wutai-Fuping-Gürtel (ddddddd) befindet sich im zentralen Bereich des TNC (siehe auch Abb. 2.2). Zhao et al. (2007) untergliedern ihn in drei charakteristische tektonische Komplexe. Im Norden und Süden setzt er sich zusammen aus den hochgradigen Fuping- und Hengshan-Komplexen. Diese sind metamorph höheramphibolitbis granulitfaziell überprägt. Durchtrennt werden sie vom niedriggradigen, grünschieferbis niedrigamphibolitfaziellen Wutai-Komplex (siehe hierzu Abb. 2.3). Er stellt nach Bai (1989) einen typischen Granit-Grünsteingürtel dar. Der nördlich gelegene Hengshan- Komplex wird im Nordwesten begrenzt durch das Sanggan-Flusstal (dddd) und im Süden durch das Hutuo-Flusstal (dddd). Zwischen dem Wutai- und dem Fuping- Komplex im Süden liegt die duktile Longquanguan Scherzone (dddddddd, Li und Qian (1991)). Lithologie und Stratigraphie Der Hengshan-Komplex (siehe auch Abb. 2.3) setzt sich im Wesentlichen aus den folgenden Gesteinseinheiten zusammen: Granitoide Hengshan-Gneisse Mafische Hengshan-Granulite Yxingzhai-Gneisse Suprakrustale Zhijiafang-Gesteinsgruppe Der jungarchaische bis frühproterozoische Wutai-Komplex (siehe auch Abb. 2.3) besteht vorwiegend aus granitischen Plutonen und metamorphen vulkanischen und sedimentären Gesteinen. Er wird folgendermaßen lithologisch unterschieden: Granitische Plutone 23

25 24 2 Regionale Geologie Abb. 2.3: Vereinfachte geologische Karte des Hengshan-Wutai-Fuping Gürtels nach Zhao et al. (2007). Proben wurden im Bereich der Dongyao Mine (Dongyaozhuang) genommen (siehe auch Abb. 4.1). 24

26 2 Regionale Geologie 25 Wutai-Gruppe Hutuo-Gruppe Zhao et al. (2002) teilt den Fuping-Komplex (siehe auch Abb. 2.3) hauptsächlich in vier lithologische Einheiten ein: Granitoide Fuping-Gneisse Longquanguan Augengneisse Suprakrustale Wanzi-Gesteinsgruppe Granitische Nanying-Gneisse Zhao et al. (2007) fassten in ihrer Arbeit Alter und Charakteristika des Hengshan-Wutai-Fuping-Gürtels zusammen: Innerhalb des stark tektonisch beanspruchten Gebietes finden sich die 2,7-2,8 Ga gebildeten Überreste des ehemaligen Grundgebirges, eingelagert in den jüngeren granitoiden Gneissen der oben genannten Komplexe und Einheiten. Sie stellen sich in Form von selten auftretenden mittelkörnigen felsischen Gneissen dar. Im Jungarchaikum, zwischen Ma, intrudierten die granitischen Plutone des Wutai-Komplexes. Zeitgleich bildeten sich die dazu äquivalenten, im späteren Abschnitt tektonisch beeinflussten, Longquanguan Augengneisse. Die granitischen Plutone des Wutai-Komplexes umfassen insgesamt drei Grundtypen: den Wutai-, Dawaliang- und Fengkuangshan-Granit. Der namensgebende Wutai-Granit umfasst den größten Anteil innerhalb des Wutai-Komplexes und schließt mit ein den Chechang-Beitai-, Dazhaikou-, Duyu-, Ekou-, Shifu-, Lanzhishan-, Guangmingshi- und Wangjiahui-Intrusionskörper. Hierbei handelt es sich um stark deformierte Diorit-Tonalit-Trondhjemit-Granodiorite mit durchgehender Foliation. Man geht von prä-tektonischen Granitoiden (Tian (1991)) innerhalb eines ehemaligen magmatischen Bogens aus (Kroener et al. (2005)). Der Dawaliang-Granit ist in Form des namensgebenden Dawaliang-Intrusionskörpers und der jüngeren Phase des Wangjiahui-Körpers aufgeschlossen. Er besteht aus schwach deformierten porphyrischen Syenograniten. Zum Fengkuangshan-Granit gehören neben dem namensgebenden Fengkuang-, auch der Lianhuashan- und der Pingxingguan-Intrusivkörper. Sie stellen sich als massiv strukturierte undeformierte A-Typ Granite dar und man setzt sie in ein post- oder anorogenes Milieu (Tian (1991)). Der zu den granitischen Plutonen des Wutai-Komplexes äquivalente Longquanguan Augengneiss findet sich entlang der duktilen Longquanguan Scherzone. Er umfasst grobkörnige und porphyrische granodioritische und monzogranitische Gneisse. Zudem enthält er mylonitisierte granitische Pegmatite mit den Augengneiss-typischen K-Feldspat Phänokristallen. Eingeschlossen sind oft amphibolitfazielle Hornblende-Gneisse. Nach Li und Qian (1991) steht die Gesteinseinheit im direkten tektonischen Kontakt mit der Wanzi-Gesteinsgruppe und den Fuping-Gneissen. Zeitlich in engem Kontakt bilden sich die jungarchaischen Gesteine der Wutai-Gruppe im Zeitraum Ma. Die Wutai-Gruppe unterteilt sich weiterhin in drei sogenannte Untergruppen: die Shizui-, Taihuai- und Gaofan-Untergruppe. Neuere Untersuchungen 25

27 26 2 Regionale Geologie von Wilde et al. (2004) zeigen jedoch, dass die ehemalige Unterteilung in die oben genannte lithostratigraphische Sequenz keinen zeitlich signifikanten Unterschied aufweist. Diese gehen von einer nahezu zeitgleichen Bildung aus. Die Abfolge tritt im Gelände in dieser Form vielmehr infolge struktureller Störungen und einer Serie von NE-SW orientierten duktilen Scherzonen nebeneinander auf. Die Gaofan-Untergruppe setzt sich zusammen aus schwach amphibolitfaziell metamorphen Peridotiten, ozeanischen Tholeiiten, Daziten, Rhyoliten, Kiesellagen, gebänderten Eisenerzen, Sand-, Silt und Tonsteinen, Kalksilikatgesteinen und wenigen Kalksteinen. Bei den ersten beiden genannten geht man von einem reliktischen Ozeanboden aus. Bezüglich der Sedimente vermutet man Beckenablagerungen im Bereich eines kontinentalen Schelfs oder magmatischen Bogens (Ma und Bai (1998)). Die Taihuai- Untergruppe besteht aus felsisch-vulkanischem Gestein und Tholeiiten, grünschieferfaziell überprägt. Chemische Untersuchungen von Wang et al. (2004) zeigen Ähnlichkeiten zu Lithologien moderner, vulkanisch-magmatischer Bögen. Die Gaofan-Untergruppe wird aufgebaut aus Konglomeraten, quarzhaltigen Grauwacken, Siltsteinen, Kalksteinen und wenigen mafisch bis felsischen vulkanischen Gesteinen. Sie sind jeweils metamorph zum Teil nur schwach grünschieferfaziell überprägt. Zhao et al. (2001) setzen die Bildung dieser Untergruppe in entsprechende Becken im Bereich eines magmatischen Bogens. Im weiteren Verlauf des Jungarchaikums bis hinein in das Frühproterozoikum, im Zeitraum Ma, bilden sich die Protholithe der Hengshan-, Yixingzhai-, und Fuping- Gneisse. Die Hengshan- und Fuping-Komplexe setzen sich zu Prozent aus diesen Gesteinseinheiten zusammen. Die Hengshan-Gneisse erscheinen als stark deformierte lagige Orthogneisse mit Diorit-Tonalit-Trondhjemit-Granodiorit-Granit-Charakter. Sie sind bereichsweise stark migmatisiert und zeigen zum Teil in-situ gebildete Schmelze und eine fortgeschrittene Anatexis. Ihre lagige Textur ergibt sich aus dem Wechsel zwischen einer dunklen, Hornblende-reichen dioritischen bis granitischen Zusammensetzung und einer K-Feldspat dominierten leokokraten, granitoiden Zusammensetzung. Untersuchungen von Li und Qian (1994) zeigen eine Hoch-Al, kalk-alkaline chemische Zusammensetzung, während sich die Bildung innerhalb eines magmatischen Bogens vollzog (Kroener et al. (2005)). Die Yxingzhai-Gneisse können im südlichen Bereich des Hengshan-Komplexes aufgefunden werden. Sie weisen eine ähnliche chemische Zusammensetzung auf wie die Hengshan-Gneisse. Kroener et al. (2005) gehen außerdem von einer ähnlichen Entstehung aus. Allerdings sind sie lediglich grünschiefer- bis niedrig-amphibolitfaziell überprägt und weisen schwächere Deformationerscheinungen auf. Lokal sind auch ursprüngliche magmatische Gefüge erhalten. Bei den Fuping-Gneissen handelt es sich um mittelkörnige Diorit-Tonalit-Trondhjemit-Granodiorit-Gneisse. Sie umschließen mafische Granulite, Amphibolite und Hornblende-Gneisse. Sie unterliefen eine mehrphasige Deformation und sind höher amphibolit- bis granulitfaziell metamorph überprägt. Auch hier wird eine Bildung innerhalb eines magmatischen Bogens angenommen (Wang et al. (1991)). Während des Frühproterozoikums, im Zeitraum Ma, intrudieren v. a. in die Fuping-Gneisse hinein die granitischen Nanying-Gneisse. Ähnliche Intrusionen erscheinen jedoch auch in den beiden anderen Komplexen. Die Nanyinggneisse zeigen sich mittel- bis feinkörnig und schwach parallel zu den Fuping-Gneissen foliiert. Im Unterschied zu diesen wirken sie jedoch massiver und homogener. 26

28 2 Regionale Geologie 27 Zwischen Ma treten v. a. im Hengshan-, jedoch auch im Wutai-Komplex, prä-tektonische mafische Gänge auf. Aufgeschlossen sind sie in Form diskontinuierlicher Linsen oder Lagen, amphibolit- bis granulitfaziell im Mittel- bis Hochdruckbereich überprägt. Die Hochdruck-Granulite besitzen eine grobkörnige Textur und zeichnen sich im Vergleich zu den Mitteldruck-Granuliten auch durch das Fehlen von braunem Orthopyroxen aus. Die langen Achsen der Linsen liegen parallel zur regionalen Foliation der Hengshan-Gneisse. In einigen Bereichen sind noch reliktische magmatische Gefüge erkennbar. Kroener et al. (2005) interpretieren die Gesteinseinheit als Überbleibsel von Gabbround Doleritgangintrusionen. Im späten Frühproterozoikum bilden sich etwa zeitgleich zwischen Ma die Hutuo-Gruppe und die äquivalente Wanzi-Gesteinsgruppe. Die Hutuo-Gruppe liegt diskordant über der Wutai-Gruppe, ist jedoch auch infolge lokaler Tektonik innerhalb der Wutai-Gruppe aufgeschlossen. Sie setzt sich an der Basis beginnend aus Konglomeraten, Quarziten und weiteren klastischen Sedimenten zusammen und setzt sich in Form von Schiefern, Dolomiten, Marmor und weiteren Konglomeraten am Top fort. Die gesamte Gruppe ist größtenteils grünschieferfaziell überprägt. Gen Osten nimmt der Metamorphosegrad leicht bis in die Amphibolitfazies zu. Die suprakrustale Wanzi-Gesteinsgruppe des Fuping-Komplexes stellt sich als etwa 100 km langer, 15 km breiter NE-SW streichender Gürtel im südlichen Bereich des Komplexes dar und zieht im Zentrum nordwärts in den Komplex hinein. Die Gesteinsgruppe weist intensive Faltung auf. Sie besteht aus felsischen und pelitischen Gneissen, pelitischen Schiefern, Kalksilikatgesteinen, Marmor und Amphiboliten, jeweils amphibolitfaziell überprägt. Mit diesen Gesteinen assoziiert sind einige Sillimanit-führende Granite. Nach Zhao et al. (2000) stellen sie S-Typ Granite gebildet aus partieller Schmelzbildung pelitischer Gneisse und felsischer Paragneisse dar. Im gesamten Hengshan-Wutai-Fuping-Gürtel tritt schließlich zwischen Ma ein mafischer Gangschwarm auf. Einzelne Gänge sind gekennzeichnet durch ihre markanten Abkühlungsränder und meist fehlenden Deformationsgefüge. Sie streichen steil vorwiegend in NW-SE bzw. NNW-SSE Richtung. Sie durchstoßen das archaische und frühproterozoische Grundgebirge und werden überlagert von mittelproterozoischen und jüngeren Gesteinseinheiten. Rezent existieren zwei Theorien bezüglich des Ursprungs: Zhao et al. (2001) vermuten ein post-orogenes Ereignis, während Zhai et al. (2000) das Auftauchen des Gangschwarms mit dem Auseinanderbrechen des Superkontinents Columbia in Verbindung bringen. Tektonik In ihrer Zusammenstellung gehen Zhao et al. (2007) und die ihrer Arbeit zu Grunde gelegten Untersuchungen anderer Autoren von folgendem tektonischen Modell für die Entstehung des Hengshan-Wutai-Fuping-Gürtels aus: (1) Während des Jungarchaikums war die Region Hengshan-Wutai-Fuping Teil eines Anden-typischen Bogens entlang des westlichen Randes des östlichen Blocks des NCK. Unter diesen Bogen wurde der zwischen dem östlichen und westlichen Kratonblock liegende 27

29 28 2 Regionale Geologie Ozean subduziert. Frei werdende Fluide innerhalb der subduzierten Platte führten zwischen Ma zu partieller Schmelzbildung innerhalb des unteren Krustenbereichs der überlagernden Platte. Die daraus resultierende Produktion großer Mengen an granitoidem Magma intrudierte in höhere Krustenbereiche. Hieraus bildeten sich die Protolithe für die granitischen Plutone des Wutaikomplexes und den Longquanguan-Augengneiss. (2) Weitere Subduktion ozeanischer Lithosphäre im Zeitraum Ma und die damit weiter frei werdenden Fluide verursachten eine partielle Schmelzbildung im Keil der überliegenden Platte. Mafisches Magma wurde unterhalb niedriger Krustenbereiche herangeführt und resultierte insgesamt in ausgedehntem mafischen bis felsischen Vulkanismus. Teile des Wutai-Grünsteingürtels wurden dadurch geformt. Dehnung infolge dieses weitreichenden Vulkanismus führte zur Entwicklung eines Backarc-Beckens oder Randmeeres, das den Hengshan-Wutai Inselbogen japanischen Typs vom reliktischen Fuping- Bogen trennte. Innerhalb des Randmeeres bzw. des Backarc-Beckens kam es zur Bildung der MORB-Basalte und ultramafischer Gesteine des Wutai-Grünsteingürtels. (3) Die Subduktion unterhalb des Hengshan-Wutai-Inselbogens löste durch partielle Schmelzbildung in unteren Krustenbereichen die umfangreiche Bildung von TTG-Magma aus. Sie kristallisierten in Form der Hengshan- und Yxingzhai-Intrusionskörper aus. Währenddessen dehnte sich die ostwärts gerichtete Subduktion ozeanischer Lithosphäre auf das Backarc-Becken bzw. Randmeer aus. Dies führte zur Reaktivierung des reliktischen Fuping-Bogens und bewirkte die Platznahme der Protolithe der Fuping-TTG-Gneisse. (4) Das frühe Proterozoikum im Zeitraum Ma ist geprägt von mehreren Phasen granitoiden Magmatismus sowohl innerhalb des Hengshan-Wutai Inselbogens als auch innerhalb des reaktivierten Fuping-Bogens. Dies verdeutlichen die Alter verschiedener granitoider Gesteinskörper im Hengshan-Komplex, die Wangjiahui- und Dawalianggranite des Wutai-Komplexes und die granitoiden Nanying-Gneisse des Fuping-Komplexes. (5) Um etwa 1920 Ma unterlag der Hengshan-Wutai-Inselbogen extensionaler Deformation. Diese liegt möglicherweise begründet in der Subduktion eines mittelozeanischen Rückens der subduzierten ozeanischen Lithosphäre. Jedenfalls erfolgte durch dieses Ereignis die weitreichende Intrusion eines mafischen Gangschwarms. Diese Gänge wurden im Bereich des Hengshan-Komplexes subsequent Mittel- bis Hochdruck granulit- oder sogar eklogitfazieller Metamorphose ausgesetzt. Im Wutai-Komplex treten sie seltener auf und sind lediglich amphibolitfaziell überprägt. (6) Zwischen Ma schloss sich der zwischen dem östlichen und westlichen Kratonblock liegende Ozean und es kam zur Kontinent-Kontinent-Kollision. Diese Kollision verursachte großdimensionale Überschiebungen, tektonische Imbrikation und Bildung isoklinaler Faltungen. Teile des Hengshan- und Fuping-Komplexes wurden in tiefere Krustenbereiche transportiert, wo sie granulit- und eklogitfaziell überprägt wurden. Der Wutai-Komplex hingegen wurde im Bereich höherer Krustenbereiche nur grünschiefer- bis schwach amphibolitfaziell metamorphisiert. Nachdem der Höhepunkt der Metamorphose überschritten war, wurde die verdickte Kruste exhumiert und nahezu isothermaler Dekompression ausgesetzt. Dies macht sich an den häufig vorkommenden symplektischen Strukturen und Texturen im Gestein bemerkbar. Weitere Exhumation und der Eintrag von Fluiden entlang duktiler extensionaler Scherzonen führte zur Abkühlung und zu einer 28

30 2 Regionale Geologie 29 retrograden Entwicklung. Beispielhaft wird dies sichtbar an der weiträumigen Migmatisierung und in-situ Schmelzbildung in verschiedenen granitoiden Gneissen. (7) Das letzte magmatische Ereignis innerhalb des Hengshan-Wutai-Fuping-Gürtels bildete die Intrusion eines mafischen Gangschwarms um Ma. Dies könnte die Folge eines orogenen Kollapses oder einer post-orogenen Extension gewesen sein. Ältere Modelle, u. a. beschrieben von Wang et al. (1996), gehen von ähnlichen tektonischen Bedingungen aus. Sie unterscheiden sich jedoch explizit in der Definition der einzelnen Terrane und der Abfolge und Richtung der Subduktionen. Wang et al. (1996) gehen von drei unabhängigen Terranen und westwärts gerichteter Subduktion aus. 2.4 Lokale Geologie im Bereich der Dongyao Goldmine Das Arbeitsgebiet Die Dongyao Goldmine (ddddd) liegt innerhalb der zentralchinesischen Provinz Shanxi (ddd) etwa 30 km nordwestlich der Stadt Wutai (ddd), 10 km nördlich des Dorfes Doucun (dd, siehe auch Abb. 2.4). Das umliegende Gebiet ist neben den Goldmineralisationen auch bekannt für seine historischen Tempelanlagen nahe des Wutai Shan, einem der vier heiligen buddhistischen Berge Chinas. Lithologie und Stratigraphie Im Wesentlichen aufgeschlossen sind Einheiten des Wutai-Komplexes. Darunter fallen granitische Plutone, die Wutai-Gruppe (ddd) und die Hutuo-Gruppe (ddd). Ein verschwindend geringer Flächenanteil wird von kambrischen Gesteinen, diversen Gangintrusionen und Mineralisationsbereichen eingenommen. Mengenmäßig nicht unbedeutend sind des Weiteren känozoische Gesteinseinheiten (Lithologische Karte siehe Abb. 2.4, stratigraphische Tabelle Abb. 2.5). Die granitischen Plutone treten metamorph überprägt hauptsächlich nördlich des Arbeitsgebietes massiv auf. Darunter werden vier Typen unterschieden: Monzonitische Gneisse, Biotit-Plagioklas-Gneisse, Chlorit-Plagioklas-Gneisse und granodioritische Gneisse. Jene granitischen Plutone werden umgeben von der Wutai-Gruppe (ddd). Diese werden wiederum in folgende Einheiten beginnend mit der Basis unterteilt: Die Xinzhuang-Einheit (ddd) ist im Nordwesten des Gebietes aufgeschlossen. Sie streicht NE-SW und setzt sich aus Serizit-Schiefern mit eingeordneten Chlorit-Schiefern zusammen. Die Baizhiyan-Einheit (dddd) findet sich im zentralen und nördlichen Bereich. Sie nimmt einen vergleichsweise hohen Flächenanteil innerhalb der im Gebiet aufgeschlossenen Wutai-Gruppe ein. Sie streicht ähnlich wie die Xinzhuang-Einheit und besteht aus Chlorit-Schiefern mit eingeschaltenen Magnetit führenden Quarzitlagen. 29

31 30 2 Regionale Geologie Abb. 2.4: Vereinfachte lithologische Karte um den Mineralisationsbereich der Dongyao Goldmine (überarbeitet aus dem Chinesischen nach Zhou (2002)). Probenlokationen sind schwarz markiert (siehe auch Abb. 4.1). 30

32 2 Regionale Geologie 31 Abb. 2.5: Vereinfachte, schematische stratigraphische Darstellung des Gebietes um den Mineralisationsbereich der Dongyao Goldmine. Farbgebungen der stratigraphischen Einheiten sind an die lithologische Karte (Abb. 2.4) angepasst. 31

33 32 2 Regionale Geologie Die Lujutou-Einheit (dddd) zieht sich in schmalen Bändern ähnlich streichend wie die beiden oben genannten Einheiten durch das Gebiet. Sie setzt sich zusammen aus Serizit-Schiefern mit schlecht erhaltenen, metamorph überprägten Konglomeraten. Die neben der Baizhiyan-Einheit größte Gesteinseinheit innerhalb der Wutai-Gruppe bildet die Hongmenyan-Einheit (dddd). Auch sie streicht in einem etwa bis zu drei Kilometer breiten Band NE-SW zentral durch das Arbeitsgebiet. Sie wird bestimmt durch Chlorit-Schiefer mit eingeordneten Serizit-Schiefern. Innerhalb der oben genannten Einheiten treten lokal schmale Phyllit-Schiefer-Bänder und Konglomerat reichere Lagen auf. Untergeordnet kann auch Marmor vorkommen. Die Hutuo-Gruppe (ddd) ist überwiegend südöstlich massiv aufgeschlossen. Größere Aufschlüsse finden sich jedoch auch nördlich der Dongyao Mine zwischengeschaltet innerhalb der Wutai-Gruppe. In dieser Gruppe werden folgende Einheiten beginnend mit der Basis unterschieden: Die Shijizhuan-Einheit (dddd) tritt vorwiegend zentral in schmalen mehrere Zehnermeter mächtigen Bändern auf. Sie streicht über weite Bereiche in NE-SW Richtung, zeichnet sich jedoch an vielen Stellen durch ein umlaufendes Streichen aus. Sie setzt sich zusammen aus metamorph überprägten Konglomeraten. Direkt anliegend mit ähnlichem Streichverhalten folgt die Nantai-Einheit (ddd). Sie erscheint im Allgemeinen etwas mächtiger als die Shijizhuan-Einheit. Sie besteht hauptsächlich aus Phylliten und sandigen Marmoren. In südwestlicher Richtung treten jedoch untergeordnet auch arkosische Quarzite mit einigen Anteilen an Gesteinsbruchstücken auf. Die Dashiling-Einheit (dddd) findet sich überwiegend im südöstlichen Bereich des Gebietes. Sie nimmt den größten Anteil innerhalb der in diesem Gebiet aufgeschlossenen Hutuo-Gruppe ein. Sie wirkt insgesamt vergleichsweise massiv, weist aber trotzdem ähnliche Vorzugsrichtungen wie das Streichverhalten der oben genannten Einheiten auf. Charakterisiert ist sie durch einen höheren Karbonatanteil. So treten im Wesentlichen Wechsellagerungen von Phylliten und Marmor und sandiger Marmor neben arkosischen Quarziten auf. Weit im Südosten dominieren kleinere Bereiche von Dolomiten und Phylliten mit untergeordneten Quarziten. Die Jingshicun-Einheit (dddd) ist lokal lediglich im Süden aufgeschlossen und besteht aus Schiefern mit untergeordneten Quarziten. Auch die Wenshan-Einheit (ddd) ist auf Aufschlüsse im Süden, direkt an die Jingshicun- Einheit anschließend, aufgeschlossen. Der Anteil an Quarziten ist jedoch erhöht. Innerhalb der Hebiancun-Einheit (dddd) nimmt der Karbonatanteil zu. Sie schließt sich nahtlos an die beiden oberen Einheiten an und umfasst nur kleine Bereiche des Arbeitsgebietes. Es treten hauptsächlich Dolomite und Quarzite auf. Die Yaochi-Einheit (ddd) im Südosten des Gebietes ist geprägt durch einen hohen Karbonatanteil. So finden sich innerhalb dieser Einheit Marmor, zum Teil mit Phyllit- Zwischenlagen und wechselndem Dolomit-Anteil. In einigen Bereichen der Hutuo-Gruppe sind die Gesteinseinheiten stark brekziös. Das Kambrium tritt im Gebiet nur sehr lokal im Norden und weit südöstlich auf. Es ist 32

34 2 Regionale Geologie 33 geprägt durch marine Ablagerungen. Folgende Einheiten mit der Basis beginnend werden unterschieden: Die Mantou-Einheit (ddd) zeichnet sich durch violett-rote Schiefer und mergelige Dolomite aus. Die Zhangxia-Einheit (ddd) setzt sich aus mittelmächtigen sparitischen Ooid-Kalksteinen zusammen. Die Gushan-Einheit (ddd) wird gebildet aus Pelsparit und bioklastischen Kalksteinen. Die Zhangshan-Einheit (ddd) wird definiert durch brekziöse oolithische Kalksteine. Die Fengshan-Einheit (ddd) wird aufgebaut aus dicken Lagen von Pelsparit Känozoische Ablagerungen sind im gesamten Gebiet auf Taleinschnitte und ehemalige Flussläufe beschränkt. Auch hier werden mehrere Einheiten mit der Basis beginnend unterschieden: Die Lishi-Einheit (ddd) wird definiert durch fluviatile sekundäre Tonablagerungen, die durch Überflutungsereignisse entstanden sind. Die Malan-Einheit (ddd) zeichnet sich durch Ablagerungen aus Überflutungsereignissen, sandigen Böden mit vereinzelten Sandlinsen und fluviatilen Akkumulationen aus. Die Fenhe-Einheit (ddd) weist einen sehr sandigen Charakter auf, der v. a. durch Überflutungsereignisse entstanden ist. Im gesamten Arbeitsgebiet treten innerhalb der Wutai- und Hutuo-Gruppe verschiedene Gangintrusionen in verschiedenen Stadien und Typen der Alteration auf. Generell unterschieden wird im Wesentlichen zwischen gabbroiden Doleriten, Doleriten und basaltischen Intrusionen. Auf das gesamte Gebiet bezogen weisen die Gänge hauptsächlich zwei verschiedene Streichrichtungen auf: NNW-SSE und NE-SW bzw. NNE-SSW. Tektonik Die Mehrzahl der großdimensionalen strukturellen Eigenschaften des Gebietes weist zwei wesentliche ungefähre Hauptrichtungen auf, nämlich NE-SW sowie NW-SE bzw. NNW- SSE. Hierunter fällt das Streichen der Gesteinseinheiten, Foliation, die Orientierung der Scherzonen, magnetische Anomalien, Faltenstrukturen, Störungen und Störungszonen. Die erst genannte Vorzugsrichtung dominiert (Abb. 2.6). Die Gesteinseinheiten fallen, sofern noch sichtbar, in der Mehrzahl in zwei Richtungen ein, NW bzw. SE. Das Streichen der Schichten entspricht oben genannten Hauptrichtungen. Außerdem liegt in einigen Bereichen ein umlaufendes Streichen vor. Berücksichtigt man die stratigraphische Unterteilung und die Lage im Gelände, so kann man von alternierenden nach Südwesten eintauchenden Faltenstrukturen im Kilometerbereich in der Umgebung der Dongyao Mine ausgehen. Diese Strukturen wurden vermutlich im Zuge der Entstehung des TNC und damit der Konsolidierung des NCK angelegt. Foliationen im gesamten Gebiet fallen in mittlerem Winkel, zwischen 30 und 60, nach Nordwesten ein. Sie streichen demnach den oben genannten Hauptrichtungen entsprechend. Dies lässt vermuten, dass die Foliationen nach Entwicklung der alternierenden 33

35 34 2 Regionale Geologie Abb. 2.6: Tektonische Karte um den Mineralisationsbereich der Dongyao Goldmine (siehe auch Abb. 2.4, überarbeitet aus dem Chinesischen nach Zhou (2002)). Faltenstrukturen angelegt worden ist. Allerdings liegen Messungen hauptsächlich nur im Nordwesten des Gebietes vor. Daher ist diese Vermutung nicht eindeutig belegt. Die Hauptstörungen des Gebietes richten sich nach oben genannten Hauptrichtungen. Die Anzahl der Störungen in NE-SW-Richtung überwiegt. Diese fallen in mittlerem Winkel zwischen zumeist nach NE ein. Im Westen des Gebietes gehen sie zum Teil über in bis zu 11 km lange duktile Störungszonen. Diese duktilen Störungszonen, sowie die überwiegende Anzahl der Hauptstörungen, liegen parallel zu den duktilen Scherzonen des Gebietes, was auf einen engen tektonischen Zusammenhang schließen lässt. Das Gebiet um die Dongyao Mine ist charakterisiert durch mehrere Scherzonen. Sie konzentrieren sich im Nordwesten als auch im zentralen Bereich um die Mine selbst. Sie weisen eine NE-SW Vorzugsrichtung auf. Ihre Bildung ist vermutlich auf die Lüliang- Zhongyueyuan-Orogenese um 1,8-1,7 Ga zurückzuführen. Magnetische Anomalien im Gebiet zeichnen im wesentlichen oben genannte Hauptrichtungen nach, wobei die Richtung NE-SW dominant ist und die Richtung NW-SE v. a. im Nordosten des Gebietes auftritt und nur ansatzweise im Zentrum zu erkennen ist. Vermutlich stehen sie mit den Scherzonen in engem Zusammenhang. 34

36 2 Regionale Geologie Mineralisationsbereich um die Dongyao Goldmine Zwischen den Goldmineralisationen der metallogenetischen Provinz Wutai unterscheiden Chen et al. (1999) insgesamt drei grundsätzliche Typen: den Banded-Iron-Formation-Typ (BIF-Typ, Xiaobanyu-Typ), die schichtgebundenen Lagerstätten und die Gold führenden Quarzgangmineralisationen. Unterschieden wird auch zwischen, bezogen auf präkambrische Goldlagerstätten, dem BIF-Typ, dem Dongyao-Typ und dem Kangjiagou-Typ (nach Chen et al. (2001)). Es handelt sich bei den ersten drei genannten entweder um spätsyntektonische primäre oder posttektonisch reaktivierte, komplexe Bildungen. Sie weisen sowohl in ihrem geologischen Umfeld als auch in ihren chemischen Eigenschaften signifikante Unterschiede auf (Shen und Mao (1999)). Ehemals primäre, präkambrisch angelegte Lagerstätten wurden im weiteren Verlauf hydrothermal infolge von Metamorphose und subvulkanischer Aktivität übergeprägt. Das hydrothermale Wegesystem wurde zudem begünstigt vom strukturgeologischen Hintergrund des Wutai Gebirges (Tian et al. (1999)). Die Nähe zu BIF-Typ Au-Lagerstätten und die Lage innerhalb eines Grünsteingürtels lassen vermuten, dass die Dongyao Goldmine mit Lagerstätten des Homestake-Typs verwandt ist (Sawkings und Rye (1974)). Räumlich werden die primären Goldlagerstätten v. a. von der zentralen NE gerichteten duktilen Scherzone des Wutai Gebirges kontrolliert, der Lijiazhuan-Dacaoping-Scherzone. Die reaktivierten Lagerstätten stehen im Zusammenhang mit NNW streichenden spröden Störungszonen (siehe auch Abb. 2.6). Das Wutai Gebirge ist geprägt von einer mehrphasigen Bildung von Störungs- und Faltungssystemen unterschiedlichen Grades, die im wesentlichen aus einer NW-SE gerichteten Kompression hervorgehen. Sie wirkten begünstigend auf die einzelnen Mineralisationen (Tian et al. (1999)). Insgesamt weisen die Mineralisationen Merkmale auf, die typisch für archaische Grünsteingürtel sind (Chen et al. (1999)). Demnach stehen sie u. a. in direktem Einfluss der Gebiets-typischen metamorph überprägten vulkano-sedimentären Abfolgen. Man geht im gesamten Wutai Gebirge von drei verschiedenen Mineralisationsepochen aus: spätes Jungarchaikum, spätes Frühproterozoikum und die mesozoische Yanshan Epoche. Die Mineralisationen der Dongyao Goldmine sind lokal konzentriert, auf spezifische ortsgebundene Gürtel beschränkt oder schichtgebunden in Abfolgen der Wutai-Gruppe angesiedelt. Sie umfassen die Lujutou- (dddd) und die Hongmenyan-Einheit (dd dd, siehe auch Abb. 2.7). Kontrolliert werden sie im Wesentlichen durch das an Gold angereicherte archaische Gestein selbst, ehemalige thermische Aktivität und den im Mineralisationsbereich vorgegebenen begünstigenden strukturellen Rahmen. Dieser stellt sich dar in Form der regionalen alternierenden Syn- und Antiklinorien und der bestehenden Störungs- und Scherzonen (Jiang (2006)). Die Gold führenden Erze beherbergen komplexe Mineralkompositionen, die Pyrit, Chalkopyrit, Arsenopyrit, Molybdenit und Turmalin enthalten. Eine Re-Os Analyse für Molybdenit aus dem mineralisierten Bereich ergab ein Alter von 2451 ± 29 Ma, was als Au-Mineralisationsalter angesehen wird (Chen et al. (2001)). Die Lujutou-Einheit (dddd) im Einzugsbereich der Mine ist geprägt durch überwiegend serizitisierte Schiefer mit wechselndem Grad an Serizitisierung und unterschied- 35

37 36 2 Regionale Geologie Abb. 2.7: Geologische Karte des Mineralisationsbereiches der Dongyao Goldmine (überarbeitet aus dem Chinesischen nach Zhou (1999)). Probenlokationen sind schwarz markiert (siehe auch Abb. 4.1). 36

38 2 Regionale Geologie 37 lichem Gehalt an Chlorit, Quarz, Karbonatmineralen und Albit. Die Mineralisation von Gold spielt innerhalb dieser Einheit lediglich eine untergeordnete Rolle. Die Hongmenyan-Einheit (dddd) umfasst hier im wesentlichen Schiefer mit höherem Albit-Anteil und unterschiedlichem Grad an Serizitisierung und Gehalt an Quarz und Chlorit. Lokal treten innerhalb dieser Einheit untergeordent auch karbonatische, pyritische, chloritreichere oder porphyrische Abfolgen auf. Gold führende Schichten sind hier im Wesentlichen auf diese Einheit beschränkt (siehe hierzu auch Abb. 2.7). Der abbauwürdige Bereich der Goldvererzung steht in engem Kontakt zu metamorph überprägten basischen Intrusionen, hauptsächlich Doleriten, z. T. stark porphyrisch. Bei dem Nebengestein handelt sich um serizitisierte, quarzhaltige Schiefer der Hongmenyan- Einheit (dddd). Sie tragen Anzeichen hydrothermaler Überprägung. Im größeren strukturgeologischen Rahmen befindet sich die Dongyao Goldmine im direkten Einzugsgebiet der zentralen duktilen Scherzone (Lijiazhuan-Dacaoping-Scherzone) des Wutai Gebirges (siehe Abb. 2.6). Die Mineralisation beschränkt sich allein auf duktil und spröde deformierte Bereiche (Chen et al. (2001)). Das Streichen bzw. die Orientierung der Vererzungen in etwa NE Richtung bestätigt einen direkten Zusammenhang zur parallel dazu liegenden Scherzone. Zudem zeigen das Nebengestein und die umgebenden Gesteinseinheiten typische Scherindikatoren. Dies würde im Falle der Dongyao-Mineralisation für eine primäre Goldlagerstätte sprechen. Allerdings zeigen die im Vererzungsbereich dokumentierten Störungen zusätzliche N-S bzw. WNW Orientierungen, die möglicherweise von hydrothermalen Lösungen als Wegesystem ausgenutzt wurden. In diesem Fall müsste man von einer reaktivierten Lagerstätte ausgehen. Im übergeordneten Rahmen kann hier jedoch von einer schichtgebundenen, d. h. auf eine spezifische Formation beschränkte, Mineralisation ausgegangen werden. Deren Vererzung ist möglicherweise auf mehrere Phasen zurückzuführen (Jiang (2006)): namentlich in Form einer primären Lagerstätte, gebildet im späten Frühproterozoikum, also während der aktiven Periode der zentralen Lijiazhuan-Dacaoping-Scherzone; und einer durch weitere, spätere hydrothermale Einflussnahme bedingten Phase, die eine Reaktivierung der Lagerstätte bewirkte. 37

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40 3 Methodik 39 3 Methodik 3.1 Grundlegendes zur Entstehung von Spaltspuren Im Jahre 1962 konnten Price und Walker Spaltspuren in Glimmern durch Ätzen sichtbar machen. Seitdem wurden die Spaltspuren gleichen Ursprungs in weiteren Materialen entdeckt. Es entwickelte sich hieraus die Spaltspurendatierung, die sich in vielerlei Hinsicht kaum von den üblichen radiogenen Altersdatierungen unterscheidet. Die zuvor als nachteilig empfundene thermische Empfindlichkeit der Spaltspuren entwickelte sich zu einem mächtigen Werkzeug zur Modellierung von Zeit-Temperatur-Pfaden (t-t-pfade). Die hier beschriebene Methodik basiert im wesentlichen auf Ausführungen beschrieben durch Wagner und van den Haute (1992) und Dickin (2005), sowie auf die praktische Anwendung am Institut für Geowissenschaften an der Universität Heidelberg innerhalb der Forschungsgruppe Thermochronologie und Archäometrie unter der Leitung von Privatdozent Dr. Ulrich A. Glasmacher. Die Natur der Spaltspuren ist im eigentlichen Sinne Teil der Festkörper- und Teilchenphysik. Daher soll sie hier lediglich in allgemeinem Rahmen beschrieben werden. Die Spaltspurendatierung basiert auf der natürlichen spontanen Spaltung radioaktiven Materials im Feststoff. Die geladenen Spaltprodukte hinterlassen, von ihrem Entstehungsort ausgehend, auf ihrem Weg durch das Feststoffgitter eine Spur der Zerstörung, die Spaltspur (engl. fission-track, FT). Das Datierungsverfahren beruht auf der Zählung dieser Spuren, deren Entstehung und Form u. a. von Zeit und Temperatur abhängig sind. Um sie optisch unter dem Mikroskop sichtbar zu machen, müssen sie zuvor unter geeigneten Bedingungen geätzt werden. Spaltspuren in Apatit erreichen in der Regel eine anfängliche Länge von etwa 16,3 μm. Das Feststoffgitter im Zentrum der Spaltspur ist vollständig zerstört und stellt sich als ein amorpher Bereich geringer Dichte dar. Der Bildungsprozess der Spaltspuren wird, neben anderen in der Literatur beschriebenen Modellen (u. a. von Dartyge et al. (1981)), vor allem durch das Ionenexplosions-Modell von Fleischer et al. (1975) gut dargestellt. Es geht von folgendem Ablauf aus (siehe Abb. 3.1): 1. Die Spaltfragmente ionisieren auf ihrem Weg die Atome des Feststoffgitters. 2. Infolge der daraus resultierenden coulomb schen Abstoßung und der Kollision mit benachbarten Gitteratomen bilden sich entlang des Weges zahlreiche Gitterdefekte. 3. Das Feststoffgitter wird entlang jenes Weges durch die Beanspruchung und elastische Relaxation verformt. Hieraus bildet sich schließlich die eigentliche latente Spaltspur. 39

41 40 3 Methodik Abb. 3.1: Schematische Darstellung der Entstehung von Spaltspuren in einem kristallinen, nicht-leitenden Festkörper (nach Fleischer et al. (1975)). Die Kernspaltung der Isotope, die zur Bildung der Spaltspuren führt, vollzieht sich sowohl spontan als auch durch äußeren Einfluss (z.b. durch die Bestrahlung von Neutronen) induziert. Ein instabiler Nukleus spaltet sich hierbei in zwei ähnlich schwere Tochterisotope auf. Arbeiten durch von Gunten (1969) stellten empirisch ein durchschnittliches Verhältnis von M h M l =1, 4 zwischen dem schwereren Spaltfragment (M h ) und dem leichteren (M l ) fest. Zusätzlich werden Neutronen und Wärme in Form von kinetischer Energie frei. Die beiden Tochterisotope verlassen den Ort der Spaltung in entgegengesetzter Richtung gemäß des Impulserhaltungssatzes. Da die kinetische Energie sich ungleichmäßig, nämlich abhängig von der Masse, auf die beiden Teilchen verteilt, bilden sie jedes für sich eine eigene Spaltspur. Sie können einzeln später nicht mehr von der eigentlich beobachteten unterschieden werden. Die spontane Kernspaltung findet nur in schweren Nukliden (Z 90, A 230) statt. In natürlichen Substanzen spielen hierfür nur die Isotope 232 Th, 235 U und 238 U eine Rolle. Den bedeutendsten Anteil nimmt 238 U ein. 3.2 Grundlegendes zum Ätzverfahren Innerhalb der Spaltspurendatierung werden latente Spaltspuren auf einer Beobachtungsfläche u. a. durch die destruktive Methode des chemischen Ätzens für das optische Mikroskop sichtbar gemacht. Dabei wird die Beobachtungsfläche abhängig von Zeit, Temperatur und Konzentration der Lösung in ein Ätzmittel getaucht (siehe Abb. 3.2). Das Ätzen beeinflusst die latenten Spaltspuren nicht nur qualitativ in Form von Aussehen und Größe, sondern wirkt sich auch quantitativ auf die resultierende Flächendichte aus. Des Weiteren verkürzt sich die Länge der latenten Spaltspur auf eine ätzbare Länge. Unter Berücksichtigung des Verhältnisses der Ätzrate des umgebenden Mediums V g und der Ätzrate der Spuren V t (siehe auch 3.2) wurde von Fleischer et al. (1975) ein ef- 40

42 3 Methodik 41 Abb. 3.2: Schematische Darstellung des Ätzens von Spaltspuren. V g, globale Ätzrate; V t, Ätzrate der Spaltspuren; θ, Winkel der Spaltspuren zur Oberfläche. fektiver Ätzfaktor η eingeführt. Da außerdem im Zuge des Ätzens abhängig von der Zeit auch Spuren direkt unterhalb der Beobachtungsfläche sichtbar werden können, definierten Khan und Durrani (1972b) zusätzlich einen zeitlichen Ätzfaktor f(t). Generell unterscheidet sich das Ätzverhalten von Glas von demjenigen in natürlichen Mineralen (vgl. auch Ali und Durrani (1977)). Ein zentraler Bestandteil des Datierungsverfahrens liegt in der Bestimmung der Menge an spontan zerfallenen Kernen. Allerdings steht zur Beobachtung lediglich eine Flächendichte der Isotope (in Form ihrer produzierten Spaltspuren) zur Verfügung, aus der die Volumendichte der Isotope hergeleitet wird. Aus geometrischen Überlegungen ergibt sich folgende grundlegende Beziehung zwischen den im Gesamtvolumen des Feststoffs gespaltenen Kernen und der Dichte der latenten Spaltspuren der Beobachtungsfläche: ρ l = Dichte der latenten Spaltspuren auf der Beobachtungsfläche g = Geometriefaktor ρ l = gn f R (3.1) N f = Anzahl der zerfallenen Kerne in einem Volumen innerhalb des Feststoffs R = halbe Spaltspurenlänge Der Geometriefaktor g beschreibt die Beobachtung einer externen (g = 1 ) oder internen 2 (g = 1) Beobachtungsfläche (Abb. 3.3). Er hängt u. a. vom Ätzungsgrad ab. Berücksichtigt man nun den effektiven Ätzfaktor η und einen zeitlichen Ätzfaktor f(t), so gilt für die Dichte der geätzten Spuren in Glas nach Khan und Durrani (1972b): [ ] V g t ρ = gn f Rη 1+ = gn f Rηf(t) (3.2) gr(1 + sin(ϑ c ) g = Geometriefaktor N f = Anzahl der zerfallenen Kerne im einem Volumen innerhalb des Feststoffs R = halbe Spaltspurenlänge 41

43 42 3 Methodik Abb. 3.3: Darstellung zur Veranschaulichung des Geometriefaktors g. V g = Ätzrate des Feststoffes ϑ c = kritischer Spaltspurenwinkel t = Zeit η = effektiver Ätzfaktor f(t) = zeitlicher Ätzfaktor ϑ c entspricht einem kritischen Neigungswinkel der latenten Spaltspuren gegenüber der Beobachtungsfläche. Oberhalb dieses Winkels können Spaltspuren durch Ätzen erst sichtbar gemacht werden. Für natürliche Gläser stellten Khan und Durrani (1972a) Werte von fest. Bei Apatiten und Zirkonen ist dieser kritische Winkel deutlich geringer. Abhängig von der Ätztiefe in den Feststoff hinein müssen Korrekturfaktoren für die geätzte Spurendichte berücksichtigt werden (Van den Haute (1985)); denn der Geometriefaktor g nähert sich bei größerer Ätztiefe von einer externen Beobachtungsfläche ausgehend (g = 0,5) sukzessive dem Wert 1 an (für eine interne Beobachtungsfläche). Obige Ausführungen gehen von einer konstanten Ätzrate V t entlang der Spuren aus. Allerdings ist diese nach Fleischer et al. (1975) real nur eingeschränkt gegeben. Dieser Umstand kann Veränderungen am effektiven Ätzfaktor η, an der ätzbaren Spurenlänge, der Grubengeometrie und am kritischen Spaltspurenwinkel bewirken. In Apatiten und Zirkonen liegt die Ätzrate V t entlang Spuren weit höher als die Rate V g für das gesamte Mineral. Zudem zeigen sich kristallographische Abhängigkeiten. Je nach Lage der kristallographischen Achsen der Minerale im Einbettungsmedium verändert sich das Ätzverhalten z. T. erheblich. Sie manifestieren sich u. a. in der Ätzrate V g oder in der Form der Ätzgruben (Wagner (1968)). Als Folge der hohen Ätzrate V t stellt man für Apatit und Zirkon einen wesentlich höheren effektiven Ätzfaktor fest als z. Bsp. bei Gläsern. Bei der Ausbildung der optisch sichtbaren Spaltspuren während des Ätzens in Apatit und Zirkon geht man von drei Phasen aus: 1. Innerhalb der initialen Phase dominiert die Ätzrate V t. Allerdings bleiben die Spaltspuren noch unterhalb des sichtbaren Bereichs. 42

44 3 Methodik Während der schnellen zweiten Phase überwiegt die globale Ätzrate V g. Die Spaltspuren entwickeln sich zu ihrer späteren unter dem optischen Mikroskop sichtbaren Form infolge einer sukzessiven Ausdehnung der Durchmesser der Spaltspuren durch das Ätzmittel. 3. Ab der dritten Phase werden Spuren unterhalb der eigentlichen Beobachtungsfläche angeätzt und teilweise sichtbar. Die Veränderung der Spaltspurendichte auf der Beobachtungsfläche während des Ätzens in Abhängigkeit von der Zeit ist jedoch geringer als diejenige bei Gläsern. Man kann daher oft von einer konstanten Spaltspurendichte ausgehen. Für die Spaltspurendatierung am praktischsten erweist sich dennoch das Ätzen bis zum Beginn der dritten Phase. Obige Ausführungen machen deutlich, dass eine präzise Kontrolle der Ätzbedingungen notwendig ist, um reproduzierbare Daten zu erhalten. Darunter fallen die Parameter Zeit, Temperatur und Konzentration oder die chemische Zusammensetzung der reagierenden Komponenten. Das Ätzmittel sollte die latenten Spaltspuren mit höchstmöglichem effektiven Ätzfaktor isotrop angreifen. Die Ätzbedingungen dieser Arbeit sind in Abschnitt 3.5 beschrieben. 3.3 Grundlegendes zum Datierungsverfahren Das Spaltspurendatierungsverfahren unterscheidet sich in seiner grundlegenden mathematischen Form nicht von denen der üblichen radiogenen Altersdatierungen. Der Unterschied liegt lediglich in der Art des Tochterproduktes. Statt eines Tochterisotops liegt eine Spur vor. Demnach gehorchen beide Formen der Datierung dem gleichen Zerfallsgesetz: N d = Anzahl der Tochterprodukte N p = Anzahl der zu Beginn des Zerfalls vorhandenen Isotope λ = Zerfallskonstante t = Zeit N d = N p (e λt 1) (3.3) Für die Bildung von Spaltspuren durch spontanen Kernzerfall in natürlichen Materialien ist v. a. das Isotop 238 U verantwortlich. Die Zerfallskonstante des spontanen Zerfalls beträgt nach Naeser et al. (1989) etwa a 1. In die Altersgleichung muss jedoch zusätzlich die Zerfallskonstante des α-zerfalls für 238 U integriert werden. Die eigentlich verwendete Zerfallskonstante für die Altersgleichung setzt sich aus der Summe der Zerfallskonstanten der einzelnen Zerfallsarten zusammen. Berücksichtigt man nur die Spaltspuren als Tochterprodukt des Zerfalls und löst nun Gleichung (3.3) nach der Zeit auf, so erhält man eine grundlegende Altersgleichung für die Datierung mit spontanen Spaltspuren: 43

45 44 3 Methodik N s = Anzahl der Spaltspuren 238 N = Anzahl der 238 U-Isotope t = 1 ln[( λ α )( N s )+1] (3.4) λ α λ 238 f N λ = Zerfallskonstanten für 238 U (α = α-zerfall, f = spontane Spaltung) t = Zeit Aus dieser Gleichung wird ersichtlich, dass eine genaue Bestimmung der Anzahl der Spaltspuren N s als auch der Anzahl der vorhandenen 238 U-Isotope notwendig ist. Während die spontanen Spaltspuren nach dem Ätzen unter einem optischen Mikroskop gezählt werden können, wird zur Bestimmung des 238 U-Gehalts eine indirekte Methode gewählt. Durch die Bestrahlung mit thermischen Neutronen wird das Isotop 235 U zur Spaltung angeregt. Dadurch entstehen induzierte Spaltspuren, die u. a. auf einem externen Detektor (meist Glimmer) registriert werden können. Diese können wiederum für das optische Mikroskop sichtbar gemacht und gezählt werden. Das Verhältnis zwischen 238 U und 235 U in der Natur ist bekannt. Aus der Kenntnis der Eigenschaften des Neutronenflusses kann somit indirekt auf den Gehalt an 238 U geschlossen werden. Berücksichtigt man nun die in Gleichung (3.2) eingeführten Größen und fasst sie in einem Laborfaktor Q und einem erweiterten Geometriefaktor G zusammen, so erhält man: t = 1 λ α ln[( λ α λ f )( ρ s ρ i )QGIσΦ+1] mit Q = η if(t) i q i η s f(t) s q s, G = g i g s (3.5) λ = Zerfallskonstanten für 238 U (α = α-zerfall, f = spontane Spaltung) ρ = Spaltspurendichte (i = induziert, s = spontan) Q = Laborfaktor G = erweiterter Geometriefaktor I = 238 U / 235 U - Verhältnis σ = Verhältnis der Neutronen, die eine Spaltung herbeiführen, zur Anzahl der gesamten Neutronen Φ= Neutronenfluss η = effektiver Ätzfaktor (i = induziert, s = spontan) f(t) = zeitlicher Ätzfaktor (i = induziert, s = spontan) q = subjektiver Beobachtungsfaktor (i = induziert, s = spontan) 44

46 3 Methodik 45 Tab. 3.4: Übersicht der in dieser Arbeit verwendeten Altersstandards. g = Geometriefaktor (i = induziert, s = spontan) t = Zeit Zur Bestimmung des Neutronenflusses Φ werden die Proben zusammen mit im Probenbehälter strategisch sinnvoll angeordneten Glas-Standards bestrahlt (in dieser Arbeit CN5 für Apatit, CN1 für Zirkon). Da die Parameter des Glas-Standards, vor allem der Urangehalt, bekannt sind, lässt sich anhand der induzierten Spaltspuren aus dem Glas Φ ablesen. In der weiteren Entwicklung der Spaltspurendatierung in den 1970ern, stellte sich heraus, dass die Zerfallskonstante für den spontanen Kernzerfall λ f bisher nicht eindeutig genug bestimmt werden konnte. Des Weiteren äußerten sich Zweifel bei der genauen absoluten Bestimmung des Neutronenflusses. Um diesen Problemen entgegen zu kommen wurde von Fleischer et al. (1975) eine ζ-kalibrierung eingeführt. Man führt einen Faktor ζ ein, dessen Parameter sich aus einem bekannten Altersstandard (Tab. 3.4) zusammensetzen, und verwendet ihn für die Altersbestimmung in Gleichung (3.5). Dieser Altersstandard sollte geologisch gut dokumentiert sein. Die Kristalle sollten einer einzigen Generation angehören und ein von unabhängigen Methoden ermitteltes Bildungsalter besitzen, das dem mithilfe der Spaltspurenanalyse ermittelten Spaltspurenalter entspricht. Zusammenfassend erhält man: t = 1 ln[λ α ( ρ s 1 )ρ d Gζ +1] mit ζ = eλαts (3.6) λ α ρ i λ α ( ρs ρ i ) S Gρ d λ α = Zerfallskonstante für den α-zerfall von 238 U ρ = Flächendichten der Spaltspuren (i = induziert, s = spontan, d = Glasdosimeter, S = Altersstandard) G = erweiterter Geometriefaktor ζ = Zetafaktor t = Zeit Um das Spaltspurenalter einer Probe zu erhalten, existieren unterschiedliche praktische Umsetzungen, so u. a. eine Analyse ausgehend von Kornpopulationen beschrieben durch Gleadow (1981) oder durch wiederholtes Ätzen nach Price und Walker (1963). Die hier vorgelegte Arbeit beschränkt sich auf die Analyse mithilfe eines externen Detektors. Die Anzahl der spontanen Spaltspuren wird auf den Körnern selbst bestimmt. Die induzierten 45

47 46 3 Methodik Spaltspuren werden auf einem externen, direkt auf die Beobachtungsfläche angebrachten Detektor (hier Muskovit) gezählt, nachdem sie zusammen mit den Körnern von einer Neutronenquelle bestrahlt worden sind. Wichtig ist, dass die Beobachtungsfläche auf dem Korn deckungsgleich mit der beobachteten Fläche auf dem Glimmer ist. So erhält man für jedes Korn einer Probe ein spezifisches Spaltspurenalter unabhängig von einer möglichen Heterogenität des Urangehalts zwischen den einzelnen Körnern. Das Verhältnis ρ s zu ρ i je Korn für die gesamte Probe sollte für den Fall einer einzigen Kornalter-Population konstant bleiben. Dennoch stellt man in der Regel eine Variation einzelner Kornalter bzw. verschiedene Alterspopulationen fest. Das Ausmaß dieser Variation kann mithilfe eines statistischen χ 2 -Tests nach Galbraith (1981) geprüft werden. Er gibt die Wahrscheinlichkeit an inwiefern das Gesamtalter der Probe konsistent ist mit den Einzelkornaltern. Schlägt dieser Test für eine geforderte Poisson-verteilte Wahrscheinlichkeit fehl, so ist nach der Ursache dieser Diversität zu suchen. Dies muss möglicherweise innerhalb der späteren geologischen Interpretation berücksichtigt werden. 3.4 Das Verheilen der Spaltspuren und ihre geologische Interpretation Latente Spaltspuren in Apatit stellen metastabile Defekte im Feststoffgitter dar. Sie verheilen abhängig von Zeit und Temperatur, wodurch die Flächendichte verringert und die ätzbare Länge der latenten Spuren verkürzt wird (siehe Abb. 3.5). Diese Eigenschaft verleiht der Analyse von Spaltspuren eine fundamentale Bedeutung für die Rekonstruktion der thermischen Vergangenheit eines Gesteins. Umfangreiche Arbeiten hierüber wurden im Otway Becken in Australien u. a. von Wagner et al. (1989) und Green et al. (1989) durchgeführt. Für die Ursache des Verheilens können mehrere Faktoren herangezogen werden. Darunter fallen Zeit, Temperatur, hydrostatischer Druck, Druck ausgelöst durch Schockwellen, intergranulare Lösungen oder die Ionisierung des Feststoffgitters durch radioaktives Material. Die bei Weitem bedeutendste Rolle spielen jedoch Zeit und Temperatur (Fleischer et al. (1965)). Der Grad des Heilprozesses wird ausgedrückt als Verhältnis der verringerten Dichte ρ bzw. Länge l zur ursprünglichen Dichte ρ 0 bzw. Länge l 0. Experimentelle Daten, u. a. von Wagner (1972), zeigen in Arrhenius-Diagrammen (jeweils logarithmisch die Zeit aufgetragen über der abnehmenden Temperatur) für jeweils den gleichen Grad des Heilprozesses einen logarithmisch-linearen Zusammenhang. Durch Interpolation können nun Aussagen über vorherrschende Temperaturen für geologische Zeiträume gemacht werden. Der Verheilungsprozess als solcher vollzieht sich qualitativ in zwei Schritten (an Durango-Apatiten beschrieben von Green et al. (1986)): 1. Der ätzbare Bereich der latenten Spaltspur verkürzt sich sukzessive von allen Seiten der Spaltspur aus. 46

48 3 Methodik 47 Abb. 3.5: Veranschaulichende Darstellungen über die Auswirkungen der PAZ auf das Spaltspurensystem in Abhängigkeit von der Temperatur. links: die Abnahme der Spaltspurendichte aufgetragen über der Temperatur; rechts: die Verkürzung der ursprüngliche Spaltspurlänge aufgetragen über der Temperatur (aus Wagner und van den Haute (1992)). PAZ, partial annealing zone. 2. Ab einem höheren Grad des Heilprozesses werden die Spaltspuren von unätzbaren Lücken unterbrochen bis sie schließlich vollständig verschwinden. Spontane Spaltspuren sind des Weiteren in der Regel kürzer als induzierte, selbst wenn die Probe keinen hohen Temperaturen ausgesetzt gewesen war (Green (1988)). Dies erfordert insgesamt eine Korrektur der gemessenen Spaltspurenalter. Korrekturmethoden wurden von Storzer und Wagner (1969) und Galazka und Burchart (1976) beschrieben. Außer den oben genannten Faktoren, können auch materialspezifische Eigenschaften den Verheilungsprozess beeinflussen: Spaltspuren parallel zur kristallographischen c-achse von Apatit verhalten sich gegenüber dem Heilprozess resistenter (Donelick (1991)). Ein hohes Cl F -Verhältnis in Apatit erhöht die Resistenz insgesamt (Green et al. (1986)). Der Verheilungsprozess beginnt ab einem bestimmten Temperaturbereich partieller Verheilung (PAZ, partial annealing zone). Ab der oberen Temperaturgrenze sind keine Spaltspuren mehr sichtbar. Die Schließtemperatur, bei der Spaltspuren effektiv erhalten bleiben, befindet sich in dieser Zone (siehe auch Abb. 3.5). Quantitativ beschrieben kann der Verheilungsprozess durch die Reaktionskinetik. In sehr vereinfachter Form gehorcht er einem Term erster Ordnung: ρ = Defektdichte (0 = ursprüngliche) ρ = ρ 0 e αt (3.7) 47

49 48 3 Methodik α = spezifischer Wahrscheinlichkeitsfaktor für den Verheilungsprozess Da sich diese Form jedoch auf das Verheilen von Defekten im Material an sich bezieht und nicht spezifisch auf die Spurendichte oder Länge der Spuren, wurde von Green et al. (1986) eine Kinetik höherer Ordnung angenommen. Für die Verkürzung der Spaltspuren wird von Laslett et al. (1987) folgende Gleichung vorgeschlagen, die eine Kinetik höherer Ordnung beschreibt: l = Länge (0 = ursprüngliche) d dt ( l l 0 )=α(l l l 0 ) n mit n =(1 1 α ) (3.8) α = spezifischer Wahrscheinlichkeitsfaktor für den Verheilungsprozess n = Grad der kinetischen Ordnung Infolge des Heilprozesses der Spaltspuren und der permanenten Erzeugung neuer Spaltspuren ergibt sich im Laufe der Zeit eine Längenverteilung, die charakteristisch für die spezifische thermische Vergangenheit der Probe ist. Das Spaltspurenalter selbst ist dieser Längenverteilung unterworfen und muss für jede Probe neu interpretiert werden (siehe auch Abb. 3.6). Man geht davon aus, dass der Heilprozess graduell abläuft. Es werden drei Temperaturzonen unterschieden (siehe hierzu auch Abb. 3.5): 1. Innerhalb der Instabilitätszone herrschen so hohe Temperaturen vor, dass keine Akkumulation von Spaltspuren stattfinden kann. 2. Die Zone partieller Verheilung (PAZ, partial annealing zone) zeichnet sich zum einen durch die Akkumulation weiterer Spaltspuren als auch durch das Verheilen bereits vorhandener Spuren aus. 3. In der Stabilitätszone werden Spaltspuren produziert. Es findet jedoch keine Verkürzung der Spaltspuren statt. Es sei zu erwähnen, dass das Verheilen von Spaltspuren nicht nur temperatur- sondern auch zeitabhängig ist (Gleadow und Lovering (1978)). Die Schließtemperatur, bei der Spaltspuren effektiv erhalten bleiben und akkumulieren, befindet sich innerhalb der PAZ. Genau genommen existiert keine diskrete Schließtemperatur, denn Akkumulation und Verheilen der Spaltspuren geschehen sukzessive. Die PAZ für das Apatit-Spaltspurensystem liegt zwischen C bei einer mittleren effektiven Schließtemperatur von 110 ± 10 C in 10 Ma (Green et al. (1989), Corrigan (1993)). Für das Zirkon-Spaltspurensystem wird eine Schließtemperatur von 260 ± 25 C in 10 Ma angenommen (Foster et al. (1996)). Im Verlaufe seiner geologischen Geschichte durchläuft ein Gestein bis zu seiner Abkühlung oben genannte Zonen. Je nach der Art des Aufstiegs hinterlässt es eine spezifische Längenverteilung der Spaltspuren. Drei grundlegende geologische Prozesse können für die Spaltspurenanalyse definiert werden (Abb. 3.6): 48

50 3 Methodik 49 Das Gestein kühlt schnell und konstant ab. Dies erzeugt eine sehr schmale Längenverteilung, u. a. in Vulkaniten. (A) Das Gestein kühlt langsam und konstant ab. Es wird eine breitere Längenverteilung mit einem Anteil kurzer Längen erzeugt, u. a. in kristallinem Grundgebirge. (B) Das Gestein besitzt eine komplexe thermische Vergangenheit, in der innerhalb der PAZ eine erneute Aufheizung mit anschließender Abkühlung stattgefunden hat. Hier kann oft eine bimodale Verteilung festgestellt werden. (C) Für die Messung der Spurlängen werden in dieser Arbeit horizontal orientierte Spaltspurlängen verwendet (siehe auch Abb. 3.7). Einhergehend mit den drei geologischen Szenarios wird auch die Interpretation des gemessenen Spaltspurenalters beeinflusst. Im Fall (A) entspricht das Alter mit hoher Wahrscheinlichkeit entweder einer frühen Phase der Abkühlung oder sogar dem Formationsalter selbst. In Fall (B) beschreibt das Alter vermutlich den Beginn der Hebung des Gesteins oder eine Veränderung des geothermischen Gradienten. In Fall (C) repräsentiert das Alter den Netto-Ausgleich zwischen Akkumulation und Auslöschung von Spaltspuren. In allen drei Fällen ist ein unabhängiger Vergleich mit weiteren geologischen Tatsachen notwendig. Aus der Modellierung können so aus den verschiedenen sich ergebenden t-t- Pfaden unrealistische entfernt werden. Dennoch muss jedes modellierte Alter für sich neu interpretiert werden. Nachdem Spaltspurenalter gemessen worden sind, können neben der Bestimmung thermischer Ereignisse mithilfe von Höhen/Alter-Diagrammen auch Hebungsraten ermittelt werden, wobei u. a. jedoch der thermische Gradient berücksichtigt werden muss. Bleibt dieser im Laufe der geologische Geschichte konstant, ergibt sich für unterschiedliche Höhen ein spezifisches Spaltspurenalter. Aus den Kurven können außerdem verschiedene Phasen von Hebungen heraus gelesen werden. 3.5 Spezifische Anwendung Objektträger mit Apatit- bzw. Zirkonkörnern wurden mit standardisierten Methoden erstellt (siehe auch Glasmacher et al. (1998), Grist und Ravenhurst (1992)). Die Apatitproben wurden in 5.5 N HNO 3 für 20 ± 1 s bei einer Temperatur von 20 ± 1 C, die Muskovitdetektoren in 48% HF für 20 min bei 20 ± 1 geätzt. Zirkonproben wurden in einer NaOH-KOH eutektischen Schmelze bei 220 ± 2 C für 7-27 Stunden geätzt. Die Apatit- und Zirkonproben wurden zusammen mit drei Glasdosimetern (CN5 für Apatit, CN1 für Zirkon; oben, unten und Mitte des Behälters) und Durango-Apatit Altersstandards bzw. Fish Canyon Tuff-Zirkonstandards separat im Forschungsreaktor FRM II bei München bestrahlt. Infolge des geringen U-Gehalts der Apatitproben wurden für die erneute Messung horizontal orientierter Spaltspurlängen alle Apatit-Proben, sofern genügend Konzentrat vorhanden war, erneut präpariert. Anschließend wurden sie unter einem Winkel von 15 zur Senkrechten der Probenoberfläche mit einer Dichte von

51 50 3 Methodik Abb. 3.6: Vereinfachte Darstellung grundlegender Zeit-Temperatur-Pfade jeweils mit ihrer charakteristischen Spaltspuren-Längenverteilung (erstellt mit dem Modellierungsprogramm HeFTy ). 50

52 3 Methodik 51 Abb. 3.7: Schematische Darstellung der grundlegenden Spaltspuren-Typen. TINT, track-intrack; TINCLE, track-in-cleavage (nach Wagner und van den Haute (1992)). Ionen/cm 2 mit 192 Xe 17+ bei der Gesellschaft für Schwerionenforschung (GSI) bei Darmstadt bestrahlt. Damit wird im Allgemeinen eine höhere Dichte an horizontal orientierten Spaltspuren erreicht (beschrieben in Min et al. (2007)). Die Spaltspurflächendichten ( Spur ), die Längenverteilung der horizontal orientierten cm 2 Spaltspurlängen und die zur c-achse orientierten Durchmesser der Ätzgruben (Dpar R ; Donelick (1993)) wurden am Heidelberger System FT-1 bestimmt. Das Heidelberger System FT-1 setzt sich zusammen aus dem optischen Mikroskop BX50 von Olympus R mit einem 3-achsigen Mikroskoptisch (Autoscan R AS3000i ), einer hochauflösenden Peltiergekühlten CCD-Kamera ( ColorView III, 5 Megapixel) von Olympus R und einem Windows R - basierten Hochleistungscomputersystem mit zwei Flachbildschirmen (244 T) von Samsung. Um die Präzision der Objekttisch-Steuerung zu erhöhen, ist jede Achse mit einem externen Laser justierten Sensor BL 55 RE von Sony R ausgestattet. Diese Sensoren garantieren eine maximale Abweichung von 500 nm bei einer Bewegung von 4-5 cm. Die gesamte Ausstattung wird gesteuert von der Autoscan R Software Trakscan R,dieauch die Spaltspurendichte berechnet. Bezogen auf die größtmögliche Auflösung entspricht ein Pixel weniger als 250 nm an Größe. Flächendichten wurden mithilfe von trockenen Objektiven 100-facher Vergrößerung (für Apatit) und 160-facher Vergrößerung (für Zirkon) gemessen. Horizontal orientierte Originallängen wurden mithilfe eines trockenen Objektivs 160-facher Vergrößerung und dem Autoscan R Computercode EasyLength R bestimmt. Apatit- und Zirkonspaltspurenalter wurden mithilfe der ζ-kalibrierungsmethode berechnet, beschrieben durch Hurford und Green (1982) und Hurford und Green (1983). Die ζ-werte betragen 327,83 ± 24,84 a/cm 2 (für CN5-Glas und Apatit) und 143,71 ± 7,19 a/cm 2 (für CN1-Glas und Zirkon). Die Alter, 1σ-Fehlerbereich und Radialdarstel- 51

53 52 3 Methodik lungen wurden mithilfe des Computerprogramms Trackkey (Dunkl (2002)) erstellt. Alle Daten sind in Tab. 4.15, Tab und Tab dargestellt unter Berücksichtigung von Hurford (1990). Während der Modellierung werden geologische Modelle bzw. Zeit-Temperatur-Pfade über das Computerprogramm HeFTy (Ketcham et al. (2007)) gegen die thermochronologischen Daten getestet. Als kinetischer Parameter dient Dpar, der Längsdurchmesser der Ätzgruben. Aus den zahlreichen Lösungsvorschlägen wird eine Einhüllende konstruiert, die alle statistischen und geologischen Einschränkungen berücksichtigt. Die durch geologische Faktoren eingeschränkten Zeit-Temperatur-Koordinaten werden in Form von Kästen, die einen mögliche Fehler innerhalb der Zeit-Temperatur-Koordinaten einbeziehen, in das Programm implementiert. Sie wurden außerdem in dieser Arbeit so gesetzt, dass unrealistische t-t-pfade heraus gefiltert wurden. Sobald eine Lösung für einen Zeit- Temperatur-Pfad gefunden wurde, stoppt das Programm, ansonsten werden die Koordinaten geringfügig verändert und ein neuer Pfad erstellt. 52

54 4 Ergebnisse der Spaltspurenanalyse 53 4 Ergebnisse der Spaltspurenanalyse Insgesamt wurden in dieser Arbeit 18 Apatit-Proben und fünf Zirkon-Proben durchweg aus jungarchaischem Gestein der Hongmenyan Einheit (dddd) genommen und thermochonologisch analysiert. Weitere Proben wurden an der Universität für Geowissenschaften in Peking bearbeitet. Probenlokationen wurden so gewählt, dass der Mineralisationsbereich der Dongyao Mine sowohl im Gelände als auch unter Tage weitgehend erfasst wurde (siehe Abb. 4.1 und Abb. 4.2). Dies umfasst die Probennahme direkt im Zentrum der Mineralisation als auch in relativer Entfernung dazu. Die genaue geographische Lage der unter Tage genommenen Proben konnte nicht ermittelt werden. Von diesen Proben entspricht die Höhe in einem Fehlerbereich von zehn Metern jedoch derjenigen der horizontalen Stollen. Deren Eingänge wurden geographisch erfasst. Die gesamte Spaltspurenanalyse schließt sowohl die Messung von Apatit- und Zirkon-Spaltspurenaltern (für Apatit siehe Tab bzw. für Zirkon siehe Tab. 4.16) als auch die Messung horizontal orientierter spontaner Spaltspurlängen und Dpar als kinetischen Parameter für die thermochronologische Modellierung ein (siehe Tab. 4.17). Die Statistik der Daten wird stark beeinflusst vom unterdurchschnittlich niedrigen U-Gehalt und der mäßigen Qualität der Proben. Dies beruht auf dem hohen Alter des Probengesteins, das zudem eher ungeeignet für eine Spaltspurenanalyse ist (siehe auch Tab bzw. 4.16). Wie Messungen jedoch von Yuan (2009) an weiteren Proben der Dongyao Mine zeigen, führt die zusätzliche Datierung weiterer einzelner Körner je Probe zum einen zu genaueren Werten bzw. eine Verkleinerung des Fehlerbereichs. Dies schließt mit ein statistisch aussagekräftigere Werte des χ 2 -Tests nach Galbraith (1981). Des Weiteren zeichnen sich die Proben durch eine hohe Dichte an Einschlüssen aus, zeigen Zonierungen, eine generell geringe Korngröße und teilweise einen hohen Alterationsgrad in Form von zahlreichen Brüchen und Alterationssäumen am Rande einzelner Körner. Die Proben wurden nach tektonischen Kriterien in fünf Blöcke unterteilt. Sie richten sich an die Geometrie des Störungssystems im Bereich der Dongyao Mine (siehe Abb. 4.1). 4.1 Block A Block A liegt im südwestlichen Bereich der Dongyao Mine (siehe Abb. 4.1). Er wird repräsentiert von den Proben DY11, DY12-2, DY37-1, DY40, DY41a und DY41b. Apatit- Spaltspurenalter reichen von 118,9 ± 15,5 Ma bis 303,8 ± 40,3 Ma. Für die Probe DY11 konnte zudem ein Zirkon-Spaltspurenalter von 275,7 ± 49,5 Ma bestimmt werden. Die c- Achsen korrigierten horizontal orientierten spontanen Spaltspurlängen aller Proben liegen im Mittel zwischen 12,4 μm und 13,4 μm mit Standardabweichungen zwischen 0,8 μm 53

55 54 4 Ergebnisse der Spaltspurenanalyse und 1,4 μm. Längenverteilungen sind in Abb. 4.5 dargestellt. Für Probe DY41b konnten keine Längen ermittelt werden. Dpar nimmt Werte zwischen 1,1 ± 0,3 μm und 1,2 ± 0,2 μm an. Die zugehörigen Radialdarstellungen der Proben dieses Blocks sind aufgeführt in Abb. 4.4 und Abb Probe DY11 wurde einem serizitischen Chlorit-Albit-Schiefer entnommen. Ihr zentrales Apatit-Spaltspurenalter ergab 118,9 ± 15,5 Ma mit einem P (χ 2 )-Wert von 92,84%. Gemessen wurden hierfür insgesamt 22 Einzelkörner (siehe Abb. 4.4). Die mittlere c-achsen korrigierte Spaltspurlänge beträgt 13,4 ± 1,4 μm für 29 gemessene Längen (siehe Abb. 4.5). Die Anzahl der Längen genügt somit nicht der Anforderung einer zuverlässigen thermochronologischen Modellierung. Dpar nimmt einen durchschnittlichen Wert von 1,2 ± 0,2 μm an. Das zentrale Zirkon-Spaltspurenalter beträgt 275,7 ± 49,5 Ma mit einem P (χ 2 )-Wert von 61,91%. Gemessen wurden hierfür insgesamt sieben Körner. Die wenigen Einzelkornalter nehmen relative Fehler von mehr als 45% an, was den vergleichsweise hohen Fehler dieses Alters erklärt. Ein einzelnes Kornalter mit im Vergleich geringem relativen Fehler nimmt ein recht junges Alter an, was insgesamt den niedrigen P (χ 2 )-Wert begründet (siehe Abb. 4.3). Probe DY12-2 wurde einem felsisch alterierten Gestein entnommen. Ihr zentrales Apatit-Spaltspurenalter ergab 146,7 ± 21,3 Ma mit einem P (χ 2 )-Wert von 32,19%. Gemessen wurden hierfür lediglich sieben Einzelkörner. Das Alter dieser Probe wird v. a. von einem einzigen Kornalter bestimmt, dessen relativer Fehler im Vergleich zu den übrigen Körnern weniger als 10% beträgt. Die relativen Fehler der anderen Körner sind mit einer Ausnahme größer als 60%. Dies erklärt zum einen den hohen Fehler des zentralen Alters als auch den niedrigen P (χ 2 )-Wert (siehe Abb. 4.4). Die mittlere c-achsen korrigierte Spaltspurlänge beträgt 12,8 ± 0,5 μm für nur sieben gemessene Längen (siehe Abb. 4.5). Die Anzahl der Längen genügt somit nicht der Anforderung einer zuverlässigen thermochronologischen Modellierung. Dpar nimmt einen durchschnittlichen Wert von 1,2 ± 0,2 μm an. Probe DY37-1 wurde einem Albit-Schiefer entnommen. Ihr zentrales Apatit-Spaltspurenalter ergab 303,8 ± 40,3 Ma mit einem P (χ 2 )-Wert von 0,07%. Gemessen wurden hierfür insgesamt 21 Einzelkörner. Der relative Fehler der Einzelkörner liegt mit wenigen Ausnahmen zwischen 30 und 50%, woraus der vergleichsweise hohe Fehler des zentralen Alters resultiert. Einzelkornalter streuen z. T. sehr stark sowohl im Bereich niedriger als auch hoher Alter. Hierbei dominieren jedoch drei Körner niedrigen Alters mit relativen Fehlern 30%, die das Gesamtalter daher stark beeinflussen. Nichtsdestotrotz führt dies zu einem negativen Ergebnis des χ 2 -Testes (siehe Abb. 4.4). Die mittlere c-achsen korrigierte Spaltspurlänge beträgt 12,6 ± 1,9 μm für 63 gemessene Längen (siehe Abb. 4.5). Eine thermochronologische Modellierung wurde durchgeführt (siehe Abb. 5.2). Dpar nimmt einen durchschnittlichen Wert von 1,2 ± 0,2 μm an. Probe DY40 wurde einem Albit-Schiefer entnommen. Ihr zentrales Apatit-Spaltspurenalter ergab 273,8 ± 52,0 Ma mit einem P (χ 2 )-Wert von 25,5%. Gemessen wurden hierfür insgesamt 21 Einzelkörner. Relative Einzelfehler liegen durchweg unterhalb von 50%, was den hohen Gesamtfehler erklärt. Dies steht in engem Zusammenhang mit der hohen Streuung der Einzelkornalter und beeinflusst den niedrigen P (χ 2 )-Wert entsprechend (siehe Abb. 4.4). Die mittlere c-achsen korrigierte Spaltspurlänge beträgt 13,0 ± 1,1 μm für 54

56 DY8-1: 42,5±8,0Ma (DY8-2: 100,4±17,1Ma/197,9±33,6Ma) Mine D: DY27-1: 160,0±28,0Ma DY27-2: 186,0±29,9Ma DY28: (kein Ap-Alter)/233,8±48,1Ma Block E DY6: 114,1±15,5Ma Zr-Alter Block A: Block B: Block C: DY11: 275,7±49,5Ma DY31: 444,2±48,5Ma - Block E: Block D: DY8-2: 197,9±33,6Ma DY4-1: 299,9±41,8Ma DY28: 233,8±48,1Ma Mine C: DY23: 142,1±19,6Ma DY24: 130,8±18,7Ma Block D DY4-1: 107,6±10,0Ma/299,9±41,8Ma aktivierte Störungen DY11: 118,9±15,5Ma/275,7±49,5Ma Block A Mine E: DY31: 131,1±13,5Ma/444,2±48,5Ma Block B Block C DY3-1: 128,5±38,7Ma Mine A: DY18: 97,6±12,0Ma DY19: 100,8±14,0Ma ca. 1km siehe hierzu Abb. 4.2 DY12-2: 146,7±21,3Ma DY37-1: 303,8±40,3Ma DY40: 273,0±52,0Ma DY41a: 231,0±41,4Ma DY41b: 195,2±68,6Ma Ap-Alter Block A: Block B: Block C: DY11: 118,9±15,5Ma DY31: 131,1±13,5Ma DY3-1: 128,5±38,7Ma DY12-2: 146,7±21,3Ma Block E: Block D: DY37-1: 303,8±40,3Ma DY6: 114,7±15,5Ma DY4-1: 107,6±10,0Ma DY40: 273,0±52,0Ma DY8-1: 42,5±8,0Ma DY18: 97,6±12,0Ma DY41a: 231,0±41,4Ma DY8-2: 100,4±17,1Ma DY19: 100,8±14,0Ma DY41b: 195,2±68,6Ma DY27-1: 160,0±28,0Ma DY23: 142,1±19,6Ma DY27-2: 186,0±29,9Ma DY24: 130,8±18,7Ma Abb.4.1: Probenlokationen im Mineralisationsbereich der Dongyao Mine auf der geologischen Karte. "`Mine X:"' kennzeichnet Eingänge zu horizontalen Stollen, in denen ebenfalls Proben genommen wurden, deren genaue Position nicht ermittelt werden konnte. "`107,6 ± 10,0 Ma/299,9 ± 41,8 Ma"', Apatitalter/Zirkonalter; Die Proben DY40, DY41a und DY41b liegen außerhalb dieser geologischen Detailkarte südwestlich der Probe DY37-1 (siehe hierzu Abb. 4.2).

57 4 Ergebnisse der Spaltspurenanalyse 57 Abb. 4.2: Probenlokationen im Mineralisationsbereich der Dongyao Mine auf einer topographischen Karte auf Basis einer DEM Aufnahme. Mine X: kennzeichnet Eingänge zu horizontalen Stollen, in denen ebenfalls Proben genommen wurden, deren genaue Position nicht ermittelt werden konnte. 107,6± 10,0 Ma/299,9 ± 41,8 Ma, Apatitalter/Zirkonalter. 57

58 58 4 Ergebnisse der Spaltspurenanalyse Abb. 4.3: Radialdarstellung des Zirkon-Spaltspurenalters der Probe DY11 des Blocks A. Zusätzlich aufgeführt ist das zentrale Alter der Probe und das Ergebnis des χ 2 -Tests nach Galbraith (1981). lediglich sieben gemessene Längen (siehe Abb. 4.5). Die Anzahl der Längen genügt somit nicht der Anforderung einer zuverlässigen thermochronologischen Modellierung. Dpar nimmt einen durchschnittlichen Wert von 1,2 ± 0,2 μm an. Probe DY41a wurde einem Albit-Schiefer entnommen. Ihr zentrales Apatit-Spaltspurenalter ergab 231,0 ± 41,4 Ma mit einem P (χ 2 )-Wert von 98,48%. Gemessen wurden hierfür insgesamt 21 Einzelkörner. Mit Ausnahme zweier Einzelkörner besitzen alle Proben relative Fehler von 60%. Dies spiegelt sich wider im hohen Gesamtfehler des zentralen Alters (siehe Abb. 4.4). Die mittlere c-achsen korrigierte Spaltspurlänge beträgt 12,4 ± 0,8 μm für lediglich sieben gemessene Längen (siehe Abb. 4.5). Die Anzahl der Längen genügt somit nicht der Anforderung einer zuverlässigen thermochronologischen Modellierung. Dpar nimmt einen durchschnittlichen Wert von 1,1 ± 0,2 μm an. Probe DY41a wurde einem Albit-Schiefer entnommen. Ihr zentrales Apatit-Spaltspurenalter ergab 195,2 ± 68,6 Ma mit einem P (χ 2 )-Wert von 84,25%. Im Fehlerbereich ist dieses Alter, wie erwartet identisch mit Probe DY41a. Gemessen wurden lediglich fünf Körner. Die wenigen Einzelkörner besitzen durchweg relative Fehler von 60%. Zusammen mit der geringen Anzahl gemessener Körner erklärt dies den hohen Fehler des zentralen Alters (siehe Abb. 4.4). Es konnten keine horizontal orientierten Spaltspurlängen gemessen werden. Dpar nimmt einen durchschnittlichen Wert von 1,1 ± 0,3 μm an. 4.2 Block B Block B ist im zentralen Bereich der Dongyao Mine gelegen (siehe Abb. 4.1). Es wurde lediglich eine Probe genommen. Probe DY31 entstammt dem Au-mineralisierten Schiefer eines horizontalen Stollens (Mine E, siehe Abb. 4.1 bzw. Abb. 4.2). Ihr zentrales Apatit- Spaltspurenalter ergab 131,1 ± 13,5 Ma mit einem P (χ 2 )-Wert von 63,27%. Gemessen wurden hierfür insgesamt 21 Einzelkörner. Ein einzelnes Korn mit geringem relativen Fehler fällt aus dem Rahmen der Verteilung der übrigen Einzelkornalter und weist ein junges 58

59 4 Ergebnisse der Spaltspurenanalyse 59 Abb. 4.4: Radialdarstellung der Apatit-Spaltspurenalter des Blocks A. Zusätzlich aufgeführt ist das zentrale Alter der Probe und das Ergebnis des χ 2 -Tests nach Galbraith (1981). 59

60 60 4 Ergebnisse der Spaltspurenanalyse Abb. 4.5: Apatit-Spaltspurlängenverteilungen der Proben des Blocks A. Über dem Längenspektrum ist jeweils die prozentuale Häufigkeit aufgetragen. Zusätzlich angegeben ist die Anzahl der gemessenen horizontal orientierten spontanen Spaltspurlängen (n) und die mittlere c-achsen korrigierte Spaltspurlänge (L c (mean)). 60

61 4 Ergebnisse der Spaltspurenanalyse 61 Abb. 4.6: Radialdarstellung des Zirkon-Spaltspurenalters der Probe DY31 des Blocks B. Zusätzlich aufgeführt ist das zentrale Alter der Probe und das Ergebnis des χ 2 -Tests nach Galbraith (1981). Abb. 4.7: Radialdarstellung der Apatit-Spaltspurenalter der Probe DY31 des Blocks B (links) und der Probe DY3-1 des Blocks C (rechts). Zusätzlich aufgeführt ist das zentrale Alter der Probe und das Ergebnis des χ 2 -Tests nach Galbraith (1981). Alter auf. Dies beeinflusst entsprechend den P (χ 2 )-Wert (siehe Abb. 4.7). Die mittlere c-achsen korrigierte Spaltspurlänge beträgt 13,5 ± 1,1 μm für 60 gemessene Längen (siehe Abb. 4.8). Eine thermochronologische Modellierung wurde durchgeführt. Dpar nimmt einen durchschnittlichen Wert von 1,1 ± 0,2 μm an. Das zentrale Zirkon-Spaltspurenalter beträgt 444,2 ± 48,5 Ma mit einem P (χ 2 )-Wert von 99,79%. Mit Ausnahme eines einzelnen Kornalters liegen die relativen Fehler der Einzelkörner bei mindestens 45%, was daher den hohen Gesamtfehler des zentralen Alters erklärt (siehe Abb. 4.6). 4.3 Block C Block C nimmt den Bereich südöstlich der Dongyao Mine ein (siehe Abb. 4.1). Dort wurde lediglich eine Probe genommen. Probe DY3-1 entstammt einem undeformierten Dolerit. 61

62 62 4 Ergebnisse der Spaltspurenanalyse Abb. 4.8: Apatit-Spaltspurlängenverteilung der Probe DY31 des Blocks B (links) und der Probe DY3-1 des Blocks C (rechts). Über dem Längenspektrum ist jeweils die prozentuale Häufigkeit aufgetragen. Zusätzlich angegeben ist die Anzahl der gemessenen horizontal orientierten spontanen Spaltspurlängen (n) und die mittlere c-achsen korrigierte Spaltspurlänge (L c (mean)). Ihr zentrales Alter ergab 128,5 ± 38,7 Ma mit einem P (χ 2 )-Wert von 99,80%. Die relativen Fehler aller Proben sind größer als 70%. Zusammen mit der geringen Anzahl gemessener Körner erklärt dies den hohen Fehler des zentralen Alters der Probe (siehe Abb. 4.7). Die mittlere c-achsen korrigierte Spaltspurlänge beträgt 12,3 ± 0,9 μm für lediglich sieben gemessene Längen (siehe Abb. 4.8). Die Anzahl der Längen genügt somit nicht der Anforderung einer zuverlässigen thermochronologischen Modellierung. Dpar nimmt einen durchschnittlichen Wert von 1,0 ± 0,2 μm an. 4.4 Block D Block D befindet sich im nordöstlichen Gebiet der Dongyao Mine (siehe Abb. 4.1). Insgesamt wird er repräsentiert von fünf Proben. Die Proben DY18, DY19, DY23 und DY24 entstammen horizontalen Stollen (Mine A bzw. Mine C, siehe Abb. 4.1 bzw. Abb. 4.2). Probe DY4-1 wurde im freien Gelände genommen. Apatit-Spaltspurenalter liegen zwischen 97,6 ± 12,0 Ma und 142,1 ± 19,6 Ma. Für die Proben DY4-1 und DY28 konnten zusätzlich Zirkon-Spaltspurenalter gewonnen werden. Sie betragen 299,9 ± 41,8 Ma bzw. 233,8 ± 48,1 Ma. Die c-achsen korrigierten horizontal orientierten spontanen Spaltspurlängen aller Proben liegen im Mittel zwischen 12,8 μm und 13,6 μm mit Standardabweichungen zwischen 1,1 μm und 1,6 μm. Längenverteilungen sind in Abb dargestellt. Dpar nimmt Werte zwischen 1,1 ± 0,2 μm und 1,2 ± 0,2 μm an. Die zugehörigen Radialdarstellungen der Proben dieses Blocks sind aufgeführt in Abb. 4.9 und Abb

63 4 Ergebnisse der Spaltspurenanalyse 63 Probe DY4-1 wurde einem Quarz-Albit-Schiefer entnommen. Ihr zentrales Apatit-Spaltspurenalter ergab 107,6 ± 10,0 Ma mit einem P (χ 2 )-Wert von 30,07%. Gemessen wurden hierfür insgesamt 21 Einzelkörner (siehe Abb. 4.9). Das Gesamtalter wird hauptsächlich dominiert von zwei Einzelkornaltern mit kleinem relativen Fehler 20%. Außerdem streuen die Alter der Körner mit größerem relativen Fehler sehr stark sowohl im Bereich junger als auch hoher Alter. Dies wirkt sich schließlich im niedrigen P (χ 2 )-Wert aus. Die mittlere c-achsen korrigierte Spaltspurlänge beträgt 13,5 ± 1,1 μm für 70 gemessene Längen (siehe Abb. 4.11). Entsprechend wurde eine thermochronologische Modellierung durchgeführt. Dpar nimmt einen durchschnittlichen Wert von 1,2 ± 0,2 μm an. Das zentrale Zirkon-Spaltspurenalter beträgt 299,9 ± 41,8 Ma mit einem P (χ 2 )-Wert von 61,91%. Gemessen wurden hierfür insgesamt acht Körner. Die relativen Fehler einzelner Kornalter sind durchweg größer als 30%, was den hohen Fehler des Gesamtalters erklärt. Der niedrige P (χ 2 )-Wert ist zurückzuführen auf das vergleichsweise junge Alter eines Einzelkorns (siehe Abb. 4.10). Probe DY18 wurde einem Au-mineralisierten Schiefer entnommen. Ihr zentrales Apatit-Spaltspurenalter ergab 97,6 ± 12,0 Ma mit einem P (χ 2 )-Wert von 87,77%. Insgesamt wurden 20 Körner gemessen. Der P (χ 2 )-Wert spiegelt u. a. die weite Streuung zweier Einzelkörner wider (siehe Abb. 4.9). Die mittlere c-achsen korrigierte Spaltspurlänge beträgt 12,8 ± 1,1 μm für lediglich 7 gemessene Längen (siehe Abb. 4.11). Die Anzahl der Längen genügt somit nicht der Anforderung einer zuverlässigen thermochronologischen Modellierung. Dpar nimmt einen durchschnittlichen Wert von 1,2 ± 0,2 μm an. Probe DY19 wurde einem Grünschiefer entnommen. Ihr zentrales Apatit-Spaltspurenalter ergab 100,8 ± 14,0 Ma mit einem P (χ 2 )-Wert von 76,29%. Es wurden insgesamt 19 Körner gemessen. Der P (χ 2 )-Wert spiegelt die hohe Streuung im Bereich jüngerer Alter wider. Dort nehmen zudem die relativen Fehler der Einzelkornalter ab, sodass sie einen höheren Einfluss auf das Gesamtalter und den χ 2 -Test gewinnen (siehe Abb. 4.9). Die mittlere c-achsen korrigierte Spaltspurlänge beträgt 13,3 ± 1,4 μm für lediglich 10 gemessene Längen (siehe Abb. 4.11). Die Anzahl der Längen genügt somit nicht der Anforderung einer zuverlässigen thermochronologischen Modellierung. Dpar nimmt einen durchschnittlichen Wert von 1,1 ± 0,2 μm an. Probe DY23 wurde einem Au-mineralisierten Schiefer entnommen. Ihr zentrales Apatit-Spaltspurenalter ergab 142,1 ± 19,6 Ma mit einem P (χ 2 )-Wert von 99,81%. Relative Fehler betragen insgesamt, mit einer einzelnen Ausnahme, mehr als 40%, woraus sich der höhere Fehler im zentralen Alter ergibt (siehe Abb. 4.9). Die mittlere c-achsen korrigierte Spaltspurlänge beträgt 13,6 ± 1,4 μm für 14 gemessene Längen (siehe Abb. 4.11). Die Anzahl der Längen genügt somit nicht der Anforderung einer zuverlässigen thermochronologischen Modellierung. Dpar nimmt einen durchschnittlichen Wert von 1,1 ± 0,2 μm an. Probe DY24 wurde einem Grünschiefer entnommen. Ihr zentrales Apatit-Spaltspurenalter ergab 130,8 ± 18,7 Ma mit einem P (χ 2 )-Wert von 88,62%. Ein einzelnes Kornalter mit niedrigem relativen Fehler fällt aus dem Trend der Gesamtverteilung und beeinflusst somit das Ergebnis des χ 2 -Tests. Insgesamt hohe relative Fehler der Kornalter 45% wirken sich zudem auf den Gesamtfehler des zentralen Alters aus (siehe Abb. 4.9). Die 63

64 64 4 Ergebnisse der Spaltspurenanalyse Abb. 4.9: Radialdarstellung der Apatit-Spaltspurenalter des Blocks D. Zusätzlich aufgeführt ist das zentrale Alter der Probe und das Ergebnis des χ 2 -Tests nach Galbraith (1981). mittlere c-achsen korrigierte Spaltspurlänge beträgt 13,5 ± 1,6 μm für zwölf gemessene Längen (siehe Abb. 4.11). Die Anzahl der Längen genügt somit nicht der Anforderung einer zuverlässigen thermochronologischen Modellierung. Dpar nimmt einen durchschnittlichen Wert von 1,1 ± 0,2 μm an. Das zentrale Zirkon-Spaltspurenalter beträgt 233,8 ± 48,1 Ma mit einem P (χ 2 )-Wert von 93,44%. Die geringe Anzahl an gemessenen Körnern und der insgesamt vergleichsweise hohe relative Fehler 30% erklären den hohen Fehler des zentralen Alters (siehe Abb. 4.10). 4.5 Block E Block E liegt im nordwestlichen Teil der Dongyao Mine (siehe Abb. 4.1). Dieser Bereich wird von insgesamt fünf Proben repräsentiert. Die Proben DY6, DY8-1 und DY8-2 wurden dem freien Gelände entnommen, während die Proben DY27-1 und DY27-2 einem horizontalen Stollen (Mine D, siehe Abb. 4.1 bzw. Abb. 4.2) entstammen. Apatit-Spaltspurenalter reichen von 42,5 ± 8,0 Ma bis 186,0 ± 29,9 Ma. Für Probe DY8-2 existiert zudem ein Zirkon-Spaltspurenalter von 197,9 ± 33,6 Ma. Die c-achsen korrigierten horizontal orientierten spontanen Spaltspurlängen aller Proben liegen im Mittel zwischen 12,6 μm und 13,5 μm mit Standardabweichungen zwischen 1,1 μm und 1,7 μm. Längenvertei- 64

65 4 Ergebnisse der Spaltspurenanalyse 65 Abb. 4.10: Radialdarstellung der Zirkon-Spaltspurenalter des Blocks D. Zusätzlich aufgeführt ist das zentrale Alter der Probe und das Ergebnis des χ 2 -Tests nach Galbraith (1981). lungen sind in Abb dargestellt. Dpar nimmt Werte zwischen 1,0 ± 0,2 μm und 1,1 ± 0,2 μm an. Die zugehörigen Radialdarstellungen der Proben dieses Blocks sind aufgeführt in Abb und Abb Probe DY6 wurde einem serizitischen Albit-Schiefer entnommen. Ihr Apatit-Spaltspurenalter beträgt 114,7 ± 15,5 Ma mit einem P (χ 2 )-Wert von 67,97%. Insgesamt wurden 21 Körner datiert. Drei Körner zeigen relativ hohe Alter, während die Einzelkornalter im jüngeren Altersbereich stark streuen. Diese weisen dort zudem vergleichsweise niedrige relative Fehler auf. Das Gros der Einzelkornalter liegt jedoch dazwischen (siehe Abb. 4.13). Nichtsdestotrotz führt dies zu dem niedrigen P (χ 2 )-Wert. Die mittlere c-achsen korrigierte Spaltspurlänge beträgt 13,5 ± 1,5 μm für elf gemessene Längen (siehe Abb. 4.14). Die Anzahl der Längen genügt somit nicht der Anforderung einer zuverlässigen thermochronologischen Modellierung. Dpar nimmt einen durchschnittlichen Wert von 1,1 ± 0,2 μm an. Das zentrale Zirkon-Spaltspurenalter beträgt 233,8 ± 48,1 Ma mit einem P (χ 2 )-Wert von 93,44%. Die geringe Anzahl an gemessenen Körnern und der insgesamt vergleichsweise hohe relative Fehler 30% erklären den hohen Fehler des zentralen Alters (siehe Abb. 4.12). Probe DY8-1 wurde einem K-alterierten Schiefer entnommen. Ihr Apatit-Spaltspurenalter beträgt 42,5 ± 8,0 Ma mit einem P (χ 2 )-Wert von 80,08%. Insgesamt wurden 16 Körner datiert. Zwei vergleichsweise junge Einzelkornalter beeinflussen hier das Ergebnis des χ 2 -Tests, wirken sich jedoch infolge ihres geringen relativen Fehlers nicht zu stark auf das zentrale Alter aus (siehe Abb. 4.13). Die mittlere c-achsen korrigierte Spaltspurlänge beträgt 12,6 μm für lediglich zwei gemessene Längen (siehe Abb. 4.14). Die Anzahl der Längen genügt somit nicht der Anforderung einer zuverlässigen thermochronologischen Modellierung. Dpar nimmt einen durchschnittlichen Wert von 1,1 ± 0,2 μm an. Probe DY8-2 wurde einem K-alterierten Schiefer entnommen. Ihr Apatit-Spaltspurenalter beträgt 100,4 ± 17,1 Ma, wobei der χ 2 -Test fehlschlägt (0.00%). Insgesamt wurden 22 Körner datiert. Der Ausgang des χ 2 -Tests wird erheblich beeinflusst von einem einzelnen sehr jungen Einzelkornalter und einer Gruppierung von vier sehr hohen Einzelkornaltern 65

66 66 4 Ergebnisse der Spaltspurenanalyse Abb. 4.11: Apatit-Spaltspurlängenverteilungen der Proben des Blocks D. Über dem Längenspektrum ist jeweils die prozentuale Häufigkeit aufgetragen. Zusätzlich angegeben ist die Anzahl der gemessenen horizontal orientierten spontanen Spaltspurlängen (n) und die mittlere c-achsen korrigierte Spaltspurlänge (L c (mean)). 66

67 4 Ergebnisse der Spaltspurenanalyse 67 Abb. 4.12: Radialdarstellung des Zirkon-Spaltspurenalters der Probe DY8-2 des Blocks E. Zusätzlich aufgeführt ist das zentrale Alter der Probe und das Ergebnis des χ 2 -Tests nach Galbraith (1981). mit vergleichsweise niedrigen relativen Fehlern. Dieser Umstand führt zu einer extremen Streuung und somit zum Fehlschlagen des χ 2 -Tests (siehe Abb. 4.13). Vermutlich wird sogar das zentrale Alter der Probe insgesamt beeinflusst, denn es unterscheidet sich signifikant vom Alter der Probe DY8-1, obwohl es vom gleichen Gestein entnommen wurde. Schließt man die genannte Gruppe hoher Einzelkornalter und das einzelne Korn jungen Alters aus, so würde sich ein erheblich jüngeres Gesamtalter für die Probe ergeben. Dies würde vermutlich im Fehlerbereich zum gleichen Alter wie Probe DY8-1 führen. Daher sollte man hier wohl von einem jüngeren, wahren Alter der Probe ausgehen. Die mittlere c-achsen korrigierte Spaltspurlänge beträgt 13,4 ± 1,7 μm für lediglich sieben gemessene Längen (siehe Abb. 4.14). Die Anzahl der Längen genügt somit nicht der Anforderung einer zuverlässigen thermochronologischen Modellierung. Dpar nimmt einen durchschnittlichen Wert von 1,1 ± 0,2 μm an. Obige Überlegungen zum eigentlichen Alter der Probe werden bekräftigt durch das vergleichsweise junge Zirkon-Spaltspurenalter von 197,9 ± 33,6 Ma mit einem P (χ 2 )-Wert von 35,44%. Es wurden insgesamt sechs Körner datiert. Einzelkornalter streuen sehr stark, was zusammen mit der geringen Anzahl gemessener Körner zu dem niedrigen P (χ 2 )-Wert führt (siehe Abb. 4.12). Des Weiteren äußern sich die hohen relativen Fehler 35% im Gesamtfehler des zentralen Alters. Probe DY27-1 wurde der tektonischen Brekzie einer Störungszone entnommen. Ihr Apatit-Spaltspurenalter beträgt 160,9 ± 28,0 Ma mit einem P (χ 2 )-Wert von 99,96%. Insgesamt wurden 21 Körner datiert. Der hohe Fehler ist zurückzuführen auf die hohen relativen Fehler 50% der Einzelkornalter insgesamt. Es konnten keine horizontal orientierte Spaltspuren gemessen werden. Dpar nimmt einen durchschnittlichen Wert von 1,0 ± 0,2 μm an. Probe DY27-2 wurde der tektonischen Brekzie einer Störungszone entnommen. Ihr Apatit-Spaltspurenalter beträgt 186,8 ± 29,9 Ma mit einem P (χ 2 )-Wert von 91,93%. Insgesamt wurden 21 Körner datiert (siehe Abb. 4.13). Wie erwartet ist das Alter dieser Probe mit dem der Probe DY27-2 im Fehlerbereich identisch. Der hohe Fehler des zentralen Alters erklärt sich ebenfalls aus den durchweg hohen relativen Fehlern 45% der Ein- 67

68 68 4 Ergebnisse der Spaltspurenanalyse Abb. 4.13: Radialdarstellung der Apatit-Spaltspurenalter des Blocks E. Zusätzlich aufgeführt ist das zentrale Alter der Probe und das Ergebnis des χ 2 -Tests nach Galbraith (1981). zelkornalter. Die mittlere c-achsen korrigierte Spaltspurlänge beträgt 13,0 ± 1,1 μm für lediglich sechs gemessene Längen (siehe Abb. 4.14). Die Anzahl der Längen genügt somit nicht der Anforderung einer zuverlässigen thermochronologischen Modellierung. Dpar nimmt einen durchschnittlichen Wert von 1,1 ± 0,2 μm an. 68

69 4 Ergebnisse der Spaltspurenanalyse 69 Abb. 4.14: Apatit-Spaltspurlängenverteilungen der Proben des Blocks E. Über dem Längenspektrum ist jeweils die prozentuale Häufigkeit aufgetragen. Zusätzlich angegeben ist die Anzahl der gemessenen horizontal orientierten spontanen Spaltspurlängen (n) und die mittlere c-achsen korrigierte Spaltspurlänge (L c (mean)). 69

70 70 4 Ergebnisse der Spaltspurenanalyse Tab. 4.15: Zusammenfassung der Apatit-Spaltspurendaten mit Beschreibung und Lokation der einzelnen Proben nach Hurford (1990). Die in der Spalte Höhe in Klammern angeführten Zahlen entsprechen der Höhe der entsprechenden Mineneingänge. Unter Verwendung eines CN-5-Glasstandards wurden insgesamt ND = Spaltspuren gezählt. Alter wurden als zentrale Alter berechnet bei einem ζ-wert von 327,83 ± 24,84 a/cm 2. NS, Anzahl der spontanen Spaltspuren; ρs, Dichte der spontanen Spaltspuren; NI, Anzahl der induzierten Spaltspuren; ρi, Dichte der induzierten Spaltspuren; χ 2 [%], χ 2 -Test nach Galbraith (1981); Qz, Quarz; Ab, Albit; Chl, Chlorit; ser., serizitisch; K, Kalium; alter., alteriert; SiO2, felsisch alteriert.; Au, Gold; min., mineralisiert. 70

71 4 Ergebnisse der Spaltspurenanalyse 71 Tab. 4.16: Zusammenfassung der Zirkon-Spaltspurendaten mit Beschreibung und Lokation der einzelnen Proben nach Hurford (1990). Die in der Spalte Höhe in Klammern angeführten Zahlen entsprechen der Höhe der entsprechenden Mineneingänge. Unter Verwendung eines CN-1-Glasstandards wurden insgesamt ND = Spaltspuren gezählt. Alter wurden als zentrale Alter berechnet bei einem ζ-wert von 143,71 ± 7,19 a/cm 2. NS, Anzahl der spontanen Spaltspuren; ρs, Dichte der spontanen Spaltspuren; NI, Anzahl der induzierten Spaltspuren; ρi, Dichte der induzierten Spaltspuren; χ 2 [%], χ 2 -Test nach Galbraith (1981); Qz, Quarz; Ab, Albit; Chl, Chlorit; ser., serizitisch; alter., alteriert; fels., felsisch; SiO2, felsisch alteriert.; Au, Gold; min., mineralisiert. 71

72 72 4 Ergebnisse der Spaltspurenanalyse Tab. 4.17: Statistische Ausführung der gemessenen horizontal orientierten, spontanen Spaltspurlängen (CT) und der Ätzgruben- Durchmesser (Dpar). n, Anzahl der einzelnen CT s und Dpar s; {3}, Anzahl der gemessenen CT s vor der GSI-Bestrahlung; Lc, c-achsen korrigierte CT s; mean, Mittelwert der CT- und Dpar-Daten; std, 1-σ Standardabweichung; skew, Schiefe der CT- und Dpar-Daten. 72

73 5 Interpretation und Diskussion 73 5 Interpretation und Diskussion 5.1 Tektonische Bewegungen im Bereich der Dongyao Mine Denudation der Krustensegmente Die Proben wurden dem vorherrschenden Störungssystem entsprechend auf fünf Blöcke verteilt (siehe Abb. 4.1). Man müsste hierbei davon ausgehen, dass es sich bei den Blockbegrenzenden Störungen um größere Hauptstörungen handelt. Der Bereich um die Dongyao Goldmine, im Einzugsgebiet einer zentralen Scherzone, zeigt sich jedoch in hohem Maße sowohl duktil als auch spröde deformiert (Chen et al. (2001)). Dies bestätigen zahlreiche kleinräumige Störungen und Scherindikatoren im Gelände. Die Einteilung in einzelne von wenigen Hauptstörungen kontrollierte Krustenblöcke könnte daher insgesamt in Frage gestellt werden. Dennoch spiegelt sich unter Einbeziehung der Höhendaten diese Unterteilung weitestgehend auch im Höhen/Alter-Diagramm wider (siehe Abb. 5.1). Der große Fehlerbereich einiger Proben lässt hierbei jedoch auch einigen Spielraum. Zudem sind die genauen Lokationen der in Stollen genommenen Proben nicht bekannt. Dem kann man jedoch entgegensetzen, dass eine mögliche genaue geographische Bestimmung jener Proben nur in einer leichten Verschiebung der aktuell angenommenen Probenlokation innerhalb des gleichen Krustensegments bewirkt. Außerdem ist eine geographische Position mit Ausnahme der Höhe im Höhe/Alter-Diagramm eher sekundär zu betrachten. Der beobachtbare Gesamttrend bleibt unbestreitbar. Auf Basis obiger Verteilung der Proben auf spezifische Blöcke entstehen diskrete Trendlinien, die die einzelnen Proben der spezifischen Einzelblöcke miteinander verbinden. Jene Darstellung geht daher von einer Staffelung von mindestens drei unabhängigen Krustensegmenten im Bereich der Dongyao Mine aus. Dies umfasst als separates Krustensegment den Block A, die Blöcke B und E innerhalb eines gemeinsamen, unabhängigen Krustensegments BE und die Blöcke C und D innerhalb eines gemeinsamen Krustensegments CD. Die Forderung mehrerer voneinander unabhängiger Krustensegmente wird zudem bekräftigt durch die jeweils leicht versetzte Lage des Erzkörpers je Krustensegment im Gold-Abbaugebiet. Jene Krustensegmente werden begrenzt von etwa N-S orientierten Störungen, die zu unterschiedlichen Zeiten aktiviert wurden. In der tektonischen Vergangenheit des Gebietes hatte je nach aktueller Aktivität der Block-begrenzenden Störungen obige Dreiteilung jedoch nicht immer ihre Gültigkeit, wie die Auftragung der Zirkon-Alter schließen lässt. So bewegten sich einst sowohl die Blöcke D und E als Einheit (Krustensegment DE), als auch vermutlich die Blöcke A und B als Einheit (Krustensegment AB), während vorwiegend das WNW-ESE orientierte Störungssystem aktiv gewesen war. In- 73

74 74 5 Interpretation und Diskussion folge der hohen Streuung der Proben des Blockes A, muss des Weiteren angenommen werden, dass hier ein weiterer Block A vorliegt. Aus Mangel an Daten kann dies jedoch hier nicht eindeutig aufgelöst werden. Er wäre südöstlich, weit außerhalb des Mineralisationsbereiches angesiedelt. Aus der Steigung der Trendlinien können Denudationsraten abgelesen werden. So ergibt sich für alle besprochenen Krustensegmente eine Rate von etwa 3 m/ma unter Annahme eines konstant linearen Zusammenhangs. Die hieraus gewonnenen Raten (Abb. 5.1) fallen insgesamt niedrig aus. Anderes ist jedoch nicht zu erwarten, wenn man von der Kraton-typischen relativen tektonischen Ruhe seit der Konsolidierung des NCK ausgeht, wie sie von Ma und Bai (1998) beschrieben wird. Seit der Intrusion eines mafischen Gangschwarms um 1,8 Ga (Peng et al. (2008)) ist es zu keiner größeren tektonischen Aktivität innerhalb des NCK gekommen, mit Ausnahme der im Mesozoikum fern wirkenden. Der NCK wird bereichsweise lediglich von epirogenen Hebungen betroffen. Zu beachten ist allerdings, dass keine großen Höhendifferenzen zwischen den einzelnen Proben vorliegen, die möglicherweise eine genauere Bestimmung der Denudationsrate zulassen würden. In einem derart tektonisch beanspruchten Gebiet fällt es jedoch schwer Proben unterschiedlicher Höhe aus dem gleichen Krustenblock zu entnehmen. Epochen relativer Inaktivität mit niedriger Denudationsrate spiegeln sich auch recht gut in Form der zweiten Phase in allen modellierten t-t-pfaden wider (siehe Abschnitt 5.1.2). Sowohl die Parallelität der Trendlinien im Höhen/Alter Diagramm als auch der sogenannten zweiten Phasen in den Modellierungen in einem Zeitraum von mehr als 350 Ma machen die Konstanz einer kraton-typischen epirogenen Denudation deutlich. Sie wird lediglich zeitweise unterbrochen, wie es in den zeitlich versetzten Trendlinien und dem zeitlich versetzten Beginn der ersten Phasen in den jeweiligen t-t-pfad Modellierungen zu Tage kommt, bevor erneut eben jene konstante Denudationsrate dominiert. Jene ermittelte Denudationsrate gilt auf Basis des Höhen/Alter Diagramms für das Krustensegment CD in einem Zeitraum von etwa Ma, für das Krustensegment BE in einem Zeitraum von etwa Ma und für den Block A in einem Zeitraum von etwa Ma. Das ehemalige, unabhängige Krustensegment DE hat diese Denudationsrate in einem Zeitraum von etwa Ma, das vermutete Krustensegment AB in einem Zeitraum von etwa Ma erfahren. In diesen Zeiträumen erfuhren die einzelnen Krustensegmente infolge der geringen Denudationsrate vermutlich eine Reduktion eines möglicherweise bestehenden Reliefs. Die versetzte Lage der Denudationsgeraden lässt sich aus der zeitlich versetzten Aktivierung der abgrenzenden Störungen erklären. Demnach wurde das nordöstliche Krustensegment CD als letztes aktiv mit steigendem Alter der Aktivierung Richtung Südwesten. Der Ursprung der Aktivierung der Störungen liegt vermutlich in der geologischen Vergangenheit des NCK als Ganzem. Geht man von der Parallelität der Hebungsgeraden aus, so entspricht die Hebungsrate von 3 m/ma vermutlich der konstanten epirogenen Hebung in diesem Bereich insgesamt. Während aller oben genannten Zeiträume verändert sie sich nur unwesentlich. Sie markieren jeweils eine Ruhephase des jeweiligen Krustensegments. Diese Ruhephasen werden lediglich von kurzzeitigen Aktivitäten unterbrochen. Dies geht ebenfalls aus den modellierten t-t-pfaden hervor. Die Modellierungen bestätigen zudem, 74

75 5 Interpretation und Diskussion 75 dass das Krustensegment CD als letztes aktiv wurde (siehe Abschnitt 5.1.2). Die versetzte Aktivität der Störungen und damit Heraushebung einzelner Krustenblöcke erklärt die versetzte Lage der Hebungsgeraden bzw. Probengruppen und damit den Altersunterschied von etwa Ma zwischen benachbarten Geraden auf gleicher Höhe (bezogen auf die Apatit-Daten). Zusammenfassend bedeutet dies, dass sich lediglich während aktiver Phasen die hier definierten Krustensegmente unabhängig voneinander bewegten. Während der sogenannten Ruheperioden herrschte eine konstante Denudationsrate vor, die vermuten lässt, dass keine diskrete Unterteilung in Krustensegmente vorlag. Für die Aktivierung der Störungen kommen, im Hinblick auf oben erwähnte Zeiträume im Wesentlichen drei geologische Ereignisse in Frage: (a) die beginnende Subduktion des Pazifik unter die eurasische Platte und damit dem NCK im frühen Mesozoikum, (b) die Yanshan Epoche bzw. die Zusammenführung des süd- und nordchinesischen Blocks im mittleren bis späten Mesozoikum und (c) die beginnende Kollision des indischen Subkontinents mit dem eurasischen Kontinent im Känozoikum. Der Altersunterschied und der Zeitrahmen zwischen den gemittelten Hebungsgeraden fallen zusammen mit diesen Ereignissen. Die direkt aus einer Störungszone genommenen Proben DY27-1 und DY27-2 markieren mit ihrem Alter hier sogar eine Aktivität der lokalen Störungen im Mesozoikum. Die Orientierung der Block-begrenzenden Störungen scheint außerdem zu bestätigen, dass ihr Ursprung nicht proterozoisch oder älter ist. Eben jene Störungen bzw. die zentrale Scherzone zeigen nämlich eine NE-SW Orientierung (Tian et al. (1999)), die während der Bildung des TNC, also im frühen Proterozoikum, angelegt worden ist (Zhao et al. (2001)). Die Zirkon-Daten weisen jedoch darauf hin, dass vor oben genannten Ereignissen eine andere Symmetrie der Krustensegmente vorherrschte. Das vermutete ehemalige Krustensegment DE deutet darauf hin, dass im Laufe des Mesozoikums der tektonische Rahmen im Wutai-Gebirge Veränderungen unterlief. Denn das zuvor aktive WNW-ESE orientierte Störungssystem, wird abgelöst von dem grob N-S orientierten System. Dieses dominiert die durch die Apatit-Daten postulierte Aufteilung der Krustenblöcke. Damit geht eine Umstellung der unabhängigen Krustensegmente bzw. Neuordnung der einzelnen Blöcke einher, wie sie heute beobachtet werden kann. Die Position der Zirkon-Probe des Blocks B im Höhe/Alter-Diagramm weist ebenfalls auf diese Veränderung hin. Sie steht zunächst in keinem Zusammenhang mit Block E bis zu eben jener Neuordnung. Sie scheint vielmehr in einem Verbund mit Block A gestanden zu haben aus dem der Block B sich später schließlich infolge der Neuorientierung löste. Zwischen den Hebungsgeraden des Krustensegments CD und des Blocks A liegt ein zeitlicher Versatz von mindestens Ma, der aus der gestaffelten Aktivierung der Block-begrenzenden Störungen resultierte. Dieser Altersunterschied zwischen den versetzten Hebungsgeraden gibt Aufschluss über die Größenordnung des vertikalen Versatzes zwischen den Krustenblöcken während der Aktivität der Störungen. Unter Annahme der oben ermittelten Denudationsrate ergibt sich hieraus ein vertikaler Versatz von mindestens 150 m zwischen benachbarten Blöcken und damit zwischen den außen liegenden Krustensegmenten CD und A von mindestens 300 m. Dies bezieht sich auf die Unterteilung der Segmente auf Basis der Apatit-Daten. Ein lateraler Versatz lässt sich hieraus nicht feststellen. 75

76 76 5 Interpretation und Diskussion Abb. 5.1: Höhe der Probe aufgetragen über ihr Apatit- und Zirkon-Spaltspuralter im Alter/Höhen-Diagramm. Die Gruppierung erfolgte anhand von tektonischen und geographischen Kriterien, die sich im Plot widerspiegeln. 76

77 5 Interpretation und Diskussion Aussagen aus der thermochronologischen Modellierung Das im vorherigen Abschnitt dargelegte tektonische Bild wird im Wesentlichen gestützt von den thermochronologischen Modellierungen. Insgesamt liegen drei anhand der Messung von horizontal orientierten, spontanen Spaltspurlängen in Apatit modellierte T-t-Pfade vor (Abb. 5.2). Die wenigen Modellierungen basieren im Vergleich zu anderen thermochronologischen Arbeiten an Apatiten, z. Bsp. von Yuan et al. (2006), auf relativ wenigen ( 50) horizontal orientierten Spaltspurlängen (siehe auch Abb. 5.2 in Kapitel 4). Es kann daher diskutiert werden, ob drei t-t-pfade Modellierungen insgesamt ausreichen, um die thermochronologische Vergangenheit des Mineralisationsbereichs der Dongyao Mine wider geben zu können. Geht man außerdem von obiger Dreiteilung der Krustensegmente auf Basis der Apatit-Daten aus, so reduziert sich die Anzahl der Modellierungen auf eines pro postulierten Krustensegment. Die spezifischen Unterschiede zwischen den drei Modellierungen scheinen jedoch zu bestätigen, dass die einzelnen Proben in entscheidenden Phasen unterschiedliche t-t-pfade durchlaufen haben. Sie bekräftigen so zusätzlich ihre unterschiedliche Zugehörigkeit. Die Modellierungen ähneln sich in ihrem Erscheinungsbild und können qualitativ mithilfe von drei Phasen beschrieben werden: Während der ersten Phase erfahren die Proben eine sehr rasche Abkühlung, die von einer vergleichsweise stabilen Phase mit geringer Abkühlungsrate gefolgt wird und schließlich in einer letzten Phase erhöhter Abkühlungsrate Oberflächentemperatur erreicht. Diese letzte Phase zeigt jedoch nur eine schwache Ausprägung. Für jedes Krustensegment, bezogen auf die Geometrie, die sich aus den Apatit-Daten ergibt (siehe Abschnitt 5.1.1) existiert jeweils eine Probe mit entsprechender t-t-pfad Modellierung. Probe DY4-1 repräsentiert somit den Abkühlungspfad des Krustensegments DC, Probe DY31 den des Krustensegments EB und DY37-1 den des Blocks A. Jede der drei Pfade weist jedoch einen markanten Unterschied für den Beginn der ersten Phase auf. Die jeweiligen Zeiträume für das Einsetzen der ersten Phase sind zeitlich versetzt. Der Zeitraum der raschen Abkühlung der Probe DY4-1 setzt vergleichsweise spät ein, während er für Probe DY31 früher angesetzt ist und für Probe DY37-1 am frühesten einsetzt. Diese erste Phase rascher Abkühlung spiegelt sich jedoch nicht in den Temperaturpfaden der früher abgekühlten Proben wider. Dies deutet darauf hin, dass alle modellierten Proben unabhängig voneinander von der ersten Phase erfasst wurden, jedoch im weiteren Verlauf mit Einsetzen der zweiten Phase einheitlich beeinflusst wurden. Die Modellierungen können mithilfe der bereits ausgeführten Interpretation in ein Gesamtbild gebracht werden; nämlich der Trennung in unabhängige von Störungen getrennte Krustenblöcke. Diese Störungen wurden zu unterschiedlichen Zeiten aktiv, was dem raschen Aufstieg zu Beginn jedes Temperaturpfades entspricht. Allerdings bleibt die Frage offen, ob es sich bei dieser Aktivität um einen reinen Aufstieg des Krustenblocks, einer reinen und schnellen Abkühlung nach möglicher vorheriger Aufheizung oder um eine Mischung aus beiden handelt. Würde es sich jedoch um eine reine Abkühlung nach einer möglichen Aufheizung handeln, so würden ältere Apatit-Spaltspurenalter in diesem Gebiet vermutlich gelöscht. Dies widerspricht insgesamt dem Datenset, das eine hohe Variatät der Spaltspurenalter auf vergleichsweise kleinem Raum aufweist. Eine erneute 77

78 78 5 Interpretation und Diskussion Aufheizung u. a. durch hydrothermale Fluide kann daher nur unterhalb von 120 C stattgefunden haben, was jedoch in keinem der Modellierungen zu beobachten ist. Man sollte innerhalb der Modellierungen insgesamt von einer bewegungsdominierten Aktivierung der Block-begrenzenden Störungen innerhalb der ersten Phase ausgehen. Dies wird auch von der versetzten Lage der Denudationsgeraden im Höhen/Alter-Diagramm im Wesentlichen gestützt. Eine schnelle Abkühlung nach regionaler thermischer Aktivität kann allein in der Betrachtung der Modellierungen jedoch nicht ausgeschlossen werden. Eine Aktivierung der Störungen findet, ausgehend vom best-of-fit (BOF), für die Proben DY4-1 und DY31 innerhalb der Yanshan Epoche statt, der Zusammenführung des nord- und südchinesischen Blocks. Außerdem kann die fortschreitende Subduktion des Pazifiks während des Mesozoikums diskutiert werden. Beide Ereignisse könnten fernwirkend zu einer Aktivierung der Block-begrenzenden Störungen geführt haben. In unmittelbarer Nähe liegt zudem die mehrmals, auch im Mesozoikum aktivierte Taihangshan- Störungszone, die in etwa N-S-Richtung den NCK durchzieht und damit sogar eine Parallelität zu den N-S orientierten Block-begrenzenden Störungen aufweist. Aus dem Unterschied der Größenordnungen beider Störungssysteme kann hier jedoch ein direkter geometrischer Zusammenhang nicht bewiesen werden. Die Taihangshan-Störung könnte dennoch einen erheblichen Einfluss auf das Störungssystem der Wutai-Region gehabt haben. Dies muss nicht zwangsläufig bedeuten, dass es zu bedeutenden Hebungen gekommen ist. Auch thermische Ereignisse können zu einer Veränderung der thermischen Struktur des Untergrundes geführt haben. In der Literatur sind sie in Form von einsetzenden, vergleichsweise kurzzeitigen, mesozoischen Mineralisationen beschrieben. Sie sind hauptsächlich gesteuert durch die großdimensionale Reaktivierung der Taihangshan-Störungszone (siehe Abb. 2.2) als Folge oben genannter Ereignisse (Shen und Mao (1999), Wang (1989), Chen et al. (1998) u. a.). Allerdings darf man nicht von plattentektonischen Großereignissen innerhalb des NCK ausgehen, sondern sollte den Einfluss der genannten geologischen Ereignisse als fernwirkend betrachten. Zu berücksichtigen ist jedoch die hohe Streuung getesteter Pfade während der sogenannten ersten Phase, die nicht unbedingt eine schnelle, sondern auch eine nur leicht beschleunigte Abkühlung bedeuten könnte. Dies trifft vor allem für die erste Phase der Probe DY37-1 zu. Ihre erste Phase korreliert nicht mit den Ereignissen im Mesozoikum. Möglicherweise steht ihre rasche Abkühlung in Zusammenhang mit der varistischen Orogenese oder der mehrfachen Subduktion der mongolischen Platte im Norden während des Spätpaläozoikums. Geht man von einem konstanten geothermalen Gradienten von 30 C/km aus und vernachlässigt andere thermale Einflüsse, wie z. Bsp. den möglichen Durchfluss hydrothermaler Fluide, so ergibt sich für alle Proben innerhalb der ersten Phase raschen Aufstiegs eine Heraushebung von mindestens 1000 m. Eine genauere Auflösung für die einzelnen Proben kann aus der bestehenden Modellierung nicht erzielt werden. Des Weiteren nimmt die Streuung für die Modellierung der ersten Phase stark zu, sodass über die Zeitdauer bzw. Hebungsrate nur in höheren Größenordnungen spekuliert werden kann. Für Probe DY4-1 als Repräsentant für das Krustensegment DC muss dieser Aufstieg innerhalb von maximal ca. 60 Ma vollzogen worden sein, für Probe DY31 als Vertreter des Krustensegments BE in maximal ca. 100 Ma und für Probe DY37 als Vertreter des Krustensegments A 78

79 5 Interpretation und Diskussion 79 in maximal ca. 150 Ma. Obwohl bei diesen zeitlichen Größenordnungen ein rascher Aufstieg merkwürdig erscheint, so gibt die Interpretation einer raschen Abkühlung doch in den meisten getesteten Temperaturpfaden am besten die gemessene Längenverteilung der horizontal orientierten Spaltspurlängen wider. Die zweite Phase ist geprägt von einer relativen Ruhe, in der nur eine geringe Aufstiegsrate bzw. Abkühlrate vorherrschte. Die Denudationssrate kann aus den Modellierungen heraus, bei konstantem geothermischen Gradienten, auf maximal 10 m/ma geschätzt werden. Als Folge der regionalen relativen tektonischen Ruhephase muss man jedoch von einer Kombination aus langsamer Abkühlung des gesamten Kratons und langsamen Aufstiegs ausgehen. Dies geht einher mit der Interpretation aus dem vorherigen Abschnitt Die langanhaltende Konstanz der kratonischen epirogenen Denudationsrate von 3 m/ma, die aus dem Alter/Höhen Diagramm hervorgeht, muss unter Betrachtung der thermochronologischen Modellierung zusammen mit einer anteilsmäßigen Abkühlung des gesamten Bereiches betrachtet werden. Möglicherweise unterlag das Wutai Gebirge in dieser Zeit länger währender Denudation und Erosion, die zur Reduzierung eines bestehenden Reliefs führte. Die Apatit-Spaltspurenalter der jeweiligen Modellierungen scheinen einen Zeitpunkt nach der raschen Hebungsphase innerhalb der Ruhephase zu markieren. Betrachtet man lediglich die Modellierung der Probe DY37, so gibt sie überhaupt die relative, Kraton-typische Inaktivität des Wutai Gebirges während eines langen Zeitraumes wider. Sie wird lediglich unterbrochen von vergleichsweise sekundären tektonischen Veränderungen im Mesozoikum bevor jene relative Ruhephase (scheinbar mit leicht erhöhter Steigung des t-t-pfades) erneut eintritt. Daher lassen sich hier mindestens zwei tektonische Ruheperioden identifizieren: eine vor und eine nach den Aktivitäten im Mesozoikum. Mit dieser Phase korrelieren die Zeiträume der Denudationsgeraden aller Proben insgesamt recht gut (bezogen auf die Apatit-Daten). Dies spricht für die hohe Aussagekraft der Modellierungen und zeigt sich in den Modellierungen auch optisch; denn die t-t-pfade mit Näherungen hoher Güte werden innerhalb dieses Zeitraumes vollständig von den t-t-pfaden mit Näherungen akzeptabler Güte umhüllt. Die dritte und letzte Phase erhöhter Abkühlung und Hebung kann vermutlich auf die Kollision Indiens mit dem eurasischen Kontinent zurückgeführt werden. Die Modellierungen lassen eine beschleunigte Hebung ab frühestens ca. 50 Ma zu. Im gleichen Zeitraum begann die Bildung des Himalaya-Orogens. Dennoch kann in Frage gestellt werden, wann der eigentliche tektonische Einfluss auf das entfernte Wutai Gebirge, wenn überhaupt, begonnen hat. Betrachtet man die t-t-pfade mit Näherungen hoher Güte in ihrer Gesamtheit, dann erscheint dieser Einfluss innerhalb der Modellierungen nicht allzu deutlich. Innerhalb des Höhen/Alter-Diagramms findet sich ebenfalls keine Entsprechung. Die eigentliche Krustenverdickung innerhalb des eurasischen Kontinents setzte zudem erst im frühen Miozän ein. Nichtsdestotrotz wirkt sich die Bildung des Himalaya-Orogens sogar bis hinauf auf das Baikal-Rift-System im fernen Norden der sibirischen Plattform aus (Walter (2003)). Diese Hebung wirkt bis heute. Fern wirkende Effekte auf dem eurasischen Kontinent erscheinen insgesamt daher nicht unwahrscheinlich. Einzelne getestete t-t-pfade lassen auch spätere Phasen beschleunigter Hebung zu. Man kann, je nach Interpretation, daher auch hier von einer hohen Aussagekraft der drei t-t-pfad Modellierungen sprechen. 79

80 80 5 Interpretation und Diskussion Betrachtet man die gemessenen mittleren c-achsen korrigierten Längen derjenigen Proben, deren t-t-pfade nicht modelliert wurden, dann kann in den meisten Fällen vermutet werden, dass sie ähnliche t-t-pfade durchlaufen haben müssen, wie sie für die entsprechende Probe des jeweiligen Blocks modelliert wurden. Dies trifft hier weitestgehend zu für die Blöcke A und D, obwohl z. T. nur wenige Längen zur Verfügung stehen. Das bekräftigt zusätzlich eine hohe Gewichtung der einzelnen t-t-pfad Modellierungen. 5.2 Aussagen zu Mineralisationenen im Bereich der Dongyao Mine Das steigende Alter der Apatit-Spaltspurenalter nach SW lässt vermuten, dass im Bereich der Dongyao Mine ein für Mineralisationen typisches Muster vorliegt (siehe Abb. 5.3). Darin verjüngen sich scheinbar die Alter der Proben zum Mineralisationszentrum hin. Die Aktivierung von Störungen, wie sie aus den Datensätzen hervorgeht, könnte mit einer Wegbereitung von Fluiden und einer daraus resultierende Mineralisation in entsprechenden Bereichen gleichgesetzt werden. Subvulkanismus und einsetzende Mineralisation bzw. epigenetische Remineralisation existierender Lagerstätten im Bereich des Wutai Gebirges in direkter Umgebung der Dongyao Mine während oben genannter Ereignisse vor allem im Mesozoikum werden u. a. von Chen et al. (1998), Shen und Mao (1999) und Wang (1989) beschrieben. Rb/Sr-Alter aus umgebenden Goldminen, die als Mineralisationsalter interpretiert werden (Shen und Mao (1999)), korrelieren zum einen mit obigen Ereignissen, zum anderen mit einigen der hier gewonnenen Apatit-Spaltspurenaltern. Diese sind hauptsächlich nahe des Mineralisationskerns anzutreffen. Jene Ereignisse im Mesozoikum fallen auch zusammen mit den ersten Phasen rascher Abkühlung beschrieben in den thermochronologischen Modellierungen für die Proben DY4-1 und DY31 (siehe Abb. 5.2). Sie könnten eine Abkühlung aus einer kurzzeitigen Mineralisationsperiode widerspiegeln. Diese müsste jedoch lokal beschränkt auf einzelne Blöcke gewesen sein, denn jene Aufheizung kann in den Modellierungen benachbarter Blöcke nicht aufgefunden werden. Es erscheint zudem unwahrscheinlich, dass in einem stark tektonisierten Gebiet mit ausreichend vorhandenem Wegessystem für hydrothermale Fluide lediglich Bereiche um größere Hauptstörungen oder einzelne Blöcke beeinflusst wurden. Eine regionale bzw. den Bereich der Dongyao Mine allumfassende Mineralisation wird von der hohen Varietät der Spaltspurenalter im gesamten Mineralisationsbereich eher verneint. Zudem wurden entlang der Block-begrenzenden Störungen bisher keine Au-Mineralisationen entdeckt. Die eigentlichen Gold führenden Schichten sind parallel der proterozoisch angelegten Scherzone ausgerichtet. Möglicherweise muss hier, falls denn eine Mineralisation, mit Ausnahme der eigentlichen, überhaupt stattgefunden hat, von einem anderen Mineralisationstyp ausgegangen werden. Das Alter der eigentlichen Goldmineralisation wird von Chen et al. (2001) u. a. auf 2451 ± 29 Ma datiert, während weitere Autoren, u. a. Tian et al. (1999) und Liu et al. (1997) ebenfalls von einem proterozoischen Mineralisationsalter ausgehen. Um jedoch genauere Aussagen hierüber machen zu können, ist eine thermochronologische Modellierung unterhalb von 120 C jedoch bei weitem nicht ausreichend. Allein aus den 80

81 5 Interpretation und Diskussion 81 Abb. 5.2: t-t-pfad Modellierungen (links) mit ihren zugehörigen Längenverteilungen (rechts) der Proben DY4-1, DY31 und DY37 basierend auf der Messung von horizontal orientierten Spaltspurlängen in Apatit, Dpar als kinetischer Parameter und dem kinetischen Modell von Ketcham et al. (2007). Die grüne Einhüllende beschreibt akzeptable Pfade mit einer Güte der Näherung von mindestens 0,05, während die rote Einhüllende gute Näherungen mit einer Güte von mindestens 0,50 darstellt (dem statistischen Kuiper-Test entsprechend). Der schwarze Pfad bildet die beste Näherung an die Längenverteilung. Der graue Pfad wurde vorwärts modelliert, d. h. der t-t-pfad manuell der Längenverteilung angepasst, sodass eine gute Näherung vorlag. Die grüne Einhüllende über den Längenverteilungen beschreibt die beste Näherung. Insgesamt wurden Pfade numerisch gegen das Datenset getestet. n, Anzahl der gemessenen Spaltspurlängen; M, modellierte Länge bzw. modelliertes Alter; P, getestete Pfade; A, akzeptable Pfade; G, gute Pfade; best fit, Güte der besten Näherung. 81