Geochemische Charakterisierung von Spitzer und Dobra Gneis im Waldviertler Moldanubikum

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1 Geochemische Charakterisierung von und im Waldviertler Moldanubikum Master Arbeit Zur Erlangung des Grades Master of Science (MSc) An der Naturwissenschaftlichen Fakultät der Paris-Lodron-Universität Salzburg Eingereicht von: Martin Lindner, BSc Gutachter: Ao.Univ.-Prof. Dr. Friedrich Finger Fachbereich: Chemie und Physik der Materialien Salzburg, August

2 Eidesstattliche Erklärung Ich erkläre hiermit eidesstattlich [durch meine eigenhändige Unterschrift], dass ich die vorliegende Arbeit selbständig verfasst und keine anderen als die angegebenen Quellen und Hilfsmittel verwendet habe. Alle Stellen, die wörtlich oder inhaltlich den angegebenen Quellen entnommen wurden, sind als solche kenntlich gemacht. Die vorliegende Arbeit wurde bisher in gleicher oder ähnlicher Form noch nicht als Masterarbeit eingereicht. Datum, Unterschrift 2

3 ssso Ernst Jandl ( ), Spruch mit kurzem o 3

4 DANKSAGUNG 6 ABSTRACT 7 KURZFASSUNG 8 GEOLOGISCHER ÜBERBLICK 9 Die Varisziden 9 Die Böhmische Masse 10 Die Böhmische Masse in Österreich 13 Moravikum 13 Moldanubikum FRAGESTELLUNGEN UND ZIELE 18 METHODIK 19 Röntgenfluoreszenzanalyse 19 Dünnschliffmikroskopie 19 Gammaspektroskopie 19 Verwendete Software 20 ERGEBNISSE 22 Geländearbeit 22 Beprobte Aufschlüsse im 27 Aufschlüsse im 38 Makroskopische Gefügevariation 53 Dünnschliffuntersuchungen Amphibolite im 61 Ergebnisse der Röntgenfluoreszenzanalyse 63 DISKUSSION UND SCHLUSSFOLGERUNGEN 72 Teil I: 72 Zwei Subtypen des 74 4

5 und Bittescher im Vergleich 78 Teil II: 81, e und Bittescher im Vergleich 83 Amphibolite im 86 AUSBLICK 89 ABBILDUNGSVERZEICHNIS 90 TABELLENVERZEICHNIS 94 LITERATURVERZEICHNIS 95 ANHANG 101 A.1 Modalbestandsberechnungen 101 A.2 Gammaspetroskopie Ergebnisse 107 5

6 Danksagung An dieser Stelle möchte ich all jenen danken, die mich beim Verfassen dieser Masterarbeit unterstützt haben. Zu allererst möchte ich meinem Betreuer Fritz Finger danken, der mir dieses Thema nahegelegt hat. Er hatte immer ein offenes Ohr für Fragen und hat mich auch tatkräftig im Gelände unterstützt. Weiters bedanke ich mich bei meinen Kollegen und Freunden, die mir immer mit Rat und Tat zur Seite standen: Michael Matzinger, David Chilli Schiller, Michael Waitzi Waitzinger, Joachim Dscho Zatsch, Gudrun Riegler. Vielen Dank! Danke auch an Gerti Friedl für das zur Verfügung gestellte Probenmaterial. Als nächstes möchte ich mich bei meiner Mutter Karin bedanken, die mich bei meinem Studium immer unterstützt hat. Auch meiner Schwester Katharina danke ich für die Unterstützung während meines Studiums. Zu guter Letzt möchte ich mich noch bei meiner Freundin Heike bedanken, die mir während dem Verfassen dieser Master Arbeit zur Seite stand und mich immer wieder motivierte, wenn die Lust am Schreiben sehr gering war. Danke! 6

7 Abstract The gneiss and the Spitz gneiss are Precambrian orthogneisses in the Austrian part of the Moldanubian Zone. 38 samples of the Spitz gneiss and 33 samples of the gneiss were collected and geochemically analyzed using x-ray fluorescence. An important result is that the gneiss is not a uniform gneiss body. Discrimination of a granitic to granodioritic gneiss type A (DGA) and a granodioritic gneiss type B (DGB) is based on Th-contents which are between 20 and 45 ppm in DGA and below 10 ppm in DGB. Most of the gneiss body represents DGB, but the oft cited zircon age of 1.38 Ga is from a DGA sample. There are strong similarities between the DGB and the Moravian Bittesch gneiss. The Spitz gneiss is a fairly uniform body with granodioritic to tonalitic composition. Amphibolite layers in the Spitz gneiss are, as most amphibolites of the Variegated series, from intraplate basalts which most probably intruded as dykes into the protolith of the Spitz gneiss. 7

8 Kurzfassung Der und der repräsentieren präkambrische Granitoide im Waldviertler Moldanubikum der Böhmischen Masse. 38 Proben des es und 33 Proben des es wurden eingeholt und geochemisch mittels Röntgenfluoreszenzanalyse untersucht. Ein wesentliches neues Resultat ist, dass es sich beim um keinen einheitlichen Gesteinskörper handelt. Eine Diskriminierung in einen granitisch bis granodioritischen Typ A (DGA) und einen granodioritischen Typ B (DGB) ist unter anderem anhand des Th- Gehalts möglich, der im DGA zwischen 20 und 45 ppm und im DBG bei unter 10 ppm liegt. Die Anteile an DGB überwiegen im heute aufgeschlossenen Niveau, DGA tritt nur untergeordnet auf. Auf letzteren beziehen sich aber die oft zitierten Zirkonalter von 1,38 Ga. Ein Vergleich mit dem Bittescher zeigt, dass dieser dem DGB ausgesprochen ähnlich ist. Der stellte sich als ziemlich einheitlicher Körper mit granodioritischer bis tonalitischer Zusammensetzung heraus. Im eingeschaltene Amphibolitlagen sind wie jene der Bunten Serie ehemalige Intraplatten-Basalte, die wohl als Gänge in den Protolith des es eingedrungen sind. 8

9 Geologischer Überblick Die Varisziden Die Varisziden bestehen aus heutiger Sicht aus mehreren kleinen Kontinentalfragmenten, welche sich im Altpaläozoikum und im Devon vom Nordrand von Gondwana lösten und in der Folge zwischen den konvergierenden Großkontinenten Gondwana und Baltika in neuer Konstellation als Gebirge verschmolzen (Franke 2000; Winchester et al. 2002). In der Literatur finden sich die Begriffe Avalonia und Armorika. Als Avalonia wird ein bandförmiges Superterrane bezeichnet, welches von Amazonia abstammt. Zur Armorikanischen Kontinentalmasse, welche ursprünglich im Vorfeld von Afrika lag, werden das Saxothuringikum und das Moldanubikum gerechnet. Stampfli et al. (2002), Von Raumer et al. (2002), Stampfli et al. (2012) und Stampfli et al. (2013) haben Konzepte vorgestellt, die auch die inneralpinen variszischen Einheiten plattentektonisch einzuordnen versuchten wobei zusätzliche Terrannamen wie Galatia eingeführt wurden. Abb. 1 zeigt eine paläogeographische Rekonstruktion zur Zeit des Silurs. Avalonia befand sich bereits am Südrand von Baltika, das Saxothuringikum und Moldanubikum befanden sich noch am Nordrand von Gondwana. Abb. 1: Paläogrographische Situation zu Beginn des Silurs nach Stampfli et al. (2013). Avalonia (Av) befindet sich bereits am Südrand von Baltica, die Hauptmasse der Varisziden, Saxothuringikum (SAX) und Moldanubikum (MOLD), befindet sich noch jenseits des Rheischen Ozeans am Nordrand von Gondwana. Die Öffnung der Paläotethys ist als strichlierte Linie angedeutet. (Aus: Finger und Schubert (2015)). Traditionell werden die Varisziden in bestimmte Zonen unterteilt (Kossmat 1927): Das Rhenoherzynikum, das Saxothuringikum, das Moldanubikum, das Bohemikum und das Moravo- Silesikum (siehe auch Franke (2000) und Franke und Zelazniewicz (2002)). 9

10 Die Böhmische Masse Die Böhmischen Masse (Abb. 2 und Abb. 3) gehört, zusammen mit dem Französischen Zentralmassiv und dem Armorikanischen Massiv zu den wichtigsten und größten Massiven des variszischen Gebirgsgürtel. Sie schließt zwei Hauptzonen der Varisziden auf, die Saxothuringische Zone und die Moldanubische Zone. Die Moldanubische Zone wird wiederum in zwei Einheiten untergliedert, das Tepla-Barrandium und das Moldanubikum sensu stricto (s.s.) (Linnemann et al. 2008b). Abb. 2: Die variszischen Massive in Zentral und West Europa mit den tektonischen Großeinheiten (Verändert aus: Friedl et al. (2000), nach Matte (1986) und Franke (1989)). Im Norden und Nordwesten grenzt die Mitteldeutsche Kristallinschwelle an die Böhmische Masse, im Süden und Südosten wird die Böhmische Masse von den mesozoischen und känozoischen Gesteinen der Alpen überschoben und von den relativ jungen Sedimenten der Molasse- und Flyschzone überdeckt. Die geologische Geschichte der Böhmischen Masse ist sehr komplex. Abgesehen von der in mehreren Phasen ablaufenden variszischen Gebirgsbildung existiert bereits eine altpaläozoische und kadomische Vorgeschichte der Krustenbildung. 10

11 Abb. 3: Vereinfachte geologische Karte der Böhmischen Masse. Das schwarze Rechteck zeigt die Position der Detailkarte in der Abb. 4 (Aus: Nance et al. (2010), verändert nach Linnemann und Schauer (1999), Linnemann und Romer (2002) und Franke und Zelazniewicz (2002)). Der nordwestliche Bereich der Böhmischen Masse wird von der Saxothuringischen Zone und einem Teil der Mitteldeutschen Kristallinschwelle aufgebaut. Bei den Gesteinen der Saxothuringischen Zone handelt es sich vor allem um schwach metamorphe, klastische Sedimente des späten Präkambriums, welche nicht älter als Ma sind (Linnemann et al. 2000; Buschmann et al. 2001; Tichomirowa et al. 2001; Gehmilch 2003; Linnemann et al. 2004; Linnemann 2007). Gebildet wurden diese Sedimente am Nordrand Gondwanas (Linnemann et al. 2004). Diese von der kadomischen Gebirgsbildung erfassen Gesteine wurden vor ca Ma von Granitoiden intrudiert (Linnemann et al. 2000; Linnemann and Romer 2002; Linnemann et al. 2008a). 11

12 Die Moldanubische Zone bildet den südöstlichen Bereich der Böhmischen Masse. Sie unterteilt sich weiter in das Moldanubikum sensu stricto (s.s.) und in das Tepla-Barrandium. Die folgende Kurzbeschreibung bezieht sich im wesentlichen auf Linnemann et al. (2008b). Beim Tepla-Barrandium handelt es sich um ein eigenständiges Krustensegment innerhalb der Moldanubischen Zone. Im Nordwesten grenzt das Tepla-Barrandium an die Saxothuringische Zone, im Südosten an das Moldanubikum s.s.. Die tektonische Natur der Grenze zum Moldanubikum s.s. macht es möglich, dass die hoch metamorphen Gesteine des Moldanubikums direkt neben den nur schwach metamorphen Gesteinen des Tepla-Barrandiums vorkommen. Diese Grenze diente ebenfalls als Wegigkeit für die Intrusion der späteren, variszischen Plutone (Žák et al. 2014). Überlagert wird das cadomische Basement von neoproterozoischen Sedimenten, welche während der cadomischen Orogenese verfaltet wurden. Diese präkambrischen Gesteine werden diskordant von kambrisch bis mitteldevonischen Sedimenten überlagert, welche, zusammen mit den neoproterozoischen Sedimenten, im Zuge der variszischen Orogenese verfaltet wurden (Dörr et al. 1998). Die Einheiten, die das Moldanubikum s.s. umgeben, sind durch tektonische Grenzen von diesem getrennt. Entlang der Grenze zwischen dem Moldanubikum und dem Tepla-Barrandium drangen häufig variszische Plutone ein, weshalb die Grenze nicht mehr in ihrem ursprünglichen Charakter erkennbar ist. Im Süden wird das Moldanubikum von den Sedimenten der Molasse- und Flyschzone überlagert, im Osten überlagert das Moldanubikum s.s. die Einheiten des Moravo-Silesikums. In das Moldanubikum, welches die mächtigste und am stärksten erodierte Gebirgswurzel des variszischen Orogens darstellt, drangen im Karbon große Mengen von granitoiden Plutonen ein (Finger et al. 1997). Was die Metamorphite betrifft, stellen Kalifeldspat reiche Biotit-Sillimanit Paragneise und Migmatite eine wesentliche Komponente dar. Als deren Ausgangsgestein gelten Grauwacken mit einem spätproterozoischem bis ordovizischem Alter (Gebauer et al. 1989). Metarhyolite, die zwischen den Paragneisen im südlichen Bayrischen Wald gefunden wurden, weisen auf cadomischen Magmatismus hin (Teipel et al. 2004). Stellenweise finden sich bunte Gesteinsmischungen mit Quarziten, Kalksilikatgesteinen, graphitführenden en, Marmoren Orthogneisen sowie sauren und basischen Metavulkaniten aus unterschiedlichen plattentektonischen Settings (Patočka 1991; Kachlík 1999). Das Alter dieser bunten Abfolgen ist umstritten und könnte zum Teil präkambrisch, zum Teil auch silurisch sein (Andrusov and Croná 1976; Reitz 1992; Pacltová 1994). Eine mächtige tektonostratigraphische Einheit des Moldanubikums stellt die Gföhler Einheit dar, für die ein breites Spektrum an HP-HT Gesteinen charakteristisch ist (Faryad et al. 2009). Es finden sich Granatperidotite, Granatpyroxenite, Eklogite, Migmatite, Orthogneise sowie helle Granulite. Ein Orthogneis aus der Gföhler Einheit wurde von Schulmann et al. (2005) auf 551 Ma datiert. Mafische sowie felsische Granulite erzielen meist ein frühpaläozoisches Protolithalter (Kröner et al. 1988; Friedl 1997; Friedl et al. 1998; Schulmann et al. 2005; Janoušek et al. 2008). 12

13 Die Böhmische Masse in Österreich Der österreichische Anteil der Böhmischen Masse setzt sich aus dem Moldanubikum im Westen und dem Moravikum im Osten zusammen (Abb. 4). Die Grenze zwischen dem Moldanubikum und dem Moravikum wird seit Suess (1926) im Hangenden des Bittescher es gezogen. Heute wird diese klassische Grenze allerdings zunehmend in Frage gestellt (Finger and Steyrer 1995; Matura 2003). Abb. 4: Geologischer Überblick über den Ostteil der Böhmischen Masse. Verändert nach Friedl et al. (2004), nach Fuchs und Matura (1976) und Thiele (1984). Strichlierte Linien (A-A ; B-B ) geben die Position der in Abb. 5 gezeigten Profile wider.) Moravikum Das Moravikum in Österreich wird in vier Einheiten untergliedert: Im Osten befindet sich in tektonisch tiefster Position der Thaya Batholith, welcher aus unterschiedlichen kadomischen Granitoiden besteht (Finger et al. 1989). Dieser wird im Westen von der Therasburg Formation (Höck et al. 1990), früher Pleissing Decke (Waldmann 1951), überlagert, welche ebenfalls aus cadomischen Granitoiden und Metasedimenten aufgebaut wird. Wiederum westlich davon folgt die Pernegg Formation (Höck und Vetters 1975), bestehend aus Paragneisen bis Marmoren und Kalksilikatgneisen (Roetzel 2010). Im westlichsten Teil des Moravikums folgt der leukokrate Bittescher, der von Friedl et al. (2004) auf 580 Ma datiert wurde. 13

14 Moldanubikum Der österreichische Anteil am Moldanubikum wird nach Thiele (1984) in zwei tektonische Einheiten unterteilt: die hochmetamorphe Gföhler Decke im Hangenden und die darunterliegende, geringer metamorphe Drosendorf Decke. Als Resultat der variszischen Orogenese vor ca. 340 Ma wurden beide Decken nebeneinander gestellt. Westlich der metamorphen Einheiten des Moldanubikums folgen die Granitoide des Südböhmischen Batholiths mit einem Alter von Ma (Gerdes et al. 2003; Friedl et al. 2004). Die Gföhler Decke setzt sich hauptsächlich aus zwei lithologischen Einheiten zusammen: dem Südböhmischen Granulit, ein HT-HP Metamorphit aus einer variszischen Subduktionszone (O Brien and Carswell 1993; O Brien and Rötzler 2003) und dem Gföhler, ein granitisch bis migmatitischer Orthogneis (Waldmann 1951; Fuchs and Matura 1976). An der Basis der Gföhler Decke befinden sich die Gesteine der Raabser Einheit, bei welchen es sich hauptsächlich um Amphibolite und Paragneise handelt (Thiele 1984). Von einigen Autoren (Fritz and Neubauer 1993; Finger and Steyrer 1995) wird die Raabser Einheit als ozeanische Sutur gesehen. Die Drosendorf Decke wird in eine Bunte Serie und eine Monotone Serie unterteilt (Fuchs und Matura 1976). Die Bunte Serie beinhaltet ein, wie der Name bereits andeutet, breites Spektrum an Lithologien: Quarzite, Paragneise, Marmore, Graphitschiefer, Kalksilikate, Orthogneise und Amphibolite mit WPB- Charakter werden in der Bunten Serie angetroffen (Finger und Steyrer 1995). Bei den Orthogneisen handelt es sich einerseits um den Tonalit- bis Granodioritgneis von Spitz mit einem Alter von 614 Ma (Friedl et al. 2004) und den Granit- bis Granodioritgneis (Fuchs and Matura 1976). Nach Zirkonaltersbestimmungen von Gebauer und Friedl (1994) und Friedl et al. (2004) ist der 614 Ma und der 1,38 Ga alt. Der, welcher sich an der Basis der Bunten Serie befindet, wurde bereits von einigen Autoren mit dem Bittescher des Moravikums in Beziehung gebracht (Frasl 1970; Matura 1976; Finger und Steyrer 1995). Matura (2003) fasst den und den Bittescher in der Drosendorf Formation als Bites-Einheit (Bittescher Einheit) des Moravo-Silesikums zusammen (Abb. 5). Die Monotone Serie westlich des es setzt sich hauptsächlich aus Cordierit-führenden Paragneisen zusammen. Die Plutone des Südböhmischen Batholiths besitzen ein Alter von (Gerdes et al. 2003; Friedl et al. 2004) Ma und sind das Produkt der Aufschmelzung bereits vorhandener Kruste im Zuge der variszischen Orogenese. Der I- bzw. S-Typ Charakter der Plutone wurde von Finger et al. (1997) bestimmt. 14

15 Abb. 5: Geologische Profile durch das Waldviertel (leicht modifiziert nach Matura (2003). Die Lage der Profile ist in Abb. 4 gezeigt. Bereits Becke (1881) berichtet von einer untersten stufe bei Großmotten und Marbach, und meint damit offenbar den. Der Begriff fällt zum ersten Mal bei Exner (1953), wobei es sich hier nur um eine Arbeitsbezeichnung handelte und Exner in der selben Arbeit die Zugehörigkeit zu den en von Waldmann (1938) feststellt. Die heute gebräuchliche Trennung von und geht auf Fuchs und Matura (1976) zurück. Khaffagy (1971a) unterscheidet im einen magmatogenen Typ I und einen Typ II sedimentären Ursprungs, vor allem aufgrund der K/Rb und Ni/Co-Verhältnisse, diese Hypothese wird in der späteren Literatur allerdings nicht mehr aufgegriffen. Finger (1990) und Gebauer und Friedl (1994) beschreiben den Protolith des es als I-Typ Granit bis Granodiorit. Abb. 6 zeigt die Verteilung des auf den ÖK 50 Kartenblättern 19 Zwettl (Boroviczény et al. 1991), 20 Gföhl (Fuchs et al. 1984), 36 Ottenschlag (Fuchs und Fuchs 1986) und 37 Mautern (Matura et al. 1983). Der Name taucht zum ersten Mal in einem Aufnahmsbericht von Waldmann (1938b) sowie später in Waldmann (1943) und Waldmann (1951) auf, wobei hier auf eine Arbeit von Marchet (1925) verwiesen wird, in der von einem Granodioritgneis vom Jauerling die Rede ist. Die erste Erwähnung eines Granodioritgneis im Waldviertel in der Nähe von Spitz an der Donau im Schwallenbachgraben sowie bei Jauerling findet sich in Becke (1917), der diesen vom Gföhler aufgrund des deutlich vorhandenen Plagioklases abgrenzt. Auch Kölbl (1926) erwähnt diesen Granodioritgneis im Raume Spitz. Zu beachten ist, dass auch der heutige es lange Zeit als bezeichnet wurde (vgl. Exner (1953); Khaffagy (1970); Khaffagy (1971a); Khaffagy (1971b)).Erst Fuchs und Matura (1976) definieren beide Körper getrennt mit eigenen Namen und 15

16 weisen auf die granodioritische Natur des es hin. Abb. 6 zeigt den auf Ausschnitten der ÖK 50 Kartenblätter 36 Ottenschlag (Fuchs und Fuchs 1986) und 37 Mautern (Matura et al. 1983). 16

17 Abb. 6: Verteilung von und im Waldviertel. Ausschnitt aus den Geologischen Karten der Republik Österreich 1:50.000, Blätter 19 Zwettl (Boroviczény et al. 1991), 20 Gföhl (Fuchs et al. 1984), 36 Ottenschlag (Fuchs and Fuchs 1986) und 37 Mautern (Matura et al. 1983). und sind zur besseren Veranschaulichung etwas hervorgehoben. 17

18 Fragestellungen und Ziele Zwei Aufgaben standen im Zentrum dieser Arbeit. Die erste Fragestellung betrifft den des Waldviertels. Hier war das Ziel, den geochemisch umfassend zu charakterisieren, und mit dem Bittescher zu vergleichen. Für den Vergleich mit dem Bittescher wurde eine Datenbasis von Finger und Riegler (2013, 2014), herangezogen. Bereits Frasl (1970) hat den mit dem Bittescher in Verbindung gebracht und auch von Finger und Steyrer (1995) und Matura (2003) wurde diese Verbindung behauptet. Bisherige geochronologische Datierungen beider e weisen jedoch auf Unterschiede hin. Gebauer und Friedl (1994) datierten Zirkone aus dem auf 1,38 Ga, der Bittescher wurde von Friedl et al. (2004) auf 580 Ma datiert. Die zweite Fragestellung betrifft den. Hier sollte vor allem eine systematische und flächendeckende geochemische Charakterisierung durchgeführt werden, da es von diesem körper bislang kaum Daten gibt. Zudem sollte ein Vergleich mit dem und Bittescher erfolgen. 18

19 Methodik Röntgenfluoreszenzanalyse Die geochemische Untersuchung erfolgte mittels Röntgenfluoreszenzanalyse. Durchgeführt wurden die Messungen an der Universität Salzburg am Fachbereich Chemie und Physik der Materialien. Der erste Schritt der Aufbereitung war das Zerkleinern der Proben mit Hilfe eines Vorschlaghammers. In einem weiteren Schritt wurde die zerkleinerte Probe in einer Achatmühle zu einem feinen Pulver gemahlen. Anschließend wurden Pulverpresstabletten hergestellt. Dafür wurden ca. 9 g Probe mit ca. 1 ml Spezialkleber (Watson 1996) vermengt und zu einer Tablette gepresst. Die Analyse erfolgte nach der gängigen Messroutine wie z.b. von Humer (2003) beschrieben. Als Referenz wurde der Standard S1RF im Zeitraum der Messkampagne mehrmals gemessen. Die Nachweisgrenzen und Standardabweichungen können aus Tabelle 1 entnommen werden. Der Glühverlust (GV) wurde an Gesteinspulver ermittelt, welches für 3 Stunden bei 110 C getrocknet wurde. Die getrocknete Probe wird bei 1100 C für 3 Stunden geglüht. Der Glühverlust ergibt sich aus der Gewichtsdifferenz zwischen getrockneter und geglühter Probe. Dünnschliffmikroskopie Zur petrographischen Bearbeitung wurden von ausgewählten, repräsentativen Proben Gesteinsdünnschliffe erstellt. Dafür wurden ca. 4,5*2,5*1 cm große Klötzchen aus den Proben herausgeschnitten, welche auf einem Probenträger aufgebracht und dann auf die gewünschte Dicke von 30 µm geschliffen wurden. Gammaspektroskopie Die genaue Bestimmung des Th-Gehalts in den Amphiboliten des es wurde aufgrund der sehr geringen Gehalte mittels Gammaspektroskopie von Herbert Lettner an der Universität Salzburg durchgeführt. Gemessen wurde die Gammastrahlung von 228 Ac, einem Zerfallsprodukt von 232 Th (vgl. Gilmore (2008)). Ausgewertet wurden die Peaks bei 338 kev und 911 kev relativ zu Standardmaterial mit 37 ppm Th. Für den Th-Wert wurde der Mittelwert aus beiden Messungen herangezogen (siehe 19

20 A.2 Gammaspetroskopie Ergebnisse). Eine genaue Beschreibung der Messroutine findet sich in Mayer (2004). Der typische Messfehler liegt bei ca. 0,1 ppm Th. Verwendete Software Für die Auswertung der geochemischen Analysen wurde das R-Plug-In GCDkit in der Version 4.0 von Janoušek et al. (2006) verwendet. Für das Darstellen der Karten wurde das Programm ArcGIS in der Version 10.0 von ESRI verwendet. 20

21 Tabelle 1: Soll- und Messwerte des internen Standards S1RF über den messrelevanten Zeitraum mit Angabe des typischen Messfehlers einer Messung und Nachweisgrenzen. Sample Sollwert S1RF S1RF S1RF S1RF S1RF S1RF S1RF S1RF S1RF S1RF Mittelwert und StAbw (2σ) Typischer Messfehler Nachweis -grenze Date SiO 2 (%) 65,5 65,43 65,40 66,00 65,98 66,22 65,87 65,96 65,83 65,53 65,56 65,73 ± 0,55 0,09 0,009 TiO 2 (%) 0,7 0,71 0,72 0,68 0,70 0,71 0,73 0,71 0,71 0,73 0,72 0,71 ± 0,03 0,01 0,002 Al 2O 3 (%) 15,7 15,62 15,64 15,59 15,63 15,51 15,65 15,65 15,61 15,65 15,65 15,62 ± 0,08 0,04 0,008 Fe 2O 3 (%) 3,9 4,09 4,07 3,86 3,83 3,83 3,93 3,88 3,92 4,00 3,99 3,95 ± 0,17 0,03 0,015 MnO (%) 0,1 0,05 0,05 0,05 0,05 0,05 0,05 0,05 0,05 0,05 0,05 0,05 ± 0,00 0,01 0,001 MgO (%) 1,1 1,16 1,15 1,16 1,16 1,15 1,14 1,11 1,11 1,15 1,14 1,14 ± 0,04 0,01 0,016 CaO (%) 2,3 2,36 2,35 2,31 2,27 2,27 2,28 2,28 2,31 2,32 2,33 2,31 ± 0,06 0,02 0,004 Na 2O (%) 3,2 3,15 3,15 3,09 3,10 3,06 3,11 3,10 3,12 3,16 3,15 3,13 ± 0,08 0,01 0,006 K 2O (%) 6,3 6,47 6,47 6,29 6,31 6,24 6,26 6,27 6,33 6,39 6,40 6,36 ± 0,17 0,02 0,003 P 2O 5 (%) 0,25 0,26 0,26 0,26 0,26 0,26 0,26 0,26 0,27 0,27 0,26 0,26 ± 0,01 0,01 0,002 SO 3 (%) 0,15 0,13 0,13 0,13 0,14 0,14 0,15 0,15 0,16 0,16 0,16 0,16 ± 0,08 0,01 0,002 F (%) 0,2 0,21 0,23 0,21 0,20 0,21 0,21 0,22 0,21 0,23 0,22 0,21 ± 0,03 0,01 0,017 Rb (PPM) ± 12 1,5 2,2 Sr (PPM) ± 9 1,3 1,9 Ba (PPM) ± 45 12,2 20,7 Th (PPM) ± 4 1,3 3,5 La (PPM) ± 7 3,2 7,1 Ce (PPM) ± 31 4,2 9,3 Nd (PPM) ± 5 2,7 5,9 Ga (PPM) ± 1 0,7 1,4 Nb (PPM) ± 2 0,8 1,7 Zr (PPM) ± 24 2,5 4,8 Y (PPM) ± 3 0,6 3,6 Sc (PPM) ± 5 3,8 6 Pb (PPM) ± 10 3,6 6,7 Zn (PPM) ± 28 3,6 3 V (PPM) ± 8 2,4 8,6 Co (PPM) ± 2 1,3 2,6 Cr (PPM) ± 4 0,6 4,1 Ni (PPM) ± 4 0,6 1,9 Cl (PPM) ± 79 4,9 7,3 21

22 Ergebnisse Geländearbeit Basierend auf den geologischen Kartenblättern 19 Zwettl (Boroviczény et al. 1991), 20 Gföhl (Fuchs et al. 1984), 36 Ottenschlag (Fuchs und Fuchs 1986) und 37 Mautern (Matura et al. 1983) wurden im Verbreitungsgebiet des es 52 Proben eingeholt, von denen 38 geochemisch analysiert wurden. Im Verbreitungsgebiet des es wurden insgesamt 40 Proben eingeholt, von denen 33 geochemisch analysiert wurden. Im Falle des es deckt das Probenraster das gesamte Vorkommen weitgehend ab. Im Fall des es beschränkte sich die Beprobung im wesentlichen auf zwei E-W Profile bei Pöggstall sowie im Bereich des Stausees. Die genauen Probenlokationen sind den Abb. 7 und Abb. 8 zu entnehmen, wobei es sich zumeist um größere Aufschlüsse handelt. In Tabelle 2 finden sich die genauen geografischen Koordinaten aller Proben mit einer kurzen Probenbeschreibung. Abb. 7: Topographische Karte mit den Probenpunkten entlang des Stausees. Umrisse des es entnommen aus der Geologischen Karte 1: Blatt 20 Gföhl (Fuchs et al. 1984). 22

23 Abb. 8: Topographische Karte mit den Probenpunkten im südlichen Arbeitsgebiet, westlich von Spitz an der Donau. Umrisse des es und des es entnommen aus den Geologischen Karten 1: Blätter 36 Ottenschlag (Fuchs und Fuchs 1986) und 37 Mautern (Matura et al. 1983). 23

24 Bereich Bereich Tabelle 2: Auflistung der bearbeiteten Proben mit kurzer Beschreibung. Proben# Lithologie Koordinaten Lat. Lon ML 14-1 A Feinkörniger mit gröberen Linsen 48, , ML 14-1 B Fein- bis mittelkörniger 48, , ML 14-2 Grobkörniger, leicht geschiefert 48, , ML 14-3 Flecken Amphibolit, bis zu 1 cm große Feldspäte 48, , ML 14-4 Feinkörniger, direkt von Wechsel von Fein zu Grob 48, , ML 14-5 Grobkörniger, Amphibol führend 48, , ML 14-6 Grobkörniger 48, , ML 14-7 Feinkörniger, sehr Biotit reich 48, , ML 14-8 Grobkörniger, sehr Biotit reich, ausgeprägte Schieferung 48, , ML 14-9 Feinkörniger Amphibolit mit hellem Gang (ca. 0,5 cm) 48, , ML Grobkörniger, massig 48, , ML Grobkörniger 48, , ML Amphibolit, feinkörnig, 2-3 mm große Feldspäte 48, , ML Feinkörniger, massig, verwittert 48, , ML Pegmatitischer Gang 48, , ML 14-15, repräsentativ für den gesamten Aufschluss, große Feldspäte 48, , ML 14-16, etwas dunkler als ML 14-15, selber Aufschluss 48, , ML Augen, sehr feinkörnig 48, ,22394 ML Pegmatitischer Gang mit Bt 48, ,22394 ML Feinkörniger, rostig verwitternd 48, ,22394 ML Feinkörniger, wenige Feldspat Augen 48, , ML Amphibolit, sehr feinkörnig, vermischt mit Nebengestein (?) 48, ,22465 ML Feinkörniger, leicht geschiefert 48, ,22465 ML A Grobkörniger, Kfsp-reich, mehrere Meter mächtig 48, ,22465 ML B Grobkörniger, Kfsp-reich, mehrere Meter mächtig 48, ,22465 ML Feinkörniger, feinkörnige Lage neben Amphibolit 48, ,

25 Bereich Fortsetzung Tabelle 2 Proben# ML 15-1 Lithologie Lat. Koordinaten Stängeliger, ausgeprägte Lineation 48, , ML 15-1A Aplit, ~10 cm, konkordant zu ML , , ML 15-2 Dunkler, feinkörniger DG 48, , ML 15-3 Dunkler, feinkörniger DG, ähnlich ML , ,40959 ML 15-3A Aplit (?) 48, ,40959 ML 15-4 heller, kaum augiger, tw Bt & Mu auf s-flächen 48, , ML 15-5 sehr Hellglimmerreicher 48, , ML 15-6, kein Hellglimmer auf s-flächen; deutlicher Lagenbau, augiger 48, , Kompetenter, massigerer im Hangenden zu Amph. ML 15-7 Durchsetztem (ML 15-8) 48, , ML 15-8 stark mit Amph. Durchsetzter im Liegenden zu ML 15-7) 48, , ML 15-9 heller, leicht augiger, Amph. Lagen 48, , ML sehr heller (sauer) 48, , ML heller, etw. lagig 48, , ML gut geschieferter, leicht augig; Konkordante Amph. Gänge 48, , rel. Heller, geschieferter ; Helle Gänge (2-5 cm), Amph. Gänge ML (20-30 cm) 48, , ML etw. grüner, Hellglimmerhaltiger ; Speckig) 48, , ML dunkler 48, , ML , , ML Speckig glänzender 48, , ML Pegmatit 48, ,37834 ML Speckig glänzender 48, , ML Amphibolit 48, , Lon 25

26 Bereich Fortsetzung Tabelle 2 Proben# ML 16-1 Koordinaten Lithologie Lat. Lon LESESTEIN Orthogneis, gut geschiefert, fein bis mittelkörnig; aus ~1*1*0,5 m Block 48, , ML 16-3 Stark verwitterter ; konkordanter ca. 10 cm Aplit-Gang 48, , ML 16-4 Stark verwitterter 48, , ML 16-6 Geschieferter Orthogneis, rel. Grobkörnig 48, , ML 16-7 etw. Grobkörniger, gut geschiefert 48, , ML 16-9 feinkörniger, gut geschieferter 48, , ML Stark verwitterter, geschiefert, grobkörnig 48, , ML Feinkörniges, gut geschiefertes Gestein; Orthogneis (?) 48, , ML Stark verwitterter 48, , ML Grobkörniger, schwach geschieferter 48, , ML Grobkörniger, schwach geschieferter 48, , ML Grobkörniger 48, , ML Pegmatit zwischen en, porphyrische Amphibole, Titanite 48, ,36743 ML Mittelkörniger aus Hangendem zu ML , , ML relativ grobkörniger, geschieferter 48, , ML Amphibolit, große Feldspäte (1-1,5 cm) 48, , ML Grobkörniger, wenig geschieferter, verwitterter 48, , ML feinkörniger, verwitterter 48, , ML Grobkörniger, stark verwitterter 48, , ML LESESTEIN entlang Forststraße;, gut geschiefert 48, , ML gut geschieferter 48, , ML Sehr mafischer 48, , ML Amphibolit, porphyrische Feldspäte 48, ,35136 ML Sehr grobkörniger 48, ,

27 Beprobte Aufschlüsse im Im Folgenden werden die beprobten Aufschlüsse im kurz beschrieben. Aufschluss SE Streitwiesen, östlichste gneislamelle - Proben ML und ML Ca. 500 m SE von Streitwiesen, an der Weitental Straße (B 216), ist die östlichste Lamelle des es (Abb. 6) anstehend zu sehen. Über eine Länge von ca. 200 m ist immer wieder anstehendes Gestein zu finden, der größte Aufschluss ist in Abb. 9 abgebildet. Das hier befindliche Gestein (Probe ML 14-15) enthält relativ viele Kalifeldspäte mit Durchmessern von 0,5 2cm. Bei ML handelt es sich um einen leicht dunkleren Typ, der ca. 100 m südlich der Kurve genommen wurde. Abb. 10 zeigt den Aufschluss der Probe ML Abb. 9: Aufschluss SE von Streitwiesen. (a) Der Aufschluss in der Kurve. Rotes Quadrat zeigt die Position, von der Probe ML entnommen wurde. (b) Nahaufnahme der Probe ML Abb. 10: Aufschluss SE von Streitwiesen. (a) Aufschluss gegenüber der Parkbucht. (b) Nahaufnahme der Probe ML

28 Aufschluss E Pöggstall Proben ML bis ML Ca. 1,5 km E von Pöggstall befindet sich der Hauptzug des es (Vgl. Abb. 6). Es gibt hier einen kleinen Steinbruch entlang der Weitental Straße (B 216), sowie eine Felsabsprengung für eine Straßenverbreiterung, welche durch Steinschlagnetze gesichert ist. Der liegt hier in deutlich stärker gebänderter Form vor mit abwechselnden Lagen von grobkörnigerem Augengneis und von feinkörnigerem. Das Material ist stark geschiefert. Eingeschalten sind mehrere Zentimeter bis Dezimeter mächtige Amphibolitlagen. Sie sind zumeist neben den feinkörnigeren Orthogneisen zu finden. Östlich des Aufschlusses folgen nicht näher untersuchte Paragneise. Die von Gebauer und Friedl (1994) auf 1,38 Ga datierte Probe (DOB 10) stammt von diesem Aufschluss. Abb. 11 zeigt den westlichen Teil des Aufschlusses, welcher nicht mit Steinschlagnetzen bedeckt ist sowie Fotos der Proben ML und DOB 10. Abb. 11: Westlicher Teil des Aufschlusses E von Pöggstall. (a) Übersichtsfoto des Aufschlusses. (b) Detailaufnahme feinkörnigen Probe ML (c) Detailaufnahme des Augengneises DOB 10 von Gebauer und Friedl (1994). Abb. 12 zeigt den östlichen Teil des Aufschlusses mit den Steinschlagnetzen. Zu erkennen sind die eingeschaltenen Amphibolitlagen. Abb. 12: Östlicher Bereich des Aufschlusses E von Pöggstall. Deutlich zu erkennen ist der Wechsel von Orthogneisen und Amphiboliten. 28

29 Aufschluss am Kamp, östlichste lamelle Probe ML 15-1 Ca. 60 m W der Kreuzung von L 7051 und L 7050 findet sich ca. 5m oberhalb der Straße anstehender aus der östlichsten Lamelle (vgl. Abb. 6), durchzogen von einem ca. 10 cm mächtigen Aplitgang. Der ist hier relativ grobkörniger, und steigt starke Lineation (Probe ML 15-1). Abb. 13 zeigt den Aufschluss sowie die Probe ML Abb. 13: Aufschluss am Kamp in der östlichsten lamelle. (a) Blick auf den Aufschluss ca. 5m über der L (b) Detailaufnahme der Probe ML

30 Forststraße Hauergraben, östlichste lamelle Probe ML 15-2 Der Aufschluss befindet sich ebenfalls in der östlichsten Lamelle. Die Forststraße biegt von der Landstraße L 7050 in der Z-Kurve Richtung E ab. Der Aufschluss befindet sich nach ca. 400 m in einer Linkskurve. Bei dem Gestein handelt es sich um einen relativ dunklen, gut geschieferten und feinkörnigen Orthogneis (Probe ML 15-2; Abb. 14). Abb. 14: Aufschluss im Hauergraben. (a) Aufschlusssituation im Hauergraben. (b) Detailaufnahme der dunklen und feinkörnigen Probe ML

31 Aufschluss SE Gasthaus Gamerith, östlichste lamelle Probe ML 15-3 Ca. 1 km SE des Gasthauses Gamerith an der L 7054 finden sich ebenfalls Aufschlüsse in der östlichsten Lamelle. Es handelt sich auch hier um eine dunklere Variante des es, welche hier porphyrische Feldspäte führt. Abb. 15 zeigt die Aufschlussverhältnisse sowie das Gefüge der Probe ML Abb. 15: SE des Gasthaus Gamerith an der L (a) Verwitterte Aufschluss an der Straße. (b) Detailfoto der augigen Probe ML

32 Aufschlüsse entlang des Stausees Proben ML 15-4 bis ML Die folgenden Aufschlüsse mit durchwegs sehr frischem Material befinden sich entlang der L 7051 im Hauptkörper des es (Vgl. Abb. 6). Es handelt sich um das klassische Profil durch den, welches auch in der Literatur mehrfach erwähnt ist (Fuchs 1977a; Fuchs 1977b). Die Beschreibung erfolgt von E nach W. Proben ML 15-4 bis 15-6 wurden ca. 500 m SE der sperre an der L 7051 genommen. Hier finden sich helle, kaum augige e mit biotitreichen Zwischenlagen (ehemalige Amphibolite?). Verbreitet ist Hellglimmer auf den Schieferungsflächen zu sehen. Probe ML 15-5 ist eine besonders hellglimmerreiche Variante des es, ML 15-6, entnommen 4 m westlich von ML 15-5, ist hingegen ein hellglimmerarmer Augengneis (Abb. 16). Abb. 16: Aufschluss 500m SE der sperre. (a) Aufschlussfoto. (b) Probe ML 15-4 im Detail. (c) Probe ML d. Probe ML 15-6 mit bis zu 1cm großen Feldspäten. 32

33 Proben ML 15-7 bis ML 15-9 wurden ca. 350 m SE der sperre, ebenfalls entlang der L 7051 genommen. An diesem Aufschluss wird ein relativ kompakter im Hangenden mit SE einfallender Grenze von einem intensiv mit dünnen Amphibolitlagen (wenige cm mächtig) durchzogenen unterlagert. Probe ML 15-7 ist ein leicht augiger mit vereinzelten größeren Feldspäten (ca. 1 cm) aus dem Hangendbereich. Probe ML 15-8 wurde aus dem mit Amphibolit durchzogenen Bereich entnommen. Es handelt sich um einen gut geschieferten mit leichtem Grünstich. Abb. 17 zeigt die Aufschlusssituation sowie Nahaufnahmen der Proben ML 15-7 bis ML Abb. 17: Aufschluss 350 m SE der sperre. (a) Aufschlusssituation mit dem massigen Orthogneis in der linken Bildhälfte und dem durch Amphibolite verunreinigten Orthogneis in der rechten Bildhälfte. (b) Detailaufnahme der augigen Probe ML (c) Detailaufnahme der Probe ML 15-8 mit leichtem Grünstich. (d) Detailaufnahme der Probe ML

34 Probe ML ca. 250 m W der sperre, direkt in der Kurve E der Ruine genommen. Es sich um eine helle, leicht lagige Variante des es mit relativ großen Feldspäten. Eine Schieferung ist nicht sehr deutlich ausgebildet. Abb. 18 zeigt die Probenahmeposition sowie eine Detailaufnahme des Materials. Abb. 18: Aufschluss 250m W der sperre. (a) Aufschlussfoto, das rote Quadrat zeigt die Position, von der die Probe ML entnommen wurde. (b) Probe ML im Detail. Probe ML stammt von ca. 150 m SW von Probe ML Der Aufschluss an der L 7051, SE der Ruine. Und zeigt einen gut geschieferten, leicht augigen mit konkordanten Amphibolitlagen im Zentimeterbereich. 34

35 Probe ML kommt von einer gut aufgeschlossenen Straßenabsprengung auf einer Länge von ca. 10 m ca. 400 m S der Ruine. Bei dem hier anstehenden Fels handelt es sich um einen gut geschieferten, relativ feinkörnigen mit teilweise Feldspat reichen Lagen. Der gesamte Aufschluss ist von mehreren konkordanten, aplitischen Gängen mit 2-5 cm Mächtigkeit durchzogen. Zudem finden sich mehrere Amphibolitlagen mit Mächtigkeiten von bis zu 30 cm, welche parallel zur Schieferung verlaufen. Abb. 19 zeigt den Aufschluss sowie die Probe ML Abb. 19: Aufschluss S der Ruine. (a) Aufschlussfoto. Rotes Rechteck zeigt die Stelle, von der Probe ML entnommen wurde. (b) Probe ML im Detail. 35

36 Probe ML kommt von einem Aufschluss S der Ruine. Gegenüber der Zufahrt zum Stausee tritt eine speckig glänzende, relativ helle Variante von zu Tage (Probe ML 15-17). Abb. 20 zeigt eine Detailaufnahme der Probe ML Abb. 20: Detailfoto der Probe ML 15-17, entnommen gegenüber der Zufahrt zum Stausee. 36

37 Proben ML und ML stammen von einem Aufschluss ca. 200 m W der kleinen Insel am Mühlhörndl. Wieder handelt es sich um einen speckig glänzenden Orthogneis (Probe ML 15-19). Zudem ist das Gestein im Bereich dieses Aufschlusses von einem Amphibolit (Probe ML 15-20) durchzogen (Abb. 21). Abb. 21: Aufschluss SE des Mühlhörndls. (a) Aufschlussverhältnis. Rote Rechtecke zeigen die Positionen, von denen die Proben ML und ML entnommen wurden. (b) Detailfoto der Probe ML (c) Detailfoto der Probe ML

38 Aufschlüsse im Der wurde an vielen Stellen beprobt, um ein umfassendes Bild über die gesamte Variation des Gesteins zu erhalten. Die Beprobungen fanden im November 2014 sowie im November 2015 statt. Bushaltestelle Vießling Bundesstraße Proben ML 14-1 bis ML 14-9 Der Aufschluss befindet sich ca. 4 km W des Ortskerns von Spitz entlang der Ottenschlager Straße (B 217) in Vießling. Es handelt sich um einen frischen Aufschluss, welcher allerdings teilweise durch Spritzbeton verdeckt ist. Der liegt hier in einer feinkörnigeren sowie in einer grobkörnigeren Variante vor (Abb. 22). Zudem wird er hier von mehreren Amphibolitlagen durchzogen. Abb. 23 zeigt einen Überblick über den östlichen Teil des Aufschlusses sowie Detailaufnahmen der Gesteinstypen. Abb. 22: Detailausschnitt des Aufschlusses an der Bushaltestelle Vießling Bundesstraße, mit gröberen sowie feinkörnigeren en. 38

39 Abb. 23: Aufschluss Bushaltestelle Vießling Bundesstraße im. (a) Übersichtsfoto des Aufschlusses. (b) Probe ML 14-3 im Detail. (c) Probe ML 14-2 im Detail. (d) Probe ML 14-1B im Detail. 39

40 Eitental Proben ML bis ML Ca. 500 m S des Ortes Eitental entlang der Weitental Straße (B 216), an der Abzweigung zur Eitental Straße. Der hier ist durchwegs grobkörniger und massig (Proben ML 14-10, ML 14-13). Am W Ende des Aufschlusses findet sich eine mehrere m mächtige Amphiboliteinschaltung (ML 14-12). Abb. 24 zeigt den Aufschluss im Überblick sowie die für den Aufschluss repräsentativen Proben. Abb. 24: Aufschluss im Weitental, S von Eitental. (a) Übersichtsfoto des Aufschlusses. (b) Probe ML im Detail. (c) Probe ML im Detail. (d) Probe ML im Detail. 40

41 Aufschluss NW Aichau Proben ML 16-3 und ML 16-4 Der Aufschluss liegt an der L 7231, ca. 800 m NW von Aichau am Beginn einer S-Kurve. Der anstehende eher schiefrige ist hier bereits stark verwittert. Er wird von einem etwa 5 cm mächtigen Aplitgang durchdrungen (Abb. 25). Abb. 25: Aufschluss NW von Aichau in der S-Kurve. (a) Übersichtsfoto. (b) Detailfoto des Aufschlusses mit dem ca. 5cm mächtigen Aplitgang. (c) Probe Ml 16-3 im Detail. 41

42 Aufschluss W Mörenz Proben ML 16-7 bis ML 16-9 Der Aufschluss liegt an der L 7223, ca. 300 m W von Mörenz an einer Abzweigung zu einem Forstweg. Der Aufschluss befindet sich in einem kleinen, linsenförmigen Vorkommen des es (Vgl. Abb. 8) Das Gesteinsmaterial ist relativ feinkörnig mit gut erkennbarer Schieferung (Abb. 26). Abb. 26: Aufschluss W Mörenz in einer kleinen Lamelle. (a) Übersichtsfoto des Aufschlusses. (b) Probe ML 16-7 im Detail. (c) Probe ML 16-9 im Detail. 42

43 Preisegg-Fahnsdorf Probe ML Der Aufschluss liegt entlang der L 7152, der Verbindungsstraße zwischen Preisegg und Fahnsdorf, in einem Waldstück ca. 500 m W von Fahnsdorf an einer Abzweigung zu einer Richtung N führenden Forststraße. Es handelt sich um einen stark verwitterten, grobkörnigen mit deutlich ausgeprägter Schieferung. Abb. 27 zeigt den Aufschluss sowie eine Detailaufnahme der Probe ML Abb. 27: Aufschluss an der Verbindungsstraße zwischen Preisegg und Fahnsdorf. (a) Übersichtsfoto des Aufschlusses. (b) Detailausschnitt der beprobten Stelle. (c) Probe ML im Detail. 43

44 Fahnsdorf Probe ML Der Aufschluss liegt ebenfalls an der L 7151, ca. 150 m in südlicher Richtung von dem zuvor beschriebenen Aufschluss entfernt. Es handelt sich um einen nur wenige Meter breiten, etwas zugewachsenen Aufschluss an einer Abzweigung zu zwei Forststraßen. Der ist hier relativ feinkörnig mit einer deutlich ausgeprägten Schieferung (Abb. 28). Abb. 28: Aufschluss bei Fahnsdorf. (a) Übersichtsfoto und Aufschlussverhältnisse. (b) Probe ML im Detail. Aufschluss S Gießhübel Proben ML und ML Der Aufschluss befindet sich an der L 7133, ca. 600 m S von Gießhübel. Anstehendes Gestein findet sich an mehreren Stellen in der Böschung am Straßenrand. Es handelt sich um einen grobkörnigen, nur schwach geschieferten (Abb. 29). Abb. 29: Aufschluss S von Gießhübel. (a) Aufschlussverhältnisse. (b) Detailausschnitt von der Stelle, an der Probe ML entnommen wurde. (c) Gefüge der Probe ML

45 Aufschluss Wiesenbachbrücke Probe ML Dieser Aufschluss (Abb. 30) befindet sich ca. 400 m NE von Gießhübel N der Wiesenbachbrücke. Das Gestein ist nur in einem ca. 1*1 m großem Bereich direkt anstehend. Es handelt sich um einen relativ grobkörnigen, erheblich verwitterten Orthogneis. Abb. 30: Aufschluss an der Wiesenbachbrücke. (a) Aufschlussverhältnisse an der Wiesenbachbrücke. (b) Detailfoto der Probe ML Aufschluss Wiesenbach Proben ML und ML Ca. 250 m NE des zuvor beschriebenen Aufschlusses befindet sich ein relativ stark vergruster Aufschluss an einer Abzweigung zu einer Forststraße. Der Orthogneis ist oberflächlich relativ stark verwittert und bildet eine kleinere Schutthalde (Abb. 31). Unter dem Wurzelwerk eines Baumes fand sich eine massigere, weniger verwitterte Gesteinspartie (Probe 16-20). Die weniger verwitterten Bereiche zeigen einen mittelkörnigen, nur schwach geschieferten Orthogneis. Dieser wird von einem ca. 20 cm mächtigen mit bis zu 2 cm großen Amphibolen führenden Pegmatit (Probe ML 16-19) durchschlagen. 45

46 Abb. 31: Aufschluss entlang des Wiesenbaches. (a) Aufschlussverhältnisse. (b) Probe ML im Detail. (c) Detailfoto des Amphibolführenden Pegmatits (Probe ML 16-19). Aufschluss E Benking Probe ML Ca. 1,2 km E von Benking befindet sich ein kleiner Aufschluss von am Straßenrand der L Das schiefrige Gestein ist bereits relativ verwittert. Abb. 32 zeigt den Aufschluss sowie die Probe ML Abb. 32: Aufschluss E von Benking. (a) Überblicksfoto des Aufschlusses entlang der L (b) Probe ML im Detail. 46

47 Aufschluss bei Platzl Proben ML und ML Ca. 150 m weiter NE, entlang derselben Straße, befindet sich der Aufschluss bei Platzl. Auf der Geologischen Karte 1: Blatt 37 Mautern (Matura et al. 1983) sind in diesem Bereich 3 Amphibolit-Züge verzeichnet. Bei dem Aufschluss handelt es sich um eine Straßenabsprengung (Abb. 33). Der NE Bereich wird von einem der drei verzeichneten Amphibolit-Züge aufgebaut, welcher hier als Fleckenamphibolit vorliegt (Probe 16-22), der SW Teil schließt stark verwitterten, wenig geschieferten auf (Probe 16-23). Auffällig ist, dass ein Quarzgang den Orthogneis, nicht aber den Amphibolit durchdringt. Abb. 33: Aufschluss beim Platzl E von Benking. (a) Aufschluss im Übersichtsfoto. (b) Probe ML im Detail. (c) Probe ML im Detail. 47

48 Koppensteiner Proben ML bis ML Dieser Aufschluss liegt an der L 7133, an einem Forstweg, welcher zum Elferkogel bzw. Zwölferkogel führt. Es handelt sich um einen Anschnitt neben dem Forstweg, der bereits sehr stark verwittert ist. Das vorliegende Gestein ist sehr feinkörnig (Probe ML 16-24) im nördlichen Bereich des Aufschlusses, und grobkörnig (Probe ML 16-25) im südlichen Bereich. Abb. 34 zeigt den Aufschluss sowie die beiden unterschiedlichen Orthogneise, die vorgefunden wurden. Abb. 34: Aufschluss Koppensteiner. (a) Überblicksfoto des Aufschlusses. (b) Probe ML im Detail. (c) Probe ML im Detail. 48

49 Gut am Steg, Ottenschlagerstraße, S bach Probe ML Der Aufschluss befindet sich in Gut am Steg, an der Parallelstraße der Ottenschlägerstraße, südlich des baches. In der geologischen Karte 1: Blatt 37 Mautern (Matura et al. 1983) ist dieser Aufschluss mit einem Fallzeichen verzeichnet. Er liegt in einer kleinen Linse des es. Aufgeschlossen ist das Gestein nur in einem kleinen Bereich hinter einer Straßenlaterne (Abb. 35). Es handelt es sich im eine gut geschieferte Variante des es (Probe ML 16-27). Abb. 35: Aufschluss bei Gut am Steg, S des baches. (a) Aufschluss im Übersichtsfoto. (b) Probe ML im Detail. 49

50 Niederanna, Bengelbach Probe ML Der Aufschluss am Bengelbach in Niederanna kann über einen Feldweg, der N der Kirche an der Friedhofsmauer vorbeiführt, erreicht werden. Auf der geologischen Karte 1: Blatt 37 Mautern (Matura et al. 1983) ist hier eine kleine Linse von verzeichnet (Vgl. Abb. 8). An der Wegkehre des Feldweges befindet sich der Aufschluss, der von einem relativ dunklen Orthogneis (leicht rötliche Probe ML 16-28) aufgebaut wird. Abb. 36 zeigt den Aufschluss sowie die dort entnommene Probe. Abb. 36: Aufschluss am Bengelbach in Niederanna. (a) Aufschlussverhältnisse sowie die mit dem Hammer markierte Stelle, von der die Probe Ml entnommen wurde. (b) Probe Ml im Detail. 50

51 Niederanna, Benglbach 2 Probe ML Der Aufschluss befindet sich ca. 150 m S vom zuvor beschriebenen Aufschluss, ca. 3 m unterhalb des Forstweges. Es steht Amphibolit an (Probe 16-29). Abb. 37 zeigt die Aufschlusssituation sowie die dort genommene Probe. Abb. 37: Aufschluss weiter S entlang des Forstweges am Bengelbach. (a) Übersichtsfoto des Aufschlusses. (b) Detailfoto der Probe Ml

52 Wanderweg Bengelbach Probe ML Der Aufschluss befindet sich ca. 150 m S des letztgenannten Aufschlusses, E eines Wanderweges entlang des Bengelbachs. Es handelt sich um eine ca. 5 m hohe Felswand, welche auf einer Länge von ca. 10 m aufgeschlossen ist. Das Gestein ist ein mittelkörniger, welcher leicht verschiefert ist (Probe ML 16-31). Abb. 38 zeigt die Aufschlussverhältnisse sowie ein Foto der Geschnittenen Probe ML Abb. 38: Aufschluss entlang des Wanderweges am Bengelbach. (a) Aufschlusssituation. (b) Detailfoto der Probe ML

53 Makroskopische Gefügevariation Abb. 39 zeigt nochmals ausgewählte, geschnittene Proben, von und in einer Zusammenschau, welche Eindruck über die makroskopische Variationsbreite geben soll. Die Bildunterkanten sind jeweils 4 cm. Abb. 39: Makroskopische Gefügevariation an ausgewählten Gesteinen des sowie des es. Bildunterkante jeweils 4 cm. Der zeigt ein wesentlich größere Variationsbreite im Gefüge. Zum Teil ist er stark geschiefert mit großen Feldspataugen (ML A, DOB 10, ML 15-7), zum Teil ohne Augen und feinkörnig schiefrig. Andererseits kann er auch als feinkörnigerer, massiger vorliegen (ML 15-1, ML 14-15, ML 15-10). Auch die Farbgebung variiert stark von hellgrau und bräunlich bis hin zu dunklen varietäten. Der hat ein deutlich homogeneres Erscheinungsbild bei geringer Deformation als der und variiert vor allem in der Korngröße, wobei die grobkörnigeren Varianten im Gelände überwiegen. Anders als der kommen auch keine porphyrischen Varianten vor. 53

54 Dünnschliffuntersuchungen Da das Hauptaugenmerk dieser Arbeit auf der geochemischen Untersuchung liegt, wurden nur relativ wenige Gesteinsdünnschliffe angefertigt. Es wurden von insgesamt 6 en, 6 en und 2 Amphiboliten aus den en Dünnschliffe angefertigt und untersucht. Unter dem Mikroskop zeigen die e ein metamorphes Quarz-Feldspat Gefüge mit variablem Einregelungsgrad der Mineralkomponenten (Abb. 40). Abb. 40: Gefüge der Proben ML (oben) und ML (unten) im Dunkelfeld. Die Plagioklase können teilweise leicht serizitisiert sein und zeigen vereinzelt Antiperthite entmischen. Die Kalifeldspäte sind meist kleiner als die Plagioklase und leicht perthitisch. Häufig ist auch eine Myrmekitisierung zu beobachten (Abb. 41). 54

55 Abb. 41: Dunkelfeldaufnahme eines Myrmekits aus der Probe ML Die Biotite zeigen im Hellfeld eine olivgrüne bis braune Farbe. Teilweise sind sie chloritisiert, wobei die Chloritisierung nicht gleichmäßig sondern stellenweise verstärkt auftritt. Neben Biotit führen manche Proben auch Hellglimmer (Abb. 42, Probe ML 14-15). Abb. 42: Hellglimmer zwischen Biotit in der Probe ML (Oben: Dunkelfeld; Unten: Hellfeld). 55

56 In einer Probe (ML 15-2) wurde neben Biotit, Feldspat und Quarz zudem auch Amphibol (ca. 5 vol%) beobachtet (Abb. 43b,c). Abb. 43: Dünnschliffbilder der Probe ML (a) Übersichtsaufnahme im Dunkelfeld. (b) Grünlicher Amphibol im Hellfeld. (c) Derselbe Amphibol im Dunkelfeld. Zirkone, Apatite sowie Orthite sind häufig als Akzessorien zu finden (Abb. 44). Die Zirkone können gedrungene sowie stängelige Formen aufweisen, wobei letztere überwiegen. Die Orthite sind zumeist stark alteriert, manchmal ist aber noch ein magmatischer Zonarbau erkennbar. 56

57 Abb. 44: Akzessorien im. (a) Hellfeldaufnahme eines zonierten Orthits aus der Probe ML (b) Dunkelfeldaufnahme desselben Orthits. (c) Hellfeldaufnahme eines Titanits mit angrenzendem Biotit aus Probe ML (d) Dunkelfeldaufnahme desselben Titanits. (e) Hellfeldaufnahme eines Apatits aus Probe ML (f) Dunkelfeldaufnahme desselben Apatits. (g) Hellfeldaufnahme eines stängeligen Zirkons aus Probe ML (h) Dunkelfeldaufnahme desselben Zirkons. 57

58 Das Quarz-Feldspat Gefüge ist praktisch vollständig metamorph rekristallisiert (Abb. 45). Plagioklase sind vermutlich komplett rekristallisiert und haben meistens gedrungene Formen, Kalifeldspäte kommen nur sehr untergeordnet vor. Selten sind die Plagioklase serizitisiert (Abb. 46). Abb. 45: Mikroskopische Übersichtsaufnahmen der feinkörnigeren und grobkörnigeren Varianten von Proben ML 14-1B und ML im Dunkelfeld. 58

59 Abb. 46: Serizitisierter Plagioklas aus der Probe ML (a) Hellfeldaufnahme. (b) Dunkelfeldaufnahme. Ca. 50% der e führen Amphibole, welche im Hellfeld grün sind. Nicht selten haben diese Amphibole Plagioklaseinschlüsse im Zentrum (Abb. 47). Abb. 47: Amphibol mit Plagioklaseinschluss aus der Probe ML (a) Aufnahme im Hellfeld. (b) Aufnahme im Dunkelfeld. 59

60 Die Biotite in den en sind olivfarben bis braun und nur stellenweise chloritisiert. Liegt (Abb. 48). Abb. 48: Chloritisierte Biotite im. (a) Streifig chloritisierter Biotit aus Probe ML im Hellfeld. (b) Dunkelfeldaufnahme desselben Ausschnitts. (c) Chloritisierter Biotit sowie Rutil aus Probe ML im Hellfeld. (d) Dunkelfeldaufnahme desselben Ausschnitts. Als Akzessorien finden sich Apatite, Zirkone sowie Rutile (Abb. 48c, d) und Orthite (Abb. 49). Meist zeigen die Orthite eine konzentrische Zonierung, selten liegen sie auch verzwillingt vor. Abb. 49: Zonierter und verzwillingter Orthit aus Probe ML (a) Hellfeldaufnahme. (b) Dunkelfeldaufnahme, in der die Verzwilligung deutlich erkennbar ist. 60

61 Amphibolite im Die Amphiboliteinschaltungen im besitzen durchwegs eine ausgeprägte Schieferung. Sie sind relativ feinkörnig und haben oft große porphyrische Feldspäte (~1 cm). Abb. 50 zeigt einen sehr feinkörnigen Amphibolit ohne porphyrische Feldspäte, mit einem feldspatreichen Band in der linken Bildhälfte. Abb. 50: Amphibolit (Probe ML 14-9) im Dunkelfeld. Die Amphibole und Plagioklase sind praktisch ausschließlich metamorphe Bildungen. Die Amphibole sind die im Hellfeld grün, Biotit kommt nur untergeordnet vor (Abb. 51 a,b). Als Akzessorien sind vor allem Titanit und Apatit auffällig. Letzterer ist meist stängelig ausgebildet (Abb. 51 c,d). 61

62 Abb. 51: Amphibole und Apatite in der Probe ML (a) Grüner Amphibol im Hellfeld mit deutlich erkennbarer 120 Spaltbarkeit. (b) Derselbe Bildausschnitt im Dunkelfeld. (c) Stängeliger Apatit im Hellfeld. (d) Derselbe Bildausschnitt im Dunkelfeld. 62

63 Ergebnisse der Röntgenfluoreszenzanalyse Es folgt die tabellarische Auflistung der Ergebnisse der Röntgenfluoreszenzanalyse (Tabelle 3). Hauptelemente sind in Gewichtsprozent, Spurenelemente in ppm angegeben. Die Interpretation der Ergebnisse folgt im Diskussionskapitel weiter hinten. Tabelle 3: Ergebnisse der Röntgenfluoreszenzanalyse. ( a Th-Werte für Amph. in SpzGn ermittelt mittels Gammaspektrometrie; GV = Glühverlust). Proben# ML 14-1A ML 14-1B ML 14-2 ML 14-3 ML 14-4 ML 14-5 ML 14-6 ML 14-7 Gestein Amph. in SpzGn SiO 2 68,23 68,47 69,48 48,38 67,97 68,71 69,92 65,30 TiO 2 0,34 0,33 0,29 1,78 0,34 0,33 0,26 0,54 Al 2 O 3 16,30 16,03 16,00 14,53 15,88 15,37 15,28 16,41 Fe 2 O 3 2,80 2,79 2,69 12,93 2,76 2,90 2,34 4,64 MnO 0,04 0,04 0,04 0,21 0,04 0,06 0,05 0,06 MgO 1,24 1,27 1,07 5,88 1,34 1,20 0,98 1,73 CaO 2,83 2,75 2,82 10,43 2,63 2,68 2,64 4,10 Na 2 O 5,05 5,01 5,09 3,02 5,31 5,14 5,10 5,15 K 2 O 2,17 2,15 1,71 1,24 2,13 2,23 2,35 1,44 P 2 O 5 0,13 0,14 0,10 0,22 0,13 0,12 0,11 0,14 SO 3 0,01 0,01 0,01 0,03 0,04 0,04 0,01 0,01 F 0,11 0,11 0,08 0,17 0,11 0,13 0,12 0,14 GV 1,09 1,12 1,13 0,88 1,07 0,69 0,61 0,69 Summe 100,33 100,21 100,51 99,70 99,73 99,61 99,78 100,34 Rb Sr Ba Th ,8 a u.d.n. 4 u.d.n. 5 La u.d.n. u.d.n. 22 Ce Nd 9 16 u.d.n u.d.n. u.d.n. 22 Ga Nb Zr u.d.n Y u.d.n Sc u.d.n. u.d.n. u.d.n u.d.n Pb u.d.n. 10 u.d.n. Zn V u.d.n Co Cr Ni Cl

64 Fortsetzung Tabelle 3. Proben# ML 14-8 ML 14-9 ML ML ML ML ML 16-1 ML 16-3 Gestein Amph. in SpzGn Amph. in SpzGn SiO 2 64,98 46,60 66,75 65,34 48,36 70,67 69,03 69,72 TiO 2 0,54 2,85 0,41 0,47 1,93 0,31 0,53 0,31 Al 2 O 3 16,43 13,65 16,55 16,78 14,25 14,24 14,72 15,76 Fe 2 O 3 4,45 14,95 3,49 3,87 13,33 2,77 3,85 2,09 MnO 0,07 0,23 0,07 0,07 0,20 0,05 0,05 0,04 MgO 1,56 5,84 1,34 1,55 6,05 1,34 1,32 0,67 CaO 4,35 10,94 3,55 3,80 10,80 2,86 1,80 2,10 Na 2 O 4,90 3,15 4,66 4,51 2,97 4,29 3,37 4,08 K 2 O 1,80 0,97 2,37 2,40 0,93 2,24 4,16 4,47 P 2 O 5 0,14 0,43 0,14 0,14 0,26 0,08 0,15 0,10 SO 3 0,03 0,02 0,02 0,03 0,06 0,01 0,01 0,01 F 0,13 0,14 0,12 0,14 0,12 0,09 0,12 0,10 GV 0,62 0,60 0,97 0,69 0,71 0,85 1,04 0,51 Summe 99,98 100,38 100,44 99,78 99,98 99,79 100,13 99,97 Rb Sr Ba Th 4 1,9 a 4 4 1,7 a La Ce Nd Ga Nb Zr Y u.d.n. Sc u.d.n. Pb Zn V u.d.n. Co u.d.n. Cr Ni Cl

65 Fortsetzung Tabelle 3. Proben# ML 16-4 ML 16-6 ML 16-7 ML 16-9 ML ML ML ML Gestein SiO 2 69,14 66,54 64,91 64,60 61,78 57,67 67,92 67,88 TiO 2 0,24 0,42 0,52 0,53 0,39 0,81 0,32 0,36 Al 2 O 3 16,77 16,68 16,80 17,09 19,64 13,92 17,32 16,10 Fe 2 O 3 1,75 3,38 3,88 4,50 3,58 5,79 2,66 2,73 MnO 0,04 0,07 0,06 0,06 0,06 0,12 0,05 0,04 MgO 0,45 1,30 2,92 2,82 1,23 1,79 0,94 1,04 CaO 2,75 3,64 1,82 1,34 4,05 11,21 1,25 3,41 Na 2 O 4,86 5,01 5,26 3,86 6,73 1,86 5,38 4,10 K 2 O 3,24 2,28 2,67 4,09 1,42 3,83 2,92 3,14 P 2 O 5 0,08 0,13 0,12 0,12 0,12 0,09 0,12 0,11 SO 3 0,01 0,02 0,07 0,01 0,02 0,20 0,01 0,01 F 0,10 0,11 0,14 0,13 0,08 0,12 0,10 0,09 GV 0,51 0,51 0,84 1,12 1,09 2,99 1,31 0,99 Summe 99,93 100,09 100,00 100,27 100,17 100,40 100,30 99,99 Rb Sr Ba Th La Ce Nd Ga Nb Zr Y Sc u.d.n u.d.n. u.d.n. Pb u.d.n. u.d.n. 7 u.d.n u.d.n. u.d.n. Zn V u.d.n u.d.n. 22 Co u.d.n u.d.n. 4 Cr Ni Cl

66 Fortsetzung Tabelle 3. Proben# ML ML ML ML ML ML ML ML Gestein Amph. in SpzGn SiO 2 64,77 64,94 67,64 65,32 49,08 64,88 66,65 66,74 TiO 2 0,51 0,52 0,47 0,49 1,86 0,49 0,40 0,39 Al 2 O 3 17,09 17,00 15,84 16,36 15,02 16,65 16,69 16,40 Fe 2 O 3 3,93 3,95 3,41 3,67 13,51 3,80 2,97 3,26 MnO 0,06 0,06 0,05 0,06 0,20 0,06 0,04 0,05 MgO 1,34 1,54 1,39 2,22 4,89 1,29 1,21 1,25 CaO 4,41 4,32 3,70 2,30 10,35 3,72 2,72 3,43 Na 2 O 4,52 4,49 4,55 4,41 2,68 4,16 5,29 5,34 K 2 O 2,20 2,00 1,79 3,98 0,83 2,50 2,78 1,91 P 2 O 5 0,15 0,15 0,11 0,13 0,27 0,14 0,13 0,13 SO 3 0,01 0,02 0,01 0,01 0,02 0,01 0,01 0,01 F 0,12 0,14 0,11 0,14 0,14 0,14 0,14 0,13 GV 0,93 0,69 0,69 0,71 0,89 1,72 0,99 0,91 Summe 100,04 99,81 99,75 99,79 99,74 99,55 100,00 99,96 Rb Sr Ba Th ,1 a La Ce Nd 20 u.d.n Ga Nb Zr Y Sc 11 7 u.d.n Pb u.d.n u.d.n. 7 u.d.n. u.d.n. Zn V Co Cr Ni Cl

67 Fortsetzung Tabelle 3. Proben# ML ML ML ML ML ML ML ML Gestein Amph. in SpzGn SiO 2 65,74 67,43 63,47 48,19 62,39 72,93 73,05 72,25 TiO 2 0,41 0,33 0,54 2,12 0,70 0,15 0,13 0,31 Al 2 O 3 16,43 16,41 17,64 14,21 17,72 14,99 14,64 14,09 Fe 2 O 3 3,10 2,83 3,61 13,44 4,88 1,42 1,24 2,29 MnO 0,08 0,05 0,05 0,21 0,06 0,03 0,02 0,04 MgO 1,09 0,94 1,45 6,61 1,84 0,30 0,28 0,73 CaO 6,85 3,46 5,28 10,67 4,77 1,92 2,03 2,53 Na 2 O 5,18 5,59 5,62 2,59 5,10 3,96 4,55 4,40 K 2 O 0,50 1,73 1,12 0,64 1,40 3,83 3,08 1,94 P 2 O 5 0,07 0,12 0,17 0,24 0,20 0,06 0,06 0,10 SO 3 u.d.n. 0,01 0,02 0,02 0,02 u.d.n. 0,01 0,21 F 0,09 0,11 0,12 0,13 0,14 0,08 0,06 0,07 GV 0,35 0,72 0,85 1,06 0,78 0,55 0,54 1,16 Summe 99,88 99,73 99,94 100,13 99,98 100,22 99,68 100,12 Rb Sr Ba Th 7 u.d.n. 6 1,7 a 13 u.d.n La Ce Nd Ga Nb Zr Y Sc u.d.n u.d.n. u.d.n. u.d.n. Pb u.d.n u.d.n. u.d.n u.d.n. Zn V u.d.n. u.d.n. 33 Co u.d.n. 3 6 Cr Ni Cl

68 Fortsetzung Tabelle 3. Proben# ML ML ML ML ML 14-23A ML 14-23B ML ML 15-1 Gestein Amph. in DbGn SiO 2 73,23 73,74 58,75 67,09 72,62 70,58 72,12 73,30 TiO 2 0,17 0,20 1,02 0,36 0,30 0,33 0,34 0,21 Al 2 O 3 13,90 13,15 14,58 15,83 13,61 14,07 14,00 13,41 Fe 2 O 3 1,91 2,36 8,58 3,81 3,12 3,32 2,26 2,12 MnO 0,01 0,05 0,11 0,07 0,05 0,05 0,03 0,02 MgO 0,84 0,30 4,64 0,87 0,56 0,59 0,73 0,72 CaO 2,46 1,45 5,81 2,76 2,18 2,30 2,05 0,94 Na 2 O 5,23 3,39 4,14 3,81 3,26 3,35 3,38 3,27 K 2 O 0,79 4,36 0,97 4,11 3,95 4,10 4,08 4,86 P 2 O 5 0,11 0,07 0,16 0,10 0,09 0,09 0,10 0,07 SO 3 0,31 0,03 0,03 0,06 0,01 0,01 0,01 0,01 F 0,07 0,13 0,12 0,19 0,14 0,15 0,12 0,09 GV 0,95 0,53 1,07 0,75 0,42 0,45 0,61 0,72 Summe 99,99 99,76 99,96 99,81 100,32 99,39 99,82 99,75 Rb Sr Ba Th La Ce Nd Ga Nb Zr Y Sc u.d.n u.d.n. u.d.n. 6 u.d.n. Pb 7 27 u.d.n Zn V Co Cr Ni Cl

69 Fortsetzung Tabelle 3. Proben# ML 15-2 ML 15-3 ML 15-4 ML 15-5 ML 15-6 ML 15-7 ML 15-8 ML 15-9 Gestein SiO 2 67,09 63,83 72,72 74,11 72,90 73,23 79,72 72,78 TiO 2 0,54 0,62 0,16 0,13 0,13 0,12 0,09 0,14 Al 2 O 3 14,95 16,26 15,44 14,14 15,08 14,78 11,14 14,97 Fe 2 O 3 4,20 5,67 1,49 1,30 1,26 1,41 0,95 1,33 MnO 0,05 0,08 0,03 0,03 0,03 0,03 0,02 0,03 MgO 1,10 1,22 0,35 0,30 0,26 0,25 0,24 0,30 CaO 2,86 2,63 2,68 1,86 2,00 2,21 1,98 1,67 Na 2 O 2,99 4,22 4,91 3,92 4,60 4,62 3,39 4,87 K 2 O 5,08 3,54 1,94 3,18 3,28 2,59 1,69 3,16 P 2 O 5 0,17 0,19 0,05 0,05 0,06 0,07 0,06 0,05 SO 3 0,01 0,02 u.d.n. u.d.n. 0,01 u.d.n. u.d.n. u.d.n. F 0,16 0,23 0,10 0,07 0,07 0,07 0,06 0,08 GV 0,93 0,80 0,47 0,87 0,57 0,51 0,79 0,58 Summe 100,12 99,30 100,35 99,95 100,24 99,90 100,13 99,95 Rb Sr Ba Th u.d.n. u.d.n. u.d.n. 4 u.d.n. u.d.n. La Ce Nd Ga Nb Zr Y Sc u.d.n. u.d.n. u.d.n. u.d.n. u.d.n. u.d.n. Pb u.d.n. 14 u.d.n Zn V u.d.n. u.d.n. u.d.n. u.d.n. 10 u.d.n. Co 9 8 u.d.n. u.d.n. u.d.n. u.d.n. u.d.n. u.d.n. Cr u.d.n. u.d.n 5 Ni Cl

70 Fortsetzung Tabelle 3. Proben# ML ML ML ML ML ML ML ML Gestein SiO 2 73,94 72,77 69,45 74,23 66,10 70,10 72,66 73,27 TiO 2 0,13 0,13 0,24 0,08 0,31 0,24 0,12 0,18 Al 2 O 3 14,33 14,64 16,67 14,30 18,43 16,30 15,20 14,81 Fe 2 O 3 1,09 1,16 1,65 0,91 2,18 1,92 1,04 1,37 MnO 0,03 0,02 0,04 0,03 0,05 0,03 0,01 0,03 MgO 0,23 0,25 0,57 0,15 0,72 0,50 0,26 0,36 CaO 1,64 1,48 3,35 1,44 2,68 3,17 1,99 2,60 Na 2 O 4,19 4,49 5,44 4,57 6,12 4,84 4,57 5,00 K 2 O 3,64 3,80 1,33 3,52 2,12 2,09 3,34 1,61 P 2 O 5 0,05 0,05 0,07 0,04 0,14 0,13 0,07 0,07 SO 3 u.d.n. u.d.n. u.d.n. u.d.n. u.d.n. u.d.n. u.d.n. u.d.n. F 0,07 0,07 0,08 0,08 0,10 0,11 0,09 0,08 GV 0,62 0,89 1,17 0,65 1,25 0,58 0,70 0,77 Summe 99,97 99,73 100,06 99,98 100,19 100,01 100,05 100,15 Rb Sr Ba Th 8 u.d.n. u.d.n. u.d.n. u.d.n. u.d.n. u.d.n. u.d.n. La Ce Nd Ga Nb Zr Y Sc u.d.n. u.d.n. u.d.n. u.d.n. 6 u.d.n. u.d.n. u.d.n. Pb Zn V u.d.n. u.d.n. 12 u.d.n u.d.n. Co u.d.n. u.d.n. 3 u.d.n. u.d.n. u.d.n. u.d.n. u.d.n. Cr Ni Cl

71 Fortsetzung Tabelle 3. Proben# ML ML Gestein Amph. in DbGn SiO 2 70,72 45,17 TiO 2 0,24 1,56 Al 2 O 3 15,86 14,78 Fe 2 O 3 1,49 14,24 MnO 0,01 0,17 MgO 0,47 10,12 CaO 3,12 8,34 Na 2 O 5,75 1,44 K 2 O 1,06 2,62 P 2 O 5 0,09 0,17 SO 3 u.d.n. 0,02 F 0,07 0,09 GV 0,96 1,75 Summe 99,83 100,48 Rb Sr Ba Th u.d.n. u.d.n. La Ce Nd Ga Nb 9 12 Zr Y 8 21 Sc u.d.n. 23 Pb u.d.n. u.d.n. Zn V Co 3 57 Cr Ni Cl

72 Diskussion und Schlussfolgerungen Die Diskussion ist aufgrund der unterschiedlichen Fragestellungen (vgl. Kapitel Fragestellung und Ziele ) in zwei Teile untergliedert. Teil I beschäftigt sich mit dem und dem Vergleich mit dem Bittescher. Teil II beschäftigt sich mit dem. Teil I: Die granitische bis granodioritische Zusammensetzung (Abb. 52 d) kann durch eine Mesonormberechnung nach Mielke und Winkler (1979) abgeleitet werden. Das Gestein besitzt einen überwiegend magnesischen ( magnesian nach Frost et al. (2001); Abb. 52 a) sowie kalk-alkalischen Charakter (nach Frost et al. (2001); Abb. 52 b). Zudem plottet der im Feld der Volcanic Arc Granites (nach Pearce et al. (1984)). Diese Eigenschaften, zusammen mit dem überwiegend niedrigem ASI von 1,0 bis 1,1 (nach Shand (1943); Abb. 52 e) sind typisch für I-Typ Granitoide. 72

73 Abb. 52: ausgewählte geochemische Klassifizierungsdiagramme für den. (a) FeO/(FeO + MgO) vs. Gew% SiO 2 (nach Frost et al. (2001)). (b) Na 2 O + K 2 O CaO vs. Gew% SiO 2 (nach Frost et al. (2001)). (c) Rb vs. Y+Nb (nach Pearce et al. (1984)). (d) Klassifizierung nach Streckeisen (1974) auf der Basis von Mesonormberechnungen nach Mielke und Winkler (1979). (e) A/NK vs. ASI (nach Shand (1943)). 73

74 Zwei Subtypen des Durch die im Zuge dieser Arbeit gewonnenen geochemischen Daten wird klar, dass der nicht als einheitliche masse angesehen werden kann, sondern dass der Körper zwei unterschiedliche Subtypen beinhaltet, die wahrscheinlich auf zwei diskrete magmatische Ausgangsgesteine zurückgehen. Diese Unterteilung in einen Typ A und einen Typ B wird im Folgenden genauer erläutert. Am deutlichsten wird diese Zweiteilung in der Th-Konzentration (Abb. 53). Abb. 53: Diagramm Th-TiO 2 und Histogramm mit den Verteilungen der Th-Gehalte. Ebenfalls eingetragen ist die Probe DOB 10 aus Gebauer und Friedl (1994), welche auf 1,38 Ga datiert wurde. Aufgetragen gegen TiO 2 sind zwei Cluster erkennbar. Der erste Cluster weist Th-Gehalte von über 20 ppm auf und wird im folgenden als Typ A (DGA) bezeichnet. Der zweite Cluster weist Th-Gehalte von unter 10 ppm auf und wird als Typ B (DGB) bezeichnet. Zwischen den beiden Clustern besteht eine Lücke in den Th-Gehalten zwischen 10 und 20 ppm (Abb. 53). Die von Gebauer und Friedl (1994) datierte Probe (DOB 10) wurde im Zuge dieser Arbeit neu analysiert und und liegt im Feld des DGA. 74

75 Die Diskriminierung von DGA und DGB zeigt sich auch in den Zr und Sr Gehalten (Abb. 54). Abb. 54: Zr aufgetragen gegen Sr. Die strichlierte Linie stellt das Zr/Sr- Verhältnis von 1:3 dar. Eingetragen sind die Datenpunkte für DGA und DGB. DGA weist ein Zr/Sr-Verhältnis von über 1:3 auf, DGB ein Zr/Sr-Verhältnis von unter 1:3. In beiden Subtypen besteht eine positive korrelation von Zr und Sr, wie sie in vielen Granitoiden beobachtet ist. Neben klassischen geochemischen Variationsdiagrammen ist die Diskriminierung auch mit Standardmethoden der Statistik möglich. In einer Hauptkomponentenanalyse (PCA) (Pearson 1901), errechnet aus den Oxiden, lässt sich die Diskriminierung in einen Typ A und einen Typ B nachvollziehen (Abb. 55). Abb. 55: Hauptkomponentenanalyse (nach Pearson (1901)) für beide Typen, errechnet aus den Oxiden (SiO 2, Al 2 O 3, FeOt, MgO, TiO 2, K 2 O, Na 2 O, CaO, MnO). Die Unterscheidung wird hauptsächlich durch die zweite Hauptkomponente getroffen, auf die vor allem K 2 O und Na 2 O sowie Al 2 O 3 und CaO Einfluss hat. Die erste Hauptkomponente wird vor allem 75

76 Varianz durch SiO 2 sowie MgO, TiO 2 und FeOt definiert, wobei sich hier beide Subtypen weniger gut differenzieren lassen. In Abb. 56 ist die Varianz der Hauptkomponenten in einem Säulendiagramm gezeigt. 0,5 0,45 0,4 0,35 0,3 0,25 0,2 0,15 0,1 0, HK 2. HK 3. HK 4. HK 5. HK 6. HK 7. HK 8. HK 9. HK Abb. 56: Varianz der Hauptkomponenten dargestellt als Säulendiagramm. Die ersten beiden Hauptkomponenten (HK) reichen aus um 80% der Daten zu erklären. Erkennbar ist, dass es ausreicht, nur die 1. und 2. Hauptkomponente für die Analyse zu verwenden, da beide zusammen bereits etwa 80% der Daten sehr gut erklären. Khaffagy (1971a) unterscheidet vor allem durch das K/Rb-Verhältnis sowie durch das Ni/Co- Verhältnis zwischen einem magmatogenen Typ I und einem Typ II sedimentären Ursprungs. Diese Unterscheidung wird durch den neuen, großen Datensatz aber nicht unterstützt. Leider gibt Khaffagy für seine Proben keine eindeutigen Lokalitäten an, so dass eine vergleichende Betrachtung schwer möglich ist. Es wurde versucht, die Proben von Khaffagy (1971a) im Zr-Sr Diagramm darzustellen. Eine Übereinstimmung der zwei Typen von Khaffagy (1971a) mit der nun Vorgenommenen Einteilung in einen DGA und DGB existiert nicht. Abb. 57: Zr aufgetragen gegen Sr. Die Linie stellt das Zr/Sr-Verhältnis von 1:3 dar. Eingetragen sind die für diese Arbeit erhobenen Daten sowie die Daten aus Khaffagy (1971a). 76

77 Verteilung von Typ A und Typ B im Gelände Die Verteilung von DGA und DGB im Gelände ist noch nicht restlos klar, da bisher nur an zwei Profilen im südlichen Bereich des es sowie entlang des Stausees im Norden dicht genug beprobt wurde. Abb. 58 zeigt die Verteilung beider Typen nach derzeitigem Wissensstand, wobei noch einige Proben und unpublizierte Analysen der AG Finger mit eingetragen sind. Bei Pöggstall tritt der DGB im Osten, der DGA im Westen auf. Entlang des Stausees ist die Hauptmasse des es der DGB. Nur eine östlichste Lamelle wird von DGA aufgebaut, wobei der südliche Bereich hier von einer sehr dunklen, Hornblende führenden Variation aufgebaut wird. Die zusätzlichen Daten der AG Finger zeigen, dass DGB auch im Norden des Körpers die Hauptmasse zu bilden scheint, und DGA nur an den bereits genannten Lokationen auftritt. Das viel zitierten Zirkonalter des es von 1,38 Ga (Gebauer und Friedl 1994) datiert also den untergeordnet vorkommenden Typ A des es. Eine genaue Auskartierung von DGA und DGB im Gelände wäre nur mit massiven Einsatz geochemischer Methoden möglich. Auffällig ist, dass einige der DGB-Proben (z.b. ML 15-5, ML im Handstück, ML im Dünnschliff) ziemlich viel Hellglimmer haben, der umgekehrt in den DGA- Proben kaum auffällig ist. Weiters scheint der DGA tendenziell höhere Biotit-Gehalte zu haben (Abb. 62). Anzudenken wäre ein Einsatz von tragbaren Gammaspektrometern oder auch aerogephysikalische Th- Messungen. Abb. 58: Verteilung von DGA und DGB im Gelände. 77

78 und Bittescher im Vergleich Der wurde bereits von Frasl (1970) und Matura (1976), sowie auch in einigen späteren Arbeiten (Finger und Steyrer 1995; Matura 2003; Finger und Schubert 2015) aufgrund seines ähnlichen Erscheinungsbildes mit dem Bittescher des Moravikums verglichen. Wegen der deutlich unterschiedlichen Zirkonaltersdaten wird die Korrelation beider e bis heute mit Argwohn betrachtet (Scharbert 1977; Fuchs 1998). Gebauer und Friedl (1994) datierten den auf 1,38 Ga, während der Bittescher ein Protolithalter von 580 Ma besitzt (Friedl et al. 2004). Für den folgenden geochemischen Vergleich wurden Röntgenfluoreszenzanalysen von Finger und Riegler (2012) und Finger und Riegler (2014) verwendet. In Abb. 59 ist wieder das schon gezeigte Diagramm TiO 2 gegen Th zu sehen, welches sehr gut zwischen DGA und DGB diskriminiert. Abb. 59: Harker Diagramm Th gegen TiO 2 mit Datenpunkten für DGA, DGB und den Bittescher zum Vergleich aus Finger und Riegler (2012) und Finger und Riegler (2014). Es zeigt sich, dass der Bittescher eng mit dem Typ B zusammen fällt. Beide haben Th-Gehalte von unter 10 ppm bei ähnlichen TiO 2 -Gehalten. Die geochemische Ähnlichkeit von DGB und Bittescher zeigt sich auch in verschiedenen Harker Diagrammen (Abb. 60). 78

79 Abb. 60: Harkerdiagramme SiO 2 gegen Al 2 O 3, Na 2 O, FeOt, Ce, Cl und La. Daten für den Bittescher aus Finger und Riegler (2012) und Finger und Riegler (2014). Der DGA besitzt gegenüber dem DGB und dem Bittescher erhöhte Gehalte an FeOt, Ce, Cl sowie La. Im QAP Diagramm nach Streckeisen (1974) sind keine markanten Unterschiede sichtbar (Abb. 61). Abb. 61: Streckeisendiagramm für DGA, DGB und Bittescher (Daten wie vorher). Modalbestände errechnet nach Mielke und Winkler (1979). 79

80 DGA schwankt zwischen granitisch und granodioritisch, DGB liegt hingegen überwiegend im Granodiorit-Feld. Der Bittescher weist eine breite Variation von granitisch bis granodioritisch auf. Gegenüber dem DGB ist der Schwerpunkt etwas Richtung Granitfeld verschoben. Was den Anteils a mafischen Mineralen (i.w. Biotit; z.t. Amphibol in DGA) berechnet nach Mielke und Winkler (1979) betrifft, setzt sich der DGA von DGB und Bittescher etwas ab (Abb. 62). Abb. 62: Boxplots die die Anteile der mafischen Minerale (Hauptsächlich Biotit) in DGA, DGB und Bittescher zeigen. Kreise stellen Ausreißer dar, die für den Mittelwert (Dicke schwarze Linie in den Boxen) nicht berücksichtigt wurden. Der Biotitanteil in DGA liegt im Durchschnitt bei ca. 8,3 Gew%, wohingegen die Maximalwerte im DGB und Bittescher, bis auf Ausreißer, die 10 Gew%-Marke nicht erreichen. Dies zeichnet sich auch im FeOt-Gehalt ab, der im DGA deutlich höher ist als in den beiden anderen typen (Abb. 60). 80

81 Teil II: In Abb. 63 sind die Daten für den in geochemischen Klassifizierungsdiagrammen nach Frost et al. (2001), Pearce et al. (1984) sowie Streckeisen (1974) dargestellt. Für die Berechnung des normativen Mineralbestandes wurde die MESO-Norm nach Mielke und Winkler (1979) verwendet. Die Eintragungen zeigen, dass es sich beim um ein magnesisches ( magnesian ), kalkalkalisches Gestein (nach Frost et al. (2001)) mit Vulkanbogen Granit Charakter (nach Pearce et al. (1984)) handelt. Der normative Mineralbestand reicht von Granodiorit bis Tonalit (Abb. 63 d). Der Aluminiums Sättigungs Index (ASI) (Shand 1943) liegt zwischen 0,9 und 1,1, schwankt also im Bereich metalumisch bis leicht peralumisch. Es handelt sich beim Protolith des es also um einen I-Typ Granodiorit bis Tonalit, wie schon Finger (1990) vermutete. Die makroskopischen Unterschiede zwischen den feinkörnigeren und grobkörnigeren en zeigen sich nicht in ihren chemischen Zusammensetzungen. Ein leichter Trend in der positiven Korrelation des Gehalts an Plagioklas und Amphibols ist erkennbar. 81

82 Abb. 63: Ausgewählte geochemische Klassifizierungsdiagramme für den. (a) FeO/(FeO + MgO) vs. Gew% SiO2 (nach Frost et al. (2001)). (b) Na2O + K2O CaO vs. Gew% SiO2 (nach Frost et al. (2001)). (c) Rb vs. Y+Nb (nach Pearce et al. (1984)). (d) Klassifizierung nach Streckeisen (1974) auf der Basis von Mesonormberechnungen nach Mielke und Winkler (1979). (e) A/NK vs. ASI nach Shand (1943). 82

83 , e und Bittescher im Vergleich In den Klassifizierungsdiagrammen nach Frost et al. (2001) sowie Pearce et al. (1984) lassen sich kaum Unterschiede erkennen. sowie beide Typen sind schwerpunktmäßig magnesische, kalk-alkalische Gesteine mit Volcanic Arc Granit-Charakter. Ein Unterschied liegt im ASI, der im zwischen 0,9 und 1,1 liegt, im zwischen 1 und 1,1. Ein weiterer Unterschied wird in der Klassifizierung nach Streckeisen sichtbar, wo der eine granodioritische bis tonalitische Zusammensetzung aufweist. Auch in der Klassifizierung nach Middlemost (1994) zeigt sich eine deutlich SiO 2 -ärmere Zusammensetzung des es gegenüber der anderen e (Abb. 64). Abb. 64: Klassifizierungsdiagramm nach Middlemost (1994) für DGA, DGB, sowie Bittescher (Finger und Riegler 2012; Finger und Riegler 2014). Der liegt im TAS-Diagramm (Total Alkali vs. Silika) im Bereich des Granodiorits, mit einigen wenigen Datenpunkten in den Feldern Quarzmonzonit und Granit. Die anderen e hingegen fallen nach dieser Klassifizierung Großteiles in das Feld des Granits. Die Eigenständigkeit des es wird noch unterstrichen durch diverse andere Harker Diagramme. Als Beispiele sind in Abb. 65 sechs solche Diagramme dargestellt. 83

84 Abb. 65: Harker-Diagramme zur Diskriminierung von DGA, DGB, und Bittescher (Finger und Riegler 2012; Finger und Riegler 2014). Abgesehen von den bereits erwähnten Unterschieden im SiO 2 -Gehalt bestehen Diskriminierungsmöglichkeiten in TiO 2, Al 2 O 3, La, V und Zr. Der TiO 2 -Gehalt ist im und im DGA erhöht, gegenüber dem DGA besitzt der jedoch einen deutlich geringeren K 2 O- Gehalt. Im Al 2 O 3 -FeOt-Diagramm zeichnet sich der durch höhere Gehalte an beiden Oxiden aus. Auch in den Diagrammen SiO 2 gegen La, V und Zr zeigt sich der als eigenes Feld, mit geringeren Werten an La und Zr. Die V-Gehalte sind im höher als in den anderen typen. Besonders deutlich wird die Diskriminierung der e in einem ternären Diagramm, Al 2 O 3 -FeOt*5-Th, welches in Abb. 66 gezeigt ist. 84

85 Abb. 66: Ternäres Diagramm FeOt-Al 2 O 3 -Th zur Diskriminierung von DGA, DGB, und Bittescher. Hier stellen sich drei Cluster deutlich dar. Typ B und Bittescher liegen im selben Bereich, der Typ A bildet ein eigenständiges Feld, ebenso der (mit zwei Ausnahmen). 85

86 Amphibolite im Bei den Amphibolitproben handelt es sich um schieferungsparallele Amphibolite (ehemalige Gänge (Finger und Steyrer 1995)) mit Mächtigkeiten von einigen Zentimetern bis mehreren. Es sind größtenteils Fleckenamphibolite mit großen porphyrischen Plagioklaskristallen, wie sie bereits von Becke (1917), Essawy (1970) und Fuchs und Matura (1976) beschrieben wurden. Die von mir eingeholten und analysierten Proben mit der Bezeichnung ML-* wurden mit Daten von Waldviertler Amphiboliten aus Finger und Steyrer (1995) verglichen. Dafür wurde zunächst ein Spider Diagramm verwendet, welches auf NMORB (Hofmann 1988) normiert wurde (Abb. 67). Bei den Proben aus Finger und Steyrer (1995) handelt es sich nach deren Angaben einerseits um syngenetische Amphibolite aus der Bunten Serie, die mit Paragesteinen wechsellagern (Proben mit der Bezeichnung VS-*) sowie um epigenetische Amphibolite aus der Bunten Serie (Proben mit der Bezeichnung VD-*), letztere umfasst auch Daten für die Amphibolite im und. Zusätzlich ist der Bereich der Amphibolite aus der Raabser Serie (RB-2, RK-3, RH-2; ebenfalls aus Finger und Steyrer (1995)) eingetragen. Abb. 67: NMORB (Hofmann 1988) normalisiertes Spiderdiagramm der Amphibolitproben aus dem. Werte für VS-2, VS-5, VD-3 und VD-6 sowie der Wertebereich für die Amphibolite aus der Raabser Serie (Grau hinterlegt) entnommen aus Finger und Steyrer (1995). Bei allen diesen Gesteinen handelt es sich um gegenüber NMORB angereicherte Metabasite. Die Amphibolite der Raabser Serie weisen aber eine deutlich geringere Anreicherung gegenüber NMORB auf. Der Datensatz von Finger und Steyrer (1995) für die Amphibolite der Bunten Serie zeiget Ähnlichkeiten mit den neu analysierten Amphiboliten aus dem (ML-Proben). 86

87 Bemerkenswert ist die meist vorhandene negative Ba Anomalie in den Amphiboliten aus dem. Diese Anomalie zeigt auch die Probe VD-3 aus Finger und Steyrer (1995) (epigenetischer Amphibolit im ). Die syngenetischen Amphibolite der Bunten Serie scheinen hingegen diese Ba Anomalie nicht zu haben. In Abb. 68 sind die Nb/Zr-Verhältnisse der Amphibolite gegen Zr aufgetragen. Abb. 68: Nb/Zr Zr Diagramm für die Amphibolite des Waldviertels. Werte für Amphibolite aus der Bunten Serie und der Raabser Serie aus Finger und Steyrer (1995), Werte für Primitiven Mantel und NMORB aus Hofmann (1988). Die von mir analysierten Amphibolite aus dem zeigen leicht höhere Nb/Zr-Verhältnisse als die Amphibolite von Finger und Steyrer (1995) aus der Bunten Serie. Die Amphibolite der Raabser Serie besitzen deutlich andere Verteilungen. Die syngenetischen Amphibolite von Finger und Steyrer (1995) zeigen ein einheitliches Muster mit Nb/Zr-Verhältnissen um 0,1. Breiter aufgefächert sind die epigenetischen Amphibolite deren Nb/Zr-Verhältnisse zwischen 0,04 und 0,1 streuen. 87

88 In Abb. 69 sind zwei weitere Diagramme zur Klassifizierung von basaltischen Gesteinen mit Eintragung der Daten für die Waldviertler Amphibole gezeigt. Abb. 69: Zr/Y Zr Diagramm aus Pearce und Norry (1979) und Zr/TiO2 Nb/Y Diagramm aus Winchester und Floyd (1977) zur Klassifizierung von Basalten. Werte für Amphibolite aus der Bunten Serie und der Raabser Serie aus Finger und Steyrer (1995), Werte für Primitiven Mantel und NMORB aus Hofmann (1988). Das Zr/Y Zr Diagramm nach Pearce und Norry (1979) zeigt, dass die Amphibolite aus dem in das Feld der Intraplatten-Basalte fallen. Auch die Amphibolite der Bunten Serie aus Finger und Steyrer (1995) fallen i. W. in dieses Feld. Die Amphibolite der Raabser Serie befinden sich im, bzw. nahe am Feld der Mid Ocean Ridge Basalte (MORB). Im Zr/TiO2-Nb/Y Diagramm nach Winchester und Floyd (1977) liegen die Amphibolite des es im Feld der subalkalischen Basalte, sehr nahe beim Feld der alkalischen Basalte. Wir können also festhalten, dass es sich bei den Amphiboliten aus dem um Intraplatten-Basalte mit subalkalischem Charakter handelt. Auch die syngenetischen Amphibolite, welche sich in den Metasedimenten der Bunte Serie befinden, zeigen ganz ähnliche geochemische Charakteristika. Es wäre also möglich, dass beide zur selben Zeit aus der gleichen Quelle gebildet wurden, wie das bereits von Finger und Steyrer (1995) vermutet wurde. Nimmt man für den ein Alter von 614 Ma an (Friedl et al. 2004), so muss das Ausgangsgestein für die eingeschalteten Amphibolite (wenn es basaltische Gänge waren) jedenfalls ein vergleichsweise jüngeres Alter aufweisen als der. Das basaltische Edukt könnte z.b. in einer Phase altpaläozoischer Krustendehnung in den granitischen Vorläufer des es intrudiert sein (Finger und Steyrer 1995). Da bisher noch keine Altersdaten für die Amphibolite vorliegen, sind weiterführende Spekulationen aber noch nicht angebracht. 88

89 Ausblick Nach den Ergebnissen dieser Arbeit wäre es nun dringend nötig, eine Altersdatierung für den Typ B vorzunehmen. Zu diesem Zweck habe ich bereits entsprechende Zirkonpräparate angefertigt, die in der nächsten Zeit am Institut für Geowissenschaften in Franfurt von Wolfgang Dörr mit der LA-ICP-MS Methode datiert werden sollen. Es bleibt abzuwarten, ob diese Datierungen eine Korrelation von Bittescher und Typ B weiter stützen werden. Ebenfalls lohnenswert wäre der Versuch, das Alter der Amphibolite im durch eine Zirkondatierung herauszufinden. 89