Institut für Mineralogie und Kristallchemie der Universität Stuttgart

Azenbergstr.18, 70174 Stuttgart und Pfaffenwaldring 55, 70569 Stuttgart


Chile-Exkursion 2002

 

Aufschluss 2

Pazifikküste, Strand von Tanumé und südlich angrenzende Steilküste (S34°13.91‘ W71°58.91‘)

Die hier aufgeschlossenen Metamorphite findet man entlang der Pazifikküste von etwa 26°S bis nach Feuerland. In diesem Grundgebirge gibt es keine Metamorphite, die älter sind als Karbon.

Es handelt sich um Metapelite und Metapsammite, die ehemalige Bouma-Sequenzen (Turbidite) darstellen und mit Quarzgängen durchzogen sind. Sie sind in mehreren Generationen verfaltet. Ebenfalls auffallend sind große Staurolith- und Andalusitblasten. Man findet neben Andalusit und Staurolith auch Granat, Quarz, Biotit und Muskovit.

 

Bei näherer Betrachtung kann man neben der ursprünglichen Schichtung in den Metapsammiten eine S1Schieferung erkennen. Sie weicht von der Richtung der Schichtung ab und ist in den Metapeliten nicht mehr zu erkennen, da sie von Mikrofältelung und Verfaltung der Quarzgänge überprägt wird. Eine zweite Fältelungs-Schieferung (S2) findet man nur in den Metapeliten. Es ist zu erkennen, daß es hierbei um eine vertikale Stauchung handelt, während S1 achsenflächenparallel sich bei der Schichtungsfaltung entwickelt.

 

 

 

Die Staurolith- und Andalusitblasten sind im wesentlichen postkinematisch zu beiden Hauptdeformationsphasen gesprosst, können aber auch in Richtung des regionalen Streckungslinears gestreckt sein.

Zum besseren Verständnis der Phasenbeziehungen in den Gesteinen plotteten wir die Phasen in ein AFM-Diagramm, das das KFMASH-System am besten wiedergibt:

 

 

Es fällt auf, daß man Granat nicht neben Andalusit finden sollte. So kann man zwei Paragenesen unterteilen, eine mit Granat- und eine mit Andalusitblasten. Die minimale Bildungstemperatur von Staurolith liegt ungefähr bei 500-550°C.

In Arcones (10 km) findet man kein Muskovit neben Quarz mehr, der zu Kalifeldspat und Sillimanit umgewandelt. Dies entspricht einer Temperatur von 600-700°C.



 

Stellt man nun diese beiden Gesteine in einem P-T-Diagramm dar, zeigt sich, daß das Andalusitgestein bei ca. 3-3,5 kbar gebildet wurde, was 15 km entspricht. D.h., der metamorphe geothermische Gradient liegt hier bei ungefähr 40°C/km. Dies deutet eine regionale Hochtemperatur/Niedrigdruckmetamorphose an, wie sie typisch für tiefkrustale Anteile von magmatischen Bögen ist. Tatsächlich intrudierten in diese sogenannte östliche Serie (Serie Oriental) paläozoische kalkalkaline Plutone. Die Metamorphose wurde auf das Ober-Karbon datiert.

Stellt man die unterschiedlichen Zonen der östlichen Serie nun räumlich dar, erhält man folgende Karte. Die Isograden werden von zwei markanten Störungen jeweils im Westen und Norden abgeschnitten.

 

Mittwoch, 13.03.02 (nach Übernachtung im Hotel Asthur in Pichilemu)


 

Aufschluss 1 (S34°23.33‘ W72°01.32‘)

Strandklippen am Infiernillo

Hier steht unter anderem ein Quarzit an, der von Stilpnomelan durchsetzt bräunlich gefärbt ist. Stilpnomelan ist ein Eisen-Schichtsilikat, bei dem strukturelle Hohlräume durch große Kationen, wie Calcium, und Wasser gefüllt werden können. Seine SiO4-Tetraeder sind teils in eine Richtung, teils in die andere Richtung orientiert (modulierte Schichtsilikatstruktur). Der Stilpnomelanquarzit hat einen ähnlichen Chemismus wie der der Banded Iron Formations (Fe und viel SiO2, aber wenig Al) und kann entweder als direkte Fällung von Fe und Mn aus dem Meerwasser (langsamer Prozeß) oder als hydrothermale Fällung bei der Bildung von ozeanischer Kruste (schnellerer Prozeß) entstanden sein.

 

 

Außer dem Stilpnomelanquarzit ist Grünschiefer neben Blauschiefer aufgeschlossen. Auffällig an dem Grünschiefer-Blauschiefer-Kontakt ist, daß der Wechsel zwischen Blau- und Grünschieferfazies sehr kleinräumig ist (cm-m-Bereich). Dies wäre durch zwei Theorien erklärbar:

Die Grünschieferfazies hat die Blauschieferfazies retrograd überprägt, oder aber beide Fazies existierten bei gleichen PT-Bedingungen nebeneinander, überlappten also in einem weiten Grenzbereich im PT-Feld. Welches Gestein entsteht, hängt vom Chemismus des Ursprungsgesteins ab. Ausschlaggebend ist hier der Chemismus, wobei es sicher auch zu Überprägungen gekommen ist. Man kann also davon ausgehen, daß die Metamorphose unter hohen Drücken und niedrigen Temperaturen stattgefunden hat, dies kann man vor allem an den glaukophanführenden Blauschiefern ablesen.

Der Chemismus des Grünschiefers weist MORB-Charakter auf. Je weiter man nach Süden kommt, kann man immer mächtigere massive Sulfidlagen finden. Diese sind hydrothermal entstanden.

Außerdem treten Albit Porphyroblasten im Grünschiefer auf, die auch schwarz sein können (wegen Chlorit, Epidot, Quarz und Albit). Sie sind retrograd nach der Verfaltung rekristallisiert. Daneben findet man Quarz-Albitgänge, die prograden Ursprungs sind. Sie entstehen bei Fluidüberdruck bei prograder Metamorphose im Akkretionskeil.

Ein Blauschiefertyp befindet sich zum Teil in einer stark geschieferten grünlichen Matrix und hat hier ein linsig-knolliges Gefüge. Einerseits kann man eine tektonische Entstehung annehmen, bei der Blauschieferlagen zerschert und danach in Grünschiefer umgewandelt wurden. Andererseits sind hier keine Scherindikatoren zu finden. Daher ist davon auszugehen, daß dieses Gestein als Primärgefüge entstand. Es befinden sich nämlich runde Gebilde aus Quarz und Albit darin. Hierbei handelt es sich um Mandeln, die durch Entgasung entstanden und anschließend hydrothermal gefüllt wurden. Diese Gesteine ähneln Hyaloklastiten. Hyaloklastite treten als submarine Pyroklastika neben submarinen basaltischen Laven auf. Bruchstücke dieser Laven werden transportiert und das feinkörnige, meist glasige Material dann abgelagert. Darum ist es auch stärker alteriert und hat eine andere chemische Zusammensetzung als die ursprüngliche Lava, aber immer noch deren Charakter. Wenn man davon ausgeht, daß die hier vorliegenden Gesteine Hyaloklastite waren, kann man die chemischen Unterschiede, die zur Grün- oder Blauschieferbildung führten, erklären. Einerseits herrscht eine glasige Matrix vor, andererseits ist deren Anteil geringer.

Die Mineralparagenesen von Grünschiefer und Blauschiefer lassen sich in ACF-Diagrammen darstellen, wobei A Al2O3 und Fe2O3 bezeichnet, C CaO und F FeO und MgO repräsentieren:

 

Da Aktinolith, Chlorit, Glaukophan und Epidot Mischkristalle sind, findet an der Grenze der beiden Faziesbereiche eine kontinuierliche Reaktion, die über ein größeres PT-Feld läuft, statt. Für die hier zu findenden Gesteine wurde mit Hilfe von Mineralreaktionen ein PT-Bereich von 300-350 °C und 8-10 kbar berechnet. Für den fossilen geothermischen Gradienten dieses Akkretionskeils ergibt sich damit 10-15°C/km.

An den Glaukophanen der Blauschiefer läßt sich mikroskopisch teilweise erkennen, daß die Ränder wieder in Aktinolith umgewandelt worden sind, was eine Druckentlastung und damit den retrograden Weg des Gesteins anzeigt.

An Glaukophan im Blauschiefer wurde mit der K/Ar-Methode ein Alter von 320 Ma ermittelt.

Um festzustellen, wann das hier anstehende Gestein an die Oberfläche gekommen ist, könnte man die durchschlagenden Basalt- und Rhyolithgänge datieren. Diese Gänge sind Lagergänge, die mit Sicherheit oberflächennah gebildet wurden.

Aufschluß 2: Parkplatz an der Punta de Lobos, von dort zu Fuß zu der südlich davon gelegenen Sanstränden vor der Steilküste

Wir befinden uns in der westlichen Serie, in der Metapelite und –psammite sowie Quarzgänge auftreten.. Die Gesteine sind hier in der S2-Phase isoklinal verfaltet und ihre Schenkel sind abgerissen und liegen flach. In diesen transponierten Gesteinen ist keine Stratigraphie mehr möglich.

Die westliche Serie stellt einen Akkretionskeil dar, in den Turbidite (kontinentale Gesteine) und ozeanische Kruste eingebaut wurden.

 

Weiter im Süden der Bucht steht ein Gabbro-Sill an. Interessant ist die Kontaktzone zwischen Gabbro und Peliten. Hier steht eine Art "Brekzie" an. Sie erreicht eine Mächtigkeit von 1-2 m. Zu erkennen ist ein Trend: die Quarzgänge der westlichen Serie weisen zunächst nur eine leichte Auflösung auf, sind aber immer noch in einer gewissen Vorzugsrichtung angeordnet . Je weiter man sich in die Kontaktzone begibt, desto mehr werden die Gänge zu willkürlich angeordneten Klasten.

Darunter stehen im Grünschiefer geplättete Kissenlaven an.

 

Aufschluss 3

1 km östlich von Cáhuil an der Hauptstraße

Das hier anstehende Gestein zeigt eine bräunlich bis schwarze Verwitterungsfarbe, im frischen Anschlag stellt man fest, daß es sich um Grünschiefer handelt. Er ist stark geklüftet und zerbrochen. Deutlich kann man Harnischflächen erkennen. Dieser Kataklasit begleitet die Störung, die die westliche Serie von der östlichen abtrennt (s. Abb. 25) Mit weiterer Entfernung von der Störung geht der Kataklasit langsam einerseits in die westliche Serien und andererseits in die östliche Serie über.

Der Monzonit-Intrusionskörper, der im Osten die östliche Serie überprägte, wird teilweise von der Störung miterfasst; ist also älter als die Störung, die heute die beiden Serien trennt. Ein zweiter Körper allerdings, intrudierte genau an der Störung und erfasst sowohl die westliche als auch die östliche Serie. Dieser Biotit-Granit muß also als das jüngste Ereignis in dieser Gegend angesehen werden.

Die beiden Serien stellen einen gepaarten metamorphen Gürtel dar. Ein gepaarter metamorpher Gürtel besteht aus zwei metamorphen Faziesbereichen, die einen gemeinsamen Gürtel (Akkretionskeil und magmatischer Bogen) bilden und in etwa gleichzeitig entstanden sind. Dieses geologische Phänomen tritt auf dem Südamerikanischen Kontinent nur hier auf.

Aufschluss 4 (oberhalb der Straße an der Quebrada El Molino: S34°29.74‘ W71°59.76‘)

Das hier anstehende Gestein ist wieder ein Blauschiefer. Allerdings kann man hier grobe Glaukophannädelchen finden. Außerdem enthält das Gestein Stilpnomelan. Der vorkommende Hellglimmer ist ein Phengit. Phengite sind eine Mischreihe, deren Endglieder Muscovit und Seladonit sind:

Muscovit: K Al3 Si3 O10 (OH)2 Seladonit: K (Mg,Fe2+) Al Si4 O10 (OH)2

Die hier vorliegenden Minerale weisen im Kernbereich einen Siliziumgehalt von 3,45 auf. In den Randbereichen wurden Gehalte von 3,2 bis 3,25 gemessen.

Phengite können als Druckindikatoren verwendet werden: Je höher der Druck bei der Bildung war, desto mehr Silizium wurde eingebaut. Allerdings besteht auch eine deutliche Abhängigkeit von den mit Phengit koexistierenden Phasen. Bei den hier gefundenen Siliziumgehalten lassen sich Drücke von 6-8 kbar annehmen.

 

 

Nach dem Aufnehmen des Gepäcks im Hotel Asthur fahren wir noch bis Rancagua. Wir übernachteten im Hotel Santiago.

Exkursionsbericht

1 - 2 - 3 - 4 - 5 - 6 - 7 - 8 - 9 -

 

Homepage des Institutes
Homepage der Universität

    Nachrichten an institut@mineralogie.uni-stuttgart.de