Leptynit

Der Leptynit (auch in der Schreibweise Leptinit) ist ein metamorphes Gestein felsischer Zusammensetzung, das zu den Gneisen gerechnet wird.

Etymologie

Granathaltiger Leptynit vom Col des Bagenelles in den Vogesen (Frankreich)

Das Wort Leptynit (Englisch und Französisch leptynite) leitet sich aus dem Altgriechischen λεπτός (leptós) ab. Die wörtliche Bedeutung ist „geschält, entspelzt“, im weitergehenden Sinne „dünn, mager, fein, klein, schwach“, im übertragenen Sinne „delikat, zart“ und im geologischen Kontext „feinkörnig“. Leptós entstammt seinerseits dem Verb λέπω (lépō – „ich schäle“, von λέπειν – „schälen“). λεπτὐνω (leptynô) bedeutet „ich zerkleinere, ich verdünne, ich magere ab, ich werde schlank“. Siehe auch → Lepton.

Geschichtliches

Laut Louis Cordier (1868) war der Begriff Leptynit bereits im Jahr 1782 unter René Just Haüy in Gebrauch und wurde dann von ihm im Jahr 1813 formalisiert. Im selben Jahr wurde er erstmals von Alexandre Brongniart publiziert. In seiner Mineralogieabhandlung aus dem Jahr 1822 definierte dann Haüy schließlich das Gestein.

Der Gesteinsname wurde als franz. leptynite vorwiegend von französischen Geologen verwendet. Der Begriff erfuhr dann im Jahr 1961 eine Ausdehnung auf sämtliche hell gefärbten, Quarz-Feldspat-führenden Metamorphite.

Im englischsprachigfen Raum wird ebenfalls der Begriff leptynite verwendet und allgemein auf metafelsic rocks (metafelsische Gesteine) erweitert.

Im deutschsprachigen Raum war nach G. Mathe (1985) der Begriff Leptinit (=Leptynit) ein altes Synonym für Granulit. Leptinit hat aber im Laufe der Zeit einen Bedeutungswandel zu granulitähnlicher Gneis, zu mafitarmer Gneis und zu heller, feinkörniger Gneis durchgemacht. Im Schwarzwald waren seit A. Sauer (1894, 1895) feinkörnige, leukokrate, nahezu glimmerfreie, Granat führende Quarz-Feldspat-Metamorphite als echte Granulite bezeichnet worden. C. Marcks (1977) führte für diese Schwarzwälder Gesteine den Begriff Leptinit ein, da in ihnen die Granulit-Fazies nicht zu belegen sei. Weitere Freiburger Geowissenschaftler (z. B. I. Lämmlin 1981, Wolfhard Wimmenauer und R. Stenger 1983, sowie Wolfhard Wimmenauer 1984) belegten danach ebenfalls feinkörnige, leukokrate, glimmerarme Metamorphite mit dem Namen Leptinit.

Schließlich wurde jedoch im Jahr 2004 von der Subcommission on the Systematics of Metamorphic Rocks (SCMR) die Empfehlung ausgesprochen, den Terminus Leptynit aufgrund der schwierigen Abtrennung von Granuliten ganz fallen zu lassen. Für helle, SiO₂-reiche Metamorphite, die aus vulkanischen Ausgangsgesteinen (saure Metavulkanite) hervorgegangen sind, wurde in Skandinavien die Bezeichnung Leptit verwendet. Der Begriff Leptit sollte aber ebenfalls nicht mehr verwendet werden. Auch Leptitgneis gilt jetzt als obsolet.

Dennoch wird der Begriff Leptynite international nach wie vor benutzt.

Petrologie

Beschreibung

Leptynite sind fein- bis kleinkörnige (daher der Name) Gneise mit betont lagiger oder streifiger Paralleltextur und eher dünnplattigem Bruch. Sie entstehen ab dem mesozonalen, mittleren Metamorphosegrad (engl. medium grade). Leptynite sind meist saure, quarz- und feldspatreiche Gesteine, die aber auch durchaus einen mafitreicheren Charakter annehmen können.

Mineralogische Zusammensetzung

Leptynite sind helle (leukokrate), oft graue Gesteine und bestehen vorwiegend aus Alkalifeldspat und/oder auch Plagioklas (Oligoklas), bereits weniger an Quarz und noch weniger an hydratisierten Glimmermineralien. Die Feldspäte erreichen bis zu 60 Volumenprozent, Quarz bis zu 40 Volumenprozent. Bei den Glimmern kann Biotit immerhin bis zu 10 Volumenprozent einnehmen, primärer Muskowit ist hingegen weitaus seltener. Sehr selten erscheint auch Lepidomelan. Metamorphe Bildungen sind Granat, Turmalin, Spinell, Cordierit, Sillimanit und Amphibole (z. B. Hornblende und Ferrohastingsit). Die Mengenverhältnisse der Haupt- und Nebenkomponenten variieren in Abhängigkeit vom Ausgangsmaterial.

Als Akzessorien erscheinen Zirkon, Apatit, Allanit, Titanit, die Erzminerale Ilmenit und Magnetit und andere.

Bedeutend ist das gelegentliche Auftreten von Myrmekit, der sich an den von Mikroklin umgebenen Rändern des Oligoklas ausbreitet. Dies weist auf eine Metasomatose des Gesteins hin.

Chemische Zusammensetzung

Hierzu die folgenden geochemische Analysen:

Die ersten drei Analysen stammen aus der Unteren Gneisdecke des Limousins, die vier folgenden von der Nordrach-Leptynit-Formation des Schwarzwalds, die letzten drei aus den Khondaliten des Nordchinakratons (NCC).

Oxid Gew. %	Lept. Augengn.	Lept. 1	Lept. 2	Lept. Bio (+)	Lept. Bio (+)	Lept. Bio (−)	Lept. Bio (−)	Grt Lept. NCC	Hbl-Plag Lept. NCC	Fels. Lept. NCC
SiO2	74,68	77,69	73,60	73,24	74,59	75,42	76,89	74,23	71,60	77,18
TiO2	0,20	0,11	0,05	0,25	0,14	0,09	0,09	0,09	0,46	0,07
Al2O3	13,45	11,70	14,60	13,94	13,44	13,43	12,79	13,84	12,56	11,81
Fe2O3	1,91 tot	1,57 tot	1,03 tot	2,43 tot	1,92 tot	1,54 tot	1,16 tot	1,58	5,41	4,27
FeO
MnO	0,03	0,11	0,07	0,04	0,03	0,06	O,08	0,14	0,11	0,07
MgO	0,35	0,11	0,09	0,44	0,33	0,23	0,19	0,46	0,68	0,43
CaO	0,75	0,22	0,34	0,74	1,26	0,53	0,77	1,85	1,81	1,28
Na2O	2,67	2,55	4,00	3,70	2,97	4,19	2,70	2,78	2,53	3,72
K2O	5,37	4,08	4,30	3,78	4,08	3,72	4,39	4,33	3,93	0,34
P2O5				0,11	0,07	0,05	0,04	0,28	0,37	0,25
H2O−		0,00
H2O+	0,78	1,30	1,53	1,19	0,73	0,73	0,46	0,46	0,53	0,38

Leptynite schwanken in ihrem SiO₂-Gehalt zwischen 71,6 und 77,7 Gewichtsprozent – sie sind somit eindeutig saure Gesteine. Ihr Gehalt an MgO und CaO ist sehr niedrig, ebenso ihr totaler Gehalt an Eisenoxiden. Relativ hoch ist jedoch der K₂O-Gehalt. Die Alkalimetalle (K und Na) schwanken zwischen 4,1 und 8,3 Gewichtsprozent.

Gefüge

Mittel- bis grobkörniger Leptynit vom Tuquet de la Garde östlich von Châlus mit isoklinalem Faltenbau (Formation λ^3-4_{b, h})

Leptynite zeigen als kristalloblastische Struktur ein charakteristisches, granoblastisches Gneisgefüge und meist auch eine deutliche Foliation, die verfaltet sein kann. Die Glimmer sind mehr oder weniger vollkommen in die Schieferungsebene eingeregelt. Der Quarz bildet gelegentlich lange linsenförmige Aggregate, die an die Quarzscheiben der Granulite erinnern.

Unterscheidung

Es wird zwischen Paraleptyniten und Ortholeptyniten unterschieden. Paraleptynite sind sedimentären Ursprungs und beispielsweise aus Arkosen hervorgegangen. Ortholeptynite sind vulkanischen Ursprungs und stellen meist ehemalige Rhyolithe, Rhyodazite, Dazite, Trachyte und Pantellerite sowie deren jeweilige Verwitterungsprodukte dar. Ortholeptynite können auch aus Ignimbriten hervorgegangen sein.

Metamorphose

Augengneis der basalen, leptynitischen Fazies _OCλ³ der Unteren Gneisdecke am Le Grand Puyconnieux nördlich von Dournazac

Leptynite sind regionalmetamorphe Gesteine, die hohen Temperaturen und mittleren bis hohen Drucken ausgesetzt waren. Sie sind vor allem mit Gesteinen der Granulit-Fazies assoziiert.

Im Gegensatz zu den wasserfreien und blastomylonitischen Granuliten sind die felsischen, quarz-feldspat-reichen Leptynite nicht an den katazonalen Hochdruck- und Ultrahochdruckbereich (engl. high-grade und ultra high-grade) gebunden, sie können somit einen beträchtlichen Krustenbereich überdecken. Die Grannulite hingegen sammeln sich in der Unterkruste, sind aber petrologisch oftmals weniger homogen. So können Granulite einerseits leptynitisch auftreten (als Beispiel sei der so gennnte Weißstein im Sächsischen Granulitgebirge genannt), und andererseits durchaus auch dunkler und mafischer als Charnockite (mit Orthopyroxen) erscheinen.

Vorkommen

Als regionalmetamorphe Gesteine finden sich Leptynite in der kontinentalen Kruste im Mittel- bis Unterkrustenbereich. Sie treten auf allen Kontinenten auf.

Viele Beispiele stammen aus dem Variszikum – insbesondere aus Frankreich aus der Unteren und Oberen Gneisdecke des Massif Central, aus den Unteren Migmatitgneisen des Massif des Maures im Grundgebirge der Provence, aus dem Armorikanischen Massiv der Bretagne oder aus dem Variszikum der Vogesen. In der Tulle-Antiklinale sind mehrere Leptynite bekannt – beispielsweise der Albussac-Leptynit, der Aubazine-Leptynit und der Vergonzac-Leptynit. Letzterer bildet Teil eines Leptyno-Amphibolit-Komplexes, den CLA von Vergonzac-Tulle.

In Deutschland sind anzuführen das Erzgebirge und der Bayerische Wald (Vorkommen Hacklberg in Passau). Ähnlich wie in der Unteren Gneisdecke des Zentralmassivs finden sich sehr viele Leptynitvorkommen im Schwarzwald. Bestes Beispiel ist die Nordrach-Leptinit-Formation (Formation gNL), die zur Mittelschwarzwald-Randgneis-Gruppe gehört. Leptynite erscheinen auch im Schapbachgneis, in der Steinach-Formation, ferner in der Bad-Peterstal-Einheit, im Randgranit in Nebengesteinen sowie in der Zone Sulzburg-Vöhrenbach. Im Südschwarzhald treten Leptynite bei Todtmoos in Erscheinung.

In Tschechien sei auf die Fundstätten Bohouňovice und auf den Chlum (Holm, 962 m) bei Kašperské Hory hingewiesen. Leptynitvorkommen gibt es auch in den Westlichen Sudeten am Ostrand des Riesengebirges (Tschechisch Krkonoše bzw. Polnisch Karkonosze) in Tschechien und in Polen. Fundeinheit ist die Kowary-Czarnów-Einheit mit den Fundorten Janowice Stare und Horní Maršov. Diese Leptynite wurden mit 493 bis 507 Millionen Jahre datiert (Endkambrium bis Anfang Ordovizium).

In Spanien treten Leptynite im Cabo-Ortegal-Komplex in Galizien innerhalb der Bacariza-Formation auf.

In Schweden sind die hier als Leptite bezeichneten Vorkommen bekannt. Sie treten in den Svekofenniden auf und erscheinen beispielsweise westlich von Stockholm am Mälar- und am Hjälmarsee.

Bekannt sind Leptynite auch in der Antarktis, in Nordafrika (Algerien, Benin, Burkina Faso, Kamerun), auf Madagaskar, in Südafrika und in Asien (China, Indien und Sri Lanka).

In der Ostantarktis ist die Schirmacher Range im Königin-Maud-Land als Vorkommen anzuführen. Von Südwest-Madagaskar werden Leptynite aus der Graphit-Sequenz berichtet, in welche verschiedene, zirka 660 Millionen Jahre alte Anorthosit-Massive aufgedrungen waren. In Südafrika inklusive Namibia werden Leptynite aus dem Namaqualand berichtet. Leptynitvorkommen sind sehr zahlreich in China, aber auch in Tibet. Im Nordchinakraton finden sich Leptynite im Lüliang-Gebirge in Khondaliten des Neoarchaikums. Es handelt sich hier um felsische Leptynite, oft Granat-führend, aber auch um graphitische Leptynite und um Hornblende-Plagioklas-führende Leptynite. Im Südchinakraton erscheinen Leptynite in der 2.800 bis 2.650 Millionen Jahre alten, neoproterozoischen Yangpo-Gruppe bei Huji in Hubei. Ein weiteres Vorkommen ist der Yudongzi-Komplex, der in Shaanxi bereits im Qinling auftritt. Das Qinling-Orogen hat jedoch Affinitäten mit dem Yangtse-Block des Südchinakratons. Der Komplex gilt ebenfalls als Neoproterozoisch und wird auf älter als 2.703 Millionen Jahre eingestuft. Er enthält neben anderen Schiefern felsische Leptite und Leptynite, aber auch Amphibolite und Quarzite. Leptynite sind auch im Cathaysia-Block des Südchinakratons enthalten. Vorkommen erscheinen in der paläoproterozoischen, 2.200 bis 1.900 Millionen Jahre alten Badu-Gruppe in Zhejiang – und zwar in der basalen Tangyuang-Formation (granatführende Biotit-Plagioklas-Leptynite), darüber in der Qiantou-Formation (Biotit-Pagioklas-Leptynit und Amphibol-Plagioklas-Leptynit), Zhangyan-Formation (Biotit-Leptynit) und Siyuan-Formation (Biotit-Leptynit und Zinn-haltiger Leptit). Biotit-Leptynite und Pyroxen-(Amphibol)-Plagioklas-Leptynite treten in der ebenfalls paläoproterozoischen Tiantangshan-Gruppe im Westen Guangdongs und im Südosten Guangxis auf.

In Indien sind insbesondere die Ostghats und die Westghats sowie der Bundesstaat Kerala mit ebenfalls Khondaliten (Khondalitgürtel) anzuführen. In Nordamerika erscheinen Leptynite in Kanada in der 1090 bis 980 Millionen Jahre alten Grenville-Provinz (Saguenay, Québec). Südamerika besitzt Leptynite in Französisch-Guayana – und zwar im Paramaca-Grünsteingürtel, genauer im Ile-de-Cayenne-Komplex. Ferner in Brasilien, hier finden sich Leptynitvorkommen im den Granja-Granuliten der Médio-Coreau-Domäne, im Anapolis-Itaucu-Komplex bei Goiana und im Ribeira-Gürtel. Schließlich auch im östlichen Bolivien in der Lomas-Manaeches-Granulitgruppe (Alkalifeldspat-Leptynite).

Alter

Bisher bekannte Alter für Leptynite reichen vom Neoarchaikum bis zum Mesozoikum. Neoarchaische Leptynite mit einem Alter von zirka 2700 Millionen Jahren finden sich im Östlichen Block des Nordchinakratons bei Taipingzhai im Osten Hebeis. Die Leptynite von Französisch-Guayana liegen in einem Granit-Grünsteingürtel, der auf 2200 und 2000 Millionen Jahre vor heute datiert wird. Paläoproterozoische Alter besitzen auch die schwedischen Leptite. Es folgen im Mittelproterozoikum die Leptynite der Lomas-Manaeches-Granulitgruppe mit 1960 Millionen Jahren. Leptynite bei Neu-Delhi in Nordindien erreichen mindestens 1000 Millionen Jahre.

Das Vorkommen in Passau geht ins Ediacarium zurück und wurde mit 555 ± 12 Millionen Jahren datiert. Die Leptynite der Unteren Gneisdecke im Zentralmassiv sind alle wesentlich älter als Oberkarbon, da sie vom 315 Millionen Jahre alten Saint-Mathieu-Leukogranit intrudiert wurden. Orthogneise in der Unteren Gneisdecke zeigen Alter, die von 475 ± 11 bis 451 ± 5 Millionen Jahre reichen – sie waren also im Verlauf des Mittleren und Oberen Ordoviziums gebildet worden. Jedoch kann ihr ererbtes Zirkonspektrum sogar bis ins Archaikum hinaufreichen. Nach radiometrischen Datierungen gehen die Leptynite der Nordrach-Leptinit-Formation im Schwarzwald auf devonische rhyolitische Vulkanite zurück, die vor 399 bis 391 Millionen Jahren abgesetzt wurden. Leptynite der Steinach-Formation gingen ursprünglich im Kambrium aus vor 525 bis 510 Millionen Jahren subvulkanisch intrudierten Rhyodaziten hervor.

Ein mesozoisches (alpines) Alter manifestieren die Leptynite von Nordostalgerien (Cap de Garde), datiert mit 199 ± 30 Millionen Jahren.

Lagerstätte

Mit Leptyniten ist eine Niobium-Tantal-Lagerstätte in Gansu im Nordwesten Chinas assoziiert. Die Ausgangsgesteine stammmen aus dem Neoproterozoikum und wurden mit 831 ± 5 und 790 ± 5 Millionen Jahre datiert. Die Mineralisation erfolgte wesentlich später um 490 Millionen Jahre gegen Ende des Kambriums.

Regionale Beispiele

Geologische Karte des Limousins nach Lardeaux u. a. (2014)

Als veranschaulichende Beispiele seien einmal die Leptynite der Unteren Gneisdecke des Limousins (LGU) und die Nordrach-Leptinit-Formation des Schwarzwalds herausgegriffen.

Limousin

Die Leptynite der Unteren Gneisdecke lassen sich im Gelände sehr leicht von den Paragneisen (Plagioklas-reiche Paragneise) anhand ihrer wesentlich helleren Färbung unterscheiden. Aufgrund der eindeutigen Vorherrschaft von Quarz-Feldspatmineralen zeigen sie weißliche, leicht gelbliche und rosa Farbtönungen. Vorhanden sind neben Quarz sowohl Plagioklas als auch Alklifeldspat (Mikroklin oder Orthoklas) in variablen Proportionen. Die rosa Farbtöne sind hierbei auf den Alkalifeldspat zurückzuführen.

Die untere Gneisdecke besitzt am Breitengrad von Châlus eine Ausstrichsbreite von rund 15 Kilometer. Sie überfährt im Westen die Glimmerschiefer ξ¹ der Parautochthonen Glimmerschiefereinheit (vormals Dronne-Gruppe genannt) und wird ihrserseits im Osten von der Oberen Gneisdecke (UGU) bzw. dem Nexon-Les Cars-Granit überdeckt. Die Decke streicht meist Nordwest bis Nord und fällt mit durchschnittlich 45° nach Nordost oder Ost ein.

Sie setzt an ihrer westlichen Überschiebungsfront mit leptynitischen Augengneisen ein (Formation _oζ³). Diese Formation kann sodann anhand der Glimmer weiter in drei Fazies unterteilt werden:

• mit koplanarem Biotit – Formation _OCζλ³_b
• mit Biotit und Muskowit – Formation _OCλ³
• mit Muskowit – Formation _(OC)λ³_m.

Bei letzterer Fazies können die Augen stark reduziert sein und schließlich ganz verschwinden.

Das Gefüge der leptynitischen Augengneise ist planar granoblastisch bis granolepidoblastisch (mit Beteiligung blättriger Minerale) und umhüllt die Augen, die Porphyroklasten entsprechen. Die Porphyroklasten bestehen entweder aus mehr oder weniger Perthit-haltigem Mikroklin, der manchmal von winzigen Quarzkristallen wurmartig durchsetzt wird, oder nur aus polykristallinen Mikroklinaggregaten oder aus verzwillingten Monokristallen nach dem Karlsbader Gesetz. Mikroklin kann auch zusammen mit Quarz und/oder Plagioklas auftreten, bildet aber in diesen Assoziationen die Hauptkomponente.

Die Grundmasse um die Augen herum besteht aus folgenden Mineralen: Quarz (der gebändert ausgebildet sein kann), Mikroklin, Oligoklas (An_20-22), brauner oder braunroter Biotit (stellenweise chloritisiert) und gelegentlich auch primärer Muskowit. Akzessorisch treten Apatit, Zirkon (bildet vorwiegend Einschlüsse im Biotit) und Metalloxide (meist Ilmenit) hinzu. Auch hier kann der Plagioklas im Kontaktberich mit dem Mikroklin an seinen Rändern Myrmekitknospen vorweisen und enthält oft farblose Mikrophyllite (Serizite).

Eingeschaltet in die leptynitischen Augengneise, welche sich nördlich von Dournazac aufgabeln, sind Plagioklas-reiche Paragneise ζ^1-2. Sie zeigen dieselbe Südwestvergenz wie die unterlagernden, basalen leptynitischen Augengneise. Sie können entlang ihrer Basis und in ihrem Dachbereich ausgelängte Scherlinsen von Amphiboliten (südlich von Cussac) und Serpentiniten (Merlis-Serpentinite, nur im Dachbereich nordöstlich von Cussac) enthalten. Intern werden sie von Schubspänen aus leptynitischen Augengneisen (Muskovit-Fazies _(OC)λ³_m) und gebänderten leptynitischen Augengneisen (mit schiefrigen Einschuppungen – _Oλ³_m) durchsetzt. Darüber folgt sodann der abschließende Dachbereich der leptynitischen Augengneiseinheit _Oζλ³_m.

Weiter im Osten treten mit der Ausnahme des Vorkommens im Anstehenden von Châlus keine weiteren leptynitischen Augengneise mehr auf – vielmehr handelt es sich jetzt um eine Wechselfolge von Paragneisen und Leptyniten, wobei Paragneise überwiegen. Hervorzuheben hierbei ist die gebänderte Ausbildung der Paragneise ζ^2-3 sowie eine Hornblende-reiche Fazies ζ⁶_h um Châlus. Östlich von Châlus treten dann erstmals reine Leptynite (sensu stricto) in den Paragneisen auf (Formationen λ^5-6_b,h und weitaus überwiegend λ^3-4_b,h).

Entlang der Basis der Plagioklasgneise finden sich südlich von Champagnac-la-Rivière zwei größere Serpentinitkörper und auch kleinere eingescherte Amphibolite. Vergleichbar die Basis der Leptynite, die ihrerseits von zahlreichen Amphiboliten begleitet wird (nördlich, nordöstlich und östlich von Châlus).

Der Kontakt zur Oberen Gneisdecke ist aufgrund der starken Tektonisierungen nicht eindeutig auskartiert, er erfolgt aber spätestens mit dem Auftreten des Nexon-Les Cars-Granits, der Granit ist an seinem Westrand in zahlreiche kleine Apophysen aufgespalten, die sowohl in die Paragneise als auch in die Leptynite eindrangen (eine klare Abtrennung der Oberen Gneisdecke ist somit mit erheblichen Schwierigkeiten verbunden).

Zur Geodtnamik ist abschließend folgendes zu sagen: die Untere Gneisdecke ist intern westvergent verfaltet, zerschert und verschuppt. Falten und Scherungen überdecken hierbei den Zentimeter-, Dezimeter-, Meter-, Dekameter- und Hektometerbereich. Die Decke wirkt somit nur auf den ersten Blick „plattenartig“ und „homogen“, ist aber in Wirklichkeit sehr komplex aufgebaut. Auch die mafischen und ultramafischen Einscherungen geben noch zahlreiche Rätsel in punkto Massif Central-Ozean auf.

Vom Metamorphosestandpunkt aus betrachtet sind zwei Punkte von Interesse: einmal nimmt der Metamorphosegrad innerhalb der Decke von West nach Ost zu – vom der Biotit- über die Disthen- zur Sillimanit-Zone. Dies täuscht eine so genannte inverse Metamorphose (eine Umkehrung der normalen Verhältnisse) vor – eine Beobachtung, die bereits vielfach im Zentralmassiv gemacht wurde. Die Erklärung hierfür dürfte in diesem Fall in der auflagernden Oberen Gneisdecke zu suchen sein. Am Ostrand der Unteren Gneisdecke haben wir es jedoch mit einer Kontaktmetamorphose ausgehend vom Saint-Mathieu-Leukogranit zu tun, welche die Zonierung überprägte (Neukristallisation von Cordierit, Albit, Orthoklas, Staurolith und Biotit – wobei die Biotit-Zone weit nach Osten verschoben wurde). Auf den zeitlichen Ablauf der Metamorphose soll hier nicht weiter eingegangen werden – nur so viel, über ein anfängliches Hochdruck-Hochtemperaturstadium im Ordovizium kam es zu Druckabfall, einen erneuten Temperturimpuls durch die Leukogranitintrusion im Oberkarbon und finalem langsamen, postkarbonen Auftauchen des Deckenstapels bis auf den heutigen Tag.

Nordrach-Leptynit-Formation

Die Nordreich-Leptynit-Formation enthält

• an Biotit arme Leptynite
• an Biotit reiche Leptynite
• Paragneise und
• eine Wechsellagerung aus Paragneisen und biotitarmen Leptyniten.

Die gesamte Abfolge stellt einen metamorphen, vulkano-sedimentären Komplex aus mindestens zwei verschiedenen Rhyolithen, rhyolithischen Tuffen, Tonsteinen, Grauwacken/Arkosen und Tuffiten dar.

Biotitarme Leptynite

Die nahezu massig und plattig absondernd auftretenden, biotitarmen Leptynite sind leukokrate Quarz-Feldspat-Gesteine mit geringen Granat- und sehr geringen Biotit-Gehalten. Sie bestehen im Wesentlichen aus 40 Gewichtsprozent Quarz und 60 Gewichtsprozent Feldspat und sind feinkörnig-ungleichkörnig (Korngröße 0,1 bis 1,0 Millimeter) mit amöboiden Kornformen. Mylonitische Gefüge kommen untergeordnet vor.

Eine schwach entwickelte Foliation ist erkennbar. Diese Foliation wird durch in Lagen angereicherten Granat und Biotit oder durch eingeregelte, gelängte Quarz- und Feldspatkörner repräsentiert. An wenigen Stellen markieren scharf begrenzte, millimeter- bis zentimeter-mächtige, dunkle, straffe, biotitreiche Lagen die Foliation. Diese verleihen dem Gestein dann einen ausgeprägten hell-dunkel-streifigen Charakter.

Die biotitarmen Leptynite entsprechen makroskopisch den Weißstein-Kerngranuliten des Sächsischen Granulitmassivs. Ihr Mineralbestand lautet: Quarz, Feldspäte, Biotit, Granat, Sillimanit, Cordierit, Spinell, Ilmenit, Rutil. Die ehemaligen Hypersolvus-Feldspäte Mesoperthit und Antiperthit zeigen eine Entwicklungsreihe zu diskreten Plagioklas- (An_10-20) und Orthoklas-Körnern. Um Granat ist eine Corona aus Cordierit-Quarz-Symplektit oder hellgrünem Biotit entwickelt.

In der Umgebung und zusammen mit den mylonitischen Leptyniten kommen Leptynite mit meist schwach ausgeprägter Mörtel-Textur vor: relativ große Quarz-, Plagioklas und Kalifeldspat-Körner werden von einem feinkörnigen Gemenge derselben Minerale ummantelt.

Das amöboide Gefüge der meisten biotitarmen Leptynite entspricht dem von Kerngranuliten. Klaus Weber und Hans-Jürgen Behr (1983) sahen es als Produkt einer Krustendehnung.

Die Minerale im Einzelnen:

Quarz

Quarz, mit 38 bis 46 Gewichtsprozent das häufigste Mineral, ist meist undulös auslöschend, zeigt Subkornbildung und meist amöboide Kornformen. Er ist meist reich an Flüssigkeitseinschlüssen und führt regelmäßig feinste Rutilnadeln (um 1 µm dick, 10-100 µm lang). In mylonitischen Gefügen zeigen Quarzkörner eine Tendenz zu Plattenquarzen. Dei Quarzkörner sind parallel orientiert und langgestreckt, um 150 µm breit und 1500 µm lang. Eingebettet sind sie in eine feinkörnige Matrix aus 50 bis- 100 µm großen, amöboiden Kalifeldspat-, Quarz- und Plagioklas-Körnern.

Alkalifeldspat

Röntgenographisch macht Alkalifeldspat zwischen 18 und 37 Gewichtsprozent aus. Die Kornformen der Alkalifeldspäte sind ebenfalls meist amöboid. Die Orthoklas-Körner sind teils feinperthitisch, teils nahezu homogen. Der Rand von Mesoperthit-Körnern besteht oft aus Orthoklas, der frei von Plagioklas-Spindeln ist. Vereinzelt in den massigen, aber verbreitet in den mylonitischen Leptyniten kommen 1 bis 5 mm große Feldspat-Großkörner vor (meist Orthoklas, selten Mesoperthit und Antiperthit). In den mylonitischen Leptyniten sind die Feldspat-Großkörner in wenigen Fällen randlich schwach rekristallisiert.

Der ursprüngliche Feldspat der Leptynite war ein Hypersolvus-Feldspat, d. h. unter den hohen p-T-Bedingungen der Metamorphose existierte ein homogener K, Na, Ca-Feldspat, der bei der Abkühlung entmischte und jetzt als Mesoperthit (häufig) oder Antiperthit (selten) vorliegt. Mesoperthit ist ein Feldspat, der zu nahezu gleichen Teilen aus einer Alkalifeldpat- und einer Plagioklas-Komponente besteht, welche als zirka 10 µm dicke Spindeln parallel nebeneinander liegen. Beim Antiperthit sind in einem Plagioklas-Wirtskorn nahezu rechteckig begrenzte, selten spindelförmige Orthoklase entmischt. Die Leptynite zeigen, dass der Mesoperthit durch weitere Umwandlung in diskrete Plagioklas- und Orthoklas-Körner überführt wird. So besteht eine kontinuierliche Entwicklungsreihe von

(1) Leptyniten mit Mesoperthit als alleinigem Feldspat, über (2) Leptynite, in denen Mesoperthit, Plagioklas und Orthoklas nebeneinander vorkommen, zu (3) Leptyniten, die keinen Mesoperthit mehr aufweisen.

Auch die Alkalifeldspäte führen in unterschiedlichem Ausmaß feine Rutilnadeln als Einschlüsse.

Plagioklas

Plagioklas nimmt in biotitarmen Leptyniten zwischen 18 und 36 Gewichtsprozent in Anspruch. Plagioklas neigt zu hypidiomorphen Kornformen und kann in Alkalifeldspat-Großkörnern eingeschlossen sein. Gelegentlich werden Albitsäume um Plagioklas beobachtet. Plagioklas-Spindeln finden sich im Mesoperthit.

Granat

Der Granatgehalt erreicht in den Leptyniten maximal wenige Prozent, teilweise beobachtet man eine undeutliche Anreicherung in Lagen. Die Körner sind rundlich, selten buchtig und oft zerbrochen. Die meisten Granate sind im Dünnschliff nahezu farblos, manche aber deutlich rosa bis bräunlich gefärbt. Die Granate zeigen oft einen oder mehrere der folgenden Reaktionssäume:

(1) einen Cordierit-Saum, unterteilt in einen inneren nahezu quarzfreien Cordierit-Saum und einen äußeren Quarz-Cordierit-Symplektit-Saum oder (2) einen Saum aus hellgrünem Biotit.

Stark supergen (im Oberflächenbereich) alterierte Granate werden zu Hämatit und Hellglimmer zersetzt.

Biotit

Biotit (meist braun, selten rotbraun oder olivbraun) tritt nur in wenigen Körnern je Dünnschliff auf, fehlt aber fast nie. Er ist nur schlecht geregelt, relativ grobkörnig (400 bis 800 µm) und gelegentlich in Haufen angereichert. Teilweise treten Verwachsungen von Sillimanit mit Biotit auf. In den seltenen, straffen, biotitreichen Lagen der Leptynite zeigen die Biotite ein offenes Gefüge und sind gut eingeregelt. Die Korngröße aller Minerale ist in diesen Lagen deutlich herabgesetzt (um 100 µm). Brauner Biotit bildet oft Säume um idiomorph begrenzte Pseudomorphosen aus Anatas-Kornaggregaten nach Rutil. Hellgrüner Biotit erscheint nur als Saum um Granat und selten um Opakminerale. Biotit wurde durch supergene Alteration in opakmineralreiche Pseudomorphosen verwandelt.

Sillimanit

Sillimanit ist immer in Lagen oder Linsen konzentriert, deshalb fehlt Sillimanit in manchen Dünnschliffen. Es sind Schwärme aus teils deutlich individualisierten Nadeln oder kurze Prismen, die an Pseudomorphosen nach Disthen erinnern. Der Sillimanit ist oft zu feinstschuppigem Serizit pseudomorphosiert, der stellenweise als bis zentimeter-große, seifenweiche, hellgrüne Massen in alterierten Leptyniten vorkommt. Sillimanit bildet oft Belege auf s-Flächen. Er ist teilweise mit Biotit verwachsen, ein ehemaliger Granat-Sillimanit-Kontakt wird durch die Reaktion zu Cordierit zerstört. Cordierit schließt teilweise Sillimanit-Schwärme ein, sonst meist Quarz.

Rutil

Idiomorph begrenzte Kornaggregate aus Anatas sind Pseudomorphosen nach Rutil. Sie zeigen gelegentlich die charakteristischen Herz- und Kniezwillinge und werden stets von einem Biotitsaum umgeben. Frischer Rutil kommt sehr häufig als feinste Nadeln in Quarz und in den Feldspäten vor, sehr selten dagegen als kleinere Einzelkörner. Rutil-Einschlüsse in Granat wurden nicht beobachtet.

Weitere Akzessorien

In einigen Schliffen treten wenige grüne, wurmförmige Spinell-Körnchen auf. Sie erscheinen zusammen mit entweder Biotit oder Cordierit und Opakmineralen oder Sillimanit. Monazit, Zirkon und Apatit sind weitere, seltene, akzessorische Bestandteile.

Sekundärbildung

Muskovit bildete sich sekundär wahrscheinlich aus Sillimanit und Kalifeldspat.

Biotitreiche Leptynite

Die biotitreichen Leptynite haben durch den erhöhten Biotit-Gehalt (um 3 Volumenprozent, im Vergleich zu den Paragneisen aber immer noch gering) ein flaseriges Gefüge, das sie von den biotitarmen Artgenossen bereits im Handstück unterscheidet. Das Gefüge ist ungleichkörnig (0,1 bis 3 Millimeter), die Kornformen von Quarz und Feldspäten sind im Gegensatz zu den meisten biotitarmen Leptiniten nur schwach amöboid. Größere Körner sind leicht gelängt und in die Foliation eingeregelt. Auch mylonitische Gefüge sind anzutreffen.

Ihre Hauptminerale sind Quarz (38 bis 44 Gewichtsprizent), Plagioklas (33 bis 41 Gewichtsprozent) und Orthoklas (15 bis 23 Gewichtsprozent). Geringe Mengen an Biotit und Granat machen stets einige Prozent des Gesteins aus. Quarz (um 500 µm) ist reich an Fluideinschlüssen. Plagioklas ist teilweise serizitisiert. Bei biotitreichen Leptyniten fehlt Mesoperthit, dafür führen sie reichlich Antiperthit (An₂₀). Die entmischten Orthoklas-Körnchen sind meist annähernd rechteckig, gelegentlich aber auch spindelförmig (mesoperthit-ähnlich). Der Orthoklas ist homogen bis feinperthitisch.

Myrmekit ist verbreitet.

Der Biotit (200 - 500 µm) ist braun bis dunkelbraun, selten rotbraun. Er tritt als Einzelkörner und in Haufen auf, ist stellenweise in Lagen angereichert und nur schwach in die Foliation eingeregelt. Der Granat zeigt meist Reaktionssäume aus (1) braunem Biotit, (2) grünem Biotit oder (3) Cordierit oder Quarz-Cordierit-Symplektit. Cordierit kann auch in oranges Pinit umgewandelt sein. Neben vorwiegenden rundlichen Kornformen kommen hin und wieder auch buchtige Granate vor.

Feinste Rutilnadeln sind in Quarz und Feldspäten eingeschlossen, Rutil kann aber auch als Inklusionen in Granat und Biotit auftreten. Monazit ist ein charakteristischer und recht häufiger akzessorischer Gemengteil. Apatit und Zirkon treten ebenfalls akzessorisch auf. Opakminerale sind bis auf Ilmenit mit Biotitsaum selten.

Auffallend ist das Fehlen von Sillimanit in biotitreichen Leptiniten. Er könnte bei der Bildung von Cordierit verbraucht worden sein.

Die chemische Zusammensetzung der biotitreichen Leptynite entspricht der von Rhyolithen und ist über viele Kilometer nahezu konstant.

Paragneise

Die assoziierten Paragneise werden in Quarz-Feldspat-reiche Meta-Grauwacken/Meta-Arkosen und Cordierit-reiche Meta-Pelite gegliedert. Ihr Gefüge ist feinkörnig, lagig-flaserig, teilweise mittelkörnig-migmatitisch und selten mylonitisch oder metablastisch. Der Mineralbestand lautet: Quarz, Plagioklas (An₃₀), Antiperthit, Orthoklas, Biotit, Cordierit, Granat, Disthen, Sillimanit (meist pseudomorph nach Disthen), Andalusit (kontaktmetamorph), Spinell, Diaspor, Rutil, Graphit, Ilmenit und Sulfide.

Die chemischen Analysen der Paragneise wurden mit denen von nicht metamorphen Sedimenten verglichen: die cordieritreichen Paragneise konnten als metamorphe Tongesteine bestimmt werden, die Quarz-Feldspat-reichen Paragneise sind metamorphe Grauwacken oder Arkosen (Grauwacken und Arkosen lassen sich nach ihrer chemischen Analyse nicht eindeutig voneinander unterscheiden).

Metamorphe Entwicklung

Die metamorphe Entwicklung der untersuchten Gesteine beginnt mit einem druckbetonten Stadium (Hochdruck-Granulitfazies bis eventuelle Eklogit-Fazies) und der Paragenese Granat + Disthen + Hypersolvus-Feldspäte + Quarz ± Biotit. Die Temperatur lässt sich nur recht unsicher zu 700 °C abschätzen. Dieses Metamorphose-Stadium lässt sich mit dem geochronologischen 480 Ma-Ereignis (Ordovizium) korrelieren.

Darauf folgt ein Druckentlastungs-Zwischenstadium mit der Umwandlung von Disthen in Sillimanit und der Bildung der Spinell-Coronen um Al₂SiO₅-Minerale.

Den Abschluss der Metamorphose-Entwicklung bildet ein statisches Cordieritisierungs-Stadium (Tiefdruck-Hochtemperatur-Metamorphose, Cordierit-Kalifeldspat-Paragenese). Es bewirkte das statische Wachstum von reichlich Cordierit in Biotit-Sillimanit-reichen Teilgefügen und um Granat. Die Temperatur lag dabei nach dem Granat-Biotit-, dem Granat-Cordierit- und dem Granat-Ilmenit-Thermometer bei 650 ± 50 °C. Der Druck betrug dabei 3 ± 2 kbar. Das statische Cordieritisierungs-Stadium lässt sich in das Karbon einstufen.

Leptyno-Amphibolit-Komplexe

Leptyno-Amphibolit-Komplexe (engl. leptynitic-amphibolitic complexes, abgekürzt LAC, franz. complexes leptyno-amphibolitiques, abgekürzt CLA) sind bedeutende metamorphe Gesteinsvergesellschaftungen. Sie wurden erstmals im Jahr 1961 von F. H. Forestier im Haut-Allier (Zentralmassiv) definiert. Seit dieser Erstdefinition hat der Begriff Leptyno-Amphibolit-Komplex bedeutende Abänderungen erfahren. Zusammenfassend lässt sich sagen, dass die LAC/CLA sehr tiefgründige, tektonisch bedingte Gesteinsvermischungen darstellen, die während der Metamorphose (synmetamorph) entstanden und als Spuren frühorogener Scherzonen im Grundgebirge paläozoischer Orogene anzusehen sind. Hierauf verweisen auch die Überbleibsel von katazonalen Hochdruckgesteinen des kontinentalen Milieus.

Leptyno-Amphibolit-Komplexe sind im Schwarzwald recht häufig. Sie finden sich auch im Westen (d. h. im variszischen Grundgebirge) Korsikas in mehreren kleineren Grundgebirgsresten. Anzuführen sind hier die Grundgebirgsreste von Calacuccia-Belgodère, Solenzara-Fautea, Chiappa und Zicavo. Diese meso- bis katazonalen Metamorphite des korsischen Grundgebirges hatten sich um 400 Millionen Jahre vor heute im Zuge einer Krustenverdickung während einer Kontinentalkollision gebildet.

Vorkommen von LAC sind ebenfalls aus dem Grundgebirge der Tatriden (Tatricum), der Veporiden (Veporicum) und der Gemeriden (Gemericum) in den Westkarpaten (Slowakei) bekannt.

Auch aus den Alpen werden LAC berichtet, Vorkommen finden sich in den Westalpen im Externmassiv der Belledonne – einerseits im Massiv Chamrousse-Tabor-Belledonne (Chamrousse-Ophiolith, Livet-Formation) sowie andererseits im Nordosten des Massivs. LAC werden ferner im Haute-Dauphiné-Massiv (Valgaudémar) und in der Argentera vermutet.

In den Ostalpen erscheinen LAC im Kern-Komplex der Seckauer Tauern, und zwar in einer Assoziation von 518 bis 500 Millionen Jahre alten Plagioklas-Orthogneisen mit Bänderamphiboliten.

Zusammenschau

Leptynite sind mittel- bis hochgradig metamorphe Gesteine (mesozonal bis katazonal) felsischer Zusammensetzung, sie waren somit in mittlere bis tiefe, kontinentale Krustenbereiche abgesenkt worden. Ihre Edukte sind mehrheitlich vulkanische, rhyolithische Gesteinsassoziationen, sie können aber in Gestalt von Ortholeptyniten auch aus Granitoiden hervorgegangen sein. Ihre Vergesellschaftung mit Amphibolitgesteinen (LAC) spricht für verschiedenartige geotektonische Bereiche (engl. settings). Die aus ehemaligen Basaltgesteinen hervorgegangenen Amphibolite verweisen zuerst auf ozeanische Assoziationen (aktiver Kontinentalrand, Inselbogen, Backarc), aber nicht ausschließlich. Vielmehr sind auch Riftenvironments mit zu berücksichtigen. Wie aber weiter oben bereits ausgeführt kann die enge Vergesellschaftung von Leptyniten und Amphiboliten durchaus auch tektonisch erfolgt sein.

Leptynit-Paragneis-Wechselfolgen können als metamorphe, vulkano-sedimentäre Wechselfolgen interpretiert werden. Die straffe, stoffliche Wechsellagerung von Paragneis und Leptynit wird dabei als im Wesentlichen primär vulkano-sedimentär angesehen. Die metamorphe Foliation der Gesteine liegt im Wesentlichen parallel zu dieser sedimentären Ablagerungsfläche. Jedoch konnten Relikte von Sedimentstrukturen, die die primäre Anlage zwingend belegen – wie z. B. Kreuzschichtung oder gradierte Schichtung, nicht nachgewiesen werden. So könnte letztlich auch eine mylonitische Überprägung für die straffe, stoffliche Wechsellagerung verantwortlich sein.

Das massige Gefüge der Leptynite wird von amöboiden Kornformen dominiert und nicht von Plattenquarzen der Mylonite. Ein ehemals mylonitisches Gefüge – falls es denn vorhanden war – müsste also durch Rekristallisation ausgelöscht worden sein. Erschwerend für die Deutung der Wechsellagerung kommt hinzu, dass sich die makroskopischen Gefüge (z. B. Feinlagigkeit und umflossene Klasten) von einerseits Myloniten und andererseits Pyroklastiten und Ignimbriten sehr ähnlich sind. Es ist daher oft unmöglich, primäre Sedimentstrukturen von sekundärer Tektonik eindeutig abzutrennen. Bei Gesteinen, die teils bis in den Hochdruckbereich verpresst wurden, ist dies nicht weiter verwunderlich.

Literatur

• Bernard Briand, Maurice Chenevoy, Jean Chamayou, Georges Guyonnaud und Michel Recoing: Châlus XIX-32. In: Carte géologique de la France à 1/50 000. Nr. 711. BRGM, Orléans 1981. 
• Philippe Chèvremont und Kollegen: Rochechouart. In: Notice explicative, Carte géol. France (1/50 000), feuille Rochechouart (667). BRGM, Orléans 1996, ISBN 2-7159-1687-6, S. 172. 
• Michel Durand-Delga: La Corse/Corsica. In: Sciences Géologiques, bulletins et mémoires. Band 44, Nr. 3–4, 1991, S. 311–336 (). 
• Douglas Fettes und Jacqueline Desmons: Metamorphic Rocks – A classification and Glossary of Terms. In: Recommendations of the International Union of Geological Sciences Subcommission on the Systematics of Metamorphic Rocks. Cambridge University Press, Cambridge 2007, ISBN 978-0-521-33618-5. 
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• F. Neubauer: The leptinite-amphibolite complexes – a key for correlation of mid-European Variscides? In: Abstracts IGCP project 233. Athens 1989, S. 79–82. 
• Wolfhard Wimmenauer: Petrographie der magmatischen und metamorphen Gesteine. Ferdinand Enke Verlag, Stuttgart 1985, ISBN 3-432-94671-6. 
• Mingguo Zhai: Precambrian Geology of China. In: Springer Geology. 2015, ISBN 978-3-662-47884-4, doi:10.1007/978-3-662-47885-1 ( [PDF]).