Karawanken-Tonalitpluton

Der Karawanken-Tonalitpluton, manchmal auch nur Karawanken-Tonalit, ist ein oligozäner Intrusivkörper entlang der Periadriatischen Naht in Kärnten und Slowenien.

Geographie

Der Karawanken-Tonalitpluton ist eine 43 Kilometer lange und maximal 2,2 Kilometer breit werdende Lamelle aus Tonalit, die unmittelbar nördlich der Periadriatischen Naht (örtlich als Remschenig-Störung bezeichnet) in Ostsüdost-Westnordwest-Richtung (N 115) streicht. Die Intrusion setzt im Osten bei Plešivec in Slowenien ein. Sie zieht dann auf österreichisches Staatsgebiet, streicht südlich von Eisenkappel durch das Remschenigtal und endet im Westen kurz vor der Vellach. Eine kleine isolierte Linse erscheint weiter westlich südlich von Villach bei Susalitsch in den Karawanken.^[1]

Geologie

Die Periadriatische Naht, in Slowenien auch als 50 bis 60 Kilometer langes Smrekovec-Lineament bekannt,^[2] stellt eine bedeutende Terrangrenze dar und entstand aufgrund dextraler (rechtsverschiebender) Transpression zwischen den im Norden gelegenen Ostalpen einerseits und den Südalpen im Verbund mit den Externen Dinariden im Süden andererseits.^[3] Sie verschwindet im Osten unterhalb von tertiären Sedimenten des südwestlichen Pannonischen Beckens und setzt sich wahrscheinlich in nordöstlicher Richtung im Balaton-Lineament Ungarns fort. Zwei weitere Ableger durchziehen das südliche Pannonische Becken östlich des Zagreb-Zemplen-Lineaments unter Beibehaltung der gleichen Ostsüdost-Richtung und folgen der Drava- und der Sava-Depression (Sava-Störung). Im umgebenden Grundgebirge des Pannonischen Beckens konnten paläogene Granitoide mit auflagernden Andesiten und Daziten erbohrt werden. Die Šoštanj-Störung, Südostabschnitt des Smrekovec-Lineaments, wird von der dextralen Labot-Störung südlich des Bachergebirges abgeschnitten und nach Südost versetzt.

Der Karawanken-Tonalitpluton wird weiter nördlich noch von einer zweiten, ähnlich steilstehenden, 45 Kilometer langen Granitoidlamelle begleitet, dem Karawanken-Granitpluton. Dieser ist mit 224 bis 216 Millionen Jahren wesentlich älter und stammt aus der Obertrias (Karnium). Zwischen den beiden Plutonitlamellen ist austroalpines Grundgebirge, bestehend aus Cordierit-führendem metamorphem Paläozoikum (Paragneise, Mikroklingneise, Phyllonite, Amphibolite und Cordierit-Knotenschiefer), eingeklemmt.^[4] Hornfelse lassen die kontaktmetamorphe Aufheizung durch den Tonalit erkennen.

Weiter gen Norden folgt dann eingekeilt zwischen zwei dextralen Seitenverschiebungen die Lamelle des Eisenkappel-Diabases sowie intern sich überschiebende, nordvergente Plattformkalke aus der Mittel- und Obertrias, die ihrerseits auf das spätmiozäne/pliozäne Sattnitz-Konglomerat des Klagenfurter Beckens aufgeschoben sind. Das Klagenfurter Becken ist ein Flexurbecken mit mehr als 1000 Meter Sedimentfüllung. Sein Alter reicht vom Serravallium (Sarmatium) zum oberen Messinium (Pontium), die Hangendkonglomerate sind pliozänen, möglicherweise sogar pleistozänen Alters.^[5]

Südlich der Periadriatischen Naht steht der Karawanken-Tonalitpluton in anormalen Kontakt mit paläozoischen und triassischen Formationen der nordwestlichen Dinariden und des Südalpins. Das Paläozoikum fehlt meist oder ist nicht aufgeschlossen. Die nach Norden aufgeschobene Trias beginnt mit den Werfener Schichten, gefolgt von grauen Dolomiten, gebankten Kalken und Flaserkalken. In Slowenien wird die Südseite des Smrekovec-Lineamens und der Šoštanj-Störung von den Smrekovec-Vulkaniten aufgebaut – oligozäne/miozäne Andesite, basaltische Andesite und Dazite sowie deren vulkaniklastische Äquivalente.

Die Störung steht mehr oder weniger senkrecht und zeichnet sich durch Kataklasite, Mylonite und Ultramylonite aus.^[6] Die Karawanken bei Eisenkappel stellen somit insgesamt eine so genannte Blumenstruktur dar (Englisch flower structure), wie sie für Transpressionsgürtel charakteristisch ist.^[7][8]

Petrographie

Der mittel- bis grobkörnige Karawanken-Tonalitpluton wurde entlang der Periadriatischen Naht von einer sehr starken Dynamometamorphose erfasst und duktil verformt, so dass er jetzt ein deutlich ausgeprägtes flächiges Parallelgefüge (Foliation) aufweist.^[9] Deswegen wurde er früher auch als Tonalitgneis angesprochen. Auf dieser Hauptschieferungsfläche ist außerdem eine Lineation klar zu erkennen, die von ausgelängter Hornblende, Biotit und gestreckten mafischen Inklusionen definiert wird. Sie fällt mit 13° nach Ostsüdost ein.

Der Pluton enthält zahlreiche mafische Einschlüsse dioritischer Zusammensetzung und wird von hellen aplitischen als auch dunklen mafischen Adern und Gängen durchsetzt.

Der Pluton besitzt folgenden Mineralbestand:

• Quarz – 30 Volumenprozent
• Plagioklas – 41,3 Volumenprozent
• Alkalifeldspat – 9,2 Volumenprozent
• Biotit – 10 Volumenprozent
• Hornblende – 6,5 Volumenprozent
• Myrmekit

Die Akzessorien beanspruchen insgesamt 3 Volumenprozent und enthalten frühen Apatit und Zirkon, späten Allanit und Sphen, möglicherweise auch Monazit, sowie als opake Erzminerale Ilmenit, Magnetit und Pyrit. Sekundärbildungen sind Chlorit, Epidot, Klinozoisit, Serizit, Kaolinit und Karbonate. Selten vorkommender Almandin darf als Xenokristall angesehen werden.

Der recht kleinkörnige, xenomorphe Quarz ist von grauer Farbe und zeilenweise angeordnet. Er zeigt Porenzüge und enthält gelegentlich kleine Einschlüsse von Ilmenit und Zirkon. Der einige Millimeter große, oszillatorisch zoniert gebaute Plagioklas erscheint rein weiß. Die Kerne sind sehr Anorthit-reich (An₉₀ bis An₆₅), in Mantel und Hülle sinkt der Anorthit-Gehalt bis auf An₃₀, ja bis auf An₂₅ ab. Plagioklas kann Klinozoisit und Hellglimmer enthalten, wobei sich letzterem meist auch noch Biotit hinzugesellt. Der xenomorphe Alkalifeldspat ist wahrscheinlich Orthoklas mit schwacher Triklinisierung. Myrmekit findet sich an der Grenze zwischen Plagioklas und Alkalifeldspat. Seine Warzensstängel aus Quarz ragen konvex in den Alkalifeldspat. Der pleochroische Biotit tritt in schwarzen, bis zu 7 Millimeter großen Tafeln auf, die sich zu Aggregaten zusammenballen. Er kann sich zu Chlorit unter Ausscheidung von Sphen zersetzen. Als Einschlüsse enthält er idiomorphen Plagioklas. Die prismatische, ebenfalls pleochroische Hornblende ist von dunkelgrüner bis schwarzer Farbe und kann bis 20 Millimeter lang werden. Einschlüsse von idiomorphem Plagioklas belegen wie auch schon beim Biotit die Priorität des Plagioklases in der Kristallisationsabfolge. Der prismatische, 0,3 Millimeter lange Apatit bildet Einschlüsse in Biotit, Hornblende und Feldspat. Der mitunter zonierte Epidot wird bis zu 0,6 Millimeter groß und findet sich häufig an Hornblenderändern. Chlorit ist eine Sekundärbildung nach Hornblende und Biotit.

Das Erscheinen von Myrmekit verweist auf metasomatische Vorgänge im bereits verfestigten Gestein.

Petrologie

Isotopenverhältnisse

Isotopenverhältnis	Tonalit 1	Tonalit 2
87Sr/86Sr	0,708122±2	0,707920±8
εSr	43,4	43,5
δ18O	8,1	8,3

Das Isotopenverhältnis ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr ist mit einer Variationsbreite von 0,707385 bis maximal 0,710066 relativ hoch – höher als bei den benachbarten Granodioriten des Pohorje-Plutons. Auch die δ¹⁸O-Werte sind erhöht. Beide Faktoren zusammen genommen verweisen auf eine signifikative Kontamination des Tonalitmagmas durch krustales Magma.

Struktureller Aufbau

Der Pluton besteht räumlich aus einer mehr oder weniger vertikal stehenden Tonalittafel, die zur Periadriatischen Naht parallel läuft. Nach Norden verflachen die Einfallswinkel der Foliation zusehends und es bildet sich ein nach Süden einfallendes Bogengewölbe. Erhaltene Dachbereiche des Plutons oberhalb des flacher liegenden Gewölbes deuten darauf hin, dass die Intrusion eine aufgebeulte Domstruktur innerhalb des umschließenden Austroalpins bildet. Das Achsenverhältnis X/Z (Englisch aspect ratio) von magmatischen Einschlüssen übertrifft nur selten 3:1 und dürfte daher bereits oberhalb des Solidus angelegt worden sein – wie dies weniger stark deformierte Plutone nahelegen. Das heutige Achsenverhältnis des gesamten Tonalitplutons ist 18:1. In einem Flinn-Diagramm kommen die Einschlüsse im Abplattungsfeld zu liegen und verweisen auf eine transpressive Verformung.^[13] Die parallel zur Hauptstörung liegenden Abplattungsflächen drehen mit zunehmender Entfernung mehr und mehr in die Horizontale. Parallel zur Hauptstörung verlaufen noch einige Nebenstörungen, zumeist ebenfalls steilstehend und mit gleichem, manchmal auch antithetischem Schersinn.

Tektonik

Die bereits schon im magmatischen Zustand angelegte alldurchdringende Foliation^[14] wurde unter den Bedingungen der unteren Grünschieferfazies erneut duktil überprägt. Die Temperatur des tonalitischen Magmas wird mit 750 bis 800° abgeschätzt. Die Maximaltemperaturen in den Hüllgesteinen lagen bei rund 300 °C.^[15] Unter der Annahme eines hohen Temperaturgradienten entspricht dies einer Platznahmenteufe von 8 bis 10 Kilometer bzw. einem Umgebungsdruck von 0,35 bis 0,5 GPa. Auf der Südseite der Periadriatischen Naht fanden jedoch nur spröde Verformungen statt – dies bedeutet, dass die Periadriatische Naht in den Karawanken wie auch in den Zentralalpen einen spröd/duktilen Übergang darstellt.

Alter

Der Karawanken-Tonalitpluton konnte von Scharbert (1975) mit 28 ± 4 und mit 29 ± 6 Millionen Jahren datiert werden. Demnach hat er ein oligozänes Alter (Grenze Rupelium/Chattium).^[16]

Einzelnachweise

1. ↑ Christof Exner: Geologie der Karawankenplutone östlich Eisenkappel, Kärnten. In: Mitteilungen der Geologischen Gesellschaft in Wien. 64. Band, 1971, S. 1–108. 
2. ↑ P. Mioč: Geologija prethodnega obnočja med Južnimi in Vzodnimi Alpami v Sloveniji (Doktorarbeit). Universität Zagreb, 1984, S. 182. 
3. ↑ L. Fodor u. a.: Miocene-Pliocene tectonic evolution of the Slovenian Periadriatic Fault: implications or Alpine-Carpathian extrusion models. In: Tectonics. Band 17, 1998, S. 690–709. 
4. 1 2 E. Faninger: Karavanški tonalit. In: Geologija. Band 19, 1976, S. 153–210. 
5. ↑ F. Nemes, F. Neubauer, S. Cloetingh und J. Genser: The Klagenfurt Basin in the Eastern Alps: an intra-orogenic decoupled flexural basin? In: Tectonophysics. Band 282, 1997, S. 189–203, doi:10.1016/S0040-1951(97)00219-9. 
6. ↑ E. Faninger und I. Štrucl: Plutonic emplacement in the Eastern Karavanke Alps. In: Geologija. Band 21, 1978, S. 81–87. 
7. ↑ R. K. Polinski und G. H. Eisbacher: Deformation partitioning during polyphase oblique convergence in the Karawanken Mountains, Southeastern Alps. In: Journal of Structural Geology. Band 14, 1992, S. 1203–1213, doi:10.1016/0191-8141(92)90070-D. 
8. ↑ G. P. Laubscher: The late Alpine (Periadriatic) intrusions and the Insubric Line. In: Mem. Soc. Geol. Ital. Band 26, 1983, S. 21–30. 
9. ↑ C. Miller, M. Thoni, W. Goessler und R. Tessadri: Origin and age of the Eisenkappel gabbro to granite suite (Carinthia, SE Austrian Alps). In: Lithos. Band 125, 2011, S. 434–448, doi:10.1016/j.lithos.2011.03.003. 
10. ↑ J. Pamić und L. Palinkaš: Petrology and geochemistry of Paleogene tonalites from the easternmost parts of the Periadriatic Zone. In: Mineralogy and Petrology. Band 70, 2000, S. 121–141. 
11. ↑ H. Kagami, P. Ulmer, W. Hansmann, W. Dietrich und R. H. Steiger: Nd-Sr isotopical and geochemical characteristics of the Southern Adamello (Northern Italy) intrusives: implication for crustal versus mantle origin. In: Journal of Geophysical Research. Band 96, 1991, S. 14331–14336. 
12. ↑ N. B. Harris, J. A. Pearce und A. G. Tindle: Geochemical characteristics of collision-zone magmatism. In: M. P. Coward und A. C. Ries, Collision tectonics (Hrsg.): Geol. Soc. London Special Publication. Band 19, 1986, S. 67–81. 
13. ↑ C. L. Rosenberg: Shear zones and magma ascent: A model based on a review of the Tertiary magmatism in the Alps. In: Tectonics. 23, TC3002, 2004, S. 1–21, doi:10.1029/2003TC001526. 
14. ↑ C. Exner: Die geologische Position der Magmatite des Periadriatischen Lineaments. In: Verh. Geol. Bundesanst. Austria. Band 2, 1976, S. 3–64. 
15. ↑ W. von Gosen: Fabric developments and the evolution of the Periadriatic Lineament in southeast Austria. In: Geological Magazine. Band 126, 1989, S. 55–71. 
16. ↑ S. Scharbert: Radiometrische Altersbestimmungen von Intrusivgesteinen im Raum Eisenkappel (Karawanken, Kärnten). In: Verhandlungen der Geologischen Bundesanstalt. Band 4, 1975, S. 301–304.