Geol.Paläont.Mitt.Innsbruck

Band 8FestschriftW.HEISSEL

S.183-207 Innsbruck,Sept.1978

Intraskythische, exogen (mechanisch)-

sedimentäre Cu-Vererzung im Montafon

(Vorarlberg)+)

von J.G. Haditsch, W. Leichtfried und H. Mostler

Zusammenfassung

Die vererzten Arkosen treten innerhalb der Serie der Hangend-quarzite auf, die von höher skythischen bis tiefanisischenRauhwacken ("Reichenhaller Rauhwacken") überlagert bzw. von dendem höheren Perm zuordenbaren Sandsteinen der "Mürben Sandstein-serie" unterlagert werden. Aufgrund sedimentologischer Detail-untersuchungen, deren Ergebnisse in dieser Studie auch disku- .tiert werden, sind die Hangendquarzite, genauer als Protoquarzitebzw. Sublitharenite zu bezeichnen, als marine Schelfsedimenteauszuweisen. Es handelt sich hiebei um Sedimente, die durchkonstante Aufarbeitung in einem strand- oder küstennahen Milieucharakterisiert sind. Die vererzten Arkosen dagegen sind Rinnen-sedimente (channel fill sandstones), also als episodische Bil-dungen zu betrachten. Ihre marine Natur ist durch chemischgefällten Zement, authigene Feldspatanwachssäume und sehr guteSortierung bestens belegt.

Die intraskythische Cu-Vererzung läßt sich eindeutig auf eineAufarbeitung vererzter permischer Quarzporphyre zurückführen.Es ist sogar der Nachweis gelungen, daß es sich hiebei um denmittleren Quarzporphyrhorizont handelt, der mit den vererztenIgnimbriten verzahnt und durch eine auffallende Schachbrettal-bitführung gekennzeichnet ist.

Diese Arbeit wurde vom Fonds zur Förderung der wissenschaft-lichen Forschung im Rahmen des Projekts Nr. 2145 gefördert.

++' Anschriften der Verfasser: Univ.-Prof. Dr. J.G. Haditsch,Montanuniversität, A-87OO Leoben; cand.geol. W. Leichtfried,Landesbaudirektion, Kärntnerstraße 12, A-4O2O Linz;Univ.-Prof. Dr. H. Mostler, Institut für Geologie undPaläontologie, Universitätsstr. 4, A-6O2O Innsbruck

Wie aus dem Kupfer-Molybdän-Gold-Diagramm (26 Analysen) hervor-geht, fallen die vererzten Arkosen deutlich mit den aus denIgnimbriten bzw. mittlerem Quarzporphyr gewonnenen Daten zusam-men, so daß an einer Verbindung zwischen der intraskythischenVererzung un den disseminiert vererzten permischen Vulkanitenkein Zweifel bestehen kann. Aufgrund der hohen Goldgehaltemüssen die vererzten Quarzporphyre bzw. die mechanisch-sedimen-täre Vererzung innerhalb des Skyths dem Cu-Au-Typ St.E.KESLERsi1973, zugeordnet werden.

Summary

Within the series of the so called "Hangendquarzite" (upperquartzites) occur mineralized arcóse rocks, which are super-imposed by "Reichenhaller Rauhwacken" of Upper Scythian toLower Anisian age. The lying wall is formed by Upper Permiansandstones of the "Mürbe Sandsteinserie" (brittle sandstoneseries).

Based on detailed sedimentological investigations (the resultsof which will be discussed in this paper), the upper quartzitesshould be characterized as protoquartzites or as sublitharenitesrespectively. These rocks really are shelf sediments, i.e. sedi-ments, characterized by their formation by continuous rocktreatment in a coastal environment. In contrast to these sedi-ments the mineralized arcosic rocks are real channel fill sand-stones, i.e. they are only episodic formations, the marinegenesis of which is confirmed in the best way by precipitatedcement authigene feldspar rims and a very good sorting.

The Scythian copper mineralization definitely refers to processedmineralized Permian quartz porphyres.We succeeded in provingthe middle layer of the quartz porphyres to link together withmineralized ignimbrites. This layer is also characterized by astriking content of chequered albites ("Schachbrettalbite").

In the copper-molybdenum-gold diagram (36 analyses) the datafrom the mineralized arcóse rocks meet those from the ignimbritesor the middle layer of the quartz porphyres respectively. So, aconnection between the Scythian mineralization and the dissemi-nated ore of the mineralized Permian volcanic rocks is given,without any doubt.

Based on the high contents of gold the mineralized porphyresand the sedimentary Scythian mineralization belong to the copper-gold type of St.E. KESLER (1975).

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1. Einleitung und Problemstellung

Die Vererzungen des Montafons waren schon einmal Gegenstandeiner ausführlichen Bearbeitung (ANGERER et al. 1976), in derdie disseminierten Kupfererze des Perms besonders zur Sprachekamen. Im Rahmen dieser Arbeit wurde aufgezeigt, daß die bis-her als alpidisch entstanden erklärten Vererzungen sich in zweiintrapermische, eine intraskythische und eine weitere (jung-alpidische) aufgliedern lassen. In der vorgelegten Studie gehtes darum, die exogen-sedimentäre Kupfervererzung, die innerhalbder klastisch entwickelten Gesteinsfolge skythischen Altersentdeckt wurde, in ihrem gesamten Werdegang zu erfassen.

Abzuklären galt es vor allem, ob und inwieweit die im Unterpermauftretenden disseminierten Kupfererze, die an Ignimbrite gebun-den sind, mitverantwortlich an der Zusammensetzung der Vererzungin der skythischen Schichtfolge sind bzw. unter welchen Bedin-gungen die erzführenden Sedimente selbst entstanden.

Dazu war es notwendig, die im Montafon mehr oder minder guterschlossene postvariszische Sedimentserie in kartierbare Ein-heiten aufzugliedern, d.h. mittels Leitschichten, die sich late-ral über größere Strecken hinweg verfolgen lassen, zu einerSeriengliederung zu gelangen. Nur auf dem Weg über Leitereig-nisse (z.B. Ignimbritlagen) gelang es, den auf kurze Streckenauftretenden Fazieswechsel in den Griff zu bekommen. Da sichdie zu besprechenden Kupfervererzungen im Einzugsgebiet desRellstals befinden, sei die von LEICHTFRIED 1978 erarbeiteteSchichtfolge, die erst innerhalb des Unterperms einsetzte, inForm eines Idealprofils vorgestellt bzw. durch die Vererzungergänzt (Abb. 1 ) .

Während es sich bei den im Perm auftretenden Sedimentserien umBildungen alluvialer Schuttfächer bzw. mäandrierender Flußsys-teme und Schwemmlandschaften (flood plains) handelt, kommt esmit dem Auftreten der Hangendquarzite zu einem markanten Wech-sel der Ablagerungsbedingungen, die sich eindeutig als marine.Bildungen ausweisen haben lassen. Innerhalb dieser treten dievererzten Arkosen auf, die in Verbindung mit der Serie derHangendquarzite näher erläutert werden sollen.

2. Serie der weißen Hangendquarzite

2.1. Bemerkungen zur Terminologie

Seit KRYNINE (1948: 149) werden Quarzite im allgemeinen inMeta- und Orthoquarzite untergliedert. Erstere sind metamorpheGesteine, während es sich bei letzteren um primär sedimentäreQuarzite handelt. Eine Unterscheidung zwischen Meta- und Ortho-quarziten schon im Gelände ist meistens nicht möglich und erfor-dert zusätzliche petrographische Untersuchungen (SKOLNICK, 1965:19) .

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PERMOSKYTH-SCHICHTFOLGE

Ser ien-Gl iederung (1-7)

Vererzung ( d i s s e m i n i e r t und schichtgebunden)

I l I I ", . I - I ':! y r ^ T - r j - ^ . •" ' • • • ' • -,-• J f e l d s p a t f ü h r e n d i

O O O O O O O OO O O o O o o oO o o o v o o oO o O o o o o o o

+. +. +• 4- +-

Virgloria-Kalk

Rauhwacken

Hangend-Quarz i t -Se r i e (7 )•ererzte Arkosen

!e Areni te (6)

mürbe Sandstein-Serie(5)

Ortho-Konglomerat-Serie(4)

karbonatführendeTonschiefer-Serie(3)

saalische Phase

Vulkanit-Serie(2)

Transgressions-Serie( 1 )

"Altkristallin"

i-

J

Abb. 1 : Die -hier dargestellte Schichtfolge bezieht sich vorallem auf die Schichten im Montafon, und zwar auf jene,in welchen die Transgression, wie etwa am Verspeller,erst im höheren' Abschnitt des Unterperms einsetzt(Transgressionsserie in Rotsedimentfazies) und nichtmit dem höheren Oberkarbon bzw. tiefsten Perm, das durchdunkelgrau-schwarze Sedimente charakterisiert ist undvor allem durch die marinen Ingressionen besondersherausfällt.Diese Schichtfolge zieht über das Vorarlberger Gebiethinaus bis auf Tiroler Boden, wo besonders die Serieder Orthokonglomerate vererzt ist (stark Ag-haltigeFahlerze, die Matrix der Konglomerate verdrängend).

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Nach KRYNINE (1948: 149) bestehen Orthoquarzite beinahe aus-schließlich aus detritischen Quarzen, welche gewöhnlich mittlereSandkorngröße besitzen. Zudem ist das Vorhandensein von Zement(in der Regel sekundäre Kieselsäure) ein wesentliches Kriteriumfür die Definition der Orthoquarzite (= Zementquarzite i.S.v.FÜCHTBAUER, 1970). Ein weiterer Typ der Orthoquarzite sind diesogenannten Druckquarzite (FÜCHTBAUER, 1970) bzw. die "pressolvedquartzites" der amerikanischen Literatur (SKOLNICK, 1965: 20).

2.2. Beschreibung des Gefüges

Bezüglich der textureilen und strukturellen Merkmale der weißenHangendquarzite lassen sich im allgemeinen keine großen Varia-tionen feststellen, wenn es davon auch bemerkenswerte Ausnahmengibt. Die Beschreibung der Gefügeeigenschaften wurde bisweilen .durch die Tatsache erschwert, daß die ursprüngliche detritischeKornform mangels kennzeichnender Säume nicht mehr immer erkenn-bar war.

Der typische weiße Qüarzit weist in der Regel im Dünnschliffentweder keine oder nur eine undeutliche Schichtung auf. Inletzterem Fall wird die Schichtung durch eine eher geringfügigeVeränderung der Korngröße und durch ein lagenweise leicht ver-mehrtes Auftreten von Vulkanitfragmenten dokumentiert.

Was die Intensität der Kornbindung betrifft, so liegt immer eingeschlossenes Gefüge vor. Die Proximitätsziffer ist hoch. DieKornkontakte sind nicht sehr intensiv. Es überwiegen lange,punktförmige und konkav-konvexe Kontakte. Daneben treten aberauch immer ganz leicht suturierte Kontakte auf. Auffallend istdas Phänomen, daß sich an den Kontaktstellen meist etwas Hellglim-mer schüppchen befinden.

Die Kornbindungsart ist immer als mittelbar zu klassifizieren.Das Bindemittel der Quarzite besteht fast ausschließlich ausSi02-Porenzement, der sich mit den detritischen Quarzkörnern inoptischer Kontinuität befindet. "Matrix" kommt nur äußerstgeringfügig vor und befindet sich vornehmlich in den von derZementation ausgespart gebliebenen Intergranularen.

Die detritischen Körner weisen kaum eine Orientierung auf, wasdamit zusammenhängt, daß Körner mit einer ausgeprägten morpho-logischen Längsachse sehr selten sind.

Die Quarzite setzen sich aus grobkörnigen bis sehr grobkörnigenSandkörnern zusammen und führen nicht selten auch Komponentenvon maximal Feinkiesgröße.

Die Kornform ist in den meisten Fällen annähernd isometrisch.Ausnahmen hiervon bilden insbesondere "fetzenartige" Tonfrag-mente und dann auch öfters Vulkanitfragmente. Bei den polykri-stallinen Quarzen ist die Gesetzmäßigkeit zu beobachten, daßKörner mit intern stark elongierten und orientierten Quarz-kristalleinheiten selbst wiederum häufig eine länglich-ovaleMorphologie aufweisen.

Der Rundungsgrad ist im allgemeinen gut und schwankt zwischen"gerundet" und "schwach gerundet". Subangulare Körner kommenselten vor.

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Die Sortierung ist größtenteils als eher schlecht zu bezeichnenund nur selten finden sich gut sortierte Sandsteine. Die textu-reile Reife bewegt sich zwischen subreif (überwiegend) und reif(seltener).

Abweichungen von den soeben beschriebenen charakteristischenGefügeeigenschaften bestehen darin, daß in seltenen Fällen einedeutliche Feinschichtung auftreten kann, die durch unterschied-liche Korngrößen und durch lagenweise vermehrtes Vorhandenseinvon "Matrix" hervorgerufen wird. Zwischen diesen beiden Phäno-menen besteht insofern .ein Zusammenhang, als die matrixreichenPartien gleichzeitig auch die feinkörnigeren sind bzw. daß diegröberkörnigen Schichten matrixarm und reich an Zement sind.

Das Vorliegen einer eher schwachen Gradierung konnte nur einmalfestgestellt- werden.

2.3. Der klastische Mineralbestand und Gesteinskomponenten

Da Quarzite definitionsgemäß beinahe ausschließlich aus detri-tischem Quarz bestehen, sind bezüglich des detritischen Mineral-bestands keine großen Variationen zu erwarten. Eine Ausnahmehiervon bildet jedoch das relativ häufige Auftreten von lithi-schen Fragmenten.

Quarz und seine Varietäten: Haupt- und gerüstbildendes Mineralist in den meisten Fällen.monokristalliner Quarz. Sein mengen-mäßiger, Anteil am Gesamtmineralbestand schwankt zwischen 16%und 41%. Er kann in nicht näher identifizierbare Körner und inPorphyrquarze untergliedert werden.

Diejenigen Quarzkörner, welche keinem bestimmten Muttergesteinmehr zugeordnet werden können, überwiegen weitaus. Sie sinddurchwegs farblos und führen nur sehr selten Einschlüsse (Apa-tit, Zirkon, Turmalin, Biotit, opake Körner). Deformationsge-füge sind praktisch immer vorhanden und können verschiedenintensiv sein. Am häufigsten ist eine schwache bis starke Undu-losität festzustellen. Nicht selten treten auch schmale Defor-mationslamellen auf, die sich bisweilen mit breiteren, etwas"verwaschen" erscheinenden Streifensystemen kreuzen können(zwei verschiedene Beanspruchungspläne). Spärlich sind dannQuarzindividuen, die durch eine segmentierte Undulosität cha-rakterisiert sind.

Porphyrquarze konnten in eher geringen Mengen in allen Dünn-schliffen aufgrund von Korrosionserscheinungen oder noch anhaf-tender Grundmasse eindeutig nachgewiesen werden.

Die zweithäufigsten detritischen Körner sind polykristallineQuarze, die am Gesamtmineralbestand mit 27% bis 56% beteiligtsind. Auch sie können gerüstbildend sein. In gröberkörnigenPartien sind sie häufiger anzutreffen als in feinerkörnigen.Die polykristallinen Quarze werden durch eine Vielzahl von Typenvertreten, zwischen denen Übergänge bestehen. Sie unterscheidensich voneinander durch ihre interne Korngröße, durch die internerelative Korngrößenverteilung, weiters durch die Ausbildung derinternen Korngrenzen, dann durch die interne Kornform und

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schließlich durch das Vorhandensein oder Fehlen einer internenOrientierung.

Typen von polykristallinen Quarzen, deren interner Aufbau imSinn von BLATT (1976) auf eine Abstammung von metamorphen Lie-fergesteinen hindeutet, konnten immer wieder angetroffen werden.Insgesamt überwiegen jedoch Typen, die sich aus eher grobkörni-gen Einheiten zusammensetzen, welche vielfach annähernd gleich-körnig sind, und deren interne Korngrenzen gerade bis bogen-förmig oder auch suturiert sein können. Eine Orientierung derinternen Einheiten kommt bei diesem Typus kaum vor. Einschlüssesind äußerst selten und werden durch Turmaline, Erzkörnchen,Hellglimmerblättchen und Leukoxen repräsentiert.

Feldspäte treten nur in verschwindendem Ausmaß auf (0,5% bis1,3%). Es wurden lediglich Orthoklase angetroffen, die nurgeringfügig serizitisiert sind. An Interpositionen wurdenopake Körnchen und nadeiförmige Klinozoisite festgestellt.

Lithische Fragmente:Das Vorkommen von Gesteinsbruchstücken istdeutlich korngrößenabhängig, d.h. je gröberkörniger die betref-fende Einheit ist, desto häufiger sind lithische Fragmente.Sie machen 3,3% bis 12,0% der klastischen Komponenten aus. DieKorngröße der lithischen Fragmente unterliegt starken Schwankun-gen.

Am häufigsten sind Vulkanitfragmente, die aber keine sonderlichgroßen Variationen, aufweisen. Es überwiegen Bruchstücke einermeist felsitisch bis selten kryptokristallin struierten Porphyr-grundmasse. Einsprengunge sind hin und wieder vorhanden, wobeies sich ausschließlich um kleine Quarze handelt.

Ignimbritfragmente sind spärlich vorhanden und sind durch Scher-bengefüge oder durch Pseudosphärolithe gekennzeichnet.

Vulkanitfragmente, die eine Sammelkristallisation erfahren habenund durch ein "leopardenfellartiges" Auslöschen charakterisiertsind, finden sich immer wieder.

Klastische Fragmente treten gegenüber den Vulkanitfragmentenstark zurück. Man kann sandig-siltige Typen und Tongesteinfrag-mente unterscheiden.

Tektonitfragmente sind überaus selten. Sehr bemerkenswert istjedoch ein großes mylonitisiertes Amphibolitbruchstück mit neugesproßter Hornblende.

Detritäre Glimmer: Diese kommen in nur verschwindendem Umfangvor (ca. 0,5%), wobei es sich ausschließlich um Hellglimmerhandelt. Es dürften gebleichte Biotite überwiegen, die biswei-lenfeinste Einlagerungen von Erzkörnchen führen.

Schwerminerale: Insgesamt ist die Serie der weißen Hangendquar-zite in qualitativer und quantitativer Hinsicht arm an Schwer-mineralen. Es überwiegen, opake Schwerminerale, wobei Hämatit-körner zahlreicher vertreten sind als Leukoxene. Mit großemAbstand folgen dann Rutile, Turmaline und Zirkone. Bei denTurmalinen dominieren olivgrüne Varietäten. Apatite konnten nurin einem Fall festgestellt werden, wo sie bisweilen durch sekun-däre Anwachssäume aus Apatit gekennzeichnet sind.

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Zusammenfassend kann man das Schwermineralspektrum als sehrreif bezeichnen.

Das Bindemittel: Die weißen Quarzite werden ganz überwiegenddurch sekundär ausgefällte Kieselsäure zementiert, und zwar inForm von Porenzement. Häufig befinden sich zwischen den detri-tischen Körpern und dem Zement noch einige Hellglimmerschüpp-chen. Der Anteil an SiO2~Zement bewegt sich zwischen 5,4% und18,3%. Hiebei ist aber zu berücksichtigen, daß nicht immer ein-deutig zwischen detritischen Körnern einerseits und Zementandererseits unterschieden werden kann.

Eindeutiger Phyllosilikatzement konnte nur vereinzelt und nurbei Vorhandensein eines etwas größeren Porenraums festgestelltwerden. Diese Art von Zement besteht aus einem nicht mehr auf-lösbaren, schuppig struierten, homogenen Hellglimmeraggregat,dessen authigene Entstehung durch eine Mikroschichtung hin-länglich, bewiesen wird (DICKINSON., 1970: 702).

In geringem Umfang kann das Bindemittel auch aus einem sehrfeinkörnigen, schuppigen Hellglimmeraggregat bestehen. Diesesist in der Regel farblos und weist nur selten eine bräunlicheFarbe auf. Ob es sich hiebei um Ortho- oder um Epimatrix han- .delt, läßt sich nicht mit letzter Sicherheit entscheiden. NachDICKINSON (1970: 702) ist bei einer guten Sortierung eher anEpimatrix zu denken.

2'. 4 . Diagenese

Das wohl signifikanteste Ergebnis der Diagenese bei der Serieder weißen Hangendquarzite besteht in der Zementation des Detri-tus durch sekundäre Kieselsäure, die sich mit den detritischenQuarzkörnern in optischer Kontinuität befindet. Erst durchdiese Si02~Zementation wurde aus dem ehemaligen Quarzsand einechter Quarzit mit dem typischen mosaikartigen Gefüge.

Es sei in diesem Zusammenhang noch erwähnt, daß bei Vorliegeneiner durch Korngrößenunterschiede hervorgerufenen Feinschich-tung die gröberen Lagen dicht zementiert sind, während diefeinerkörnigen Partien eher matrixreich sind. Dies könnte viel-leicht damit erklärt werden, daß bei den gröberen Lagen, zuderen Transport ja relativ stärkere Transportagentien erforder-lich waren, die Matrix weggeführt wurde und somit ein freierPorenraum für eine spätere Zementation zur Verfügung gestandenwäre, wo keine glimmerig-tonige Matrix die Quarzabscheidungerschwerte (siehe hiezu v. ENGELHARDT, 1973: 261). Bei denfeinerkörnigen Partien müßten konsequenterweise die gegenteili-gen Verhältnisse angenommen werden. Die Intensität der Zemen-tation wäre somit in gewissem Sinn abhängig von der Korngröße.

Über die Herkunft der sekundären Kieselsäure lassen sich mitVorbehalt folgende Angaben machen: aufgrund der häufig vor-kommenden langen und konkav-konvexen Kornkontakte und der etwasweniger oft zu beobachtenden schwach suturierten Kontakte, wobeies sich um Drucklösungsphänomene handelt, dürfte durch inter-granulare Drucklösung mobilisierte Kieselsäure für die Zemen-tation sicher eine gewisse Rolle gespielt haben. Die an denKontaktbereichen immer wieder auftretenden Hellglimmerschüppchen

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würden nach Ansicht verschiedener Autoren die Drucklösung nochverstärken, wahrscheinlich deshalb, weil an solchen Kontaktendie Abdiffusion des Gelösten weniger stark gehemmt wird als andirekten Quarz-zu-Quarz-Kontakten. SIBLEY & BLATT (1976) gebeneine relativ einfache Methode an, mittels welcher derjenigeZementanteil berechnet werden kann, der auf intergranulareDrucklösung zurückzuführen ist. Eine solche Berechnung kannjedoch nur dann durchgeführt werden, wenn es möglich ist, ein-deutig zwischen Zement und detritischen Körnern zu unterschei-den. Zu diesem Zweck sind Verfahren der Kathoden-Lumineszenz-Petrographie sehr dienlich. Bei einigen ausgewählten Probenkonnten nun auch ohne Luminoscop einwandfrei detritische Kör-ner und authigener SiO2~Zement erfaßt bzw. voneinander unter-schieden werden. Die betreffenden Proben setzen sich im Durch-schnitt aus 83% detritischen Körnern und 17% authigenem Zementzusammen. Die sehr spärlich vorhandene Matrix wurde vernachläs-sigt. Die "Minus-Zement-Porosität" beträgt somit ca. 17%. MitHilfe der von den oben angeführten Autoren konstruierten Kurvewurde ein maximaler Drucklösungsbetrag an den Kornkontaktenvon ca. 6,6% ermittelt. Unter der Annahme, daß das ganze gelös-te Material wieder als Zement ausgefällt worden ist, wären ca.3 8% des gesamten Zements von einer stattgefundenen Drucklösungabzuleiten.

Die oben durchgeführte Rechnung ist mit verschiedenen Unsicher-heitsfaktoren behaftet bzw. sind SIBLEY & BLATT (1976) beiErstellung ihrer Kurve von idealen Voraussetzungen ausgegangen(z.B.. orthorhombische Packung). Deshalb soll das obige Ergebnisauch lediglich als grober Näherungswert verstanden werden. Dietatsächlichen Werte dürften eher niedriger liegen.

Da also intergranulare Drucklösungsprozesse maximal ca. .38% desSiC»2-Zements geliefert haben können, ist auch an eine Präzipi-tation der sekundären Kieselsäure aus zirkulierenden übersättigten Porenwässern zu denken. Als Quelle der gelösten Kieselsäurebieten sich vornehmlich folgende Möglichkeiten an: da Vülkanit-fragmente einen nennenswerten Anteil am Aufbau der Quarzitehaben, könnte eine Desilifizierung dieser Vulkanitbruchstückegeliefert haben. Als eine weitere mögliche Kieselsäurequellewären diejenigen Tonschiefer zu betrachten, welche sich imHangenden der weißen Quarzite befinden. Nach SIEVER (1962) undTOWE (1962) kann nämlich SiO2 auch aus der Diagenese von Tonenstammen. Allerdings wäre lediglich die Obergrenze der Quarzitevon einer solcherart abgeleiteten Si02~Zementation betroffen,da die Tonschiefer eher geringmächtig sind.

Über die mechanischen Veränderungen, von denen die Quarzite imVerlauf dieser Diagenese betroffen wurden, können nur wenig.Angaben gemacht werden: nach MAXWELL (1964: 708) haben reineund relativ gut sortierte Quarzsandsteine die höchsten Anfangs-porositäten und tendieren auch dazu, während der Einbettungeine größere Porosität beizubehalten, als dies bei weniger gutsortierten Sanden der Fall ist, welche reichlich Matrix enthal-ten und mineralogisch bunt zusammengesetzt sind. Nach SIBLEY &BLATT (1976) ist bei gut sortierten, leicht kompaktierten,mittelkörnigen Sanden mit einer Porosität von 40 ± 3% zu rech-

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nen. Diese anfängliche Porosität wird durch Kompaktion, Druck-lösung und Zementation herabgesetzt. Bei den untersuchten Pro-ben schwankt der Anteil an Bindemittel zwischen 14% und 24%(= "Minus-Zement-Porosität"). Somit hätten Kompaktion und Druck-lösung einen Porositätsverlust von 35% bis 60% bewirkt. Auchdieser Wert soll lediglich als grober Näherungswert verstandenwerden.

Andere Auswirkungen der mechanischen Diagenese, welche jedochselten zu beobachten sind, bestehen in klastischen und proto-klastischen Erscheinungen an Quarzkörnern und in der Verformungmancher lithischer Fragmente.

2.5. Ergebnis und Interpretation

Aus den petrographischen Untersuchungen geht hervor, daß dieoben beschriebenen klastischen Gesteine keinesfalls allen Anfor-derungen entsprechen, welche definitionsgemäß von Orthoquarzitenverlangt werden. Das reichliche Auftreten von polykristallinenQuarzen und insbesondere auch das relativ häufige Vorkommen vonlithischen Fragmenten verbieten es, die vorliegenden Gesteineals "Orthoquarzite" zu bezeichnen. Nach PETTIJOHN (1975: 232)handelt es sich um Protoquarzite oder Sublitharenite. UnterBerücksichtigung des bereits im Gelände anfallenden "quarziti-schen" Habitus scheint es sinnvoll und angebracht, dem Terminus"Protoquarzit" den Vorzug zu geben.

Aufgrund der nur in eher spärlichem Ausmaß vorliegenden geolo-gisch-petrographischen Daten - besonders seien die beschränktenAufschlußverhältnisse erwähnt - ist es kaum möglich, eine allenFragen in erschöpfender Weise gerecht werdende Rekonstruktionder paläogeographischen Verhältnisse durchzuführen.. Deshalbsollen die nachfolgenden Ausführungen als ein vorläufiges, nochmodifizierbares Denkmodell verstanden werden.Quarzite im allgemeinen nehmen unter allen Sandsteinen wegenihrer hohen texturellen und mineralogischen Reife 'eine Sonder-stellung ein. Übereinstimmend wird angenommen, daß ihre Bildungund Ablagerung in engem Konnex mit Kratonen steht. Nach KRYNINE(1948: 152) ist das Vorkommen quarzitischer Sande an ein Ruhe-stadium, d.h. Verebnung und Fastverebnung im diastrophischenZyklus gebunden (= erstes Stadium eines diastrophischen Zyklusi.S. von KRYNINE). Die von Kratonen abstammenden Sande werdenin seichtem Wasser abgelagert, meist in fluviatilen, litoralenund neritischen Milieus (PETTIJOHN et al., 1972: 550). Auchsoll jeder Quarzit eine äolische Episode mitgemacht haben(KUENEN, 1960). Von den oben angeführten Bedingungen, welchefür die Bildung quarzitischer Sande notwendig sind, ausgehendund unter Berücksichtigung der eigenen geologisch-petrographi-schen Daten soll nun eine Interpretation der vorliegenden Proto-quarzite versucht werden: hiebei müssen unseren Überlegungenfolgende Tatsachen zugrunde gelegt werden: 1) Die-Liefergesteineder Protoquarzite unterscheiden sich nicht grundsätzlich vondenjenigen der Rotserien. Es müssen also besondere Mechanismenauf den Detritus eingewirkt haben, welche zur Eliminierung derinstabilen Komponenten führten und ein mineralogisch reifesSediment produzierten. 2) Die Protoquarzite sind texturell meist

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reif. Auch hier müssen spezielle Prozesse angenommen werden,welche diesen Reifegrad verursachten.

In Bezug auf Punkt 1 lassen sich relativ sichere Angaben überdas Liefergebiet machen: Es handelt sich um das schon sehrreliefarme variszische Gebirge, welches wahrscheinlich von Ver-werfungen durchzogen war. Das dominierende Liefergestein warein Kristallinkomplex, von welchem die polykristallinen Quarze,die Tektonitfragmente und der Großteil der monokristallinenQuarze abstammen. Füe einen Kristallinkomplex spricht nebenden Tektonitfragmenten auch der hohe Anteil an polykristallinenQuarzen im Verhältnis zum totalen Quarzgehalt (PETTIJOHN et al.,1972: 300). Ausgedehnte Porphyr- und Ignimbriteinheiten liefer-ten die Vulkanitfragmente und einen geringen Teil der mono-kristallinen Quarze. Klastische Liefergesteine dürften einenur untergeordnete Rolle gespielt haben.

Das äußerst spärliche Vorkommen bzw. gänzliche Fehlen von' Feld-späten, die im ursprünglichen Detritus vorhanden gewesen seinmüssen (Kristallinkomplex, Porphyreinheiten!) kann wohl in ersterLinie durch lang andauernde Einwirkung chemischer Verwitterungs-prozesse erklärt werden, was ja bei dem von KRYNINE postulier-ten Verebnungsstadium (tektonische Stabilität) der Fall gewesensein dürfte. Es ist aber auch eine Reduzierung bzw. Eliminierungdes Feldspatgehalts durch Transportbeanspruchung in Betracht zuziehen. Hiebei ist aber weniger an einen Flußtransport zu den^ken, da bei der reliefarmen Topographie nur Flüsse ohne großesGefälle vorhanden gewesen sein können, welche im allgemeinennicht oder nur wenig durch mechanische Abrasion modifizierendauf den Mineralbestand einwirken (SHUKIS & ETHRIDGE, 1975: 115;CAMERON & BLATT, 1971: 565). Viel eher kommen litorale Bedin-gungen in Betracht.

Im Gegensatz zu den instabilen Feldspäten dürften sich die Vul-kanitf ragmente durch eine relativ hohe Stabilität auszeichnen,was durch deren verhältnismäßig häufiges Vorkommen in den Proto-quarziten bewiesen wird. Nach CAMERON & BLATT (1971: 572) erfah-ren Rhyolithfragmente im Elk-Creek-River, der die ersten 30 kmein starkes, später ein eher schwaches Gefälle aufweist, währendca. 160 km Flußtransport praktisch keinen durch mechanischeAbrasion oder chemische Verwitterung verursachten Volumsverlust.Diese Angabe weist ebenfalls•auf eine hohe Persistenz felsiti-scher Fragmente hin.

Was den meist guten textureilen Reifegrad der Protoquarzitebetrifft, so soil hier zuerst auf den guten Rundungsgrad dermono- und auch der polykristallinen Quarze eingegangen werden:übereinstimmend wird angenommen, daß eine rein mechanischeAbrasion während des Transports in einem einzigen sedimentärenZyklus nicht ausreicht, um Quarzkörner zuzurunden oder ihreKorngröße zu vermindern (SIEVER, 1962: 139). Hinweise für einenzweiten oder gar für mehrere Sedimentationszyklen konntenjedoch nicht gefunden werden. Ganz im Gegenteil spricht dasVorkommen von lithischen Fragmenten und polykristallinen Quar-zen für nur einen einzigen Sedimentationszyklus (BOGGS, 1968:1326). Als wahrscheinlichste Möglichkeiten, die für den guten

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Rundungsgrad der Quarzite verantwortlich sind, kommen lang an-dauernde Einwirkung der Verwitterung (" soluting rounding ofquartz" i.S.v. CROOK, 1968)*und/oder eine konstante Aufarbei-tung in einem strand- oder küstennahen Milieu in Frage. Zeitentektonischer Ruhe begünstigen eine Stabilisierung der Küsten-systeme, so daß mit lang andauernder Wiederaufarbeitung gerech-net werden kann.. Die Hin- und Herbewegung des Sandes in derBrandungszone hätte zudem zur Eliminierung instabiler Kompo-nenten geführt und weiters auch die gute Sortierung bewirkt(PETTIJOHN et al., 1972: 482).

Zusammenfassend ergibt sich das Bild einer tektonischen Ruhe-zeit, welche ein Verebnungsstadium zur Folge hatte. Auf diesenweiten Flächen erfuhr ein ursprünglich bunt zusammengesetzterDetritus durch Verwitterungseinflüsse weitgehende Modifikatio-nen, so daß schließlich eine Art textureil unreifer "Residual-Protoquarzit" entstand. In der Folge gelangte das Sediment inden Einflußbereich litoraler Prozesse, welche es weiter zurun-deten und sortierten, so daß als Endprodukt ein textureil undauch mineralogisch reifer "protoquarzitischer" Sand gebildetwurde.

3. Die vererzten Arkosen

3.1. Das Gefüge

Es ist einleitend vorauszuschicken, daß die Beschreibung derGefügeeigenschaften sehr stark durch den Umstand erschwertwird, daß es unmöglich ist, eindeutig zwischen detritischenQuarzkörnern und zwischen SiO2~Zement, der sich mit ihnen inoptischer Kontinuität befindet, zu unterscheiden, da die detri-tischen Quarze keinerlei sie kennzeichnende Säume aufweisen.Aus diesem Grund können keine Angaben über den Offenheitsgraddes Gefüges, über die Art der Korrikontakte zwischen Quarzkör-nern, über ihren Rundungsgrad, ihre Sphärizität und über ihreKorngröße gemacht werden. Man ist deshalb gezwungen, sich aufdie Beschreibung der folgenden Gefügeeigenschaften zu beschrän-ken:

Im Dünnschliffbereich sind die vererzten Arkosen in der Regelungeschichtet und weisen nur in den seltensten Fällen einenicht sehr deutliche Schichtung auf, die ihren Ausdruck ineinem lagenweisen vermehrten Auftreten von Glimmerblättchenfindet.Ortsweise werden die vererzten Arkosen von sich kreuzendenKlüftchen durchzogen, die durch Malachit oder durch andere miteiner gelben Eigenfarbe versehene sekundäre Kupferminerale oderauch durch Karbonat verheilt- sein können.Die Kornbindungsart kann immer als mittelbar typisiert werden.Was die Orientierung der detritischen Komponenten betrifft, soist dieselbe nie sehr deutlich ausgeprägt und kann teilweiseauch fehlen.

Die vererzten Arkosen weisen keinerlei Porosität auf, sondern

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die detritischen Körner sind dicht durch Zement miteinanderverkittet.

Bezüglich der Sphärizität und der Angularität sind aus den obenangeführten Gründen nur Aussagen bei den Feldspäten möglich:diese sind überwiegend anisometrisch und besitzen nicht seltenTafelform, was unter Umständen auf ein Zerbrechen entlang derHauptspaltbarkeit während des Transports zurückgehen könnte.Der Rundungsgrad der Feldspatkörner ist meistens als angularzu klassifizieren. Daneben treten jedoch in geringeren Mengenauch subangulare bis subrunde Individuen auf.

Die vererzten Arkosen sind mehr oder weniger gleichkörnig bzw.sind sie gut bis seltener sehr gut sortiert. Ausnahmsweise kannallerdings auch eine sehr schlechte Sortierung vorliegen, welchedurch das Vorhandensein lithischer Fragmente von Feinstkiesgrößeverursacht wird.

Bei den vererzten Arkosen handelt es sich um feinkörnige Sand-steine, deren textureller Reifegrad als reif einzustufen ist.

3.2. Der Mineralbestand

Quarz und seine Varietäten: Haupt- und sehr wahrscheinlich auchgerüstbildendes Mineral ist monokristalliner Quarz, dessenAnteil am Gesamtmineralbestand sich zwischen 38,4% und 48,9%bewegt. Die monokristallinen Quarze weisen nur wenig Merkmaleauf, die geeignet wären, sie näher zu charakterisieren. Waszum Beispiel das Verhältnis von normal auslöschenden zu undu-lösen Quarzen betrifft, so läßt sich diesbezüglich folgenderTrend ablesen: während einerseits in denjenigen Dünnschliffen,die reichlich von Klüftchen durchsetzt sind, insgesamt inten-sivere Deformationsstrukturen vorherrschen (stärkere Undulosi-tät, segmentierte Undulosität, bisweilen auch "new crystals",ortsweise auch von Sprüngen durchzogene Quarzindividuen), soüberwiegen andererseits bei denjenigen Schliffen, die keineoder nur wenig Klüftchen aufweisen, normal auslöschende oder,nur schwach undulóse Quarze.

Die Quarze sind ansonsten durchwegs farblos und besitzen prak-tisch keine Einschlüsse. Ab und zu finden sich Quarzkörner, andenen noch etwas felsitische Grundmasse anhaftet, womit ihrevulkanische Abstammung eindeutig bewiesen ist.

Polykristalline Quarze spielen am Aufbau der vererzten Arkoseneine nur untergeordnete Rolle (3,O%-5,8%). Es handelt sichimmer um intern feinkörnige, annähernd gleichkörnige Typen mitbogenförmigen bis leicht suturierten Korngrenzen.

Die Feldspäte: Ihr Anteil am Gesamtmineralbestand schwankt zwi-schen 17,2% und 28,7%. Die Feldspäte werden zur Hauptsache durchOrthoklase und Schachbrettalbite vertreten. Plagioklase undMikrokline sind hingegen nur selten anzutreffen.Es muß allgemein noch hervorgehoben werden, daß das Verhältniszwischen Orthoklasen und Schachbrettalbiten auffallend .großenSchwankungen unterworfen ist: während ortsweise jeweils etwagleiche Mengen an Orthoklasen und Schachbrettalbiten festge-stellt werden konnten, dominieren anderweitig deutlichst Ortho-

195

. < •

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ftE}AQ.

Abb. 2: vererzte Schachbrettalbite und Orthoklase

196

klase und der Anteil an Schachbrettalbiten geht überaus starkzurück. Weiters ist anzumerken, daß in denjenigen Dünnschliffen,die einen hohen Prozentsatz an Orthoklasen aufweisen bzw. einenentsprechend niedrigen an Schachbrettalbiten, die Feldspatindivi-duen in der Regel authigene Feldspatanwachssäume aufweisen.Hingegen ist das Phänomen der authigenen Feldspatanwachssäumein Schliffen, wo etwa gleich viel Orthoklase und Schachbrett-albite auftreten, nur schwach ausgeprägt.

Die Orthoklase selbst sind überwiegend frisch erhalten geblie-ben und weisen nur selten "Serizitisierungs"- oder Karbonati-sierungserscheinungen auf, die aber immer sehr geringfügigerNatur sind. Bisweilen sind die Orthoklase auch durch erdig-feinschuppige farblose Zersetzungsprodukte charakterisiert. AnInterpositionen treten Apatite, Rutile, Erzkörner (teilweiseeindeutig als Kupferkies und Kupferglanz identifizierbar) undhaarförmige Einschlüsse auf. Ab und zu sind die Orthoklaseperthitisiert.

Die Schachbrettalbite sind nur selten frisch. Sie weisen die-selben Zersetzungsprodukte auf wie die Orthoklase, nur mit'demUnterschied, daß erdig-feinschuppige Zersetzungsprodukte wesent-lich häufiger sind und auch größere Bereiche des Korns erfassen,als es bei den Orthoklasen der Fall ist. Ein sehr wichtigesCharakteristikum der Schachbrettalbite besteht darin, daß sieganz überwiegend und meist reichlich aus Kupferkies und Kupfer-glanz gebildeten Malachit führen (Abb. 2).

Die lithischen Fragmente: Am Aufbau der vererzten Arkosen sindGesteinsbruchstücke mit 1,7% bis 11% beteiligt, wobei Vulkanit-fragmente deutlichst überwiegen und in-den meisten der bearbei-teten Dünnschliffe die einzigen Gesteinsbruchstücke überhaupt dar-stellen, wogegen klastische und Tektonitfragmentte äußerst sel-ten und nur ortsweise anzutreffen sind.

Die Vulkanitfragmente werden zur Hauptsache durch zwei Typenvertreten, die durch Übergänge miteinander verbunden sind. DerHauptunterschied zwischen diesen beiden Typen besteht darin,daß der geringere Teil der Vulkanitfragmente durch das Vorhan-densein von Opaziten charakterisiert ist, während der überwie-gende Teil der Vulkanitfragmente keine opaken Körner führt. An-sonsten sind die Vulkanitfragmente durch die folgenden gemein-samen Merkmale charakterisiert: die Grundmasse ist stets fel-sitischer Natur, weist Aggregatpolarisation auf und ist in derRegel nicht verglimmert. Ortsweise können aber zahlreich voll-ständig verglimmerte Vulkanitfragmente auftreten. Einsprengun-ge sind nur ganz selten vorhanden und werden durch kleineQuarzphänokristalle vertreten. An Akzessorien, die insgesamtnur in spärlichsten Mengen angetroffen werden, sind Leukoxen,leukoxenisierte Rutile, die schon erwähnten Erzkörner undgebleichte Biotite zu nennen. Von großer Bedeutung ist die Tat-sache, daß die Vulkanitbruchstücke bisweilen sekundäre Kupfer-erze führen.

Scherben- oder Fluidalgefüge konnten nicht festgestellt werden.Möglicherweise fehlen derartige Gefüge überhaupt, oder siesind - falls vorhanden - wegen der Kleinheit der Fragmente gar

197

•nicht genügend ausgeprägt, um noch identifiziert werden zu kön-nen (siehe .BOGGS, 1968: 1332).

Die klastischen Fragmente werden durch Tongesteinsbruchstückerepräsentiert und die Tektonitfragmente durch Myrmekite.

Detritische Glimmer: Diese sind am Aufbau des klastischen Mi*ne-ralbestands mit 0,7% bis 2,7% beteiligt. Die Glimmer werden aus-schließlich durch Hellglimmer vertreten, wobei gebleichte Bio-tite deutlich vorherrschen, während Muscovite in nur spärlichenMengen vorhanden sind». Die gebleichten Biotite führen seltenUnterpositionen, die durch Leukoxen, Rutil (teilweise Andeutungvon Sagenitgittern) und ganz vereinzelt auch durch Kupferkiesoder Kupferglanz repräsentiert werden. Bisweilen weisen diegebleichten Biotite auch Quarzverfüllungen auf. Ganz seltenkönnen die Biotite chloritisiert sein.

Die Schwermineralien: Die vererzten Arkosen führen auffallendviele Schwermineralien und weisen ein verhältnismäßig reichesSchwermineralspektrum auf. Nach der Häufigkeit ihres Vorkommenssind zu nennen: Rutile, die immer etwas leukoxenisiert sind,dann Apatite, Leukoxene selbst, Turmaline, opake Körner undZ.irkone. Bei den opaken Körnern handelt es sich fast ausschließ-lich um Kupferkies und Kupferglanz in etwas Pyrit. Ortsweisekönnen die opaken Körner den Hauptanteil der Schwermineralienausmachen, wobei dann die anderen Schwermineralien mengenmäßigstark zurücktreten.

Das Bindemittel: Die detritischen Körner der vererzten Arkosenwerden ausschließlich durch Zement miteinander verkittet, wobeies sich um sehr verschiedene Zementationsmineralien handelt,deren Anteil am Gesamtmineralbestand sich zwischen 1.0 und 20%(geschätzte Werte, da es sehr schwierig ist, zwischen detriti-schen Quarzen und sekundär ausgefällter Kieselsäure zu unter-scheiden) .

Zum größten Teil werden die detritischen Komponenten durchSiOp-Zement miteinander verbunden, der sich in optischer Konti-nuität mit den detritischen Quarzkörnern befindet. Ortsweisefinden auch Feldspatanwachssäume eine nicht unbedeutende Rolleals Zementationsmineralien.

Bisweilen befinden sich auch Malachit oder andere sekundäreKupferminerale in den Interstitien und fungieren somit ebenfallsals Zement. In seltenen Fällen wird auch Karbonat als Zementa-tionsmineral angetroffen.

Malachit: Sein Anteil am Gesamtmineralbestand schwankt zwischen0% und 11,3%. Er kann in folgender Art und Weise auftreten:a) als Kluftausfüllung,b) im Porenraum.oder entlang von Korngrenzen,c) als Verdrängungsprodukt in Feldspäten (besonders Schachbrett-

albite),d) als zarter Saum um Körner von Kupferkies.

Der Malachit kann verschieden struiert sein: bald handelt essich um dicht erscheinende, strukturlose Aggregate, bald wiederfinden sich radialfaserige Aggregate und bisweilen sind auch"GlaskopfStrukturen" anzutreffen.

198

3.3. Diagenese

Das wohl wichtigste und augenscheinlichste Ergebnis diageneti-scher Prozesse bei den vererzten Arkosen besteht in der voll-ständigen Ausfüllung des Porenraums durch die oben erwähntenZementationsminerale. Aufgrund des Gefügeverbands wurde dienachstehende Reihenfolge der Zementabscheidungen ermittelt:als erste Ausscheidung sind die authigenen Feldspatanwachssäumean detritischen Feldspatkörnern zu betrachten. Erst in einerspäteren Phase erfolgte dann die Ausfällung des SiCU-Zements.Die Bildung von Malachit- und Karbonatzement ging erst vielspäter (nach der Lithifikation) vonstatten und steht in engemZusammenhang mit der Entstehung von Klüftchen und dem Eindrin-gen von Verwitterungsagentien.

3. 4. Bemerkungen zur Nomenklatur

Nach PETTIJOHN, POTTER & SIEVER (1972) besteht in der Litera-tur keine Einstimmigkeit darüber, wie hoch der Prozentsatz andetritischen Feldspäten sein muß, damit ein Sandstein alsArkose klassifiziert werden kann. Als Klassifikationsgrundlagenehmen diese Autoren die 25%-Grenze an, an die wir uns ebenfallshalten.

Somit handelt es sich bei den vorliegenden Sandsteinen um Arko-sen bis Subarkosen. Der Einfachheit halber und da die Vererzungein wesentliches Kriterium darstellt, wurden die oben beschrie-benen Sandsteine als "vererzte Arkosen" bezeichnet.

Es soll abschließend noch darauf hingewiesen werden, daß unserevererzten Arkosen u.a. wegen ihrer Feinkörnigkeit, dem gerin-gen Anteil an polykristallinen Quarzen und wegen ihrer gutenbis sehr guten Sortierung keine sehr typischen Arkosen dar-stellen.

3.5. Ergebnis und Interpretation

Unseren Überlegungen ist die^ Tatsache zugrunde zu legen, daßsich die vererzten Arkosen eindeutig im Verband mit den weißenHangendquarziten befinden und in nächster Nachbarschaft mit denReichenhaller Rauhwacken stehen. Sowohl die Hangendquarzite alsauch die Reichenhaller Rauhwacken sind marine Ablagerungen.

Die vererzten Arkosen unterscheiden sich von den Hangendquar-ziten naturgemäß durch den hohen Feldspatanteil und zudem durchdas Vorhandensein einer Vererzung, worauf im folgenden eingegan-gen werden soll:

Das reichliche Auftreten von Feldspäten in Arkosen wurde früher•durch extreme klimatische Bedingungen (heiß arid bzw. sehr kalt)erklärt, welche Zersetzungsprozesse an den Feldspäten verhinderthätten. Heute neigt man eher zur Ansicht, daß die Feldspatzer-setzung nicht nur ein hiefür geeignetes Klima,•sondern auch einentsprechend langes Einwirken der Verwitterungsagentien erfor-dert. Nur eine durch ein hohes Relief bedingte forcierteErosion und eine rasche Einsedimentation der Feldspäte könnenZersetzuhgprozesse an den Feldspäten verhindern und gewährlei-

199

sten somit einen hohen Prozentsatz an Feldspäten in den Sand-steinen (PETTIJOHN, 1975: 218).

Da es als gesichert gelten kann, daß zur Bildungszeit der ver-erzten Arkosen ein Stadium der Verebnung oder Fastverebnungerreicht war, ist eine durch hohes Relief verursachte schnelleErosion und rasche Einbettung der Feldspäte eher auszuschließen.Als wahrscheinlicher kann angenommen werden, daß die Feldspäteaufgrund eines kurzen Transportwegs nur unwesentlich den Ver-witterungsprozessen ausgesetzt waren. Das bedeutet mit anderenWorten, daß die Feldspäte der vererzten Arkosen sehr lokalerAbstammung sind. Die gute Sortierung dürfte wohl auf entspre-chende Prozesse im Küstenbereich zurückzuführen sein. Als Lie-fergebiet der vererzten Arkosen kommen in erster Linie vererzteVulkanite in Frage, welche dem Sediment auch die Schachbrett-albite und einen Teil der Orthoklase beisteuerten, weiterseinen Teil der monokristallinen Quarze und die Vulkanitfragmen-te selbst. Erst in zweiter Linie kommt ein metamorphes Liefer-gebiet in Betracht, von dem die polykristallinen Quarze, einTeil der Feldspäte (mit Ausnahme der Schachbrettalbite) und dieMyrmekite bezogen wurden.

Hinweise, daß eine sedimentäre Einheit als Liefergestein inBetracht zu ziehen wäre, konnten nicht gefunden werden.

Wie einleitend zu diesem Abschnitt festgestellt worden ist, sinddie vererzten Arkosen aufgrund ihrer Position, d.h. im höherenTeil der Hangendquarzitserie bzw. wenig unterhalb der Basis derReichenhaller Rauhwacken sehr wahrscheinlich als marine Ablage-rungen zu betrachten. Die Annahme einer marinen Bildung läßtsich wie folgt noch mehr erhärten. PETTIJOHN, POTTER & SIEVER(197 2: 494) geben sehr detailliert charakteristische Merkmalefür marine Schelfsande an, wobei chemisch ausgefällter Zement,authigene Feldspatanwachssäume und gute bis sehr gute Sortie-rung als Charakteristika überraschend gut mit den textureilenund mineralogischen Eigenschaften der vererzten Arkosen über-einstimmen. Was die geometrischen Formen dieser kratonischenSchelfsande betrifft, so sind diese sehr variabel und reichenvon kleinen, lokal linsenförmigen bis hin zu weit ausgedehntenflächenhaften Sandkörpern. T>a die Aufschlußverhältnisse dervererzten Arkosen relativ schlecht sind, könneji schwerlichRückschlüsse auf ihre geometrische Form gezogen werden. Obwohlauch die geometrische Form mit eine Bedeutung hat, diese auf-grund der schlechten Aufschlußverhältnisse nicht rekonstruier-bar ist, soll trotzdem folgende Sedimentationsmodell zur Diskus-sion gestellt werden: bei den vererzten Arkosen handelt es sichum lokal linsenartige Sandsteinkörper, die den Hangendquarziten(Sedimente des flachen Schelfs) zwischengeschaltet sind, und dortsehr wahrscheinlich Rinnensedimente ("channel fill sandstones")darstellen. Ihre von den Quarziten stark abweichende mineralogi-sche Zusammensetzung (hoher Feldspatgehalt, Vererzung) dürftesowohl auf ein nahe gelegenes Liefergebiet (eventuell sogarErosion strandnaher Bereiche durch Gezeitenströmungen) als* auchauf spezielle Bedingungen im Ablagerungsbereich zurückzuführensein.

200

4. Vererzung und Genese der Erzmineralisation

Abschließend soll noch kurz auf die Vererzung eingegangen wer-den. Es handelt sich hiebei um eine intraskythische, lokale,stratiforme Mineralisation exogen-sedimentärer Natur. DieMetallanreicherung der vererzten Arkosen besitzt eine eindeuti-ge Abhängigkeit von der lithologisch-paläogeographischen Situ-ation, und 7.via.r insofern, als wir es hier mit Aufarbeitungs-produkten disseminierter Cu-Erze zu tun haben, die an Vulkanitepermischen Alters gebunden sind.Bei der Vererzung handelt es sich, wie schon gesagt, um einemechanisch-sedimentäre Kupferkiesmineralisation. Das Resistatbesteht neben Quarz, Feldspat, Glimmer, teilweise noch erhal-ten gebliebenem Quarzporphyrschutt aus Kupferkieskörnern unter-schiedlicher Gestalt und Größe (meist unter 1 mm), häufigfein verteiltem idiomorphem Pyrit und den Alterationsproduktendieser Minerale, also Kupferglanz, Malachit,. Azurit, Goethitusw. (s. Fototafel ) . Kleinere Kupferkieskörner sind völlig indie Sekundärminerale umgesetzt worden, bei den größeren bleibendie Kiese inmitten von Goethiträumen, etwa in Form der "gepan-zerten Relikte" erhalten.

Diese detritären Erze-Erzpsammite unterscheiden sich grundle-gend von den chemisch-sedimentären der Art, wie sie im GrödenerSandstein, beispielsweise im Oboinig- und im Harieschgraben beiEisenkappel in Südärnten auftreten (E. KRAJ,ICEK 1940; O.M.FRIEDRICH, 1953, 1956, 1968; J.G. HADITSCH & H. MOSTLER, 1974).Diese chemisch-sedimentären Mineralisationen, welche durchausals"Sanderze" zu bezeichnen sind, stellen Imprägnationen vonKupferkies, Kupferglanz und Bornit dar. Die Erzminerale füllenbei diesem Typ die Zwickel, wogegen im Montafon der Kupferkiesals Lithoklast abgelagert wurde. Die Füllung intergranularerPoren und jüngerer Rupturen und eine geringfügige Verdrängungdes Altbestands geschahen hier erst während der Zementations-und Oxydationsphase.

Auch aus der Metallisation bzw. aus dem charakteristischen Cu/Mo/Au-Verhältnis geht der Zusammenhang zwischen dem Erzpsammitund den disseminierten Erzen des Quarzporphyrs hervor.

Die Analyse einer Probe, die wir dem Forschungszentrum derVÖEST-Alpine AG. (Leoben) verdanken, erbrachte den Nachweis von0,248% Cu und <0,004% Mo, eine weitere, die durch die FirmaFren (Leoben) vorgenommen wurde, zeigte 1340 ppm Cu, 230 ppmMo und 1,7 ppm Au.

Um bessere Vergleichsmöglichkeiten zu erhalten, wurde eine Reihe •von Pickproben (durch die Firma Fren) chemisch untersucht. DerDer Aufschluß für die Cu-, Mo- und Au-Bestimmung geschah mit-tels HCI-HNO3- bzw. HNO3-H2SO4- bzw. HC1-, HNO3- und MIBK-Extraktion. Die Analyse selbst erfolgte mit Hilfe der AAS(Beckman 1248 mit CNA-Zusatz), wobei die 324,7 nm-, 313,3 nm-und 242,8 nm-Linien verwendet wurden.

Die Analysen und das aus ihnen berechnete Cu/Mo/Au-Verhältniswerden in der Tabelle und im Diagramm wiedergegeben. Aus denerwähnten Darstellungen'kann man bei allem Vorbehalt, der ange-

201

Cuo oberer

A mittlerer Quarzporphyr

o unterer

• Quarzporphyrgang

* Arkose

Mo x10 50 Au x10

sichts der wenigen derzeit vorliegenden Analysen .angebracht ist,die relative Kupferarmut der meisten Proben des unteren undoberen Quarzporphyrhorizonts und den relativ hohen Goldgehaltdes Quarzporphyrgangs entnehmen.•• Die Werte für den mittlerenQuarzporphyrhorizont liegen mit zwei Ausnahmen im Bereichhöherer Cu- und/oder Mo-Konzentrationen. Lediglich eine Probevom Verspeller (K33) und eine aus dem Rellsbachtal zeigen gegen-über Mo und Cu höhere Gehalte an Au. Bei der Probe K33 könntedie Goldanreicherung auf eine in Bezug auf den betreffendenQuarzporphyrhorizont postgenetische Mobilisation bzw. auf einetektonisch und/oder hydrothermal kontrollierte Separation desGoldes zurückgehen. Anzeichen für derartige Vorgänge gibt es(H. ANGERER et al., 1976: 50).

Generell fallen die hohen Goldgehalte der: untersuchten Probenauf. Darauf und auf die Stellung der goldführenden Quarzporphyrein Bezug auf andere Goldvorkommen der Ostalpen wird in einereigenen Arbeit (J.G. HADITSCH & H. MOSTLER, 1978) eingegangenwerden. Hier sei nur festgestellt, daß die vererzten Quarzpor-phyre des Montafon (und deren Abkömmling, die mechanisch-sedi-mentäre Vererzung, E Voralpe Vilifau und Gipsköpf1) dem Cu-Au-Typ St.E. KESLERs (1973) zugerechnet werden müssen.

Der Erzpsammit zeigt, wie dies vor allem aus dem Diagramm her-vorgeht, hinsichtlich des Metallverhältnisses eine gute Über-

202

einstimmung mit den mittleren Quarzporphyrlagen (Ignimbrite)vom Sacktobel, vom Bereich nördlich der Kote 2314 (Freschlua-kopf) und vom Rellsbachtal. Auch eine Probe vom Verspeller(K38)zeigt ein ähnliches Cu/Mo/Au-Verhältnis. Dies kann miteiniger Berechtigung als Hinweis auf die Herkunft des Erzdetri-tus aus dem mittleren Quarzporphyrhorizont angesehen werden.

Als Metallieferanten scheiden die vererzten Ignimbrite aus, dadiese keine so großen Schachbrettalbite führen, die ja für dievererzten Arkosen charakteristisch sind. Vielmehr kommt einTyp eines Quarzporphyrs in Frage, der sich mit den Ignimbritenverzahnt und sich durch erdig-feinschuppige Zersetzungsproduktebzw. relativ große Schachbrettalbite auszeichnet. Die Tatsache,daß die Sachbrettalbite fleckenweise durch Kupferkies ersetztsind, spricht für eine ursprünglich disseminierte Imprägnationbzw. Verdrängung.

203

Stratigraphische Position

SKYTH

w PiOS W EH 2 13

vererzte Arkosen

oberer

JC Ci o N i-l fO

mittlerer

unterer

Gang

Lokalität

Vilifau

Rellsbachtal

Sacktobel

Freschluakopf

Verspeller

Rellsbachtal

Fuchswald

Rellsbachtal

S Mustergiel-

bachtal

Fuchswald

'Fuchswald

Probe

IX

RT10

hi h2h3h4

h5h5x

h10

h15

ST1

F13

Vid

Vlf

P.c.

K33

K37

K38

K50

exRT8

RT8A

RT23

RT28

BA3 3

RT5

019

021

Re6

•

F49

F50

F51

F53

P1 P2

P4P5

Gehalte (p

Cu

1340 3

77O

55060

3 90

2710

2600

15016

1520 9

1500

730

1 220

77 54

830

435028

1260

145 4 4138 5 4 7

294220 2 4 6 3 4

Mo 230

17070 0

25

150

120

34060

280 050

230 0 0 030

1 10

17060

17040 0 0 25 0

80 0 0 0 0 0

45 50

70 0 0

pm)Au

1,7

2,2

3,4

2,4

2,7

0,9

1,7

3,2

4,8

3,2

1,5

3,0

3,9

5,4

5,0

15,0

12,4

13,5

9,9

13,9

2,6

2,2

4,8

4,5

4,3

7,3

4,1

4,5

5,5

2,5

11,2

21,4

2,9

2,5

2,0

6,7

4,8

Verhältnis

Cu

:

Mo.10 : Au. 1 0

36,64

62.89

0,47

0,17

98,55

1,28

33,51

63,41

3,08

95,82

0

4,18

17,81

74,18

8,01

20,54

78,99

0,47

69,01

30,56

0,43

43,10.

56,37

0,53

28,80

75,19

6,01

0,56

98,32

1,12

99,02

0

0,98

1,67

92,76

5,57

•39,07

59,91

1,02

93,11

0

6,89

96,06

0

3,94

33,92

0

66,08

11,30

62,76

25,94

40,19

53,27

6,54

70,74

27,65

1,61

3,65

78,23

18,12

42,20

56,93

0,87

35,57

70,55

3,88

7,69

0

92,31

8,16

0

91 ,84

4,25

81,70

14,05

9,88

0

90,12

0,59

94,96

4,85

8,16

0

91,84

11,29

0

88,71

53,70

0

46,30

27,27

0

72,73

8,55

0

91,45

0,42

93,55

6,03

5,06

63,29

31,65

0,83

96,42

2,75

4,29

0

95,71

7,69

0

92,31

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Tafelerläuterung

Abbildung 1 Abbildung 23 45 6

Abbildungen 1-4, 6: Vergrößerung 93 xAbbildung 5 : Vergrößerung 37 x

Abb. 1, 2, 4, 6:. Ölimmersion

Der in den Abbildungen 1-6 wiedergegebene Mineralbestand setzt .sich aus Kupferkies, Pyrit (Abb. 1) und Goethit (übb. 2), ausaus dem aus Kupferkies hervorgegangenen Kupferglanz (Abb. 3-6),seltenerem Kupferindig (Abb. 6) und aus Malachit (als Poren-füller, Abb. 3, 5) zusammen. Auch dort, wo die primäre Kupfer-mineralisation schon völlig alteriert vorliegt, blieb der Pyritsehr gut erhalten.

Die Anschliffe lassen manchmal die schon bei H. ANGERER et al.(1976: 36, 42-44) dargestellte Verdrängung voibestandenen Alt-materials (Feldspat, Glasscherben?) durch die Pyrit- und Kupfer-mineralisation undeutlich erkennen (Abb. 1, 3, vielleicht auchAbb. 4).

Da ein nachträglicher, d.h. nach der Sedimentation des erzführen-den Detritus erfolgter Absatz von Kupferkies und Pyrit in denZwickeln zwischen den übrigen Klasten mit guten Gründen ausge-schlossen werden kann, muß es sich bei den- erwähnten Mineralenbzw. auch beim Kupferglanz, Kupferindig usw. in den Intergranu-larporen wohl nur um monomineralisches, detritäres Material,also um reine Erzmineralklasten handeln.

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