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Chinaexkursion 2013
15.September - 03. Oktober 2013
Exkursionsleitung: Prof. Dr. Wolfgang Siebel,
Prof. Dr. Chen Fukun, Dr. Horst Hann
Bericht: Moritz Kreidler (3358063)
Studiengang: Geowissenschaften
erstellt im Herbst 2013
1
Inhaltsverzeichnis:
Deckblatt 1
Inhaltsverzeichnis 2
1. Einleitung 3
1.1 Übersicht über die Reiseroute 3
1.2 Regionale Geologie von China 4
2. Tagesberichte 7
2.1 UHP-Gesteine im Sulu-Gebiet bei Lanshan (19.09.2013) 7
2.2.1 Goldmineralisation von Qibaoshan (20.09.2013) 8
2.2.2 Granit von Wulian (20.09.2013) 9
2.3 Kimberlit von Mengyin (21.09.2013) 10
2.4 Tai Shan (22.09.2013) 11
2.5 Migmatite, Tiantangzhai (24.09.2013) 12
2.6.1 Hornblendit, Daoshichong (25.09.2013) 13
2.6.2 Migmatit, Man Shui He (25.09.2013) 13
2.6.3 Granit, südlich von Man Shui He (25.09.2013) 14
2.6.4 Orthogneis, Quianshan (25.09.2013) 16
2.7 Eklogit in Marmor, Shuanghe (26.09.2013) 16
2.8 Gelbe Berge - Huang Shan (28.09.2013) 17
2.9 Kupferlagerstätten von Tongling (30.09.2013) 19
3. Quellen 20
2
1. Einleitung
1.1 Übersicht über die Reiseroute (siehe Abb. 1):
Datum Programm/Geologie Übernachtung
15.09 Hinflug Stuttgart – Amsterdam – Shanghai
16.09 Ankunft in Shanghai am Nachmittag Shanghai
17.09 Besichtigungen in Shanghai (zur freien Verfügung) Shanghai
18.09 Fahrt in die Shandong; Eklogite bei Lanshan Rizhao
19.09 Goldmineralisation in Quibaoshan, Granite in Wulian Rizhao
20.09 Fahrt nach Tai'an; Kimberlite und Diamanten von Mengyin Tai'an
21.09 Geländeaufenthalt in den Taishan-Bergen; archaischeGneise
Tai'an
22.09 Fahrt nach Hefei; Besichtigung des Konfuzius-Tempels inQufu
Hefei
23.09 Besichtigung des Campus der USTC mit Referaten;Besichtigung eines Markts
Hefei
24.09 Weiterfahrt in den Dabie Shan; Migmatite und Granite beiTiantangzhai
Tiantangzhai
25.09 Fahrt nach Quianshan; Migmatite, Hornblendit; Granit undOrthogneis
Quianshan
26.09 Tianzhushan Geopark; Eklogit in Marmor, Shuanghe Jingdezhen
27.09 Besichtigung des Porzellanmuseums in Jingdezhen;Weiterfahrt nach Huangshan mit Besuch einerEinkaufsstraße
Huangshan(City)
28.09 Fahrt in den Huangshan; Besteigung des Gipfels mitanschließender Besprechung der Geologie
Huangshan(Gipfel)
29.09 Wanderung durch den Huangshan, Besichtigung vonHongcun
Tangkouzhen
30.09 Fahrt nach Hefei; Kupferabbau in Tongling Hefei
01.10 Aufenthalt in Hefei (zur freien Verfügung),Abschlussessen
Hefei
02.10 Fahrt von Hefei nach Shanghai, Heimflug Shanghai –Paris - Stuttgart
3
1.2 Regionale Geologie von China
Die regionale Geologie von China ist sehr komplex, und spiegelt geologische
Entwicklungen seit dem Archaikum wieder. Auf Grund dessen, wird hier auf die
Entwicklung des Nord- und Süd-China-Cratons, deren Kollision und die
anschließende Lithosphärendelamination getrennt eingegangen.
a) Nord-China-Craton (NCC):
Das NCC setzt sich aus archaischem und frühproterozoischem Grundgebirge
zusammen. Diese felsischen Gneise bestehen aus metamorphen Tonalit-
Trondhjemit-Granodiorit-Komplexen (TTG). Überlagert werden sie von
mesoproterozoischen bis känozoischen Gesteinen.
Das NCC bildete sich durch die Akkretion von Mikrokontinenten und einhergehender
4
Abb. 1: Reiseroute ausgehend von Shanghai mit Etappenzielen und Geologie
Entstehung von Grünsteingürteln vor 2,7-2,5Ga im späten Archaikum. Deshalb kann
das NCC in den Yinshan-Block, den Western Block und den Eastern Block unterteilt
werden. Yinshan- und Western-Block sind durch den Kondhalite Belt verbunden, das
Trans-North-China Orogen bildet die Verbindung zum Eastern Block in dem wir uns
aufhielten.
Das archaische Basement des Eastern-Bocks besteht zu 80% aus TTG-Gneisen
welche durch die partielle Aufschmelzung der mafischen Kruste entstanden sind,
ebenso treten Komatiite auf. Die Grünsteingürtel setzen sich aus Metavulkaniten und
Metasedimenten zusammen.
Die Kratonisierung des NCC fand schließlich vor ca. 1,8Ga statt.
b) Süd-China-Craton (SCC):
Das SCC setzt sich aus dem nördlichen Yangtse-Block und dem Südlichen
Cathaysia-Block zusammen. Verbunden sind sie durch den Jiangnan-Belt. Dieser
besteht aus grünschieferfaziellen Gesteinen, S-Typ Granitoiden und intermediären
bis sauren Vulkaniten. Diese Gesteinsvergesellschaftung ist das Produkt aus der
Kollision der beiden Blöcke vor etwa 825Ma.
Die ältesten Gesteine des Yangtse- Blocks sind proterozoische TTG-Gneise und
Metasedimente mit Altern von 1,85Ga. Weiterhin existieren neoproterozoische
Grünschiefer, Basalte und klastische Sedimente. Zudem gibt es Plutonite mit altern
von 880-770Ma.
c) Kollision zwischen NCC und SCC im Mesozoikum:
Das gängige Modell für die Kollison von Nord- und Süd-China-Craton in der Trias,
bei der das Quinling-Dabie-Orogen und das Sulu-Gebiet entstanden sind, setzt
bereits früher an (siehe Abb. 2). Es geht von einer vorangegangen Kollision im
Paläozoikum aus. Dabei entstand durch die Subduktion von Ozeanboden erst der
Nord-Quinling-Inselbogen (NQ), welcher sich an das NCC heftete. Im Silur fand die
erste Kollision mit dem SCC statt. Zwischen NQ und SCC bildete sich die Shangdan-
Sutur-Zone (SSZ). Durch anschließendes Rifting spaltete sich ein Teil des SCC ab
und verbleibt als Süd-Quinling (SQ) am NCC. In der frühen Trias begann dann die
Subdktion von ozeanischer Kruste unter dem NCC welche die endgültige Kollision
der Kratone zur Folge hatte. Zwischen NCC und SQ bildet sich dabei die Mianlue-
Sutur-Zone (MSZ) aus.
5
Kurze Zeit vor der Kollision
entstand die sinistrale Tan-Lu-
Störung bei der sich ein Teil des
SCC ins NCC hineinschob. Dieser
Vorgang begann vor 258Ma im
späten Perm.
d) Lithosphärendelamination:
Die Wurzel von Kratonen reicht tief
in den Mantel. So hat ein
durchschnittlicher Kraton eine
vertikale Ausdehnung von 250-
300km. Untersucht werden
Kratone anhand des 187Re/187Os-
Verhältnisses von Mantel-
xenolithen.. Durch Fraktionierung
beim Aufschmelzen des Mantels,
wird 187Re entzogen, somit stellt
sich in der Schmelze ein hohes187Re/187Os-Verhältnis ein. Folglich
verbleibt ein niederes residuales187Re/187Os-Verhältnis im Mantel. Da
der lithosphärische Mantel nicht an
der Mantelkonvektion teilnimmt,
stellt sich langfristig ein niederes
Residualverhältnis ein.
Bei ordovizischen Xenolithen des
NCC ist dieser Effekt beobachtbar. Deshalb geht man im Ordovizium von einem
alten kratonischen Kiel unter dem NCC aus. Jüngere känozoische Xenolithe aus
Basalten zeigen jedoch eine Anreicherung von radiogen gebildetem 187Os, was nur
durch eine andere Mantelentwicklung und eine neue lithosphärische Mantelquelle zu
erklären ist. Da die Zusammensetzung der Lithosphäre anders ist als im Ordovizium,
geht man davon aus, dass diese ersetzt wurde.
Diese Hypothese wird bekräftigt wenn man den Wärmefluss unter dem NCC
6
Abb. 2: Kollisionsmodell für Nord- und Süd-China-Craton; NCB = Nord-China-Block; SCB = Süd-China-Block; NQ = Nord-Quinling; SQ = Süd-
Quinling; SSZ = Shangdan-Sutur-Zone; MSZ =Mianlue-Sutur-Zone [1]
betrachtet. Im westlichen Gebiet des NCC tritt ein sehr geringer Wärmefluss auf,
welcher Hinweis auf einen alten Kraton mit einer Lithosphärenmächtigkeit von über
100km ist. Der Ostteil hingegen zeigt einen starken Wärmefluss der auf eine dünne
Lithosphäre schließen lässt. Gestützt werden diese Indizien durch Messungen der
Bouguer-Schwereanomalie. Der Gradient der Schwereanomalie zwischen Ost- und
Westteil des NCC legen Rückschlüsse auf eine unterschiedliche Lithosphäre nahe.
Der Austausch war vor ca. 120Ma während der Kreide, allerdings ist dieser Vorgang
nicht gut datierbar. Zudem gibt es mehrere Theorien weshalb es zu einer solchen
Lithosphärendelamination kam. Eventuell könnte der postkollisionale Kollaps des
Dabie-Sulu-Orogens zur Delamination geführt haben. Weiterhin geht man von einer
Aufweichung des lithosphärischen Mantels unter dem Osstteil des NCC aus.
Hochrechnungen ergaben, dass in den letzten 500Ma etwa 18000km ozeanische
Kruste unter dem NCC subduziert wurden (aus allen Richtungen kommend). In
Folge dessen soll es erst zu einem Aufweichen und dann zur Delamination des
lithosphärischen Mantels gekommen sein.
Fakt ist, dass ein ca. 100km mächtiger Bereich mit einer Ausdehnung von über
1000km in einer Tiefen von 40-140km ersetzt wurde. Dies wird untermauert, durch
die seismische Aktivität im Ostteil, welche Indiz für das fehlen einer kratonischen
Wurzel ist. Denn ein solches Verhalten ist für Kratone äußerst atypisch.
2. Tagesberichte
2.1 UHP-Gesteine im Sulu-Gebiet bei Lanshan (18.09.2013)
Der Straßenaufschluss offenbart feinkörnigen Eklogit welcher sich aus Granat,
Omphacit und Phengit zusammensetzt. Dieser wurde jedoch teilweise retrograd zu
Amphibolit umgewandelt, Klüfte sind mit Epidot verfüllt. Weiterhin finden sich
kretazische Granophyrgänge.
Bei den Metamorphiten handelt es sich um Hochdruck bis Ultrahochgesteine, die
sich bei der Subduktion des Süd-China-Cratons unter das Nord-China-Craton in der
frühen Trias bildeten. Da weder Spuren von subduktionstypischem Inselbogen- und
Kontinentrandmagmatismus existieren, nimmt man an, dass hier kontinentale Kruste
subduziert wurde. Zudem fehlen Ophiolithe. Diese Hypothese wird gestützt durch
Einschlüsse von Coesit und Mikrodiamanten im Granat, und die schiere Menge des
7
eklogitisierten Materials, weiterhin treten Entmischungslamellen von Granat zu
Pyroxen auf.
Durch die Untersuchung von Granaten und Zirkonen konnten die PT-Bedingungen
rekonstruiert, und vier Metamorphosestadien definiert werden: (I) Prograde Epidot-
Amphibolitfazies, bei 550-600°C und ca. 10kbar. (II) Peak-UHP-Metamorphose, bei
740-830°C und ca. 30-39kbar. Dies entspricht dem auf der Erde 'verbotenen' PT-
Bereich jenseits der 5°C/km-Isotherme → viel Druck, wenig Temperatur. (III)
Retrograde quarz-eklogitfazielle Metamorphose bei 720-740°C und 23kbar. (IV)
Retrograde amphibolitfazielle Metamorphose bei 630°C und 10kbar.
Man nimmt an, dass Ober- und Mittelkruste ab Versenkungstiefen von ca. 60km
wieder exhumiert wurden. Die Peak UHP-Metamorphose der Unterkruste fand
allerdings in tiefen von weit über 100km statt, ehe es vor ca. 220-200Ma zum Slab-
break-of kam und deren Exhumierung einsetzte. Bedingt durch die Exhumierung und
die postkollisionale Tektonik, liegen die unterschiedlich metamorphen Decken heute
nebeneinander.
2.2.1 Goldmineralisation von Qibaoshan (19.09.2013)
Jenseits der Tan-Lu-Störung, welche das Sulu- vom Dabie-Gebiet trennt, befindet
sich im Gebiet des NCC die Goldmineralisation von Qibaoshan. Diese ist assoziiert
mit einem kretazischem Granodiorit. Die Vererzung liegt hier als disseminierte
Vererzung vor und ist vor allem im Kontaktbereich zum umgebenden Gestein
ausgeprägt. Handstücke aus diesem Bereich zeigen vor allem Galenit, Chalkopyrit,
Quarz und Siderit (siehe Abb. 3). Der Anteil vom Gold im Gestein liegt bei 3-50g/t.
Insgesamt werden auf der Jiaodong-Halbinsel Produktionsraten von 30t/a erzielt.
Die Goldvorkommen sind häufig an Störungszonen gebunden und kommen meist in
oder neben Graniten vor. Dabei bildete sich die Mineralisation vor etwa 120 ± 5Ma
durch starke tektonische Aktivität und Krustenausdünnung. Durch Asthenosphären-
aufstieg bildeten sich viele felsische und mafische Intrusionen die bei der
Kristallisation und Fraktionierung Volatile freisetzten. Die daraus entstandenen
Fluide fungierten dann als Transportmedium für das Gold, welches vermutlich
hauptsächlich aus archaischen Metavulkaniten stammt. Eine weiter These für die
Herkunft des Goldes ist die Subduktion eines Mittelozeanischen Rückens im Zuge
der Subduktion des Paläopazifiks.
8
2.2.2 Granit von Wulian (19.09.2013)
Die Hügelketten die den Steinbruch umgeben zeigen deutliche Wollsackver-
witterung, welche typisch für Granitoide Gesteine ist. Dies wird durch die Mineralogie
der anstehenden Gesteine bestätigt. Kalifeldspat, Plagioklas und wenig Quarz in
Verbindung mit viel Hornblende und Titanit ergeben einen Granodiorit. Auf Grund
des geringen Quarzgehaltes, kann auch von einem Monzogranodiorit gesprochen
werden. Daraus können auch erste Schlüsse auf die Entstehung gezogen werden.
So handelt es sich hierbei um einen A-/I-Typ-Granitoid. Zudem fallen mafische
Einschlüsse auf.
Die im Feld gesammelten Beobachtungen passen gut zum Entstehungsmodell des
Sulu-Gebiets, welches durch 3 magmatische Phasen geprägt ist:
a) Obertriassische (215-200Ma) ultramafische bis syenitische Gesteine. Entstehung:
Nach dem Slab-break-of steigt Asthenosphäre auf und es kommt zur partiellen
Schmelzbildung im lithosphärischen Mantel.
b) Oberjurassische (160-140Ma) Granitoide (2-Glimer-Granite, granatführende
9
Abb. 3: Handstück mit Chalkopyrit, Siderit, Galenit und Quarz
Granite, Biotit-Granite) mit Gneisstrukturen. Die Entstehung ist in diesem Fall unklar,
jedoch kommt die beginnende Subduktion des Paläopaziifik in Frage. Ebenso
besteht die Möglichkeit von Schmelzbildung durch eine lithosphärische Ausdünnung
(Delamination der Oberkruste).
c) Unterkretazische (130-110Ma) Gabbros (Dykes), Norite, Monzo-Diorite, Monzo-
Granite und Monzonite. Entstehung: Diese Phase des Magmatismus hat mit Abstand
das größte Schmelzvolumen und kann in ein extensionales Setting mit
lithosphärischer Ausdünnung eingegliedert werden. Die Schmelzbildung erfolgte hier
entweder durch die Ausdünnung zuvor eklogitisierter Unterkruste oder im
Zusammenhang mit der Subduktion des Paläopazifiks.
Die anstehenden Granitoide werden der dritten Phase zugeordnet und entstanden
durch mehrere Fraktionierungsprozesse und verschiedene Aufschmelzgrade.
Deshalb bilden die verschiedenen Komplexe auch unterschiedliche Lithologien aus.
Als Protolithe wurden über geochemische Analysen und die Zirkonalter neo-
proterozoische Gneise ermittelt.
Fast im kompletten Gebiet Ost-Chinas kommen kretazische Granite vor, welche alle
durch das Verschwinden der Mantelwurzel unter dem Kraton entstanden sind.
2.3 Kimberlit von Mengyin (20.09.2013)
Vor 460Ma bahnte sich der Kimberlit von Mengyin seinen Weg durch die Kruste. Die
umgebenden Gesteine sind hauptsächlich Gabbros, Gneise und doleritische Gänge
archaischen Alters. Auf Grund des fortgeschrittenen Abbaus des diamantführenden
Kimberlits finden sich keine anstehenden Gesteine, lediglich auf einem Klopfplatz
l.egen Handstücke aus. Diese ultramafischen Peridotite enthalten zum Teil grüne
Mineralanteile wie Cr-Diopsid. Olivin ist im Entstehungsbereich nicht mehr stabil.
Kimberlite haben ihren Ursprung in einer Tiefe von 450-100km, und entstehen somit
im unteren bis mittleren Teil des oberen Erdmantels. Die Entstehungsbereiche von
Kimberliten sind extrem angereichert an Kalium, REE und Fluiden. Es kommt zur
Aufschmelzung und zum sehr schnellen Aufstieg wobei diamantführende Xenolithe
mitgerissen werden können. Durch die Kruste bildet sich eine Durchschlagsröhre,
welche sich in einem explosiven Diatrem entlädt. In der Kruste wegen des schnellen
Aufstiegs keine Magmenkammer.
10
2.4 Tai Shan (21.09.2013)
Auf dem Gipfel des Tai Shan sind graue Gesteine mit einer deutlich Nordwest
gerichteten Foliation am häufigsten anzutreffen. Diese haben ausgeprägte
Leukosome, welche angereichert sind an Quarz und Feldspat. Das feinkörnige
Gestein zeigt zudem Biotit bzw. Hornblende im Melanosom und wird als grauer
Gneis angesprochen. Diese grauen Gneise, welche auch unter dem Namen Wang-
Fu-Shan-Gneise bekannt sind, bildeten sich durch eine amphibolitfazielle
Metamorphose aus Tonaliten. Dies kann aus dem recht hohen Natrium-Gehalt der
Plagioklase geschlossen werden. Weiterhin treten vereinzelt boudinierte Amphibolit-
linsen auf. Diese zeigen im Übergang zu den umgebenden grauen Gneisen ein
deutliches Salband. Durch die Analyse der Systeme Rb/Sr und Sm/Nd konnten
sowohl die Gneise wie auch die Amphibolite auf 2,7Ga datiert werden.
Konkordant zu den Gneisen sind entlang der Foliation Diabas-Gänge eingedrungen.
Diese sind auch foliert und haben ein Alter von ca. 2 Ga. Kleine Epidotgänge
entstanden durch sekundäre Alteration und retrograde Überprägung senkrecht zur
Foliation. Beim Abstieg vom Gipfel trifft man zunächst auf leukokrate Granitoide,
dann treten vermehrt Diorite mit ausgeprägter Wollsackverwitterung auf.
Da die Isotopie der grauen Gneise und die der Amphibolite sehr ähnlich ist, geht
man davon aus, dass beide ihren Ursprung
im verarmten Mantel haben, jedoch ist ihr
genauer Zusammenhang unklar. Gestützt
wird dies, durch die Unterscheidbarkeit von 2
Amphibolittypen, anhand des REE-Musters.
Die Abreicherung des Mantels geschah durch
erste Krustenbildungen im NCC im früheren
Archaikum und reicht bis zu 3,5Ga zurück.
Später entstanden durch Metasomatose
wieder erste Mantelbereiche, die in LREE
angereichert waren. Daraus leiteten sich
durch partielles Schmelzen und fraktionierte
Kristallisation basische Magmen ab, die sich
wiederum hin zu TTG-Magmen entwickelten.
Dieser Vorgang wurde auf 2,7Ga datiert und
wurde von einer ersten großen
11
Abb. 4: Bildungsmodell des Tai Shan [2]
Metamorphosephase begleitet. Diese Zeit wird charakterisiert durch das Wachstum
der kontinentalen Kruste durch den Anschluss aufgeschmolzenen Mantelmaterials
und die Bildung von TTG's und Grünsteingürteln.
Vor 2,6Ga intrudierten die Diorite in die Wang-Fu-Shan-Gneise. Diese sind direkte
Differentiate aus metasomatisch angereichertem Mantel. Unter dem Namen
Puzhaosi Zhongtianman sind die Diorite im Bildungsdiagramm des Tai Shan
Komplexes zu finden (siehe Abb. 4).
Die Granitoide lassen sich in 2 Intrusionen verschiedenen Alters untergliedern. Vor
2,56Ga nahmen die Hushan-Granite und vor 2,5Ga die Aolaishan-Granite Platz. Sie
sind sehr schwer zu unterscheiden wobei vom Aolaishan Gänge und Adern
ausgehen, welche die umgebenden Gesteinseinheiten durchziehen. Anhand der Sr-
Isotopie wurde ermittelt, das beide Granite Aufschmelzungsprodukte der Grauen
Gneise sind.
Eine zweite große Metamorphosephase ereignete sich vor ca. 2Ga.
Zusammenfassnend kann der Tai Shan Komplex als große Differentiationsphase am
Übergang vom Neoarchaikum zum Paläoproterozoikum gesehen werden. Dieses
Ereignis wird auch als „continental accretion-differentiation superevent“ bezeichnet
und dauerte ca. 300Ma und stellt eine frühe erdgeschichtliche Phase mit starkem
Krustenwachstum dar.
Nach Süden schließt der Komplex an der Tai'an-fault ab. Diese bildete sich durch die
Entstehung eines Sedimentbeckens in der Kreide.
2.5 Migmatite, Tiantangzhai (24.09.2013)
In Tiantangzhai treten Migmatite als Straßenaufschluss zu Tage. Diese zeigen ein
ausgeprägtes Neosom, welches sich in Leukosom und Melanosom unterscheiden
lässt. Das Leukosom besteht hauptsächlich aus hellen Mineralen wie Quarz und
Feldspat. Im Melanosom treten Amphibol und Biotit auf, es können aber auch Reste
der hellen Minerale vorhanden sein. Das Paläosom wird gebildet durch vereinzelte
Amphibolitschollen. Das Neosom ist gebändert und lässt sich deshalb als
stromatisch bezeichnen.
Bei diesem Migmatit handelt es sich um einen Metatexit der sich bei etwa 4-7kbar
Druck und 700-800°C Hitze gebildet hat. Als Protolithe kommen die triassischen
UHP-Metamorphite aus der Kollision von NCC und SCC in Frage. Diese lagen in der
mittleren Kruste als Amphibolite vor und haben dann eine partielle Anatexis erfahren.
12
Anhand von zonierten Zirkonen wurde über das U-Pb-System die Migmatisierung
auf 131Ma datiert. Die Hitzequelle scheint, wie im Sulu, eine Aufwölbung des
Mantels durch die Delamination der Lithosphäre zu sein. Damit steht die
Migmatisierung im direkten Zusammenhang mit dem unterkretazischen
Magmatismus im Dabie- und Sulu-Gebiet. Eine weitere Rolle spielte auch die
Hebung der Nord-Dabie-Einheit mit Abkühlraten von bis zu 12°C/Ma.
2.6.1 Hornblendit, Daoshichong (25.09.2013)
Anstehend ist ein ultramafisches Gestein welches nahezu komplett aus Hornblende
besteht und lediglich etwas Epidot enthält. Dieser ultramafische Körper hat einen
scharfen Übergang zu einem feinkörnigen Granit, der auch Gänge im Hornblendit
ausbildet. Der Granit geht nach etwa 50 Metern über in einen Diorit.
Diese wasserreiche Schmelze, welche fast nur Hornblende kristallisierte stammt aus
dem Mantel, verfügt jedoch über eine krustale Spurenelement- und Isotopensignatur.
Dies ist möglich, durch die vorherige Subduktion von Krustenmaterial, und die
einhergehende starke Anreicherung des Mantels. Datiert wurde der Hornblendit auf
130Ma. Damit ist er etwas jünger als die typischen Granite der Nord-Dabie-Einheit
(siehe Aufschluss 2.6.3). Da wir uns hier in der Nord-Dabie-Einheit befinden, und die
Granite in den mafischen Körper eingedrungen sind, stellt sich die Frage nach der
Korrektheit der gemessenen Alter und der Theorien zur Genese der Granite.
2.6.2 Migmatit, Man Shui He (25.09.2013)
Ähnlich wie am Vortag zeigt sich erneut ein stromatischer Migmatit im Straßen-
aufschluss. Auffallend sind hier sehr kantig zerlegte Amphibolitschollen (siehe Abb.
5). Dies ist sehr untypisch für Amphibolit, da er sich unter den Druck- und
Temperatur-Bedingungen einer Migmatisierung nicht mehr spröd verhält.
Die Leukosome enthalten kaum Biotit und weisen einen granitischen Chemismus
auf. Zusammen mit pegmatitischen Kalifeldspäten deutet dies auf eine beginnende
Aufschmelzung des Gesteins hin.
In einer kleinen Störungszone, welche eine Versatz von etwa 10cm aufweist, haben
sich die Minerale mylonitisch ausgerichtet. Dies ist möglich da sich sowohl der
Migmatit wie auch die Störung unter duktilen Bedingungen bildeten.
13
Ebenso bemerkenswert ist, dass dieser Migmatit keine Anzeichen einer UHP-
Metamorphose aufweist. Es finden sich keine Einschlüsse von Coesit, weiterhin
fehlen triassische Anwachssäume um die Zirkone.
2.6.3 Granit, südlich von Man Shui He (25.09.2013)
Der anstehende Granit enthält sehr wenig Biotit, keinen Muskovit, aber dafür viel
Amphibol. Stellt man sich nun die Frage nach der Klassifikation und somit der
Entstehung des Granits so kommt man schnell an die Grenzen der im Feld treffbaren
Aussagen.
Der Magmatismus im Dabie Shan begrenzte sich auf die Zeit der Unterkreide und
kann in 2 Phasen eingeteilt werden. Die erste Phase wird eingegrenzt auf den
Bereich von 140-130Ma und führte zu Gesteinen mit adakitische Chemismus. Das
heißt, sie haben einen hohen Sr- und einen niederen Y-Gehalt. Zudem sind sie
abgereichert an HREE und besitzen eine negative Eu-Anomalie.
Die zweite Phase erstreckte sich von 130-120Ma und bildete nicht-adakitische
Gesteine mit niederen Sr- und hohen Y-Gehalten die ein breites Spektrum an HREE
und eine negative Eu-Anomalie aufweisen.
Die Schmelzbildung während der ersten Phase geschah in bis zu 60 km Tiefe und ist
14
Abb 5: Amphibolitscholle in Migmatit bei Man Shui He
vergleichbar zu der im Sulu-Gebiet. Die im Jura verdickte, eklogitisierte Unterkruste
beginnt sich durch die Dichtezunahme abzusenken. Dadurch kommt es zum Aufstieg
von Asthenosphäre und zur Extension des Dabie Shan Orogens. Der erhöhte
Hitzefluss und die Dekompression führten zur Schmelzbildung.
Die Gesteine der zweiten Phasen haben ihren Ursprung in weitaus höheren
Krustenniveaus (<35km) und sind ebenso Produkte des erhöhten Hitzeflusses nach
der Delamination der Lithosphäre. Da die eklogitisierte Unterkruste bereits entfernt
war, stellte sich hier aber kein adakitischer Chemimus ein. Bei den Protolithen beider
Phasen handelt es sich vermutlich um Neoproterozoische Gneise mit Altern
zwischen 700-800Ma. Die Unterschiede in Haupt- und Spurenelementen kommen
durch die unterschiedlichen Bildungstiefen der Schmelzen zu Stande.
Auffällig ist, dass die Granite der ersten Phase hauptsächlich in den nordwestlichen
Bereichen des Dabie (North-Dabie-Unit = NDU) und die der zweiten Phase in den
süd-östlichen Bereichen des Dabie (Central-Dabie-Unit = CDU und South-Dabie Unit
= SDU) vorkommen (siehe Abb. 6). Daraus wurde geschlossen, dass die NDU einst
von der CDU überlagert wurde und eine flachere Platznahme der jüngeren Granite
zur Trennung der beiden Intrusionsphasen führte. Die älteren Granite intrudierten in
die Migmatite der mittleren Kruste, während die jüngeren in höhere Krustenbereiche
15
Abb. 6: geologische Übersichtskarte des Dabie Shan [3]
vordrangen.
Dem zu Folge handelt es sich hier um A-Typ-Granite, welche eine anorogene
Bildungsgeschichte aufweisen. Jedoch spricht die metalumische Zusammensetzung
und die Mineralogie hier in diesem Fall auch für einen I-Typ-Granit.
2.6.4 Orthogneis, Quianshan (25.09.2013)
Das anstehende Gestein zeigt für einen Orthogneis ein sehr untypisches
Erscheinungsbild. Die Melanosome setzten sich zum Teil aus Quarz und Feldspat
zusammen, eine Flaserstruktur ist nicht vorhanden. Ebenso bestehen einzelne
Bereiche aus Biotit und Epidot. Senkrecht zur Foliation hat sich durch Entlastung
eine große Quarzlinse gebildet.
Die Orthogneise kommen hauptsächlich in der CDU vor und bilden dort das
Rahmengestein der Eklogite (siehe Abb. 6). Die Protolithe der Orthogneise sind
neoproterozoische felsische (Tonalit, Granodiorit) bis mafische Magmatite des
Yangtze-Kratons. Diese wurden in der Trias subduziert, jedoch erfolgte eine relativ
schnelle Exhumierung. Dabei wurde aus den Mineralen durch Dekompression
Wasser freigesetzt, welches zu retrograden Reaktionen führte. Die Zirkone aus den
Orthogneisen zeigen triassische Anwachssäume, welche allerdings meist recht klein
sind. Dies hängt mit der Schließungstemperatur der Zirkone zusammen, welche mit
900°C sehr hoch ist. Die Ausbildung eines Anwachssaums um die
neoproterozoischen Zirkone war trotz der Temperatur von 700°C möglich, da
reichlich Fluide vorhanden waren.
Es wird davon ausgegangen, dass die Migmatite der NDU aus ähnlichen
Orthogneisen entstanden sind.
2.7 Eklogit in Marmor, Shuanghe (26.09.2013)
Im Tianzhushan Geopark sind bei Shuanghe Eklogite aufgeschlossen, welche als
Linsen in hellerem Gestein vorkommen. Auf Grund des Mineralbestands von Kalzit,
Dolomit, Magnesit, Rutil und Diopsid, und der deutlich sichtbaren Spaltflächen
handelt es sich hier um einen Marmor und nicht um einen Quarzit.
Die Größe der Eklogitlinsen variiert von einigen- bis zu mehreren Zehner
Zentimetern. Dabei bilden Omphacit, Phengit und Granat die relativ feinkörnig
ausgebildeten Hauptbestandteile. Die Granate zeigen oft eine symplektitische Textur
(siehe Abb. 7), dabei handelt es sich um ein sekundäres Ineinanderwachsen zweier
16
Minerale. Die Wechsellagerungen aus Eklogit und Marmor (hier nicht in dieser Form
aufgeschlossen) deuten auf einen sedimentären Ursprung hin. Vulkanische Tuffe
und Mergel sind als Protolithe am wahrscheinlichsten.
Die Eklogite bildeten sich bei der
UHP-Metamorphse während der
Kollision von NCC und SQ bei
Drücken von über 29kbar und
Temperaturen von 720-880°C.
Im Granat bildeten sich dabei
Einschlüsse von Coesit und
jadeitreichem Omphacit. Bei der
retrograden metamorphose
während der Exhumierung
wurden diese aber weitest-
gehend überprägt von Quartz-
aggregaten. Dabei bildeten sich
auch die Symplektite aus.
2.8 Gelbe Berge - Huang Shan (28.09.13)
Seit 1990 sind die steil aufragenden Felswände des Huang Shan Teil des UNESCO
Weltnaturerbes (siehe Abb. 8). Vor ca. 80 Jahren wurde die Klüftung des
porhyrischen Alkalifeldspat-Granits des Huang Shan irrtümlicherweise als Spuren
einer Vergletscherung interpretiert. Jedoch waren weder der Huang Shan, noch der
Dabie Shan vergletschert.
Das Gebiet des Huang Shan wird gebildet durch 2 kretazische Intrusionen. Es liegt
im Jingnan-Gürtel der durch die Kontinent-Kontinent-Kollision von Yangtse-Kraton
und Cathaysia entstanden ist. Den Rahmen bilden metamorphe Vulkanite und
Sedimente neoproterozoischen Alters. Die vom Relief her flachere und nördlichere
Taiping-Intrusion nahm vor ca. 140Ma Jahren platz. Zwischen 128 und 125Ma
entstand durch verschiedene, rasch aufeinander folgende Intusionsphasen die
Huang Shan-Intrusion. Im Gegensatz zum kalkalkalischen Taiping ist der Huang
Shan von alkalischem Chemismus. Dies deutet auf eine schnelle Änderung der
Magmenquelle hin. Der hochdifferenzierte Syeno-Granit des Huang-Shan zeigt
keinen chemischen Übergang zum Taiping und gliedert sich zu 10% in einen
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Abb. 7: Symplektitische Textur um Granat
mittelkörnigen- und zu 90% in einen grobkörnigen Granit mit großen porphyrischen
Kalifeldspäten. Die Kalifeldspäte zeigen perthitische Entmischungslamellen zu Albit.
Neben Quarz kommt 5-10% Biotit vor. Auf Grund des geringen Ca-Gehalts ist kein
Amphibol vorhanden. Dies deutet auf eine anorogene posttektonische Bildung hin
bei der keine Subduktionszone involviert war. Im Gegensatz zum Taiping zeigt der
Huang Shan eine deutliche Eu-Anomalie. Ba, und Sr sind auch stark abgereichert,
ebenso ist ein leichter Tetradeneffekt beobachtbar, der durch Monazitfraktionierung
entstehen kann.
Die Extension der verdickten Kruste
nach der triassischen Kratonkollision
führte zur Entstehung der Taiping-
Intrusion. Durch die
Lithosphärendelamination kam es zu
astheonsphärischem Upwelling und
zum partiellen Schmelzen der
Unterkruste. Diese beiden Magmen
mischten sich und wurden beim
Aufstieg durch Material der Ober-
kruste kontaminiert und bilden
deshalb einen Kalkalkalinen
Chemismus aus.
Die Huang Shan-Intrusion entstand
hingegen durch die Aufschmelzung
von angereichertem sub-
kontinentalem lithosphärischem
Mantel. Durch asthenosphärisches
Upwelling kam es zu Dekompressionsschmelzen beim Underplating. Diese
Schmelzen mischten sich und wurden beim Aufstieg kontaminiert. Eine Mantelquelle
ist für einen A-Typ-Granit atypisch und die Entstehung des leukokraten Huang Shan
war nur durch eine sehr starke Differentiation möglich.
Über die Spaltspurdatierung (fission-trac) von Uran in Apatit und Zirkon wurde die
Abkühlgeschwindigkeit und damit die Hebung des Huang Shan rekonstruiert. Im
Gebiet lassen sich 3 tektonische Events unterscheiden. Ursachen sind die
Subduktion und das Andocken des Paläopazifiks an die Eurasische Platte, sowie die
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Abb. 8: Steil aufragende Granitfelsen des HuangShan
frühe Bildung des Himalaya. Danach wurde der Huang Shan in 3 separaten Blocks
zwischen 2 sinsitralen Störungen stark exhumiert.
2.9 Kupferlagerstätten von Tongling (30.09.13)
Die Yangtse-Störungszone erstreckt sich über 400-500km in Nordöstlicher Richtung
entlang des Yangtse und ist als Yangtse-Gürtel berühmt für seine Kupfer- und
Goldlagerstätten. Die größte Anhäufung von Vererzungen befindet sich um die Stadt
Tongling und kann in zwei Typen untergliedert werden:
• Sediment-hosted Massivsulfid Lagerstätten (SHMS) (eher untergeordnet)
• Skarn- und porphyrassoziierte Lagerstätten
In Fenghuangshan (ca. 10km von Tongling entfernt) wird bereits seit über 1000
Jahren Erz abgebaut. Der z.T. porphyrisch ausgebildete Quarzmonzodiorit ist kaum
unvererzt. Das umgebende Nebengestein ist ein kontaktmetamorph entstandener
Marmor. Die umgebenden Nebengesteine im Gebiet gliedern sich in küstennahe
klastische Sedimente des Untersilur bis Unterkarbon und Küstenkarbonate des
Mittelkarbon bis Mitteltrias. Zudem kommen kontinentale Klastika und Vulkanite der
Mitteltrias bis Kreide vor.
Die am häufigsten anzutreffenden Erzminerale sind Pyrit, Chalkopyrit, Bornit, Galenit
und Sphalerit. So kommen Kupfergehalte von mehr als 1% zu Stande und
Goldgehalte von bis zu 40ppm! Weiterhin wird in der Region Eisen, Silber, Molybdän
und Zinn gewonnen.
Die Skarn-Vererzung wurde über das System Re/Os auf 140Ma datiert und erfolgte
ca. 3Ma nach der Intrusion der intermediären Schmelzen. Die kalkalkalinen
metalumischen Plutonite um Tongling zeigen allesamt einen adakitsichen
Chemismus der aus ihrer Entstehung resultiert. Nach der Kollision zwischen NCC
und SCC in der Trias herrschte zum Beginn der Kreide ein extensionales Milieu vor,
dass Platz für aufsteigende Magmen bot. Früher wurden diese Magmen
hauptsächlich der Lithosphärendelamination zugeschrieben. Heute geht man von
der Subduktion eines MOR aus. Dabei entstanden durch partielle Mantelschmelzen
basaltische Intrusionen. Durch ein „slab-window“ kam es zum Aufstieg von heißem
Asthenosphärenmaterial, und zum partiellen Schmelzen der Kruste. Diese
granitischen Schmelzen stiegen dann durch die NE-Störungen auf und intrudierten in
das sedimentäre Nebengestein und bildeten dort die Skarn- und porphyrassoziierten
Lagerstätten aus.
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3. Quellen:
[1] Qing-Ren Meng, Guo-Wei Zhang, (1999): Timing of collision of the North and
South China blocks: Controversy and reconciliation. - Geology, volume 27, number
2: pages 123-126.
[2] Jahn, B.M., Auvray, B., Shen, Q.H., Liu, D.Y., Zhang, Z.Q., Dong, Y.J., Ye, X.J.,
Zhang, Q.Z., Cornichet, J., Mace, J., (1988): Archean crustal evolution in China: The
Taishan complex, and evidence for juvenile crustal addition from long-term depleted
mantle. - Precambrian Research, volume 38, issue 4: pages 381-403.
[3] Wang, J.H., Sun, M., Deng, S.x., (2002): Geochronological constraints on the
timing of migmatization in the Dabie Shan, East-central China. - European journal of
Mineralogy, volume 14, number 3: pages 513-524.
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