Chinaexkursion 2013

15.September - 03. Oktober 2013

Exkursionsleitung: Prof. Dr. Wolfgang Siebel,

Prof. Dr. Chen Fukun, Dr. Horst Hann

Bericht: Moritz Kreidler (3358063)

moritz.kreidler@uni-tuebingen.de

Studiengang: Geowissenschaften

erstellt im Herbst 2013

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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

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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

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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

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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.

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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

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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

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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.

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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.

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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

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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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