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Schulz O. / 1979 Textauszug |
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Die
Sideritlager in den Paragneisen von Bärenbach bei Hüttenberg, Kärnten.
Von Oskar SCHULZ, lnnsbruck 1. Die Sideritlager vom Typ Bärenbach bei Hüttenberg werden mit großer Wahrscheinlichkeit auf eine ursprünglich sedimentäre Fe-Anreicherung, zusammen mit kalkigen, quarzigen und tonigen Sedimenten, zurückgeführt. Die Erzlager und -linsen sind in einer Schiefergneis-Serie über einen Kilometerbereich offenbar horizontbeständig, aber vermutlich absätzig, zusammen mit glimmerhaltigen Kalkmarmor-und Quarzitlagen, enthalten. Diagenetische, vor allem aber polymetamorphe Veränderungen haben die heute vorliegenden Paragesteine geprägt. Selektive Sammelkristallisationen, metasomatischer Stofftausch und junge Remobilisationen haben das jetzt im Korngefüge unterschiedliche, aber demnach doch laminierte, inhomogene Parallelgefüge geschaffen, in welchem auch alpidische Kristallisate nicht auszuschließen sind. Die Bezeichnung metamorphe Sideritlagerstätte mit vermutlich jungen Remobilisaten scheint angebracht. SUMMARY
Siderite beds in the
paragneisses of Bärenbach near Hüttenberg, Carinthia The Bärenbach type
siderite beds near Hüttenberg probably constitute an originally
sedimentary Fe-enrichment together with calcareous, quartziferous, and
argillaceous sediments. Over an extent of 1 km the ore beds and ore
lentils in a foliated gneiss series seem to be strata-bound together with
lime marble and quartzite beds. The para-rocks found today were mainly
formed by diagenetic and polymetamorphic changes. The laminated
inhomogeneous parallel fabric was formed by selective accretive
crystallization, metasomatic exchange of matter and young remobilization.
It may also contain alpidic crystallizates. Hence its designation as
metamorphic siderite deposit probably containing young remobilizates seems
justified. 2. PROBLEMSTELLUNG In Nachbarschaft der im "Erzberg-Marmor"
enthaltenen Sideritlagerstätte Hüttenberg sind kleinere Sideritlager im
Verbande von Paragneisen über weite flächige Erstreckung bekannt. Auf
Grund von Gefügeuntersuchungen vom Aufschluß bis zum Mikrobereich wird
versucht, die Stellung der Fe-Anreicherung und des Siderits im Rahmen der
Metallogenese der Ostalpen zu ergründen. 3. GESTEINSABFOLGE UND ERZLAGER Im Rahmen einer montangeologischen Erforschung des Gebietes
östlich von Hüttenberg-Knappenberg, Mosinzgraben, Löllinger Berg, Löllinggraben
fiel die stoffparallele Anordnung zahlreicher kleiner
Eisenkarbonatschichten auf, weshalb hier auf deren gemeinsame Betrachtung
mit dem metamorphen Gesteinsverband Wert gelegt wird. Dieser Raum, die
Westabdachung des Saualpe-Zirbitzkogel-Massivs, wurde von E. CLAR (1953,
1975), CLAR und MEIXNER (1953), W. FRITSCH (†), zuletzt aber besonders
von N. WEISSENBACH (1975), petrologisch erforscht. Um die Stellung des zur Diskussion stehenden
Gesteinsverbandes zu verstehen, wird die "Zusammenfassung" in
"Geologie der Saualpe", PILGER und SCHONENBERG (1975),
vereinfacht wiedergegeben: Eozän- und Oberkreide-Sedimente liegen
diskordant auf dem nicht metamorphen Deckgebirge. Diese hangende
Gesteinsserie besteht aus triadischen, permischen und oberkarbonischen
Sedimenten. Unter einer variszischen Diskordanz faßt man als oberes
Stockwerk des Saualpenkomplexes (einschließlich der Magdalensberg-Serie) eine nicht oder sch wach metamorphe Abfolge und darunter eine
Phyllitgruppe zusammen. Es handelt sich um fossilbelegtes Devon, Silur und
Ordovizium. In beiden Gruppen sind mächtige vulkanische Gesteine in den
stratigraphisch jeweils tief liegenden Bereichen eingeschaltet. Eine Glimmerschiefergruppe wird als mittleres Stockwerk
bezeichnet. Wie im höheren Stockwerk sind auch diese Gesteine auf ursprünglich
klastische Sedimente mit zwischengeschalteten Kalkgesteinen und Vulkaniten
zurückzuführen. Sie liegen heute allerdings als Glimmerschiefer,
Amphibolite und Marmore der Amphibolitfazies vor, so daß eine altersmäßige
Einstufung nicht möglich ist. Auf Grund eines lithologischen
Serienvergleiches wird aber auch hier Devon, Silur und Ordovizium
vermutet. Die tektonische Betrachtung läßt auf Grund einer
synmetamorphen Deckenüberschiebung eine Unterteilung zu, nämlich in eine
untere und eine obere Glimmerschiefergruppe. In die obere dieser beiden
Decken gehört z. B. der bis 300 m mächtige Waitschacher Marmor mit der
Sideritlagerstätte Waitschach; die untere Glimmerschiefergruppe wird auch
als Plankogel-Serie bezeichnet. Ins Liegende derselben ist der bis 600 m mächtige
Erzbergmarmor einzureihen. Diese Marmorabfolge ist wegen der darin
vorliegenden Sideriterzkörper der Lagerstätte Hüttenberg von lagerstättengenetischem
Interesse und wurde zuletzt von FUCHS (1978, 1979) gefügekundlich
untersucht. Den mesozonal-metamorphen Glimmerschieferserien entspricht die
frühere Bezeichnung Hüttenberger Serie. Als Mächtigkeiten werden von den Bearbeitern angegeben für
das anchimetamorphe Paläozoikum 1000 m, für die Phyllitgruppe 1000 bis
2000 m und für die Glimmerschieferserien ebenfalls 1000 bis 2000 m. Als unteres , zentrales Stockwerk des Saualpenkristallins
liegt eine bis etwa 4000 m mächtige hochmetamorphe Serie mit hauptsächlich
glimmerreichen Paragneisen und Einlagerungen von Pegmatoiden, Amphiboliten,
Eklogiten, Kalksilikatgesteinen und geringmächtigen Marmoren vor. In
dieser Abfolge sind die Erzlager von Bärenbach enthalten. Als tiefste Einheit der Saualpe, also als Basisstockwerk,
liegen unter einer synmetamorphen überschiebungsbahn mesozonal-metamorphe
Gesteine, hauptsächlich Schiefergneise, grobe Glimmerschiefer und
Amphibolite. Diese, als keilförmige Horstscholle bei Kliening fensterförmig
aufgeschlossenen Metamorphite werden als ursprünglich nicht zum
Saualpenkristallin gehörig bezeichnet (Kliening-Serie, WEISSENBACH, 1975)
und sind, großtektonisch beurteilt, eigentlich dem Stubalpenkristallin
zuzuordnen. Die am Nordabhang des Löllinger Berges (Abb. 1) etwa 500
bis 600 m westnordwestlich von Radeben bzw. 750 bis 850 m südsüdöstlich
von Plaggowitz im Bereich Bärenbach bekannten Sideritlager liegen nach
WEISSENBACH (1975) in den Schiefergneis-und Disthenflasergneis-Serien, die
im Rahmen der großtektonischen Gliederung dem vorhin erwähnten zentralen
unteren Stockwerk des Saualpenkristallins angehören. Eine sinnvolle
Klassifizierung der kompliziert aufgebauten Abfolgen gab WEISSENBACH
(1975) bekannt. Nach dieser und nach der von CLAR (1953) für den Raum Hüttenbergverwendeten
Gesteinsklassifizierung waren die von der Innsbrucker Forschergruppe (ARKADES,
FUCHS, NEINAVAIE, VAVTAR, SCHULZ) 1975 durchgeführten Detailkartierungen
ausgerichtet. WEISSENBACH gibt für die Schiefergneis-und
Disthenflasergneise eine Mächtigkeit von 2500 bis 3000 m an und
unterscheidet in seinem Sammelprofil (S. 64 ff.) von oben nach unten in
der derzeitigen kristallinen Abfolge: die Zone der Injizierten
Glimmerschiefer , die Zone der Oberen Disthenflasergneise, die
Disthen-Staurolith -Schiefergneise, die Mittleren Disthenflas ergneise,
die Zweiglimmergneise, die Zone der Unteren Disthenflasergneise und die
der Unteren Schiefergneise .Bezeichnend hiezu ist allerdings die Bemerkung
von WEISSENBACH (1975, S. 107): "Die Trennung einzelner
Disthenflaserngneisfolgen und ihre Einteilung in eine Obere, Mittlere und
Untere Disthenflaserngneiszone darf nicht darüber hinwegtäuschen, daß
fallweise einzelne Züge miteinander identisch sind und sich darunter ein
lang ausgezogener Falten-und Schuppenbau verbergen könnte." In
Fortsetzung der Unterteilung der Gneisserien nach WEISSENBACH (1975)
lagern unter der Unteren Schiefergneiszone noch gewölbeförmig hauptsächlich
Marmore und vielfach quarzitreiche Bändergneise mit Einschaltungen von
Kalksilikaten und Amphiboliten. In den oberen Abschnitt dieser als
Preimser Serie bezeichneten etwa 600 bis 700 m mächtigen Abfolge gehört
ein in der Stelzing im oberen Löllinggraben mitunter 300 bis 500 m dickes
Marmorpaket, der sogenannte Stelzing-Marmor. In der Hangendzone dieser
Marmore findet WEISSENBACH Pegmatoide und grobkörnige Schiefergneise mit
Kalksilikaten alstypisch. Im Hinblick auf die Lagerungsverhältnisse der
Sideriteinschaltungen vom Typ Bärenbach ist ein kleiner Ausschnitt der
Schiefergneis-und Disthenflasergneis-Serie in bezug auf die
petrographische Abfolge und die tektonische Verformung interessant. Nach
den Detailkartierungen der Innsbrucker Forschergruppe liegen die Bärenbacher
Sideritlager annähernd 500 m im Liegenden der pegmatoidreichen Grenzzone
zur Glimmerschiefer-Serie, und zwar in der hier anscheinend mit 600 bis
700 m Mächtigkeit entwickelten Abfolge von Schiefergneisen . Der für Paragesteine typische inhomogene Lagenbau fällt
in der gesamten Abfolge vom Aufschluß bis in den Mikrobereich auf. Zum
lagenweise wechselnden Feldspat-, Quarz- und Glimmergehalt kommen
gelegentlich auch Karbonatzwischenschaltungen verschiedenster räumlicher
Ausmaße //und .L s. So gehört auch der "Sauofen-Marmor", eine
am Sauofen mit etwa 50 m Mächtigkeit ausbeißende Karbonatbank, hierher .
Das großräumig gesehen mehrfach sideritführende Gestein
ist makroskopisch am besten als Schiefergneis anzusprechen. Eigentliche
Erzträgergesteine sind teils quarz-, teils glimmerreiche Gneisvarianten,
teils quarz- und glimmerhaltige Calcitmarmore. Aus den alten Grubenkarten
des heute verfallenen Bergbaues Bärenbach ist ersichtlich, daß die
Sideritkörper mit zwei etwa 4 m mächtigen Calcitmarmorlagern
vergesellschaftet sind, die im Abstand von 6 bis 7 m lagern und
mittelsteil nach Südwest einfallen. Im Zuge der im Jahre 1975 durchgeführten
Schürfarbeiten in dem aufschlußarmen Gebiet wurde Anstehendes
freigelegt. Es ergab sich dadurch die Gelegenheit, außer Derberzstücken
auch jene für Gefügestudien besonders günstigen, weil aussagekräftigen
Erzstücke zu sammeln, welche Übergänge vom Sideritlager zum
Gneisbegleitgestein zeigen. Bevor auf das Kleingefüge eingegangen wird,
ist noch ein Hinweis auf die tektonischen Verformungen der Gneisserien
angebracht. 4. DAS TEKTONISCHE GEFÜGE Für den Raum der Lagerstätte Hüttenberg haben CLAR und
MEIXNER (1953) einen Auszug ihrer gefügetektonischen Untersuchungen veröffentlicht.
Die Weiterführung der Aufnahmen besorgte FRITSCH in den Jahren nach 1955
bis zu seinem tödlichen Unfall im Bergwerk im Sommer 1970. Die
tektonischen Formungen verliefen demnach im Westteil der Lagerstätte mit
5 bis 15° nach Westnordwest einschiebenden Achsen, nachgewiesen als
Lineare (Feinfältelungs-B-Achsen) auf den s-Flächen und konstruiert aus
den s-Flächenlagen v9n größeren Falten und FaltenzÜgen als ß=
B-Achsen; für den Ostteil der Lagerstätte wurden Achsenlagen mit 40°
und noch steilerem Einfallen gefunden. Die hier geprägten Achsen findet
man zwar in den östlich und nordöstlich angrenzenden Gebieten meist
wieder, allerdings mit unterschiedlichen, meist sehr geringen
Einfallswinkeln. Da die tektonischen Formungen für die Beurteilung des
Verlaufes der flächigen Erzkörper im aufschlußarmen Gebiet des Löllinger
Berges zwischen Mosinzgraben und Löllinggraben grundlegend wichtig sind,
wurde anläßlich unserer Kartierung auch auf diese Gefügedaten Wert
gelegt. Man versteht die Verformung durch Faltung am besten, wenn man vom
Südwestgebiet, also etwa von Knappenberg aus, in welchem das mittlere
Stockwerk der Metamorphite, nämlich die mesozonale Glimmerschiefer-Serie,
zum Teil die Erdoberfläche erreicht, auf die nordöstlichen, nördlichen
und östlichen Abschnitte übergeht. Dort schließen dann auch die
katazonalen Gesteine der Schiefergneis-und Disthenflasergneis-Senen an. Die halbkreisförmige Drehung des s-Streichens ist vor
allem im Verlauf des Erzberg-Marmorlagers und in dessen liegenden
Glimmerschiefern mit den meist stoffkonkordanten Pegmatoidkörpern
deutlich abgebildet. Auch die Amphibolit- und Quarzitlager sowie die
Serpentinite innerhalb der Glimmerschiefer machen die Drehung mit und
vervollständigen das Bild: nämlich eine Faltung zu einer großen
Synklinale mit flach bis mittelsteil nach Westnordwest eintauchender
B-Achse. Im östlichen Außenbogen wird diese im Grundriß
auffallende Situation mit weiterer Entfernung vom Erzberg-Marmor allmählich
undeutlicher. Die Mulde wird offener, die Großmuldenachse flacher, so daß
etwas weiter im Osten nur mehr eine dominierende Flächenlage entwickelt
ist. ß-Achsen sind trotzdem meist aus dem unterschiedlichen Einfallen der
tautozonalen s-Flächen konstruierbar. Ihre Vorzugslage im Streichen
bleibt Westnordwest-Ostsüdost oder Nordwest-Südost. Die Position der Schieferungsflächen einerseits und der
Geländeanschnitt andererseits bedingen, daß mit dem Fortschreiten nach
Nordost im großen betrachtet immer liegendere Gesteinsserien aus der
Tiefe an die Oberfläche gelangen. Auffallende Großfalten im
Hundertermeterbereich ergeben sich konstruktiv 600 m Nordost vom Sauofen,
etwa ab dem Schmiedgraben bis in den Mosinzgraben, das ist der Bereich, in
dem auch die Sideritlager von Bärenbach liegen. Diese Verformung hat zur
Folge, daß die Geländeoberfläche über weitere Erstreckung von fast ein
und demselben Gesteinspaket gebildet wird. Bessere Einblicke in die
Abfolge gibt es zum Teil in Grabenabschnitten (Verwerfer?). Die Mulden und Sättel der Großfaiten sind teils über
einige hundert Meter verfolgbar, teils werden sie verschwenkt oder leiten
schon nach Meterzehnern zu parallelen, ungefalteten Gesteinspaketen über.
im Faltenbau fällt stellenweise rhombische Symmetrie auf, manchmal ist
ein monokliner Faltenwurf mit stärker geneigten Muldensüdflügeln
erkennbar; das bedeutet stärkeren Schub von Südwest im Zuge der
Einengung. Bei großräumiger Betrachtung enthält die Verformung freilich
reichlich trikline Züge, so daß lokale Erkenntnisse nicht einfach auf
entfernte Abschnitte übertragen werden können. Auffallend oft gleicht
sich das Gefügerelief mit seinen meist flachen Höhenrücken den
Schieferungslagen der Gesteines an. Das s-Großkreisdiagramm für den Bereich Bärenbach zeigt
im Fallen stark variierende, aber tautozonale Lagen zu einer flach, mit 10°
nach Westnordwest fallenden ß-=B-Achse (Abb. 2). Nach den Profilkonstruktionen und nach dem Verlauf der
Schieferungsflächen, die sich mit der stofflichen Abfolge decken, sind
auch die kleinen Sideritlager westlich von Bärenbach, die Vorkommen Westsüdwest
von Plaggowitz (Pingenfeld!), vom Schottenaugraben, von Totenreih (Pingenfelder!),
vom Kaiser und südlich Höritzen, in Stratigraphischen Zusammenhang mit
dem Bärenbacher Erz zu bringen. Es fällt auf, daß den im allgemeinen gut
interpretierbaren s-Diagrammen mit den ß-und B-Achsen meist schlecht
deutbare Kluftdiagramme gegenüberstehen. Die statistische übersicht läßt
aber trotz starker Streuungen doch Polhäufungen in ac-Stellung zur
jeweiligen Faltenachse wahrnehmen. Das sind genetisch gesehen Reiß(Zerr)klüfte,
die allerdings in vielen Fällen als Scherklüfte nachbewegt wurden.
Gewisse Kluftgruppen liegen offenbar in holund hkO-Positionen zum
entsprechenden Formungsplan. Die Deutung bleibt aber mangels genügender
Striemung auf den Scherklüften doch unsicher. Bei Bärenbach sind im Streichen stark streuende, fast
durchwegs steil stehende Klüfte entwickelt, die der b-axialen Formung am
ehesten als stark streuende hk0-Lagen zuordenbar sind (Abb. 3). Im östlichen
Nachbarbereich Radeben liegen die Kluftmaxima in ac-Stellung zu den
konstruktivermittelten ß-=B-Achsen, die sich mit den B-Fältelungen
lagenmäßig decken. Zur Klärung der Genese der Erze vom Typ Bärenbach
ist die Feststellung wichtig, daß die schichtgebundenen Erzlager
offensichtlich samt ihrem Begleitgestein von den tektonischen Verformungen
betroffen wurden: von den Faltungen und Zerscherungen, so daß die heutige
Paragenese der erz- und gesteinsbildenden Minerale als prätektonisch,
bezogen auf die nachweisbaren tektonischen Deformationen, zu bezeichnen
ist. 5. DAS SIDERITLAGER IN DER GNEISABFOLGE Zwar läßt die Feststellung der prädeformativen Existenz
der Mineralparagenese noch keinen befriedigend weitreichenden Rückblick
in der Entstehungsgeschichte der Sideritlagerstätte zu, doch ist schon
auf Grund der Feldbeobachtungen und der tektonischen Analyse eine
alpidische Fe-Anreicherung so gut wie auszuschließen. Die petrographische
Untersuchung enthüllt Details über die Gefügepartner und ihre mögliche
ursprüngliche stoffliche Zusammengehörigkeit. Die unmittelbaren Erzträgergesteine sind, wie nach alten
Plänen und den Haldenstücken zu schließen ist, Quarzite,
Glimmerquarzite, Glimmermarmore und quarzitische Marmore. Die
lagig-inhomogene Anordnung dieser Gesteinsvarianten läßt auf die
Abbildung einer stofflichen Inhomogenität im Ausgangsmaterial schließen.
Da es sich um metamorphe Sedimente handelt, ist also an ursprünglich
feinklastischen Detritus von Quarz, Glimmer- und Tonmineralen, etwas
Feldspat sowie mit oft lagenweise stärker vertretenen Karbonaten zu
denken. Die Karbonate dürften allerdings ursächlich nicht nur
mechanisch, sondern auch chemisch angelagert vorgelegen haben, z. B. als
Zement des psammitisch-pelitischen Materials; Marmorbänke, in der
entfernteren Abfolge mit ansehnlicher Mächtigkeit, lassen auch auf eine
rein marine komplexe chemische, biogene und resedimentär-mechanische
Anlagerung von Ca-Karbonaten schließen. Die teils feinschichtige, teils bankige Mitbeteiligung
Fe-haltiger Karbonate verdient von der gefügemäßigen Betrachtung her
schon als primär-verdächtig, also zusammen mit dem vermuteten
Ausgangsmaterial beurteilt zu werden: zu auffällig sind das gemeinsame
Auftreten im Gesteinsverband, die oft feinschichtige Wechsellagerung im
kleinen und die die Paragenese gemeinsam erfassenden mechanischen
Verformungen. Dieser zunächst deskriptiven Betrachtung widersprechen auch
nicht die für Karbonate typischen und daher zu erwartenden
Umkristallisationen, Verdrängungen und Kristallisationen. Die allenfalls wirtschaftlich interessierenden Derberzlager
mit ihren meist grobkristallinen, z. T. auch geregelten Wachstumsgefügen
sind nur von untergeordnetem wissenschaftlichen Interesse. Wie immer bei
genetischen Fragen erlauben die inhomogenen Parallelgefüge viel besseren
Einblick in den Anlagerungs- und Kristallisationsablauf. Je weniger
Erzminerale mitbeteiligt sind und je feinschichtiger die Wechsellagerung
entwickelt ist, umso aussagekräftiger sind die Befunde. Daher gilt die
Aufmerksamkeit den "verunreinigten" Randzonen und Zwischenlagen
des Erzkörpers. Makroskopisch und mikroskopisch am auffälligsten erweisen
sich die Wechsellagerungen von quarzreichen, glimmerreichen und
karbonatreichen, insbesondere sideritreichen Lamina. Aber auch innerhalb
der Quarzitlagen und innerhalb der Karbonatlagen gibt es alle übergänge
von reinen zu unreinen Partien, so daß für die Abfolge dieser Spielarten
auch Gesteinsbezeichnungen wie Sideritquarzit, Glimmer-Siderit-Quarzit,
Glimmer-Siderit-Marmor, quarzitischer und glimmerführender Sideritmarmor
u. a. gewählt werden können. Bei den Karbonaten ist eine selektive Umkristallisation
auffallend in der bei diagenetischen und metamorphen Prozessen allgemein
bekannten Weise, daß reinere Aggregate größere, unreinere aber kleinere
Korngrößen aufweisen. Die hemmende Wirkung von glimmerigen und
quarzitischen Einlagerungen auf die Kristallisation kommt sichtbar zum
Ausdruck. Es sei noch erwähnt, daß mit dem Auftreten von Siderit öfters
auch ein lagig stärkerer, über das Durchschnittsmaß des Gesteins
hinausgehender Pyritgehalt verbunden ist. Im übrigen zeigt sich, daß die
mit Calcit möglichen Mineralvergesellschaftungen genauso mit dem
Eisenkarbonat vorliegen. Der Eindruck des gemeinsamen Auftretens der Fe-Karbonate
mit den bekannten Vertretern der Paragenese in bevorzugt inhomogenen
Parallelgefügen (Abb. 4) wird auch bei der Betrachtung der Korngefüge
einzelner Mineralparagenesen noch bestärkt. So sind durch die mechanische
Beanspruchung neben den für Glimmerschiefer, Schiefergneise und Gneise
typischen Glimmereinregelungen auch gelängte Quarze, Quarzaggregate,
ausgewalzte Feldspäte und ebenso auch in der Schieferungsfläche gelängte
Calcit-und Fe-Karbonataggregate vorhanden (Abb. 5). Der Tektonitregelung
entsprechende mechanische Beanspruchung der Körner ist auch im
Gitterbereich nachweisbar. Undulöse Äuslöschungen sind sowohl in
Quarzen als auch in Sideriten im Durch- und Auflicht weit verbreitet (Abb.
6). Hier zeigt sich wieder die geringe Bereitschaft der Siderite zur
Zwillingslamellierung etwa im Vergleich zu Calcit. Die intragranulare
Korndeformation kommt in derselben Weise wie bei den Siderittektoniten von
Gebra-Lannern (SCHULZ 1971), und vom Eisenkar , Wattental (SCHULZ 1977),
beschrieben, zur Beobachtung. im Bereich der Sideritlagerstätte Bärenbach
liegen allgemein S-Tektonite (SANDER 1948, 1950, 1970) vor . Neben dem häufigen Materialwechsel in den einzelnen
Grobund Feinlagen ist nicht selten auch innerhalb des Sideritkörpers eine
"Schichtung" durch lagigen Korngrößenwechsel auffallend. Dies
hängt, wie schon erwähnt, teilweise mit der Reinheit, also mit den
Einschlüssen im Sideritgefüge, zusammen. Auffallende und auch
makroskopisch identifizierbare Korngrößendifferenzen in den sFlächen
sind vor allem aber in den grobkristallinen geschlossenen Sideritgefügen
des kompakten Erzlagers zu finden. Diese im Hinblick auf den Nachweis einer Tektonitregelung
allerdings nicht brauchbaren Siderit-Wachstumsgefüge bestehen aus lagenförmig
aufeinander zugewachsenen bzw. voneinander weggewachsenen Kristallrasen,
mit der Regel c // Wand. Es sind die bipolaren oder auch als antipolar
bezeichneten Gefüge, wie sie von CLAR (1954) am Beispiel der
Spatmagnesite und Siderite, von SCHULZ (1978) auch an anderen Karbonaten
und vor allem an Zinkblenden beschrieben sind. Derartige, an sich gefügekundlich
interessante Kristallisate sind andernorts allgemein als syndiagenetische
und postdiagenetische Bildungen bekannt und daher infolge ihrer
Mehrdeutigkeit auch für metamorphe Gesteine nicht unbedingt aussagekräftig.
Es läßt sich lediglich eine prädeformative, synoder postdeformative
Kristallisation, bezogen auf letzte tektonische Formungen, feststellen,
was zwar als eine ergänzende Aussage wertvoll ist, aber nicht das
Ereignis der primären Metallanreicherung abzuleiten erlaubt. Wie für andere Fälle erörtert (SCHULZ 1978), sind auch
im vorliegenden bipolaren Sideritgefüge lagenweise Korngrößenunterschiede
feststellbar, und diese werden von der Pigmentierung der Lagen diktiert.
So ist aus den Befunden eine bevorzugte Auflösung der reineren
Sideritlagen und eine Neukristallisation in Form einer freien (nicht
metasomatischen) chemischen Internanlagerung im Gegensatz zu den unreinen,
vom Lösungsangriff weniger beeinflußten Lamina ablesbar. Die Korngrößen
liegen z. B. für die feinkörnigen um 0,25 mm, für die frontal
aufeinander zugewachsenen grobkörnigen Kristalle bis 15 mm. Da teilweise
die Anlagerung der Kristallrasen bereits vor einer Berührung der gegenüberliegenden
Fronten zum Stillstand kam, weisen diese Sideriterztypen in sausgeweitete,
etwa um 1 mm, höchstens 1 bis 3 mm klaffende Restlumina auf. Von einem
metasomatischen Stoffaustausch ist in diesen Fällen nichts zu sehen, es
handelt sich im heutigen Zustand nur um Sideritgefüge. Doch sind
metasomatische Konturenverlagerungen in Calcitmarmorpartien zweifellos
nachweisbar. Sammelkristallisationen in den Quarzit- und Karbonatlagen
bringen es mit sich, daß vielfach ältere Stoffinhomogenitäten als
Interngefüge übernommen wurden und somit eingeschlossen vorliegen. Vor
allem Glimmer und Pyritkörnchen sind in den grobkörnigen Kristallisaten
auch mit ihrem vor der Umwachsung geprägten Regelungszustand erhalten. So
findet man im Siderit Phlogopitplättchen, die ein Si kennzeichnen (Abb.
6, 7) und s-repräsentierende Feinlagen von Pyritkörnchen. Die Befunde
beweisen das Vorliegen von Umkristallisationen, vor allem
Sammelkristallisationen, nicht jedoch etwa die erste Platznahme in dieser
Form innerhalb des Erzgesteins. Analoge Beispiele liefern die Calcit- und
Quarzitlagen. In allen diesen aufgezählten Beispielen sollte das
Gemeinsame an Kristallisationen der am Gesteinsaufbau maßgeblich
beteiligten Minerale hervorgehoben werden. 6. DER "SIDERIT" DER ERZLAGER Das als Eisenspat bzw. Braunspat bezeichnete Erz enthielt
nach einigen älteren Analysen aus den Jahren 1924 bis 1938 rund 45,3% Fe
und 2,9% Mn. 24 Haufwerksanalysen von Haldenerzen ab 1973 durch die VÖEST
-ALPINE AG, Bergbau Hüttenberg, erbrachten durchschnittlich 50,4%
Fe-Metallgehalt. Die hohen Fe-Gehalte sind durch die starke Verwitterung
der Eisenspate zu Limonit im Haldenmaterial und allgemein auch im tagnahen
Grubenbereich zu erklären, wodurch eine Fe-Anreicherung zustande kam
(Abb. 8). Der theoretische Gehalt für das Erzmineral Siderit wird mit
48,3%, für Limonit mit 62% Fe angegeben (RAMDOHR und STRUNZ 1967). Nach diesen Daten schien eine Diagnose der Mineralphasen
auf Grund optischer Konstanten interessant. Manche verwitterten Stücke
bestehen, abgesehen von Verunreinigungen, nur aus Limonit. Aus den
verwitterten Erzen isolierte unverwitterte Mineralanteile wurden im Durch-
und Auflicht untersucht. Die no-Brechungsindizes (durch
Einbettungsmethode gemessen) liegen für größere Kristalle in
Sideritderberzen, Sideritquarziten, Quarz-Glimmer-Siderit-Marmoren
ziemlich konstant bei 1,842. Demnach handelt es sich nach den Tabellen von
WINCHELL (1964) und TROGER (1971) um ein Eisenkarbonat mit etwa 80 Mol-%
FeCO3, welches als Sideroplesit bezeichnet wird. Subtile Einzelheiten im Mineralaufbau werden aber im
polierten Anschliff bei der Messung des Reflexionsvermögens bemerkbar.
Mit dem Mikrospektralphotometer am UNIV AR-Mikroskop von REICHERT wurden
Serienmessungen der Reflexion bei verschiedenen Wellenlängen durchgeführt.
Die RV-Werte betragen für große Körner RVo (Luft) 460 nm:
9,16 (8,92-9,47)
540 nm:
9,02 (8,89-9,13)
620 nm:
8,89 (8,75-9,02)
660 nm:
8,85 (8,61-9,14)
Vom selben Material wurden V H -Mikrohärten mit dem Prüfgerät
von LEITZ ermittelt. Diese VICKERS-Härten betragen (bei der
Versuchsanordnung 100 p, Belastungszeit 7") im Mittel 418 VHN (bei
Streuungen von 372-473 VHN). Für dieses Erz ergab eine im Geotechnischen Institut der
BVFA-Arsenal (Univ.-Prof. Dr. E. SCHROLL) durchgeführte Analyse: Fe
36,85% (was
umgerechnet einem Gehalt von 76,45% Mg
1,85% FeCO3
entspricht) Mn
2,08% Ca
0,30% Die angegebenen RV-Werte herrschen zwar offenbar vor, doch
sind sie nicht für das ganze Material repräsentant. In manchen Feinlagen
fallen nämlich auch statistisch höhere, in anderen niedrigere Werte auf.
Das höhere Reflexionsvermögen betrifft großkörnige Aggregate, beträgt
für den ordentlichen Strahl bei 540 nm im Durchschnitt z. B. 9,17 oder
auch 9,28, was in diesem Fall einem Sideroplesit nahe Siderit entspricht.
Umso bemerkenswerter ist der Befund, daß die feinkörnigen Aggregate der
feinlaminierten Abfolge in mehreren, der Untersuchung zugänglichen Fällen
statistisch niedrigere R V 0Werte aufweisen. Die Differenzen schwanken
(jeweils im Durchschnitt beurteilt) zwischen 0,09% und 0,25%, was bei
allen Wellenlängen nachweisbar ist. Diese Feststellung wird noch weitere
Untersuchungsreihen an verschiedenen sideritlagerstätten und
Detailuntersuchungen der Ursachen nach sich ziehen. Verschiedene Mineralgenerationen sind auch bei Quarz und
Pyrit auf Grund von Korngestalten und der Anordnung im Gefüge
nachweisbar. So treten kleine Bergkriställchen im geschlossenen Verband
und in Restlumina von Sideritrasen auf. Zonar gebaute Pyrit-Idioblasten
fallen durch tropfenähnliche Quarzeinschlüsse auf. Aber auch die stark verbreiteten Limonitbildungen in der
oxidationszone liefern mineralogisch bemerkenswerte Einzelheiten. Neben
den überwiegenden Goethit- und Lepidokrokit-Bildungen, die in den
verschiedensten, manchmal grotesken Formen das Eisenkarbonat verdrängen,
treten gar nicht selten auch stärker reflektierende, oft kugelähnliche
Aggregate in Erscheinung, die sehr schwache Anisotropieeffekte erkennen
lassen. Die R V -Werte entsprächen, soweit bei den sehr kleinen
Aggregatgrößen (10 bis 15 μm)
überhaupt verläßliche Daten ermittelt werden können, einem Magnetit
(kontrolliert bei mehreren Wellenlängen). Nachdem eine Anreicherung
dieser Mineralphasen gelang, konnte das Material röntgenographisch
untersucht werden. Die Röntgendiffraktometeraufnahme ergibt Hämatit. Es
besteht der Verdacht auf Maghemit-nahe Phasen. 7. METALLANREICHERUNG UND ERZKRISTALLISATION Die Genese von Sideriten befaßte ebenso wie die der
alpinen Spatmagnesite zahlreiche Forscher. Die Auffassungen waren und sind
z. T. heute noch konträr. In den letzten Jahren aber erhärten glaubhafte
Erklärungen für beide Themenkreise die Ansicht einer paläozoischen
Stoffherkunft und eines gemeinsamen Auftrittes mit den sedimentären,
heute metamorphen Erzträgergesteinen. Das gilt vor allem für viele nur
einer schwachen Metamorphosestufe ausgesetzt gewesene Spatlagerstätten. Für synsedimentäre paläozoische Siderite brachten Gefügeuntersuchungen
der Vorkommen im Kitzbüheler Lagerstättenrevier und der Tuxer
Quarzphyllitzone entsprechende Hinweise (SCHULZ 1971, 1977). Einen
bestechenden Beweis für sedimentäre Sideritanreicherung der Lagerstätte
Radmer-Buchegg bringen BERAN u. THALMANN (1978) nach vorbereitenden
Studien (BERAN 1975, 1977 a, b, 1978, BERAN u. THALMANN 1977, THALMANN
1977) auf Grund des Nachweises einer feinschichtigen Wechsellagerung
dreier feinkörniger Siderittypen, die sich in den Mg/Mn-Verhältnissen
bzw. im Ca- und Fe-Gehalt unterscheiden. Nach diesen und weiteren
Neuerkenntnissen über Rekristallisationen schließen die Autoren auch für
die Sideritgroßlagerstätte Steirischer Erzberg auf analoge Entstehung.
Damit scheinen die schon von HEGEMANN (1957), HOLL (1970), HOLL u. MAUCHER
(1976), SCHULZ (1974, 1977) vertretenen Meinungen bzw. Vermutungen bestätigt
zu sein. Eine völlig gegensätzliche Auffassung der Sideritgenese
vertritt allerdings immer noch W. E. PETRASCHECK (1978), obwohl die
Bestimmung der S-Isotope eines Gipses von Knappenberg (S. 83,85) auch eine
andere Deutung zulassen würde: er hält an der metasomatisch-alpidischen
Lagerstättenbildung fest. Sollte nicht dennoch eine Annäherung der
verschiedenen Vorstellungen möglich sein? Vor allem durch die
begriffliche Trennung der Ereignisse, die 1. zu den heute vorliegenden
Spatkristallisationen und gegebenenfalls 2. zur ursächlichen Anreicherung
des Eisens im Gestein geführt haben. Denn gerade bei Karbonatmineralen,
die zu spätiger Kristallisation neigen, ist der Nachweis von primären
Anlagerungsgefügen allenfalls sehr erschwert, wenn nicht so gut wie
ausgeschlossen. TUFAR (1972, 1974) vertritt auch für höher metamorphe
Eisenspatlagerstätten die Meinung einer prämetamorphen Genese. Eine Gefügestudie
über die Siderite von Hüttenberg bringt FUCHS (1978, 1979) und zeigt auf
Grund der Korngefügebefunde der gesamten Paragenese die
Wahrscheinlichkeit einer prämetamorphen, synsedimentären
Eisenanreicherung auf. Für die Erzvorkommen von Bärenbach liegen einige Befunde
vor, die für eine junge, also möglicherweise alpidische Kristallisation
sprechen: nämlich die grobspätigen bipolaren Sideritkristallrasen mit
Wachstumsgefügeregelung. Diese sind zwar in bezug auf jüngste rupturelle
Deformationen dennoch als präkinematisch zu bezeichnen, doch könnten
sich diese Kristallisationen und Deformationen auch während der
alpidischen Orogenese und Metamorphose im Sinne von W. E. PETRASCHECK
(1963, 1978), MEIXNER (1953a, b, 1970, 1975), O. M. FRIEDRICH (1953,
1968), CLAR (1953, 1954), CLAR u. MEIXNER (1953) ereignet haben. Zugegeben
dominieren auch in der kleinen Lagerstätte Bärenbach derartige grobspätige,
monomineralische Sideritaggregate und sie liefern an sich keinen Beweis für
eine voralpidische Fe-Anreicherung. Wer aber bewußt nach aussagekräftigen
Befunden sucht und diese in Form von feinlaminierten Wechsellagerungen von
Siderit mit den Hauptgemengteilen des paragesteins findet, müßte eine
syngenetische Fe-Konzentration zumindest in den Bereich der Möglichkeit
ziehen. Die allgemein bekannten fein- und grobspätigen Karbonatgefüge,
wie sie bekanntlich schon in diagenetischen Sedimententwicklungsstadien
entstehen, die typischen Korngrößenwechsel in stofflich verschieden
zusammengesetzten Feinlagen, die intragranularen Korndeformationen in den
Hauptkomponenten des Gesteins, die zum Teil als Si vorliegenden Interngefüge
und die flächig im Kilometerbereich auftretende horizontbeständige
Verteilung der Sideritlager und -linsen, das alles bestärkt den Eindruck,
in den "Sideritmarmoren" von Bärenbach eine voralpidische,
schichtig angelegte Fe-Anreicherung vorliegen zu haben. Nun darf in einem Gesteinsverband mit der vorliegenden
Metamorphosestufe freilich nicht der Fund von Reliktgefügen aus dem
sedimentären Bildungsmilieu erwartet werden, und auch nicht von einem
feinschichtigen Wechsel des Chemismus, wie dies noch in der schwach
metamorphen Lagerstätte Radmer-Buchegg durch BERAN u. THALMANN (1978)
hervorragend gelang. Im Gegenteil: Es ergibt sich die Frage, ob und wie
der Siderit die Metamorphosen überdauert haben kann. Nach WEISSENBACH
(1975) und PILGER (1975) ist das ostalpine Altkristallin der Saualpe von
einer mehrphasigen Metamorphose geprägt worden. Mehrere Kristallisations-
und Deformationszyklen wurden vor allem der variszischen
Faltungsära zugeordnet. So analysierte WEISSENBACH nach einem früh-oder
prämetamorphen Kristallisations-Deformationszyklus eine prä- und eine
postkinematische statische Thermometamorphose und eine zeitlich
dazwischenliegende syn- und postkinematische Druckmetamorphose. Ein weiterer
Kristallisations-und Deformationszyklus wird einer jüngeren
Dislokationsmetamorphose zugeordnet. Die Erze vom Typ Bärenbach liegen nach Karten und Skizzen
von WEISSENBACH in einer hochmetamorphen zentralen Serie mit
glimmerreichen Paragneisen, in welcher Einlagerungen von Pegmatoiden,
Amphiboliten, Eklogiten, Kalksilikatgesteinen und Marmoren auftreten.
Entsprechend der Disthenflasergneis-Serie nach WEISSENBACH (1975) und dem
noch stellenweise nachweisbaren Staurolith könnte man diese Abfolge der
Disthen-Almandin-Muskovit-Subfazies innerhalb der
Almandin-Amphibolitfazies vom Barrow-Typ (B.2.2. nach WINKLER 1967)
zuordnen. Die unmittelbaren Erzträgergesteine sind aber Marmore,
quarzitische und glimmerreiche Gneise sowie Quarzite. Es ist daher mit
Sicherheit damit zu rechnen, daß die heute anzutreffenden
Sideritaggregate in Berührungsparagenese mit Quarz, Phlogopit, Sericit,
Pyrit, Calcit keinesfalls etwa Relikte aus einem prämetamorphen Stadium
darstellen. Doch scheinen auf Grund unterschiedlicher Sideritkornlagen bezüglich
Korngrößen, Pigmentierung, Deformationszustand, wahrscheinlich auch
chemismus und ganz allgemein Interngefüge, genetisch verschiedene
Kristallisate, möglicherweise aus verschiedenen Kristallisations-und
Deformationsphasen des komplizierten Entstehungsablaufs der Gesteine,
vorzuliegen. Allenfalls müßte mit geschlossenen Systemen gerechnet
werden, in denen zwar das Mineral Siderit als solches erhalten blieb,
jedoch mehrfachen, und zwar selektiven Kornvergröberungen infolge
durchgreifender Umkristallisationen (Sammelkristallisationen) unterworfen
war. Daß dabei sowie auch bei Neukristallisationen nach Lösungsmobilisation
die im karbonatisch-tonig-quarzigen Ausgangssediment stofflich inhomogenen
Bauzonen als Lagerbau erhalten geblieben sind, sollte nicht wundern. Die weitere Frage, jene nach der Herkunft des Eisens,
bildet zwar ein klärenswertes, aber angesichts der ohnehin nur mit
gewisser Zurückhaltung interpretierbaren Genese doch schwer zu lösendes
Problem. Festzuhalten ist einmal, daß man weder im Raum Bärenbach und
der analogen kleinen Erzlager noch in der Lagerstätte Hüttenberg
diskordante Erzgänge kennt, die als Zufuhrwege für Hydrothermen in Frage
kämen. Die Möglichkeit einer diskreten Lösungszufuhr, deren Spuren
heute nicht mehr nachweisbar wären, kann zwar nicht ganz ausgeschlossen
werden, spräche aber -angenommen -eher für eine ursprüngliche submarine
Zufuhr und nicht etwa für ein junges, alpidisches Ereignis. Im Falle des Steirischen Erzberges rechnen BERAN u.
THALMANN (1978) mit einem Zusammenhang von Metallösungen mit dem im Devon
und Unterkarbon in der Grauwackenzone bekannten Vulkanismus. Eine Übertragung
der Situation auf den Raum Hüttenberg erscheint mir zwar nicht unmöglich,
aber doch sehr vage, da die Alterseinstufung der Metamorphite bei Hüttenberg
doch nicht so gesichert ist. Amphibolite als Zeugen basischer submariner
Aktivitäten wären in der Gesamtgesteinsabfolge freilich bekannt. So wird man für die mögliche sedimentäre
Metallkonzentration doch auch eine CO2-Zone nach BORCHERT (1953)
in Erwägung ziehen müssen. Das häufige gemeinsame Auftreten von Siderit
mit Pyrit läßt entsprechend den Stabilitätsdiagrammen von BORCHERT
(1953,1964) und GARRELS u. CHRIST (1965) auf ein schwach reduzierendes
Bildungsmilieu mit Eh -Werten etwa von 0,1 bis 0,3 V und einem
Redoxpotential mit neutralen bis schwach alkalischen Bedingungen, etwa
pH-Werten zwischen 6 und 9, schließen. Die bescheidenen Geländeaufschlüsse und das relativ geringe verfügbare und stark limonitisierte Haldenmaterial der früheren kleinen Grubenbaue erlauben es meines Erachtens nicht, zur einen oder anderen Möglichkeit der Eisenanreicherung Stellung zu nehmen. Ich halte es aber für sehr wahrscheinlich, daß die Ursache für die heutigen Sideritlager im prämetamorphen Stadium in Fe Konzentrationen in den teils kalkigen, teils quarzigen und tonigen Sedimenten zu suchen ist. Nach den heute geltenden Ansichten über das Alter der Ausgangsgesteine würde es sich um eine wahrscheinlich altbis mittelpaläozoische Abfolge handeln. Dieser Deutung entsprechend, könnte eine horizontbeständige,
flächig weit ausgedehnte Sideritvererzung vorliegen, wobei allerdings über
Mächtigkeitszunahme und Auskeilen der Erzlinsen infolge ungenügender Geländeaufschlüsse
keine Anhaltspunkte vorliegen. Eine Reihe von kleinen, früher abgebauten
Erzvorkommen allerdings kann mit den Sideritlagern von Bärenbach
konstruktiv in Verbindung gebracht werden (Abb. 1). Die Grundlagenforschung wurde im Rahmen des
Forschungsschwerpunktes N 26 der Österreichischen Rektorenkonferenz
durchgeführt. Ein Teil der Geländearbeiten fand im Auftrag der VOEST-ALPINE AG, Bergbau Hüttenberg, statt. LITERATURVERZEICHNIS:
BERAN. A. (1975): Mikrosondenuntersuchungen von Ankeriten
und Sideriten des Steirischen Erzberges. - Tschermaks Miner. Petr. Mitt.
22:250-265. BERAN, A., und THALMANN. F. (1977): Feinkörnige gebänderte
Siderite im Spateisensteinbergbau Radmer-Buchegg. - Österr. Akad. Wiss.,
Math.-nat. Kl., Anzeiger, Jg. 1977:57-62. BORCHER'r, H. (1953): Die Bildungsbedingungen mariner
Eisenerzlagerstätten. - Chemie der Erde, 16.-49-74. -(1964): über
Faziestypen von marinen Eisenerzlagerstätten. - Ber. Geol. Ges. DDR,
9:161-300. FUCHS, H. W. (1978): Korngefügeanalytische Untersuchungen
der Sideritlagerstätte Hüttenberg, Kärnten. -Dissertation Univ.
Innsbruck. GARRELS, R. M., and CHRIST.
Ch. I. (1965): Solutions, Minerals and Equilibria. - Harper & Row. New
York-Evanston-London. HEGEMANN, F. (1957): über die "alpine Metallogenese".
- Fortschr. Min., 35:34-57. HOLL, R. (1970): Die Zinnober-Vorkommen im Gebiet der
Turracher Höhe (Nockgebiet/ Österreich) und das Alter der
Eisenhut-Schieferserie. - N. Jb. Geol. Paläont.
Mh.:201-224. HOLL. R., und MAUCHER, A.
(1976): The strata-bound ore deposits in the Eastern Alps. - In: Handbook of
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1-36, Elsevier, Amsterdam. MEIXNER, H. (1953a): Mineralogisches zu FRIEDRICH'S Lagerstättenkarte
der Ostalpen. - Radex-Rundschau, 7/8.-434-444. -(1953 b ): Mineralogische Beziehungen zwischen
Spatmagnesit- und Eisenspatlagerstätten der Ostalpen. - Radex-Rundschau,
7/8.-445-458. -(1970): Anschliffbeobachtungen zu verschiedenen
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des Saualpenkristallins. - Clausth. Geol. Abh., Sonderbd. 1 :143-154. PILGER und SCHONENBERG (1975): Geologie der Saualpe. - Clausth.
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Tschermaks Min. Petr. Mitt., 15:232-247. THALMANN, F. (1977): Zur Eisenspatvererzung in der nördlichen
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2nd ISMIDA, Bled 1971. Geologija, 15:141-157 (Ljubljana). WEISSENBACH, N. (1975): Gesteinsinhalt und Seriengliederung
des Hochkristallins der Saualpe. - Clausth. Geol. Abh., Sdbd. 1 ;61-114. WINKLER. H. G. F. (1967): Die Genese der metamorphen Gesteine, 2. Aufl. - Springer Verlag, Berlin etc.
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