Ax-Granit

Der Ax-Granit, ist ein kleines Granitvorkommen des Aston-Massivs in den französischen Pyrenäen. Er erstarrte am Ende der variszischen Orogenese vor rund 306 Millionen Jahren während des Oberkarbons (Kasimovium).

Geographie

Die Oriège bei Ax-les-Thermes, im Hintergrund ein ehemaliger Steinbruch im Ax-Granit

Der Ax-Granit, vollständig auch Ax-les-Thermes-Granit bzw. Ax-les-Thermes-Leukogranit, ist nur 3,5 Kilometer lang und 2,2 Kilometer breit, wobei seine Längsachse in die Nordnordwest-Richtung zeigt. Seine Oberfläche beträgt 7 Quadratkilometer. Er folgt dem Verlauf der Ariège südlich von Ax-les-Thermes bis hin zu den Gorges de Mérens. Sein Ostrand wird südlich der Oriège von einer Nordnordwest-streichenden Störung abgeschnitten. Das Aufschlussgebiet des Granits wird großflächig von tertiären Sedimenten maskiert, die im Zusammenhang mit der Verebnungsfläche der Pyrenäen stehen.^[1]

Geologie

Der Ax-Granit ist in die Orthogneise des Aston-Massivs (Riète-Gneis) eingebettet und stößt im Norden nahezu an Metasedimente des Paläozoikums. Bis zur Nordpyrenäenverwerfung am Col du Chioula weiter im Norden sind es noch rund 5 Kilometer. Er gehört somit zur Achsenzone der Pyrenäen. Das Aston-Massiv bildet eine 40 × 15 Kilometer große linsenförmige, domartige Aufwölbung, die tektonisch in die Ost-West-Richtung ausgelängt ist. Es wird von kambro-ordovizischen Metasedimenten umhüllt, die eine mehrfazielle Metamorphose (sehr niedriggradig bis hochgradig) durchlebt haben. Am West- und Südrand des Massivs treten die Orthogneise als Migmatit auf. Neben dem Ax-Granit finden sich im Aston-Massiv noch fünf weitere kleine Granitvorkommen, darunter ein etwas größeres im Migmatit im Südwesten. Am Südostrand erscheint ein kleinerer Granodiorit, der von einem Quarzdiorit ummantelt wird. In den Metasedimenten im Südwesten des Massivs bei Pla de Soulcem finden sich zahlreiche kleinere Pegmatite und Muskovit-Granite, die dem Ax-Granit chemisch sehr ähnlich sind. Dem Aston-Massiv schließen sich im Westen der Bassiés-Granodiorit und im Osten die Granitoide des Quérigut-Milhas-Granits an.

Petrologie

Der Ax-Granit ist ein peraluminoser Zweiglimmergranit (Leukogranit) und der größte Intrusivkörper im Aston-Massiv. Wie bereits erwähnt ähnelt er petrologisch den Pegmatiten und dem Muskovit-Granit von Pla de Soulcem, besitzt aber eine geringere mineralogische Variabilität. Der Granit bildet gelegentlich auch eine gneisige Foliation aus.

Vorhanden sein können auch grobkörnige Adern und alternierende Pegmatitlagen mit Turmalin, Klinozoisit und Biotit, sowie assoziierte Aplite. Als Fremdgesteinseinschlüsse sind gelegentlich Metasedimente zu erwähnen, auch biotitreiche Schlieren kommen vor.

Das Gestein ist generell hell, kann aber durch reichhaltigen Biotit und Akzessorien dunkle Farbtöne annehmen. Der Chlorit ist ein Anzeiger für retrograde Umwandlungen. Sehr häufig sind mikrotektonische Deformationsstrukturen.

Pouget und Kollegen (1989) zählen in ihrer Typologie der Pyrenäenintrusiva den Ax-Granit zu den Plutonen homogener Zusammensetzung (aber kleinen Volumens) in metamorph überprägten Gebieten, genauer zum Typ HA mit saurem Chemismus.^[2] Sein Aufschmelzen erfolgte in 12 bis 15 Kilometer Tiefe während einer Dehnungsphase noch vor der eigentlichen Hauptdeformation D 1. Der Pluton nahm diapirartig während der zweiten regionalen Deformationsphase D 2 in etwa 7 bis 10 Kilometer Tiefe Platz. Die Kontakte zum Nebengestein sind progressiv.

Dem Ax-Granit sehr ähnlich sind der Pla-de-Soulcem-Granit und der Tramezaïgues-Granit.

Mineralogie

Die Mineralogie des Ax-Granits setzt sich wie folgt zusammen:

Akzessorisch treten auf:

Chemische Zusammensetzung

Folgende Tabelle soll die Auswirkungen der Albitisierung am Ax-Granit veranschaulichen:

Oxid Gew. %	Ax-Granit	Albitisierter Granit
SiO₂	73,45	62,55
TiO₂	0,14	0,39
Al₂O₃	14,42	21,85
Fe₂O₃	0,89	0,12
FeO
MnO	0,02	0,01
MgO	0,22	0,11
CaO	0,85	3,96
Na₂O	3,06	9,17
K₂O	5,30	0,45
P₂O₅	0,30	0,53

Spurenelemente

Tabelle mit Spurenelementen:

Spurenelement ppm	Ax-Granit	Albitisierter Granit
Cr	20,3	17,1
Cs	3,78	0,55
Zr	33,9	252
Nb	6,91	18,57
Nd	6,054	37,39
Rb	187	21,0
Sr	73,4	1043
Ba	242	41,2
Th	3,26	40,6
Ta	0,93	2,26
Hf	1,13	7,53
La	6,14	38,09
Ce	12,04	77,66
Sm	1,525	7,359
Eu	0,39	0,62
Tb	0,295	0,834
Yb	1,045	2,69

Metasomatose

Eine Besonderheit ist das Auftreten von Myrmekit, das auf metasomatische Vorgänge hinweist. Auf eine Natrium-Calcium-Metasomatose verweist die im ehemaligen Steinbruch von Petches zu erkennende Albitisierung des Granits, die mit einer duktilen Scherzone in Zusammenhang steht.^[3] Die Plagioklase liegen sodann als An₁₃ bis An₁₆ vor (Albite) und Epidot erscheint. Das Ergebnis der Albitisierung war ein Zuwachs an den Elementen Strontium, Phosphor, Natrium, Calcium und Aluminium sowie ein gleichzeitiger Verlust an Rubidium, Blei, Kalium, Silizium, Eisen und Magnesium. Im Verbund mit der Albitisierung war zusätzlich noch eine sehr starke Silizifizierung unter Neubildung von Titanit einhergegangen, die 70 bis 80 % des Ausgangsgesteins erfasste.

Alter

Jäger und Zwart (1968) hatten den Orthogneisen des Aston-Massivs noch ein unterordovizisches Alter von 488 Millionen Jahren zugebilligt (Tremadocium). Denèle und Kollegen (2009) stufen sie mittlerweile mit 470 ± 6 Millionen Jahren etwas jünger ein (Floium/Dapingium).^[4]

Majoor (1987) konnte dem Ax-Granit mittels der Rubdidium-Strontium-Methode ein Abkühlalter von 301 ± 15 Millionen Jahren zuweisen.^[5] Eine Neudatierung mit der Uran-Blei-Methode (mittels LA-ICPMS) von Denèle und Kollegen (2014) lieferte mit 306,2 ± 2,3 Millionen Jahre ein leicht älteres Datum.^[6] Mit SIMS hatte Denèle (2007) noch ein höheres Alter von 321 ± 7 Millionen Jahren ermittelt.^[7]

Faillourd und Kollegen (2013) konnten die Na-Ca-Metasomatose mit 105,9 ± 4,2 Millionen Jahren bestimmen (Albium).^[3]

Entstehung

Wie auch andere variszische Intrusiva mit hohem ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr-Initialverhältnis von 0,710 bis 0,714 zeigt der Ax-Granit einen sehr hohen Wert von 0,7142, der krustale Ausgangsgesteine nahelegt. Zwart (1979) war der Ansicht, dass der Ax-Granit durch Anatexis aus dem Orthogneis des Aston-Massivs hervorgegangen war. Der Orthogneis besitzt aber mit 0,7192 ein noch wesentlich höheres ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr-Initialverhältnis und auch ein unterschiedliches Rubidium/Strontium-Verhältnis (Mittelwert). Die Anatexis dürfte daher allein nicht auf den Orthogneis zurückzuführen sein, sondern verlangt darüber hinaus nach anderen Aufschmelzkomponenten – anderen Krustengesteinen oder einen noch tiefer sitzenden Gneiskörper.

Literatur

Martignole, J.: Recherches pétrographiques et structurelles dans la région d'Ax-le-Thermes. In: Thèse de spécialité. Toulouse 1964, S. 180.

Einzelnachweise

↑ Monod, B. u. a.: Postorogenic planar paleosurfaces of the central Pyrenees: weathering and neotectonic records. In: Comptes Rendus Geoscience. Band 348, 2016, S. 184–193, doi:10.1016/j.crte.2015.09.005.
↑ Pouget, u. a.: Typologie et mode de mise en place des roches magmatiques dans les Pyrénées hercyniennes. In: Geologische Rundschau. Band 78/2, 1989, S. 537–554.
↑ ^a ^b Sylvain Fallourd u. a.: In situ La-ICP-MS U-Pb titanite dating of Na-Ca metasomatism in orogenic belts: the North Pyrenean example. In: International Journal of Earth Sciences. Band 103, 2014, S. 667–682, doi:10.1007/s00531-013-0978-1.
↑ Denèle, Y. u. a.: Middle Ordovician U-Pb age of the Aston and Hospitalet orthogneissic laccoliths: their role in the Variscan evolution of the Pyrenees. In: Bull. Soc. Geol. Fr. Band 180, 2009, S. 209–216.
↑ Majoor, F. J. M.: A geochronological study of the axial zone of the Central Pyrenees, with emphasis on Variscan events and Alpine resetting. In: Verhandeling Laboratorium vour isotopen-geologie. Amsterdam 1988, S. 117.
↑ Denèle, Y., Laumonier, B., Paquette, J.L., Olivier, P., Gleizes, G. und Barbey, P.: Timing of granite emplacement, crustal flow and gneiss dome formation in the Variscan segment of the Pyrenees. In: Geol. Soc. Lond. Spec. Publ. Band 405, 2014, S. 265–287, doi:10.1144/SP405.5.
↑ Denèle, Y.: Formation des dômes gneissiques hercyniens dans les Pyrénées: exemple du massif de l'Aston-Hospitalet (Doktorarbeit). 3 Université de Toulouse, 2007, S. 300.

[1] Monod, B. u. a.: Postorogenic planar paleosurfaces of the central Pyrenees: weathering and neotectonic records. In: Comptes Rendus Geoscience. Band 348, 2016, S. 184–193, doi:10.1016/j.crte.2015.09.005.

[2] Pouget, u. a.: Typologie et mode de mise en place des roches magmatiques dans les Pyrénées hercyniennes. In: Geologische Rundschau. Band 78/2, 1989, S. 537–554.

[Faillourd-3] Sylvain Fallourd u. a.: In situ La-ICP-MS U-Pb titanite dating of Na-Ca metasomatism in orogenic belts: the North Pyrenean example. In: International Journal of Earth Sciences. Band 103, 2014, S. 667–682, doi:10.1007/s00531-013-0978-1.

[4] Denèle, Y. u. a.: Middle Ordovician U-Pb age of the Aston and Hospitalet orthogneissic laccoliths: their role in the Variscan evolution of the Pyrenees. In: Bull. Soc. Geol. Fr. Band 180, 2009, S. 209–216.

[5] Majoor, F. J. M.: A geochronological study of the axial zone of the Central Pyrenees, with emphasis on Variscan events and Alpine resetting. In: Verhandeling Laboratorium vour isotopen-geologie. Amsterdam 1988, S. 117.

[6] Denèle, Y., Laumonier, B., Paquette, J.L., Olivier, P., Gleizes, G. und Barbey, P.: Timing of granite emplacement, crustal flow and gneiss dome formation in the Variscan segment of the Pyrenees. In: Geol. Soc. Lond. Spec. Publ. Band 405, 2014, S. 265–287, doi:10.1144/SP405.5.

[7] Denèle, Y.: Formation des dômes gneissiques hercyniens dans les Pyrénées: exemple du massif de l'Aston-Hospitalet (Doktorarbeit). 3 Université de Toulouse, 2007, S. 300.

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