©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.atArch. f. Lagerst.forsch. Geol. B.-A.

ISSN 0253-097X

S.17-50

Wien, Juni 1991

Gangförmige Gold-Silber-Vererzungen in der Sonnblickgruppe(Hohe Tauern, Kärnten)
Van

GERHARD FEITZINGER & WERNER

H. PAAR-)Mit 32 Abbildungen, 8 Tabellen und 1 Tafel (Beilage)
Kärnten
Hohe Tauern
Sonnblickgruppe
GangvererzungenGold
SilberParagenese
GeneseÖsterreich ische Kartel:
50.000Blätter 154, 155, 180. 181
InhaltZusammenfassung:
Abstract
1. Einleitung,:','
2. Geologischer Uberbhck
2.1. Tektonik
2.2. Lithologie
2.3. Metamorphose
3. Mölltalstörung und Tauerngoldgänge: Phänomene der spätalpidischen Bruchtektonik
3.1. Mölltalstörung
3.2. Tauerngoldgänge
3.3. Relatives Alter von Mölltalstörung und Tauerngoldgängen
4. Edelmetallhältige Erzmineralisationen
4.1. Beschaffenheit der Gangfüllung
4.2. Paragenese Gold - Pyrit - Arsenopyrit
4.2.1. Chemismus des Goldes
4.3. Paragenese Silberhältige Sulfosalze - Galenit - Sphalerit - Chalkopyrit
4.3.1. Chemismus der Silberträger
4.4. Paragenesen im Ausgehenden der Erzgänge
4.5. Mineralisationen erzführender Quarzgänge
4.5.1. Paragenese Pyrit - Tetradymit - CuPbBi-Sulfosalze - Gold4.5.2. Paragenese Pyrit - Molybdänit
4.6. Bildungsbedingungen der Erzmineralisationen
4.6.1. System Fe - As - S: Arsenopyrit-Geothermometer
4.6.2. System Zn - Fe - Cu - S: Sphalerit-Geobarometer
4.6.3. Zusammenfassende Diskussion der Erzbildungsbedingungen
5. Nebengesteins-Alteration
5.1. Alteration im Granitgneis
5.2. Alteration in Metabasiten
5.2.1. Alteration eines Albitamphibolites durch einen sulfidführenden Quarzgang
5.2.2. Alteration einer Biotit-Albit-Gneislage durch einen pyritführenden Ankerit-(Calcit-)Gang
6. Überlegungen zur Metallogenese
6.1. Tektonische Aspekte
6.2. Primäre Teufenunterschiede und lateralsekretionäre Beeinflussung der Mineralisationen
6.3. Genetische Diskussion - Modellvorstellungen
Dank
Literatur

17
18
19
19
19
21
21
21
21
22
23
25
25
26
27
27
29
31
32
33
35
35
36
38
39
39
39
41
41
42
45
45
46
47
48
48

Zusammenfassung
In den östlichen Hohen Tauern betrieb man im Raum Badgastein und am Rauriser Goldberg, aber auch im Kärntner Anteil
der Sonnblickgruppe bis ins 19. Jahrhundert, zuletzt im II. Weltkrieg, regen Bergbau auf gangförmige Au-Ag-Mineralisationen.
Der in der vorliegenden Arbeit untersuchte Teilbereich der Sonnblickgruppe (Zirknitztäler und oberes Wurtental) wird zur
Hauptsache von porphyrischen Granit- bis Granodioritgneisen (Augengneisen) aufgebaut, die geochemisch als typische Vertreter variszischer I-type Granite mit volcanic-arc bzw. post-collision-Charakteristik zu klassifizieren sind und Ähnlichkeiten zu
den Granitoiden des benachbarten Hochalm-Kernes aufweisen. Der Sonnblickgranit intrudierte altpaläozoische(?) vul*) Anschrift der Verfasser: Dr. GERHARDFEITZINGER,
Univ.-Prof. Dr. WERNER
H. PAAR,Institut für Mineralogie, Universität Salzburg,

Hellbrunnerstraße 34/111,A-5020 Salzburg.

17©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.atkanosedimentäre Abfolgen, die im untersuchten Terrain im wesentlichen auf langgestreckte, NW-SE-streichende Metabasitzüge beschränkt sind. Geochemisch handelt es sich dabei um tholeiitische Basalte und basaltische Andesite eines ocean-floor
bzw. subduktionsbezogenen island-arc Milieus, bei der zweiten Gruppe tritt zusätzlich eine within-plate Magmenkomponente
stärker in den Vordergrund. Die Metabasite sind als Äquivalente zu Teilen der Habachformation zu interpretieren. Peripher wird
der Sonnblick-Gneiskern von (par)autochthonen permomesozoischen Metasedimenten und Metavulkaniten überlagert (vorwiegend triadische Karbonatgesteine
und jurassische Kalkglimmerschiefer/phyllite,
Schwarzphyllite
und Prasinite der
Bündnerschieferformation,
beispielsweise im Bereich der Mallnitzer Mulde).
Im Zuge der alpidischen Einengungs- und Überschiebungstektonik erfuhr der Sonnblickgranit mitsamt seiner Sedimenthülle
eine intensive Deformation und liegt heute als NW-SE-elongierte Gneiswalze vor. Die Gesteine wurden schließlich von einer
syn- bis postkinematischen Regionalmetamorphose überprägt, die im Sonnblick-Gneiskern die Grenze Obere Grünschiefer-/
Untere Amphibolitfazies erreichte (ca. 500°C, 4-6 kbar).
Die postmetamorphe Bruchtektonik resultierte in der Ausbildung von zwei Hauptstörungssystemen: Ein Bündel subparalleler
NW-SE-streichender
Störungenstellt die Fortsetzung
der Mölltallinie,
ein Lineament I. Ordnung, innerhalb der
Sonnblickgruppe dar. Später angelegte, häufig kilometerlang NNE-SSW-streichende(N 10-30°), steil nach W oder E einfallende, meist 1-1,5 m mächtige Strukturen führen edelmetallhältige
Sulfidmineralisationen;sie werden allgemein als"Tauerngoldgänge" bezeichnet.
Zwei Hauptvererzungsphasen können unterschieden werden: Eine ältere Au-führende Pyrit-Arsenopyrit-Quarz-Paragenesewird häufig von hydrothermal alterierten (serizitisierten und silizifizierten) Nebengesteins-Fragmenten begleitet. Das Gold ist
Ag-reich (18-25 Gew. %) und tritt in Form 10-30 11mkleiner Tröpfchen einschlußartig in Pyrit und/oder in Rissen von Pyrit undArsenopyrit auf. Die Gleichgewichtsparagenese
Pyrit-Pyrrhotin-Arsenopyrit
weist auf eine Erzbildung bei ca. 365-410° /Ioga(S2) = -6,7 bis -8,2 hin. Eine jüngere Ag-Pb-Zn-Cu-Sb-Bi-Sulfid/Sulfosalz-Mineralisation
tritt vorwiegend in den oberen
Teufen auf und wird von grobspätigem FeMg(Mn)-Karbonat als Gangart begleitet. Sie wurde vermutlich bei niedrigeren Temperaturen und/oder höherer S-Aktivität abgeschieden, wobei CO2 als volatile Phase eine wesentliche Rolle spielte. Haupterzedieser Paragenese sind Galenit, Sphalerit und Chalkopyrit. Galenit enthält eine Vielzahl von Silberträgern wie Ag-hältigen Tetraedrit, Polybasit, Pyrargyrit, Matildit und Gustavit. Im Ausgehenden ist Gold Ag-ärmer (ca. 10-11 Gew. % Ag) und in typischer
Weise mit Bi- und Te-Mineralen sowie Limonit assoziiert. Akanthit- und Covellinsäume sind zementative Neubildungen der AgPb-Zn-Cu-Paragenese.
Lokal enthalten auch NE-SW-streichende,dm-mächtige Quarzgänge Au-führende Sulfidvererzungen. Haupterz ist stets
Pyrit, manchmal assoziiert mit Tetradymit, Tsumoit, Sulfosalzen aus der Aikinit-Bismuthinit-Reihe,
Galenobismutit und ged.
Gold (ca. 11 Gew. % Ag). Andere Quarzgänge enthalten eine Molybdänit-(Scheelit-)Pyrit-Mineralisation.
Ihrer bruchtektonischen Anlage entsprechend setzen die Vererzungen des "Tauerngoldgang- Typus" bevorzugt im Zentralgneis auf. Sie sind strukturell kontrolliert und bewirken nur unbedeutende Nebengesteins-Alterationen.
Außerdem weisen die
Sonnblickgneise keine Anomalien hinsichtlich erzgenetisch relevanter Metalle/Metalloide auf, sodaß eine lagerstättenbildendeMetallanreicherung etwa im Zuge lateralsekretionärer Prozesse auszuschließen ist. Die zur Erzgenese benötigten Metalikonzentrationen könnten entweder aus tieferen Stockwerken der Zentralgneise bezogen werden, und zwar durch eine extensive Remobilisation und Rekonzentration der ursprünglich geringen Gehalte im Zuge progressiver Metamorphose, oder aber aus hydrothermalen Restlösungen eines in der Teufe des alpidischen Orogens kristallisierenden Magmas(?). Vermutlich in Zusammenhang mit der postmetamorphen Heraushebung des Tauernfensters angelegte, tiefreichende Bruch- bzw. Scherzonen schufen eine geeignete Wegsamkeit für den Aufstieg der metallhältigen Fluide und damit die Möglichkeit einer Erzabscheidung infolge Abkühlung und/oder Druckerniedrigung.

Vein-Type Gold-Silver Mineralizations of the Sonnblick Group(Hohe Tauern, Carinthia)
Abstract
In the eastern section of the Penninie Tauern window numerous vein-type Au-Ag-deposits were mined in the vicinity of Badgastein, Rauris, and in the Carinthian regions of the Sonnblick range. Most of the mines were abandoned at the end of 19th
century; the very last activi.ties took place during World War II.
In the investigated area of the Sonn blick massif (Zirknitz valleys and Wurten valley) porphyritic granite/granodiorite
gneissespredominate which are geochemically I-type granites resembling volcanic-arc and post-collision magmatic suites, resp. The
Variscan granitoids intruded Early Paleozoic(?) volcanodetritic sequences that are reduced to a few thin, NW-SE-elongatedmetabasite bodies. Geochemically the metabasites represent tholeiitic basalts and basaltic andesites of an ocean-floor and a
subduction-related island-arc setting, resp. Trace element features also imply a within-plate component for the second groupof metavolcanics. The metabasites are regarded as equivalents to portions of the Habach formation. Peripherally the Sonnblick
gneiss massif is overlain by (par)autochthonous Permomesozoic metasediments/metavolcanics(mainly triassie carbonate
rocks and jurassie calcareous schists/phyllites, graphitic phyllites and prasinites of the Bündnerschiefer formation which occur
e.g. in the Mallnitz syncline).
Due to the northward overthrust of the Austroalpine nappes during the Upper Cretaceous and Lower Tertiary the Sonnblick
granite dome together with its sedimentary envelope was intensely deformed resulting in its typical NW-SE-extended cylindrical shape coherent with a syn- to postkinematic regional metamorphism reaching upper greenschist/lower amphibolite facies("" 500°C/4-6 kbar) in the central parts of the gneiss massif.
In the Upper Tertiary extensive fracturing produced two prevalent fault systems: An earlier system of subparallel NW-SErunning structures, the so-called "Mölltal-lineament"
represents a main fault within the Tauern window. Exceptionally later
established NNE-SSW-trending (N 10-30°), steeply W- or E-dipping, usually 1-1,5 m wide plain fractures with extensions ofkilometers along strike, the so-called "Tauerngoldgänge", carry precious metal containing sulphide mineralization.
Two ore-forming stages can be distinguished: An earlier formed Au-bearing pyrite-arsenopyrite-quartz-assemblage
is commonly associated with phyllic altered wall-rock fragments. Gold occurs as tiny (10-30 11m)droplets within pyrite or along fissures of pyrite and arsenopyrite. The precious metal is rich in Ag (18-25 wt. %). Crystallization conditions estimated from py-

18©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.atrite-pyrrhotite-arsenopyrite
equilibria range within 365-410°C/log a(S2) = -8,2 up to -6,7. A later generated Ag-Pb-Zn-Cu-SbBi-sulphide/sulphosalt
mineralization preferably occurs on a shallow level of the deposits. It is associated with sparry
FeMg(Mn)-carbonate gangue and was probably precipitated at lower temperatures and/or higher sulphur-activities. CO2 islikely to have functioned as a significant volatile. Predominant ore minerals are galena, sphalerite, chalcopyrite. Galena contains a variety of Ag-carriers: Ag-bearing tetrahedrite, polybasite, pyrargyrite, matildite, and gustavite. In the outcrop gold contains less Ag (""10-11 wt. %) with respect to the precious metal from the pyrite-arsenopyrite assemblage. It is associated with
Bi- and Te-minerals, and limonite. Acanthite and covellite rimming galena, sphalerite, and chalcopyrite indicate the influence ofsupergene solutions onto the Ag-Pb-Zn-Cu-paragenesis.
NE-SW-striking, dm-thick quartz veinlets containing sulphide mineralization have been prospected locally. The main component is pyrite which is rarely associated with tetradymite, tsumoite, sulphosalts of the aikinite-bismuthinite series, galenobismutite, and native gold ("" 11 wt. % Ag). Another type of quartz veinlets carries a molybdenite-(scheelite-)pyrite
association.
According to its ruptural origin mineralization of the "Tauerngoldgang-type" occurs mainly in grainitoid terrains. The deposits
are structurally controlled and do not produce extensive wall-rock alteration. Besides, the Sonnblick granitoids do not haveincreased metal/metalloid abundances, with respect to mean values from acidic intrusive rocks. For this reason concentrationof metals by lateral-secretion processes may not be considered. More likely metals were either remobilized and reconcentrated at deep levels of the Variscan granitoids, the prograde metamorphism operating as a heat-engine, or metals were derived
from hydrothermal solutions related to a crystallizing magma. Postmetamorphic uplift of the orogen produced deep-reaching
fractures/shear-zones
which induced sufficient permeability for the ascent of metal-bearing fluids and consequently for the
precipitation of ores by cooling and/or decompression.

1. Einleitung
Im Kärntner
Anteilder Sonnblickgruppe
wurdenstrukturell
kontrollierte
Gold-Silber-Vererzungenvom"TauerngoldgangTypus" untersucht.
Hiezu wurde das
ehemalige Bergbauterrain
des Großen und Kleinen Zirknitztales sowie des oberen Wurtentales
unter montangeologischen
und tektonischen
Aspektenaufgenommen und die dort auftretenden
Erzmineralisationen
einer erzpetrographischen
und mineralchemischen
Bearbeitung unterzogen.
Ferner sollte geklärt werden, ob
eine Abhängigkeit
der Mineralisationen
vom Nebengestein existiert, bzw. welche anderen Parameter für die
Genese dieses Vererzungstypus
von Bedeutungsind.
Lage des Arbeitsgebietes
Das Große Zirknitztal
ist von Döllach/Großkirchheim
im oberen Mölltal über eine asphaltierte
Straße (nachca. 6 km abgeschrankt)erreichbar,
die bis ca. 1700 m
Sh führt; von dieser zweigt eine Werksstraße
der KELAG ins Kleine Zirknitztalab, die bis zum Großsee(2410 m) hinaufführt.
Den südlich des Scharecks gelegenen Bereich des oberen Wurtentales
erreicht man
von Außerfragant
im Mölltal über Innerfragant
und weiter die Mautstraße der "Mölltaler Gletscherbahnen"
benützend, die bis zum Parkplatz am Stübelesee (2200 m)
bzw. zum Hochwurtenspeicher
der KELAG (2369 m)
befahrbar ist (s. Beilage).

2. GeologischerÜberblick2.1. Tektonik
Die gangförmigen
Edelmetallvererzungendes betrachteten
Areals treten nahezu ausschließlich
im Zentralgneis des Sonnblickkerns
auf. Gemäß EXNER (1964)
wurde der variszisch intrudierte Sonnblickgranit
infolgeder alpidischen
Einengungstektonik
walzenförmig
in
NW-SE-Richtung
ausgelängt(Abb. 1). Diese "Gneiswalze" erstrecktsich vom Hocharn im NW ca. 40 km
bis nach Mühldorf
im Mölltal. 'Ihre steile NE-seitige
Stirnzone
wird durch langgezogene,
geringmächtige,
synklinal eingefaltete
Metabasitzüge
aus dem präpermischen "Alten Dach" in mehrere Teilkörper aufgesplittert, die EXNER (1964) als "Knappenhauswalze"und"Wurtenkeile"
bezeichnet,
wobei im wesentlichen
dieKnappenhauswalze
die lamellenartig
ausgedünnte
südöstliche
Fortsetzungdes Sonnblickkerns
im unteren
Mölltal bildet (Abb. 1).
Die NW-SE-streichenden
Metabasitzüge
des Wurtentales bestehen überwiegend
aus Amphiboliten,
untergeordnet
aus Epidot-Hornblendegneisen,
Biotit-Plagioklasgneisen
und Einlagerungenvon Granatglimmerschiefern,
Schwarzschiefern,
KnotenschiefernundQuarziten. Sie sind vor allem östlich des Hochwurtenspeichers sowie im Bereich der Niederen Scharte aufgeschlossen.
Den, Zentralgneisüberlagern(par)autochthone
präpermische Formationen("Altes 'Dach des Zentralgneis"bzw. "vom Zentralgranit
intrudiertes
polymetamorphes
Altkristallin"
bei EXNER [1964]),
die wiederumzur
Hauptsachevon den eben angeführten
Gesteinen aufgebaut werden.
Über der präpermischen
Sequenz folgen permotriadische Quarzite, Arkosegneise,
Rauhwacken,
Kalk- undDolomitmarmore
sowie Kalkglimmerschiefer/-phyllite,
Graphitschiefer/ -phyllite und Prasinite der jurassischen
Bündnerschieferformation,
wie sie beispielsweiseinForm der NW-SE-gelängten,
stark eingeengten
Mallnitzer Mulde der Stirn des Sonnblickkerns
vorgelagert
sind.
Darüberhinaus
schied EXNER (1962 a, 1964) insgesamt vier, im Detail kompliziert
gebaute "Lamellen undDecken der Randgneise über dem Sonnblickkern"aus,
die seiner Meinung nach im Zuge der alpidischenÜberschiebungstektonik
vom Hauptkörper
der SonnblickGneiswalze
abgetrennt
wordenseien. Im Gegensatz
dazu konnte ALBER (1976) aufgrund von DetailkartierungenundSerien untersuchungenim Hocharngebiet
nachweisen,
daß die Gesamtheit
der präpermischen
und permomesozoischen
Formationen
als autochthone
Abfolgeübereinanderliegender
Schichtglieder
zu betrachten sei, über der Brennkogelund Glocknerserie,zum Teil auch Seidlwinkltrias
in Form einer riesigen
Liegendfalte
ausgebildet
sind, die vom Mölltal im Südosten bis zum Ritterkopf
bzw. Krumltal im Nordwesten
durchgehend
entwickelt
erscheint.
Gemäß EXNER (1964) sind die Faltenachsen- derWalzenformdes Sonnblick-Gneiskerns
entsprechend
im allgemeinen
NW-SE-orientiert
und tauchen
flach(bis 30°) ab, und zwar neigen sie sich an der Veren-19©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at

ID)
~

I-

.c

2:
::::>

:J.

::f

~

0

z

N

.....J
--l

0

I-

Vl
W

«

Vl

-

2:

0:::

0

~

2:

I.....J

0:::
W

«

a...

a

Cd

IJ.:
<.!:i

w
I.....J.....J

>I
a...
N
0:::

«

::::>

d

\ion

\i00

.c
u

QJ
lIQJ

.....
III

:0
C
C

QJ

.....

QJ

III
t'll
Cl

Cl

-

~
C

0

.....
QJ

I

l-

t'll

~
Z
W
Z

0

Z
0

2:

I-

0:::
0
LL

E

0

..-

W
I
U
Vl

2:

2:

0:::
W

2:

w

a...

IN

.c

::::::u

0

I

20

0

0
LL

w

0:::

.....0

0:::

0

N

0
l.D

«

2:

W
I
U
Vl

6
Vl

00

W

I-

«

-'<

Z

a...

:«
0:::

a...

W
Z

W
Vl

W

0

N

Z

~

0:::

.....J

«

W

0:::
I-

W
0:::

Z

I-

N

2:

-

«

w

O[ll]mv.ln>iIN INN3d~©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.atgung des Gneiskerns zur "Sonnblick-Lamelle" nach SE.
Gegen Westen zu ist ein allmähliches Umbiegen in die
alpinen N-S-Querfalten der Glocknerdepression bemerkbar. Wo beide Lineationstypen nebeneinander vorkommen, sind die N-S-orientierten generell die jüngeren.

2.2. Lithologie
Beim Sonnblickgneis handelt es sich größtenteils um
einen porphyrischen Granitgneis (Augengneis) mit einigen Zentimeter großen (max. 10 cm) Alkalifeldspat-Einsprenglingen. In tektonisch geschonten Partien kannnoch ungeschieferter, massiger Metagranit erhalten
sein; in stark durchbewegten Bereichen hingegen kannder Augengneis bis zur Unkenntlichkeit verschiefert,
ausgewalzt und im Extremfall zu Quarzit umgewandelt
sein. Untergeordnet sind im Augengneis Dezimeter bis
mehrere Meter mächtige Bänke von feinkörnigem Granodioritgneis konkordant eingelagert, oft mit fließenden.
Übergängen beider Typen. Diskordante Aplite durchschlagen den Gneis stellenweise in Schwärmen. Die
Petrographie des Sonnblickgneis wird bei EXNER(1964)
und FEITZINGER(1989) ausführlich behandelt.

2.3. MetamorphoseNach der alpinen Deckenüberschiebung wurden die
Gesteine der Sonnblickgruppe - wie gleichermaßen alle Einheiten des Penninikums - im Mitteltertiär(40-35 Ma) von einer syn- bis postkinematischen Metamorphose, der sogen. "Tauernkristallisation" überprägt. Ältere alpidische Ereignisse sind für die Sonnblickgruppe bislang nicht nachgewiesen. Untersuchungen an invers-zonar gebauten Plagioklasen (mit Albitkernen und Oligoklasrändern) von Granitgneisen und
Metabasiten (FEITZINGER,
1989) ergaben eine Fortset~zung der im Zentralbereich des Tauernfensters ausgeprägten Oligoklaszone (HÖCK,1980) im Sonnblickkern,
bei gleichzeitigem Einschwenken der Isograde nach
Südosten. Demnach wurde der Gneiskern als tektonisch tieferes, aber heute stärker herausgehobenes
Stockwerk von einer Regionalmetamorphose im Grenzbereich obere Grünschiefer-/untere Amphibolitfaziesüberprägt, wobei Maximaltemperaturen von ca. 500°C
oder darüber plausibel erscheinen. Die Plagioklasuntersuchungen stehen hinsichtlich des Metamorphosegrades im Einklang mit der morphologischen Ausbildung
alpiner Zerrkluftquarze im Bereich des Sonnblickkerns(KANDUTSCH,
1989). Im Gegensatz dazu ergaben Plagioklasuntersuchungen an Metasedimenten/-vulkaniten
der Bündnerschieferformation in der Mallnitzer Mulde
und in den Schieferserien nördlich und südwestlich desSonnblick-Gneiskerns einen schwächeren Metamorphosegrad (z. B. CLIFFet aI., 1971). Trotz reichlichem
CaO-Angebot und hoher x(C02), beispielsweise in Karbonatgesteinen, ist dort nur Albit stabil, Oligoklas fehlt,
was auf niedrigere Temperaturen schließen läßt.

Geochemisch ist der Sonnblickgneis als I-type Granit
sensu CHAPPELL& WHITE(1974) mit einer Affinität zu
high-K Magmenserien (PECERILLO& TAYLOR,1976) einzustufen. Er weist damit gewisse Ähnlichkeiten zum
Hochalmporphyrgranit und Kölnbreinleukogranit auf(MARSCHALLINGER,
1987; FINGER& STEYRER,
1988; HoLUB, 1988), in geringerem Maße auch zum Siglitzgneis(BERGMAIR,
1991). Die Spurenelementgeochemie charakterisiert den Sonnblickgneis als subduktionsbezogenen volcanic-arc-Granit bzw. post-collision-Granit im
3. Mölltalstörung und Tauerngoldgänge
Sinne von PEARCEet al. (1984) bzw. HARRISet al.
Phänomene der spätalpidischen(1986), wobei aufgrund der Anreicherung von Rb, Ta,
Bruchtektonik
Th, Ce die Zuordnung zu einem post-collision-Magmaplausibler erscheint (FEITZINGER,
1989).
Da die Tauerngoldgänge stets diskordant den ZenDie massigen und gebänderten Amphibolite, die zur
tralgneis durchschlagen und ihre Anlage ein rupturelles
Hauptsache die präpermischen Metabasitzüge im
Verhalten des Nebengesteins voraussetzt, ist in der
Wurtental aufbauen, sind geochemisch als Basalte zu
spätalpidischen Bruchtektonik ein bedeutender Faktor
klassifizieren, Einlagerungen von Epidot-Hornblendebei der Genese dieses Vererzungstypus zu sehen.
und Biotit-Plagioklasgneisen entsprechen low-Si- und
Im bearbeiteten Lagerstättenraum der Sonnblickhigh-K-Andesiten (nach TAYLOR,1965). Die Amphibolite
gruppe dominieren im wesentlichen zwei bruchtektoniähneln ocean-floor Basalten und island-arc Tholeiiten;sche Systeme, die sowohl im Luftbild als auch im Gedamit vergleichbare Metabasite findet man in der altländeaufschluß markant hervortreten und das Landpaläozoischen(?) Habachformation beispielsweise im
schaftsbild mitprägen (Beilage).
Bereich der Scheelitlagerstätte Felbertal (FRISCH&a) Ein NW-SE-ausgerichtetes älteres Störungssystem,
RAAB,1987; KRAlGER,1987). Die intermediären Lagendas (sub)parallel zu den Hauptfaltenachsen des walgneise zeigen ausgeprägtere Eigenschaften eines subzenförmigen Sonnblickkerns verläuft. Es stellt imduktionsbezogenen Inselbogenvulkanismus, bei gleichPrinzip die Verlängerung der Mölltallinie dar.
zeitiger Beteiligung einer within-plate-Magmenkompob) Ein relativ erst später angelegtes System ziemlich
nente (Diskriminierung z. B. nach PEARCE& CANN,
konstant NNE-SSW-streichender Brüche. Nur diese1973; PEARCE& NORRY,1979; MESCHEDE,
1986; etc.).
weisen Erzführung auf. Sie werden üblicherweise alsÄhnliche Metavulkanite werden von STEYRER& HÖCK"Tauerngoldgänge" bezeichnet.
(1985) aus der Habachformation im Bereich des MühlDie unterschiedliche Raumlage der beiden Bruchsybachtales beschrieben.
steme geht aus Abb. 2 hervor.
Für die Bildung solcher vulkanogener Abfolgen wird
heute allgemein ein subduktionsbezogenes back-arcBecken samt einem vorgelagerten primitiven vulkani3.1. Mölltalstörung
schen Inselbogen angenommen.
Die Mölltallinie ist eine tektonische Struktur erster
Im Detail wird die petrogenetische Klassifikation desSonnblickgneis und der Metavulkanite bei FEITZINGER Ordnung innerhalb der Ostalpen mit 62 km Längserstreckung zuzüglich 25 km innerhalb der Sonnblick(1989) diskutiert.
21

©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at

b

o
0<5%

05-15%~>15%

Abb.2.
Raumlage von Flächenpolen der bruchtektonischen
Systeme (flächentreues Netz, Projektiona) (sub)parallel zur Sonnblick-Walzenachse
verlaufende Strukturen (29 Meßwerte).
b) Tauerngoldgänge (79 Meßwerte).

von der unteren Halbkugel).

wichtige Gangzüge auf Gold und Silber (die erzführengruppe von Obervellach bis ins hintere Krumlbachtal,
den Strukturen und die Lage der alten Bergbaue sind
wo sie ausläuft (HADITSCH& MOSTLER,1970). Sie beder Beilage zu entnehmen):steht nicht aus einem einzelnen Lineament, sondern
aus einem Bündel subparalleler, NW-SE-verlaufender
1) Der Parzissler Gangzug mit den Bauen der Unteren
Störungen, an denen eine Anzahl natürlicher Seen (Stüund Oberen Parzissel ist bis ca. 2850 m Sh. an den
bele-, Feld-, Oschenig-, Weiß-, Schwarzsee) perlsüdlichen Abhang der Goldbergspitze zu verfolgen.
schnurartig aufgefädelt ist (Beilage).
2) Die Gänge, die von der Unteren Brettscharte zum
Entlang dieser Linie häufen sich Bergzerreißungen
Brettsee herabziehen, wurden vorwiegend im Wandund 2-5 m mächtige, steil einfallende bis saigere Mylound Schrofengelände westlich des Sees abgebaut.
nite und Kataklasite (EXNER,1962b, 1964; HADITSCH&
Auf Überreste alter Bergbautätigkeit stößt man auch
MOSTLER,1970). Die einzelnen Störungen können nachin der südlichen Fortsetzung des Gangzuges, nämHADITSCH& MOSTLER
und WEISZ(1969) bis 500 m weit
lich entlang des Bachlaufes, der den Brettsee entauseinanderliegen - stellenweise sogar 1-1,5 km weit
wässert.
(Beilage) - sie können sich aber auch zu einer einzigen
3) Die Gänge westlich und östlich des TrömmernkopFläche vereinigen. Die genannten Autoren beziehen ihfes und im Bereich der Trömmernscharte baute manre Angaben großteils auf untertägige Aufschlüsse,gleichfalls auf Edelmetalle. Ein Teil der Strukturen
nämlich Druck- und zugehörige Fensterstollen, die im
setzt sich nach SSW fast bis zum Talboden der Gr.
Zuge der energiewirtschaftlichen Erschließung des GeZirknitz fort, von wo man dieselben mit dem Grasleibiets durch die KELAG (Kraftwerksgruppe Fragant) vorten-Unterbau abqueren wollte.
getrieben wurden.
4) Der Moderecker Gangzug umfaßt die Baue am
Es ist festzuhalten, daß das Mölltal-Störungsbündel
Westrücken des Eckberges, die sogen. Moderecker
nicht an der Grenze Sonnblick-Gneiskern/Malinitzer
Gruben, und die Baue in der Milleiten.
Mulde verläuft, sondern im Sonnblickkern selbst, und
5) Die südliche Fortsetzung der Gänge des Hohen
zwar in dessen steilgestellter Stirnzone ("KnappenGoldberges baute man auf der Nordseite des Althauswalze" und "Wurtenkeile" mit den eingefalteten
ecks, westlich der Niederen Scharte und im sogen.
Metabasitlagen aus dem "Alten Dach" im Sinne EXNERSFreudental südlich des Altecks. Der Christileiden[1964]). Dort ist aufgrund der intensiven Verschieferungoder Erbstollen sollte die Gänge in der Teufe anfahund Verfaltung eine Schwächezone geradezu vorgegeren. Bereits ROCHATA(1878) und POSEPNY(1880)
ben.
weisen darauf hin, daß es sich bei den Moderecker
Gängen um die streichende Fortsetzung des Goldberger Gangzuges handeln müsse. Allerdings sinddiese zwischen Alteck und Eckberg obertags nicht
3.2. Tauerngoldgänge
aufgeschlossen und auch im Luftbild aufgrund derungünstigen Geländemorphologie (Grate und SteilIm ehemaligen Bergbauterrain der beiden Zirknitztäflanken mit teilweiser Gehängeschutt-Bedeckung)ler und des oberen Wurtentales baute man folgende22©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at

nicht erkennbar. Zum Goldberger Gangsystem dürften wohl auch jene stellenweise erzführenden Strukturen im Klo Zirknitztal zu zählen sein, die zwischen
KloZirknitzscharte und Großsee verfolgbar sind. Relikte bergmännischer Tätigkeit sind hier - bis auf
eine unbedeutende Halde - nicht nachweisbar.
6) Im Wurtental sind vergleichsweise wenige Gangstrukturen aufgeschlossen. Bergbauliche Bedeutung
genoß nur der wegen seines Edelmetall-Reichtums
legendäre Strabalebengang (ROCHATA,1878), den
man später auch vom Stübelesee aus mittels eines
Unterfahrungsstollens zu gewältigen versuchte. Aller
Wahrscheinlichkeit nach - zumindest dem Kartenbild zufolge - repräsentiert der Strabalebengang die
südliche Fortsetzung eines der zahlreichen Siglitzer
Gänge. Einschränkend ist jedoch festzuhalten, daßdiese Vermutung erst durch untertägige Aufschlüsse
bewiesen werden müßte, da in den Schieferserien
der Mallnitzer Mulde keine Gangstrukturen zu Tage
ausstreichen.
Die Einbaue wurden überwiegend an bzw. in unmittelbarer Nähe von Kreuzungspunkten der Erzgänge mit
NW-SE-streichenden, sterilen Strukturen angelegt,
Beispiele hierfür findet man in der Parzissel, am Brettsee und am Trömmern. Zur Erklärung dieses Phänomens bieten sich grundsätzlich zwei Interpretationsmöglichkeiten an:
Zum einen eine rein bergbautechnische: Vergegenwärtigt man sich die primitiven Vortriebs- und Abbaumethoden (Stollenvortrieb in Schlägel und Eisen odermittels Feuersetzen; die Verwendung des Schießpulvers im Oberkärntner Edelmetallbergbau setzte erst im
ausgehenden 17. Jahrhundert ein), boten sich naturgemäß jene Stellen zum Anschlag eines Stollens an, wo
der zähe, widerstandsfähige Granitgneis bereits tektonisch zerrüttet und somit leichter zlJ gewältigen war.
Zum anderen ist es eine altbekannte Bergmannsregel, daß gerade an den Scharungen verschieden streichender Gangsysteme, Scherzonen und dergleichenbesonders reiche Erzmittel zu erwarten sind.
Auffällig ist überdies, daß sich der historische Bergbau auf den NW-Teil des Sonnblickkerns konzentrierte- man denke außer dem hier zur Diskussion stehenden
Terrain z. B. an die weiter im Nordwesten gelegenen
Reviere der Goldzeche (1 in Abb. 1) oder des Grießwies-Schwarzkogels (16 in Abb. 1). Nach Südosten, wo
sich der walzenförmige Gneiskern einengt, nehmen die
erzführenden Strukturen in ihrer Häufigkeit ab. So findet man südöstlich der Strabalebenbaue bzw. des Stübele-Unterbaues keine nennenswerten Vererzungenmehr.
Wie bereits angedeutet, weisen die Tauerngoldgänge
eine ziemlich konstante NNE-SSW-Streichrichtung auf(N 10-30°) und fallen steil (70-90°) nach Westen oder
Osten ein. Im obertägigen Geländebefund - und nur
ein solcher ist im untersuchten Bergbauterrain nochmöglich - erscheinen die Erzgänge als geradlinige,
glatte Brüche, die zumeist über etliche hundert Meter,
oft sogar kilometerlang auf der Geländeoberfläche verfolgbar sind. Im Ausbiß erreichen sie durchwegs
1-1,5 m Mächtigkeit. Sie treten üblicherweise nicht
einzeln auf, sondern der eigentliche Erzgang wird entweder von einer Schar (sub)paralleler Klüfte begleitet,die den angrenzenden Granitgneis durchschlagen und
auflockern, oder es verlaufen überhaupt mehrere Gänge innerhalb weniger Meterzehner nebeneinander. Bei-spiele dafür finden sich in der Oberen Parzissel oder
bei den Bauen am Trömmern (Beilage). Die durchschnittliche Normaldistanz der Gangscharen, also die
Abstände zwischen Parzissel-, Brettsee-, Trömmernund Moderecker Gangzug beträgt 400-600 m.

3.3. Relatives Altervon Mölltalstörung und Tauergoldgängen
Sowohl EXNER(1962 b, 1964) als auch HADITSCH&MOSTLER(1970) sehen in der Mölltalstörung eine altalpidische Anlage, die in ursächlichem Zusammenhang
mit der Formgebung des Sonnblick-Gneiskörpers steht,
da sie sich in ihrer Raumlage völlig dem Bauplan dersteil abtauchenden, NW-SE-gelängten Gneiswalze anpaßt. Dabei ist in einer frühen Phase, als der Sonnblickkern noch in der Tiefe versenkt und aufgeheizt
war, eher an eine stetige, plastische Deformation zu
denken als an eine rupturelle. Erst danach - HADITSCH& MOSTLER(1970) geben aufgrund junger Biotite ein ungefähres Alter von 30 Ma bei einer Aufheizung von zuletzt ca. 350°C für die plastische Deformation an - kam
es zur Ausbildung von Kataklasiten und Myloniten, also
zur bruchhaften Deformation und somit zur Ausbildung
der eigentlichen Mölltallinie.
Von Interesse für die Altersbeziehung zwischen Mölltalstörung und Tauerngoldgängen scheint die Tatsache, daß im Bereich des Störungssystems keine nennenswerten Verstellungen zu beobachten sind. Dies
steht einerseits im Einklang mit den Ausführungen HADITSCH& MOSTLERS(1970) sowie EXNERS(mündi. Mitt.),
auf der anderen Seite in krassem Widerspruch zu einer
Hypothese, die von WELSER(1981) aufgestellt wurde.
WELSERwar davon überzeugt, daß die - seiner Meinung nach - südlich der Mölltalstörung befindlichen
Erzgänge, also die Gangzüge der Goldzeche, der Zirknitz und des Goldberges, um 4-5 km nach Westen verschoben und 1000-1500 m relativ gegenüber den
nördlich des Lineaments gelegenen Gangzügen, also
jenen des Siglitz-Pochkar-Erzwies-Reviers und desRadhausberges" angehoben worden seien. Diese Annahme erweckt vorderhand einen durchaus plausiblen
Eindruck, denn die südlich des Störungssystems befindlichen Gangzüge scheinen an diesem abgeschnitten zu sein. Die Siglitzer und Radhausberger Gänge
zeigen hingegen - zumindest im obertägigen Aufschluß- keine direkte Fortsetzung weiter nach Süden(Abb. 3). Verschöbe man beide Gangschwärme entlang
der Störung gegeneinander, ergäbe sich gemäß WELSERSVorstellung ein zusammenhängendes Bild; d. h.,
die Goldzecher Gänge stellten eine Fortsetzung der Siglitzer dar, der Goldberger Gangzug käme mit dem
Radhausberger zur Deckung. Wie ebenfalls aus Abb. 3
hervorgeht, ging jedoch WELSER (1981) von einer
grundlegend falschen Annahme aus. Auf seiner Darstellung verläuft nämlich die Mölltalstörung an derGrenze Sonnblick-Gneiskern/Mallnitzer Mulde. Demnach durchschnitte sie beispielsweise den Grat zwischen Herzog Ernst und Schareck; daher der scheinbar
scharf gegen NNE abgeschnittene Goldberger Gangzug! Tatsächlich streichen aber mehrere subparallele
Störungen weiter südwestlich, nämlich im Bereich derWintergasse und der Niederen Scharte, durch (Beilage). Hätte WELSERS
Hypothese dennoch Gültigkeit, so
müßten die Erzgänge am Hohen Goldberg bzw. deren
Fortsetzung am Alteck im Bereich der Wintergasse und23©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at

....
li

l:;,

~

'b

c:

.•...

".

!
\

\

WI

_

"- ..

~ ~

OOOlj

...

~,
"
/I :
/:

/,

24

©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.atder Niederen Scharte enorme Versetzungsbeträge
aufweisen. Es ist jedoch weder in der Literatur von derartigen Phänomenen die Rede, noch sind solche im Luftbild oder im Feld verifizierbar. Vielmehr ist das plötzliche Aussetzen der Golderzgänge darauf zurückzuführen, daß dieselben eben gerade dort rasch vertaubenbzw. auffiedern und sich nach kurzer Distanz gänzlich
verlieren, wo sie den Zentralgneis verlassen und in die
inkompetenten
hangenden Schiefer übertreten.
Diese
Beobachtungenmachten schon die alten Bergleute am
Hohen Goldberg bei den sogen. "Neunern", das sind
Schwarzphyllite
bzw. graphitische Glimmerschiefer
undKnotenschieferder (par-)autochthonen
präpermischen
Schieferserie über dem Sonnblick-Gneiskern.
Einen weiteren Hinweis zur Widerlegung der WELSERschen Hypothese liefert der Strabalebengangöstlichder Duisburger
Hütte. Der Erzgang, der N 10-150
streicht und mit 70-850 nach Osten einfällt, wurde tagnah verhauen und läßt sich an hand mehrerer kleiner
Halden ab ca. 2620 m Sh. unschwer verfolgen. In ca.
2720 m Sh. trifft der Gang auf die Störung, welche vom
neu erbauten Hotel der "MölItaler Gletscherbahnen"(2785 m) Richtung Feldsee ihren Verlauf nimmt. Die
Gangstruktur
setzt sich nördlich davon fort und bleibt
von der Störung beeinflußt (Beilage).
Zusammenfassend
ist also festzuhalten,
daß aufgrund eigener
Feldbeobachtungen
die WELsERsche
Vorstellung
von einer großräumigen
VersetzungderTauerngoldgänge
an der MÖlltallinie - so faszinierend
sie auf den ersten Blick auch erscheinen mag - nicht
haltbar ist. Vielmehr ist der Auffassung
HADITSCH &MOSTLERS(1970) Recht zu geben, wonach die Golderzgänge erst später angelegt wurden und deshalb in ihrer
Position von der Mölltalstörung
nicht beeinflußt werden
konnten.

jüngerekarbonatische
Gangarl
serizilisierle, verquarzle
Gneisbrocken

dünns lengel iger
Quarz, z.T in

Drusenhypidiomorpher
Arsenopyri I

Sem

Abb.4.
Handstück aus einem Erzgang mit hydrothermal alterierten AugengneisFragmenten und nahezu monomineralischer
Arsenopyrit-Mineralisation.
Dominierende Gangart ist derber oder in Drusen dünnstengelig kristallisierter
Quarz.
Alteckbaue.

Die Zusammensetzung
der Gangfüllung
weist einebeträchtliche
Variabilität
auf, wenngleich
bestimmte
Merkmale der untersuchten Tauerngoldgänge
auch fürdie benachbarten
Reviere, also Goldzeche,
RauriserGoldberg und Siglitz, Gültigkeit besitzen. Generell können zwei Hauptvererzungsphasen
unterschieden
werden:me auftreten, bildet er in der Regel mehrere Millimeter- in seltenen Fällen bis Zentimeter-lange
spitzrhomboedrische
Kristalle von dünnstengeligem
Habitus. Dabei handelt es sich durchwegs um lamellar
gebaute Quarze, die auf ein Kristallwachstum
bei rascher Abkühlung schließen lassen (z.B. BAMBAUERet
aI., 1961). Außer den Sulfiden und der Quarz-Gangart sind vielfach nuß- bis faustgroße Fragmente vonGranitgneis am Aufbau des Ganginhaltes
beteiligt.
Die Gneisstücke brachen vermutlich bei der Anlage
der Tauerngoldgänge
infolge von Zug- und Scherbeanspruchungaus dem Nebengesteinsverband
losund wurden durch die vorbeiströmenden
Si02-reichen Lösungen hydrothermal alteriert, wobei im wesentlichen die Feldspäte eine Verquarzung und Serizitisierung erlitten. Überdies fungierten die Gneisbrocken quasi als "Kristallisationskeime",
an deren
Oberfläche sich Arsenopyrit,
Pyrit und Quarz abscheiden
konnten(Abb. 4). Mitunter
beobachtet
man Kokardenerze, bei denen die nußgroßen Gneisfragmente weitgehend von Quarz und Sulfiden verdrängt werden (Abb. 5).
b) Eine jüngere, komplex zusammengesetzte
silberhältige Pb-Zn-Cu-Mineralisation
wird von karbonatischer Gangart begleitet. Es handelt sich dabei um
ein FeMg(Mn)-Karbonat
aus der Magnesit-SideritMischreihe mit ca. 75-80 Mol-% FeC03 (Sideroplesit; no = 1,83; s. TROGER[1969]) und wahrscheinlich
geringen MnC03-Gehalten,
die eine Schwarzfärbung
bei der Verwitterung des Haldenmaterials
hervorrufen. Die dominierenden Sulfiderze dieses Mineralisationstypus
sind Ag-hältiger
Galenit, Sphalerit und
Chalkopyrit in wechselnden
Mengenverhältnissen.

a) Eine ältere goldhältige Pyrit-Arsenopyrit-(Pyrrhotin-)Mineralisation wird von Quarz als Gangart begleitet.
Insbesondere Arsenopyrit
ist vielfach in Form hypidiomorpher
rautenförmiger
Kristalleentwickelt.
Quarz liegt meistens derb vor; wo drusige Hohlräu-

An manchen
Handstücken
beobachtet
man eine
deutliche Abgrenzung der karbonatischen
Gangfüllung
gegenüber der aus Quarz, Pyrit und/oder Arsenopyrit
bestehenden. Andere Gangpartien wiederum zeichnensich durch drusige Hohlräume aus, in denen haupt-

4. Edelmetallhältige

Erzmineralisationen

In Ermangelungnoch zugänglicher
Untertageaufschlüsse stützen sich die Erkenntnisse zur Hauptsacheauf Haldenproben,
die bei den einzelnen Bergbauen
durchwegs in großer Zahl aufgesammelt werden konnten. Zusätzliche wertvolle Informationen vermitteln die
seltenen Gangausbisse,
wo sie von den Alten nochnicht zur Gänge ausgeerzt wurden. Gerade in der Zirknitz betrieb man den Gold- und Silberbergbau
oft inForm von Tagverhauen, welche die Gänge nur wenige
Meter zur Teufe hin verritzten, z.B. in der Oberen Parzissel.

4.1. Beschaffenheit

der Gangfüllung25

©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.atScherzone mit kataklastischem
Arsenopyrit

hypidiomorpher Pyri t
u. Arsenopyri t

Arsenopyri t
verdrängt silicifizierte
Nebengesteinsbrocken

Galenit
Chalkopyrit

karbonatische
GangartGalenit,Chalkopyrit, Tetraedritverdrängen Pyrit u. Arsenopyri t

5 em

Abb.6.
Gangstück mit mehrphasiger Vererzung.
Die ältere Pyrit-Arsenopyrit-Mineralisation erfährt in einer Scherzone intensive
Kataklase und wird im Zuge erneuter Erzabscheidung von Galenit, Chalkopyrit, Tetraedrit und FeMg(Mn)-Karbonat verdrängt.
Bergbau Christileiden.

jüngere karbonatische Gangart(75 - 80 mol% FeC03 )5 em
Abb.5.
Kokardenerz: Arsenopyrit und derber Gangquarz verdrängen hydrothermal
alterierte Gneisbruchstücke.
An einer Scherzone ist Arsenopyrit zerrieben. Grobspätiger Sideroplesit füllt
das Restlumen des Ganges.
Bergbau Christileiden.

sächlich Sideroplesit-,
mitunter auch Sphaleritund
Galenitkristalle als jüngere Generation auf Quarz aufgewachsen gegen die Mitte des Drusenraumesragenoder die verbliebenen Zwickel gänzlich ausfüllen. In
solchen Fällen scheinen häufig symmetrisch gebaute
Erzgänge vorzuliegen.
Die bei den klar unterscheidbaren
Mineralisationen legen die Annahme von Rejuvenationen nahe, d. h., es
kam nach dem Absatz der goldführenden Kies-QuarzAssoziation neuerlich zu einer Zufuhr metallhältiger Lösungen und zur Erzabscheidung. Wieder andere Handstücke belegen, daß nach bereits abgeschlossener Erzbildung die Gänge noch Scherbewegungenausgesetzt
sein mußten. Dies führte zur Ausbildung Millimeter- bis

Zentimeter-mächtiger
Scherzonen, in denen vor allem
die spröden
Kiese und Quarz brecciiert
wurden(Abb. 6), mitunter auch das grobspätige Karbonat. Galenit reagierte milder und erlitt eine plastische Deformation, was sich bereits makroskopischam unregelmäßigen Verlauf der Spaltausbrüche(111) äußert.

4.2. Paragenese Gold-Pyrit-Arsenopyrit
Pyrit und Arsenopyrit sind bei weitem die häufigsten
Sulfide der hier diskutierten Vererzungen und des Tauerngoldgangtypus
im allgemeinen; dies gilt insbesondere für die unteren Teufenbereiche.
Pyrrhotin ist hingegen nur von untergeordneter
Bedeutung. Assoziationen von Pyrit mit Arsenopyrit in Quarz sind ebenso zu
beobachten wie nahezu monomineralische
Pyrit- oder
Arsenopyrit-Vererzungen.
Die Korngrößen der Kiese
schwanken zwisdhen Zehntel millimeter und einige Zentimeter großen Kristallen, wobei Arsenopyrit
generelleine stärkere Tendenz zur Idiomorphie zeigt. An denrautenförmigenQuerschnitten
ist oft Zwillingsbildung
erkennbar (Abb. 7). Pyrit zeigt in Verwachsung mit Ar-

Tabelle 1.
Mikrosondenanalysen
von 11 Pyriten aus Haldenerzen
und anstehenden
Quarzgängen
(.).
UPZ = Untere Parzissel;
BT = Brettsee; TR = Trömmern;
CH = Christileiden;
ML = Milleiten;
AE = Alteck; ST = Stübele; WU =Wurtental;
KS = Kolmkarrücken/Siglitz.
py = Pyrit; po = Pyrrhotin;
asp = Arsenopyrit;
cp = Chalkopyrit;
sp = Sphalerit;ga = Galenit; bm = Bismuthinit;
kr = Krupkait.
Analytiker:
M. TARKIAN (Univ. Hamburg);
Angabenin Gew.-%.
Fe

Co

Ni

As

S

Summe

Sulfidparagenese

TR 146,38153,498100,406py - asp - (Au Ag)

46,325

-

0,527

CH

0,913

52,829100,067py - asp - (AuAg)

AE

45,844

0,002

2,266

51,931

100,043py - asp (AuAg)

UPZ

46,073-0,006

53,962100,041py - cp - sp - ga(Ag)--53,820100,588py - cp - ga(Ag)

0,002

°

100,042py - po - cp - sp - ga

0,020

0,036

53,682100,234py

0,001

53,693

99,813py

53,876

100,039py

53,645100,041py - bm

54,027100,210py - po - cp - ty - kr - Au

ST

46,768

ST

46,230TR 2.

46,496

ML-

46,119WU 16-

46,055-

KS-

46,238

-

0,158

-

WU 5.

46,049

0,075

0,056

0,003

26

0,108

53,81

©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at

asp

cp

..\~.'"

Abb.7.
Große hypidiomorphe Arsenopyrit-Zwillinge
Bergbau Christileiden.
+ Nicols, lange Bildkante 2,2 mm.
Abkürzungen
Au
py
po
asp
cp
sp
ga
td
pb

der verwendeten

Gold
Pyrit
Pyrrhotin
Arsenopyrit
Chalkopyrit
Sphalerit
GalenitTetraedrit
Polybasit

md
Ii
ac
bm
kr
gl
pk
ts
ty

mit Pyrit in Gangquarz.

Mineralnamen
Matildit
Lillianit
Akanthit
Bismuthinit
Krupkait
GladitPekoitTsumoitTetradymit

qz
gö
bo

rt
si
sc
kf

Quarz
GoethitWismutocker
Rutil
Sideroplesit
SerizitKalifeldspat

senopyrit meist schwache Anisotropie, was auf geringe
Arsengehalte zurückzuführen sein dürfte (Tab. 1).
Wo der Ganginhalt durch nachträgliche Bewegungsvorgänge noch zerschert und brecciiert wurde, zeigen
die Kiese weitreichende Kataklase und Kornzerlegung.
Gold erscheint stets in Form tröpfchenförmiger
isogenetischer Einschlüsse in Pyrit, die in der Regel Korndurchmesser von 10-30 I-lm erreichen, nur selten darüber. Kumulationen solcher Goldtröpfchen
treten bevorzugt in den Randbereichen oder in Rissen größerer
Pyritkörner auf, sofern letztere mit Arsenopyrit
verwachsen sind (Abb. 8). Mitunter scheint das Edelmetall
auch in die Fissuren von Arsenopyrit migriert zu sein
(Abb. 9). Es liegt die Vermutung nahe, daß es sich bei
diesen Goldtröpfchenum Produkte einer Art Sammel-

Abb.8.
Tröpfchenförmige
Einschlüsse von Ag-reichem Freigold in Pyrit und an den
Korngrenzen zu Arsenopyrit.
Pyrit enthält außerdem Galenit- und Chalkopyrit-Einschlüsse.
Alteckbaue.
Lange Bildkante 0,22 mm.

-......."--

Abb.9.
Einschlüsse von Ag-reichem
Arsenopyrit
Alteckbaue .
Lange Bildkante 0,22 mm.

Freigold, Galenit und Chalkopyrit

in Pyrit undkristallisation handelt. D.h., bei hohen Temperaturen im
Pyrit- oder Arsenopyrit-Gitterin fester Lösung gebundenes Gold diffundiert bei Abkühlung zu Plätzen niedrigeren Energiepotentials, also bevorzugt zu Rissen oder
Korngrenzen; eine Theorie, die durch zahlreiche experimentelle Arbeiten untermauert wird (z. B. BURG, 1935;KURAUTI, 1941; MASLENITSKY,1944). Von Bedeutung ist
auch die an einer Vielzahl auflichtoptischer
Präparate
gemachte Beobachtung, daß Freigold nur in Pyrit-Arsenopyrit-Assoziationen
auftritt.
In monomineralischen
Pyrit- oder Arsenopyrit-Vererzungenkonnten mikroskopisch noch keine Goldtröpfchen nachgewiesen werden.
Es scheint also die Koexistenz der beiden Kiese ein
weiterer Faktor für das Auftreten von nicht gittergebundenem Gold zu sein.
4.2.1. Chemismus

des Goldes

Wenn bislang von "Gold" die Rede war, ist dies aus
mineralchemischer Sicht nicht ganz korrekt. Das an die
Pyrit-Arsenopyrit-Paragenese
gebundene Edelmetall ist
genaugenommeneine (Au,Ag)-Legierung,die durchschnittlich 18-25 Gew.-% Ag enthält (gemäß RAMDOHR[1975] werden Legierungen mit 30-45 Gew.-% Ag als"Elektrum" bezeichnet; nach MATTHES[1983] solche mitmehr als 20 Gew-%. In Anlehnung an die RAMDoHRsche
Terminologie soll die in Rede stehende Legierung weiterhin als "Gold" bzw. "Ag-reiches Gold" bezeichnet
werden). In Abb. 10 sind die Chemismen von Ag-reichem Gold aus den unteren Teufen (häufigste Assoziation mit Pyrit und Arsenopyrit) jenen von Ag-ärmerem
Gold aus dem Ausgehenden der Erzgänge (Assoziation
mit [Bi,Te]-Sulfiden/Sulfosalzen,
Bi-[Hyxdr]oxiden
undLimonit) gegenübergestellt.
Eine umfassendere Zusammenstellung der Chemismen von Gold aus strukturell
kontrollierten Mineralisationen, die in unterschiedlichen
Lithologien des mittleren und östlichen Tauernfensters
auftreten, geben PAAR et al. (1991).

4.3. Paragenese silberhältige Sulfosalze
Galenit - Sphalerit - Chalkopyrit-

Im Gegensatz zur mineralogischmonotonen GoldKies-Assoziation
ist die von karbonatischer
Gangartbegleitete
Ag-Pb-Zn-Cu-Mineralisation
wesentlich27©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at

Au [Gew%]100

cg-JGoldberg

90o

Ibm-ty-gö-qz~ur.tentalJ

Ipy-ty-kr-qzl

O-Trommernscharte+-ImhofIbm -gö - qz ),Dionys 60/N 20 Ipy-asp-qz)

80Imhof, Dionys 50/553-"~Alteckbaue

Ipy-asp-qzl

I py - ep - Ii I

7060
Imhof, 5chareck 5287 --.
Iga-sp-ep)

SO +--.,---.,---...--...---r---r---r--.,.--.,.--""
20
30
40
o
10

Ag [Gew.%]50

Abb.10.
Au : Ag-Verhältnisse unterschiedlicher edelmetallhältiger Erzparagenesen vom Untersuchungsgebiet (oberflächen nah) und aus dem
Imhof-Unterbaurevier(untere Teufen).
Mikrosondenanalysen von Y. MO~LO (Imhof,
Dionys 50/853) und M. TARKIAN (alle übrigen
Daten).

. achtet man diese Erscheinung an den Korngrenzen
komplexer zusammengesetzt.
Wie im Vorangegangebzw. in unmittelbarer Nähe größerer Chalkopyrit-Körner
nen bereits ausgeführt wurde, sind Galenit, Sphalerit
und Chalkopyrit
die dominierenden
Phasen. Speziell(Abb.12).
.
Galenit enthält durchwegs
zahlreiche Silberträger,Galenit verdrängt von Korngrenzen und Rissen ausgehend Pyrit, wodurch bei letztgenanntem
charakteristidie unter dem Erzmikroskop als xenomorphe, zum Teilorientierte, tröpfchenoder wurmförmige
Einschlüsse
sche Korrosionsbuchten
und -schläuche
entstehenvon unterschiedlicher
Korngröße wahrnehmbarsind.
(Abb. 11). Galenit findet sich ebenso wie Chalkopyrit
auch in Form xenomorpher, durchschnittlich
10-50 11m Häufigster Silberträger der Paragenese ist Ag-hältiges
Fahlerz, das gern mit Polybasit zu unregelmäßigen, bis
großer Einschlüsse
im Pyrit. Bereichsweise
ist dasBleisulfid deformiert und zu Subkörnern rekristallisiert.
0,5 mm großen Aggregaten verwachsen ist (Abb. 13).
Ein in der Gesamtheit der untersuchten Vorkommen reChalkopyrit zeigt mitunter spindelige Zwillingslamellielativ seltener, jedoch für die Erze aus den Moderecker
rung. Sphalerit liegt generell in Millimeter- bis Zentimeter-großen hypidiomorphen,isometrischen Körnern vor
Gängen (vor allem Alteckbaue und Milleiten) recht typischer Silberträger ist Pyrargyrit. In Chalkopyrit-betonund weist vor allem in den Randzonen oft eine Vielzahl
winziger Chalkopyrit- Tröpfchen
auf ("chalcopyrite-diten Mineralisationen,
die man in quarzreichen Erzgängen westlich des Brettsees abbaute, konnten mit Galesease"; BARTON[1970, 1978]). Besonders häufig beob-~".py

Abb.11.
Galenit verdrängt Pyrit der älteren Vererzungsphase, wodurch die charakteristischen Korrosionsbuchten
und -schläuche entstehen.
8trabalebenbaue.
Lange Bildkanle 0,54 mm.

28

Abb.12.
Besonders im Umfeld größerer Chalkopyritkörner Ireten im Sphalerit massenhaft winzige Chalkopyrittröpfchen
auf (sogen. "chalcopyrite disease").
Bergbau Chrislileiden.
Lange Bildkanle 0,54 mm.

©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at.

-.......

Abb.13.
Balkenförmige Verwachsung der vorherrschenden Silberträger Tetraedrit
und Polybasit in Galenit.
Die für Polybasit typische Lichtätzung ist im linken Teil des Korns zu erkennen.
Bergbau Milleiten.
Lange Bildkante 0,22 mm.

nit verwachsen bzw. daraus entmischt Matildit und als
Einschlüsse
Gustavit
nachgewiesen
werden(Abb.
14,15).
In seltenen Fällen tritt Elektrum in winzigen Tröpfchen zusammen mit den Silberträgern auf. Vergleichbares Material aus dem Im hof-Unterbau revier enthält
ca. 45 Gew.-% Ag (Abb. 10).
Untergeordnet beobachtet man ferner Bournonit-Einschlüsse im Galenit. Das CuPbSb-Sulfosalz
ist stets
mit Fahlerz verwachsen und zeigt die charakteristischeparkettartige ZwillingslamelIierung.

4.3.1. Chemismus der Silberträger
Fahlerz
Die allgemeine

Formel wird mit(Cu ,Ag)1o(Fe,Zn, Hg, Cu.b(Sb ,As)4S13
angegeben,
wobei
der
Berechnung
die
Summe
(Me+S) = 29 zugrundeliegt(PAULING & NEUMAN, 1934;
SPRINGER,1969; TAKIOUCHI,1971).
Fahlerze von fünf Lokalitäten wurden mittels Elektronenstrahl-Mikrosonde
untersucht (Tab. 2). Die Ag-Ge-

Abb.15.
Myrmekitische Verwachsungen zwischen ~-Matildit und Galenit in Chalkopyrit könnten als Eutektoid-artiges Gefüge gedeutet werden.
Brettseebaue .
+ Nicols, lange Bildkante 0,22 mm.

halte weisen eine erhebliche Variabilität auf, sind aberzu einem gewissen Grad mit dem Sb: As-Verhältnis
korreliert. Sb-reiche Fahlerze können mehr Ag in die
Struktur einbauen, wobei die Ag-Atome bevorzugt dreierkoordinierte
Positionen
einnehmen(KALBSKOPF,
1971). Die Probe OPZ (oberste Reihe in Tab. 2) enthält
nur ca. 0,5 Gew.-% Ag und ist aufgrund des relativ hohen As-Gehaltes als Tennantit-reiches
Mischfahlerz zu
bezeichnen. Alle anderen Analysen weisen deutlich höhere Ag-Werte auf, die mit geringeren As-Gehalten einhergehen, allerdings ohne systematische
Variabilität.
Sie sind als Ag-hältige Tetraedrite anzusprechen. Bemerkenswert ist, daß in der Cu-Pb-Ag-Bi-betonten
Mineralisation, die man beim Brettsee abbaute, auch die
Fahlerze geringe Bi-Mengenins Gitter aufnehmen.
Sämtliche Fahlerzanalysen enthalten zum Teil wesentlich weniger Fe als Zn auf den Oktaederplätzen,
wasauf das reiche Zn-Angebot in den erzbringenden
Hydrothermallösungenzurückzuführen
sein dürfte (Sphalerit ist ja ein wesentlicher Bestandteil der Paragenese).
Im (Fe+Zn)-Ag-Cu-Dreieck(Abb. 16) liegen die darstellenden Punkte der Fahlerz-Analysen ziemlich genau
auf der (Cu+Ag) : (Fe+Zn) = 10 : 2-Geraden, was darauf
schließen läßt, daß keine überschüssigen
Cu-Atome
auf Zwischengitterplätzen
vorhanden sind (LIND & MAKOVICKY, 1982). Im Me-(Sb+As)-S-Dreieck(Abb. 16)
plotten die Analysen nahe der "idealen" Zusammensetzung CudSb,As)4S13
des Tetraedrit-Stabilitätsfeldes(schraffiert), was typisch für Tetraedrite ist, die bei relativ hoher Schwefelfugazität
gebildet wurden (LIND &MAKOVICKY,1982).

Polybasit
Die allgemeine

Formel wird mit(Ag,Cu)16(Sb,AshS11' (Me+S) = 29,

Abb.14.
Orientierte Entmischung von balkenförmigem
Galenit ist mit Chalkopyrit verwachsen.
Brettseebaue.
+ Nicols, lange Bildkante 0,54 mm.

~-Matildit

aus Galenit.

angegeben,
wobei Polybasit,
das Sb-Endglied,
begrenzte Löslichkeit für As zeigt. Pearceit, das As-Analogon, baut hingegen kein Sb in die Struktur ein. Die
analysierte Phase (OPZ., unterste Reihe in Tab. 2) entspricht nahezu dem reinen Sb-Endglied.
Infolge deskleineren Atomradius von As ist die Substitution
Cu~Ag
in der Pearceit-Struktur
wesentlich leichter möglich als
bei Polybasit, wo der Volumsschwund
Cu«Ag)

29©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at

Tabelle2.
Mikrosondenanalysen
und chemische
OPZ = Obere
Parzissel;
BT = Brettsee;
Analytiker:
M. TARKIAN (Univ.
Hamburg);

FormelnAg-hältiger
Fahlerze
und von
TR = Trömmern;
CH = Christileiden;
Angabenin Gew.-%.

Polybasit(-).
STR = Strabaleiten.

Cu

Ag

Fe

Zn

As

Sb

Bi

S

39,446

0,525

1,650

5,777

10,248

14,96827,083

99,69736,769

2,449

0,662

6,781

2,562

26,031-

25,461

100,715

36,540

3,108

1,234

6,445

5,341

21,5500,394

25,697

100,328

0,823

6,926

3,782

23,5550,486

25,452

100,11725,727

100,944

25,509100,491

25,079100,435

23,18999,732

16,637102,359

OPZ

Summe

BT
TR

36,8432,250

37,421

1,768

3,055

4,035

2,441

26,497-32,355

9,740

3,092

4,131

5,546

20,118-CH

32,491

9,934

3,109

4,110

5,694

20,018STR

25,716

16,577

0,823

6,039

0,192

27,196

OPZ'

9,455

64,988

0,004

0,042

0,028

11,205FormelnOPZ(C U9,74-9,54 AgO,008-0,37 )9,82-9,91 (Feo,43-0, 19Zn 1,42-1,71), ,85-1 ,90 (Sb1 ,93-3,52 As2, 15-0,5614.08 S13,25-13,09

BT(CU9,39-9,55AgO,47-0,34)9,86-9,89

TR(CU9,62AgO,27)9,89 (Feo,89Zn1,01h.90

CH(CU8.42-8,50 Ag1 ,49-1 ,53)9,91-1 0,03 (F eO,92-0,93 Zn 1,05)1,97-1,98 (Sb2, 73As1 ,22-1 ,26b,95-3,99S13, 16-13,00

STR(CU7,27Ag2,76)10.03(FeO,26Znl ,66h.92(Sb4,Ol ASO,0514.06 S12,99

OPZ-(A912,82CU3,16)15,98(Sb1 ,96AsO,01 )1,97S11,04(Feo,36-0,24Znl,61-1,74)1 ,97-1 ,98 (Sb2,89-3, 18Asl, 16-0,83 Bio,003-0.00414.08-4,05 S13,08-13,07(Sb3,56AsO,5314.09 S13,11

ren Projektion Pb2S2 - Ag2S - Bi2S3 (Abb. 17) dargeeine stärkere Gitterdeformation bewirkt. Baut Polybasit
dennoch größere Quantitäten Cu ins Gitter ein, wie bei
stellt. Matildit, AgBiS2, liegt auf der pseudobinären Koder untersuchten Phase, deutet dies auf sehr hohe Cunode A92S - Bi2S3. Die analysierte Phase (BT 4,
Aktivität in den Hydrothermallösungen hin (MINCEVA- schwarzes Quadrat) weist gegenüber der stöchiometrischen Zusammensetzung geringen Ag-Überschuß soSTEFANOVA,
1979). was sich an der Assoziation mit Fahlerz und dem reichlichen Vorhandensein von Chalkopywie Spuren von Cu, Se und Te auf (Tab. 3). Gemäß derSumme (Me+S) = 4 berechnet sich die Formel mit Agrit in der Paragenese manifestiert.
1,o9Bio,9sS2,03'
Die Lillianit-homologen Pb-Ag-Bi-Sulfosalze liegen
Sulfosalze im System Ag - Pb - Bi - S
im Teildreieck Galenobismutit-Galenit-Matildit, wobei
Die beiden untersuchten Phasen, Matildit und ein
der Einbau von Ag durch die gekoppelte Substitution
Gustavit-Lillianit-Mischkristall, sind in der pseudoternä-

S

Fe+Zn

cuA.Ag

o
100

50

-CU

o

CU.Ag~Sb.AS+Fe+Zn20

100 40

50

45

-

40

CU+Äg+Fe+Zn

Abb. 16.
Die analysierten Fahlerze im (Fe+Zn)-Ag-Cu-Dreieck
und in einem Ausschnitt aus dem (Cu+Ag+Fe+Zn)-(Sb+As+Bi)-S-Dreieck
Das Feld der idealisierten Tetraedrit-Zusammensetzung
ist schraffiert dargestellt.

30

+Bi

nach LIND & MAKOVICKY(1982).

©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.atBi•allgem, F:

Pb1,70 Ago,67[Bi,sb]2,67[S,Se.T~6,05
PbN_1 -Dc Ag x
Biz. x SN. 2
4
A9BiL67 (Ag+Bi=2Pbl

N = 4,05
x = 0,67

IMakovicky & Karup -Möller, 1977 )•[Ag,CU]109"[[Me+Sl

Bi095[S,Se,Teh03 ,= 4

AgAbb.17.
Matildit und die Lillianit-homologen Pb-Ag-Bi-Sulfosalze in der pseudoternären Projektion Pb2S2 - Ag2S - Bi2S3•
Nach MAKOVICKY & KARup-M0LLER (1977).

Ag+Bi;::2 Pb (CRAIG, 1967) ermöglicht
wird. Die AgBireichsten Glieder liegen auf einer Geraden, die Galenobismutit,
das unsubstituierbare
PbBi2S4, mit Matildit,
also dem theoretischmaximalsubstituierten
PbAg""Bi""S"", verbindet.
Die Mischkristalle
zwischenAgfreienund maximal
AgBi-substituierten
Phasen mit
demselben
Strukturmuster
liegen alle auf Parallelen,welche die Endglieder verbinden, wobei sich die einzelnen Mischreihen
durch N (Anzahl Galenit-artiger
Oktaeder im Lillianit-Strukturtyp
gemäß MAKOVICKY & KARUPM0LLER, 1977) unterscheiden.
Für die Lillianit-GustavitReihe wird generell N = 4 angegeben,
die allgemeine
Formel lautet:

Gustavit-Formel
werden bei MAKOVICKY & KARup-M0LLER [1977] im Detail behandelt).
Die analysierte
Phase(BT 4, schwarzer Kreis in Abb. 17) berechnet sich dementsprechend:
Pb1,7oBi2,67Ago,67S6,05
Es handelt sich um einen Gustavit-Lillian,it
Mischkristall mit 67 % Substitution
Ag+Bi;::2 Pb, der außerdem
geringe Gehalte von Cu, Sb, Se und Te enthält (Tab. 3).

4.4. Paragenesen
im Ausgehenden der Erzgänge

PbN-1-2xBi2+xAgxSN+2(MAKOVICKY & KARUP-M0LLER, 1977).

Im Ausbißbereichder Erzgänge
bewirkenmeteorische Wässer mitsamt den darin gelösten Agentien (vorallem CO2 und O2, aber auch Huminsäuren
und dergleichen) eine mitunter weitreichende
Oxidationund Hydratisierung
der Primärerze. Augenfälligstes
und allgemein verbreitetes
Merkmal ist die Verwitterung
der Kie-

Fast immer vorhandene geringe Cu-Gehalte finden inder Berechnung der Formel keine Berücksichtigung,dadie kristallchemische
Positiondes substituiertenCu
nicht mit Sicherheit bestimmt werden kann (die Kristallchemie der Lillianit-Homologen
und die Herleitung derTabelle 3.
Mikrosondenanalysen
von Matildit
undAnalytiker:
M. TARKIAN (Univ. Hamburg).
Angabenin Gew.-%.

Matildit
Gustavit-Lillianit

Gustavit-Lillianit

von den

Brettseebauen.

Pb

Bi

Sb

Se

Te

Ag

Cu

S

28,9300,008-

53,061

-

0,092

0,039

17,30599,435

6,067

0,244

30,18045,481

0,957

0,154

0,095

17,023

100,201

Summe

31

©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at

Abb.18.
Ag-armesFreigoldausdemAusgehendenist hier mit Bismuthinit,Tetradymit und Quarzassoziiert.
Bismuthinitund Tetradymitsind großteilszu Bi-Ockernverwittertund nur
mehrreliktischerhalten.
Erzgangim Bereichder Trömmernscharte.
LangeBildkante1,10mm.
se, wie sie für den Eisernen Hut zahlreicher Sulfidlagerstätten charakteristischist. Insbesondere
aus Pyrit undArsenopyrit
bildetsich erdiger,
zellig-poröser
oderglaskopfartig-kolloidaler
Limonit,und zwar meistens
als Goethit. Die zelligen Gefüge geben dabei oft pseudomorph
die Kornformen
von Pyrit und Arsenopyrit
wieder.
Gold ist in dieser bescheidenen
Oxidationsbis Zementationszone
bevorzugt
mit Limonit und Bi-Mineralien, hauptsächlich
Bismuthinit,
untergeordnet
auch Tetradymit und erdigen gelblichen Wismutockern,assoziiert. Charakteristischer
Begleiter
der Parageneseist
Quarz, der in der Regel einige Millimeter lange Bergkristallrasenbildet,
auf denen die Erze aufgewachsensind. Die Goldpartikelerreichennicht selten 1-2 mm
Durchmesser,sie sind also bereits mit freiem Augesichtbar (Abb. 18). Handelte es sich bei den Einschlüssen in Pyrit und/oder
Arsenopyritum Ag-reichesGold,so ist das Edelmetall in dieser Assoziation
bedeutend
Ag-ärmer(ca. 87-93 Gew.-%
Au, 7-13 Gew.-%
Ag,vgl. Abb. 10).
Das unedlere und daher mobilere Silber konnte inkeinem der bearbeiteten
Vorkommenin gediegenem

Zustand nachgewiesen
werden, sondern es bilden sich
Akanthit-Säumeum silberhältigen
Galenit(Abb. 19).
Stellenweise
wird auch Bismuthinit(!)
von derartigen
Säumen umgeben.
Chalkopyrit- und auch Fahlerz, wo es in reicheren
Partien auftritt- werden von Covellin verdrängt.
Inähnlicher
Weise beobachtet
man Covellin-Säumeum
Sphaleritund Galenit. Malachit ist als Oxidationsprodukt der Cu-Erze häufig anzutreffen,
zumeist nur inderben Anflügen,hin und wieder in kleinen tafeligen
Kristallen.
Die FeMg(Mn)-Gangart
oxidiert in charakteristischer
Weise zu erdigem oder kollomorphem
Goethit, untergeordnet
auch Lepidokrokit
sowie schwarzbraunem,
glaskopfartigem
Psilomelan.
Insbesondere
die karbonatreichen
Haldenerzevon der Milleiten enthalten zudem stengelig-tafelige
Kristallaggregate
von Chalkophanit, der mit Psilomelan
verwachsen
ist. Die Verdrängung
des Karbonates
durch die angeführten
FeHydroxide und Mn(Zn)-Oxide
hinterläßt zellige Gefüge,
wobei die typische Rhomboederform
pseudomorph
erhalten bleibt.
Im Ausbiß eines geringmächtigen
Gängchens östlich
des Trömmernkopfes,
das stark oxidierten
Bismuthinit,
Galenit und reliktischPyrit führt, befinden sich in derGoethit-Matrix
0,05-0,10 mm große hypidiomorphe
Magnetite.
Diese enthalten stellenweise
winzige Pyriteinschlüsse
und werden selbst randlichvon Goethit
verdrängt.
Da in der
Probe
auch
Iimonitisiertes
FeMg(Mn)-Karbonat
in geringen
Mengen beobachtet
werden konnte, ist an eine Magnetitbildung
einerseitsnach Pyrit, andererseitsnach Karbonat zu denken, wobei Magnetit
unter stärker oxidierenden
Bedingungen
zu Goethit oxidiert und hydratisiert
wird.

4.5. Mineralisationen
erzführender Quarzgänge
Quarzgänge
sind in den Zentralgneisgebieten
derSonnblickgruppe
ein nahezu allgegenwärtiges
Phänomen. Besonders
häufig treten
sie nordöstlichdesHochwurtenspeichers
bis hinauf zum Wurtenkees in Erscheinung, und zwar sowohl im Granitgneis als auch inden eingefalteten
Metabasiten.
Infolge des drastischen
Gletscherrückzuges
apern dort jeden Sommer wieder
neue Aufschlüsse
aus. Der Vollständigkeit
halber sei
hier eingeflochten,
daß die Amphibolitzüge
des oberen
Wurtentales
nicht nur von Quarzgängen
durchschlagenwerden, sondern daß auch zahlreichegeringmächtige(Zentimeterbis Dezimeter-dünne)Gängchen auftreten,
die Karbonat
als vorherrschende
Gangart enthalten,
und zwar ein Glied aus der Dolomit-Ankerit
Mischreihe
mit ca. 20-25 Mol-% CaFe(C03h (no = 1,70; s. TRÖGER[1969]).
Scharen von Quarzgängen
findet man auch im Gebiet der KI. Zirknitzscharte
Richtung Weißseekopf
undGroßsee, ebenso im Kammbereichzwischen
Unterer
Brettscharte,
Trömmernkopf
und Trömmernscharte(s.
Beilage).
Die meisten Quarzgänge streichen etwa NE-SW undsind somit als ac-Klüfte zum walzenförmigen,
NW-SEAbb.19.
ausgerichteten
Sonnblickkern
zuinterpretieren,
im GeAkanthitsäumeum Galenit sind typische Erscheinungenim Ausgehenden
gensatz zu den vorhin besprochenen
NNE-SSW-streiAg-reicherPb-Zn-Cu-Erze.
AssoziierterhypidiomorpherPyrit enthältGalenit-Einschlüsse.
chendenTauerngoldgängen.
Im
Geländeaufschluß
Brettseebaue.
kommt dies im Bereich der langgestrecktenMetabasitLangeBildkante0,54mm.
züge lehrbuchhaft
zum Ausdruck. Ein weiterer grundle32

©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at

und sind bislang in erster Linie vom Gebiet zwischen
Hochwurtenspeicher
und Wurtenkees bekannt. Ähnliche goldhältige Paragenesen wurden mittlerweile vonzahlreichen anderen Vorkommen bearbeitet (einen ausführlichen Überblick der verschiedenen
gangförmigen
Gold-Quarz-Mineralisationen
in den mittleren und östlichen Hohen Tauern geben PAAR et al. [1991]).

4.5.1. Paragenese
Pyrit - Tetradymit - CuPbBi-Sulfosalze

0<2%

0

2-4

~4-6

.6-8

~8-10%

Abb.20.
R~umlage der Flächenpole von Quarzgängen.
Flachentreues Netz, Projektion von der unteren Halbkugel; 103 Meßwerte,

gender Unterschiedbesteht in der geringen Streichenderstreckung
der Quarzgänge, die sich in der Regel auf einige Meterzehner beschränkt. Im Gefügediagramm (Abb. 20) dominiert steiles NW- bzw. SE-Einfallen, wobei in den meisten Fällen sulfidführendeundsterile Quarzgänge hinsichtlichihrer Raumlage nicht
unterscheidbar sind. Wesentlich seltener stößt man auf
sterile Gänge, die W-E oder NW-SE orientiert sindwie beispielsweise im Bereich der alten Berg baue zwi~
schen Alteck und Niederer Scharte oder südlich derKI. Zirknitzs,charte (s. Beilage). Vielerorts - z.B. entlang
des AV-Stelges vom Hochwurtenspeicher
zur Duisburger Hütte - finden sich Schwärme von größtenteils sterilem Gangquarz, der aber lokal Pyrit führen kann.
Die Beschaffenheit
des Gangquarzes ist recht variabel. Meistens derb, entweder glasklar und scharfka~tig im splitterigen Bruch; häufiger aber zuckerkörnig
weiß, manchmal milchigtrüb
mit speckig glänzender
Oberfläche im muscheligen Bruch. Drusige Hohlräume
mit schlankprismatischen,
Millimeter- bis Zentimeterlangen, selten größeren Bergkristallen sind relativ häufig. Stets zeigen diese Quarze jedoch Lamellenbau
was auf eine rasche Abkühlung
der fluiden Phas~
schließen läßt (BAMBAUERet aI., 1961), im Gegensatz zu
den meisten Quarzkristallen
aus alpinen Zerrklüften
die vermutlich bei langsamer Abkühlung des fluide~
Mediums in einem mehr oder weniger geSChlossenen
System ruhig wachsen konnten (KANDUTSCH,1989).
Die Mehrzahl sulfidführender
Quarzgänge beinhaltet
als einzige Erzphase Pyrit. Diese Gänge sind oft schon
von weitem an der rostigbraunen Verfärbung erkennbar. Bedeutend
seltenersind Dezimeter-mächtige
Quarzgänge, die außer Pyrit eine goldführende Cu-PbBi- Te-Sulfid-/Sulfosalz-Paragenese
enthalten.
Quarzgänge mit derartigen Mineralisationen setzen gleichermaßen im Granitgneis wie in den Metabasitzügen
auf- GoldPyrit liegt in hypidiomorphen,
oft 5-10 mm großen
würfeligen Einzelkristallen oder Kristallgruppen
im derben Quarz eingesprengt vor. Im Ausbißbereich zeigen
die Pyrite fortgeschrittene
Limonitisierung,ausgehend
von Kornrändern und entlang von Rissen. Xenomorphe
Einschlüsse
vonPyrrhotinundChalkopyrit(bis
0,10 mm) sind häufig. Mikrosonden-Analysen
von Pyriten, die mit CuPbBi-Sulfosalzen
und/oder
BiTe-Sulfiden assoziiert
sind, weisen gegenüber
Pyriten der
goldhältigen Pyrit-Arsenopyrit-Paragenese
der Tauerngoldgänge höhere Ni- und Co-Gehalte auf, enthalten
aber erwartungsgemäß fast kein As (KS* und WU 5* inTab.1).
Neben Pyrit besteht dieser Vererzungstypüberwiegend aus Mineralien der Aikinit-Bismuthinit-Reihe,
Tetradymit, und mit diesen vergesellschaftetged. Gold.
Untergeordnet konnten ferner Galenobismutit
und Tsumoit nachgewiesen werden.
Tetradymit ist meistens in Form 1-5 mm-großer, seiten Zentimeter-großer
pseudohexagonaler
Tafeln inzuckerkörnigem
Gangquarz eingesprengt
und in derRegel mit Pyrit verwachsen. Auch orientierte Verwachsungen mit Bismuthinit
kommen vor (Abb.21).
Dassehr schleifweiche
Schichtgittermineral
ist aufgrund
seines blätterig-tafeligen
Habitus, der ausgezeichneten
Spaltbarkeit nach der Basis und wegen des silbergrauen Glanzes schon im Handstück recht auffällig. In ähnlicher YIJeise wie bei Bismuthinit beobachtet man gelbliche Uberzüge von Wismutockern.
Äußerst selten findet man im Tetradymit winzige (10-20 11m) xenomorphe Einschlüsse einer im Anschliff noch helleren, cremeweißen Phase, nämlich Tsumoit, und zwar bevorzugt
anStellen,wo
Pyrrhotinkörner
angrenzen(Abb.22).
Im ternären System Bi-Te-S liegt Tetradymit theoretisch auf der binären Konode Bi2 Te3 - Bi2S3, wobei

Abb.21.
Verwachsung von Bismuthinit und Tetradymit in Gangquarz.
Quarzgang im Granitgneis aus dem Rückzugsgebiet des Wurtenkees.
+ Nicols, lange Bildkante 0,54 mm.

33

©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at

Abb.22.
Verwachsungen von Tetradymit, Tsumoit und Pyrrhotin im Pyrit.
Pyrit enthält außerdem Chalkopyrit-Einschlüsse,Quarzgang im Amphibolit nordöstlich des Hochwurtenspeichers.
Lange Bildkante 0,22 mm.

Abb.24.
Spindelige Entmischungstexturen
zwischen Gladit (Lamellen) und Pekoit(Wirt) in Quarz.
Quarzgang im Granitgneis aus dem Rückzugsgebiet des Wurtenkees.
+ Nicols, lange Bildkante 0,22 mm,

GLATZ (1967) drei stabile solid-solution
Intervalle unterscheidet. Die analysierte
Probe entspricht
einem y- Tetradymit
mit ca. 37 Mol.-%
Bi2S3 (schwarzer
Kreis inAbb. 25). Die Analyse enthält außerdem Ag und Sb in
Spuren (Tab. 4) und weicht geringfügig
von der binären
Konode ab, was bei natürlichen
Tetradymiten
häufigder Fall ist (THOMPSON, 1949). Der analysierte Tsumoit(schwarzes Dreieck in Abb. 25) weicht in seiner Zusammensetzunggleichfalls
etwas von der stöchiometrischen Formel BiTe bzw. von Tsumoit der Typlokalität(SHIMAZAKI & OZAWA, 1978) ab und enthält Spuren vonAg, Sb und S (Tab. 4).
Mineraleder Bismuthinit-Aikinit-Reihe
sind in den
untersuchten
Vorkommen- und nach dem derzeitigen
Kenntnisstandüber gangförmige
Edelmetallvererzungen der östlichen Hohen Tauern im allgemeinen - typische Bestandteile
goldführender
Quarzgänge(PAAR etaI., 1991). Häufigster Vertreter ist der bereits angeführte Bismuthinit,
der nicht selten in zentimeterlangenstengeligen
Kristallen vorliegt. Außer Bismuthinit
konnte Krupkait
in xenomorphen,
10-60 f.tm großen Körnern, verwachsen mit Tetradymit
und Gold, nachgewiesen werden (Abb. 23).
HARRIS & CHEN (1976) geben für die einzelnen Glieder
der Aikinit-Reihe
begrenzte solid-solution
Intervalle an,
wobei für Krupkait, dessen allgemeine
FormelCu,_xPb,_xBi3+xS6' 0,13 S x s 0,14 Pb : Bi = 0,32-0,37
lautet, der Chemismus von 46 bis 50 Mol.-% Bi2S3 mittels Einkristalldaten
gesichert
ist und bis 55 Mol-%vermutet wird (Abb. 26). Die analysierte
Phase (Tab. 4)
enthält 50,9 Mol-% Bi2S3, Spuren von Ag, Sb, Se und
Te; das Pb : Bi-Verhältnis
beträgt 0,36.

Au

\

\

-

~~

ty

Abb.23.
.
Ag-armes Freigold in Assoziation mit Tetradymit
Paragenese und Fundpunkt wie in Abb. 22.
Lange Bildkante 0,22 mm.

...

und Krupkait.

Tabelle4.
Mikrosondenanalysen
und chemische
Formelnvon Galenobismutit
und Pekoit(Analytiker:
Leoben),Krupkait,
Tetradymit
und Tsumoit(Analytiker:
M. TARKIAN, Univ. Hamburg).
Angabenin Gew.-%;
Werte
in Klammern= Standardabweichung;n = Analysenanzahl.

Galenobismutit

n

Ag

Pb

Cu

Bi

Sb

5

-

27,60 (0,4 )-

54,80 (0,6 )--

16,80 (0,2 ) 0,10
17,90 (0,3 )
17,80 (0,04)

-

0,10

56,22 (0,17)

0,25 (0,02)

59,48

0,20

64,18

0,25

-

Pekoit8

0,20

6,10 (1,2 ) 2,70 (0,6 ) 73,00 (1,8 )Krupkait

2

0,12 (0,04)

20,14 (0,11)

4,21 (0,02)

Tetradymit

1

0,14

Tsumoit

1

0,02

-

-

Galenobismutit

Pb,.o, Bi2.oo (53,995eO,O,)4,OO

Pekoit(PbO.95Ago,os),.Ol

FormelnCU,,37 (Bi'l,2SAsO,04)l1,30

Krupkait(Pb,.o5Ag0,Q1 kosCUo,71 (Bi2,905bo,02h,92

Tetradymit(Bil,975b0,Q1)'.98Te,.89

Tsumoit(Bi,,05 5bo,o, kos TeO,94

34

Ago,09 51,12

As

E.F.

5'8

(55,98 Teo,ds,ooSeS

u. H. MÜHLHANS,

Te

Summe

-

99,30

-

-

100,000,05 (0,01)

0,20 (0,01)

98,99

5,16
0,01

STUMPFL

-

34,80

99,78

35,23

99,69

©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.atsAbb.25.

Bi4 Te2 S

0Joseit-Bo

Bi+Sb

Bi 7 Te3
Hedleyi t"

AO

Bi Te Biz Te3TsumoitTellurobismutit

Bei sehr starker Vergrößerung beobachtet man
u. d. M. neben Bismuthinit eine gleichfalls stengelig
ausgebildete Phase mit spindeligen Entmischungslamellen (Abb. 24), wie sie bevorzugt zwischen Gladit
und Pekoit auftreten (Mischungslücke unterhalb 300°C[(SPRINGER,
1971; Abb. 26]). Solche Entmischungstexturen wurden bereits von einigen gangförmigen undschichtgebundenen Vererzungen des Tauernfensters
beschrieben (PAAR& CHEN,1982; PAARet aI., 1991).
Bedingt durch die extreme Feinheit der Entmischungsspindeln (ca. 2-4 J.lm),war nur die Analyse derWirtsphase möglich. Der Chemismus entspricht mit
82,6 Mol-% Bi2S3 Pekoit (ideale Formel CuPbBi11S1s),
für den HARRIS& CHEN(1976) eine Variabilität von 76
bis 95 Mol-% Bi2S3 angeben. Die Analyse enthält außerdem Spuren von Ag und As (Tab. 4).
Mit Pyrit und ged. Gold vergesellschafteter Galenobismutit ist annähernd mit der idealen Zusammensetzung PbBi2S4 identisch und enthält Spuren von Se(Tab.4).
Das mit den Bi-Sulfosalzen und Tetradymit assoziierte Gold ist Ag-arm (ca. 11 Gew.-%) und verhält sich im
Au-Ag-Diagramm (offenes Dreieck in Abb. 10) gleichartig wie die Edelmetall-Analysen aus dem Ausgehenden
einiger Tauerngoldgänge.
Ein häufiger Begleiter der goldführenden Mineralisation ist Rutil, vor allem in jenen Gängen, die Metabasite
durchschlagen. Das Ti-Oxid bildet (hyp)idiomorphe
stengelig- bis nadelig-prismatische Kristalle, die Millimetergröße erreichen. Rutil ist häufig nach (101) unter
65°31' verzwillingt, und zwar sowohl in Form der charakteristischen Kniezwillinge als auch polysynthetisch(vgl. Abb. 27). Im Gebiet nordöstlich des Hochwurtenspeichers wurde in Quarzgängen neben Rutil auchAnatas in kleinen, scharfkantigen Kristallen registriert.
Mit den beiden Ti-Oxiden enthalten die Gänge also

Te

Binäre und ternäre Phasen im System
Bi(+Sb) - Te - S.
Die ternären Minerale liegen alle innerhalb
des Teildreiecks Bi - Bi2Te3 - Bi2S3. Auf derbinären Konode Bi2Te3 - Bi2S3 existieren drei
stabile solid-solution Intervalle von Tetradymit(schraffiert).
Der analysierte
y-Tetradymit(schwarzer Kreis) weicht geringfügig von derbinären Konode ab. Tsumoit (schwarzes
Dreieck) weist gegenüber der stöchiometrischen Zusammensetzung einen Bi-ÜberschuBauf.

auch Minerale, wie sie für die Paragenesen zahlreicher
alpiner Zerrklüfte typisch sind.
4.5.2. Paragenese Pyrit - Molybdänit
Obgleich nicht edelmetallführend, seien der Vollständigkeit halber Quarzgänge angeführt, die mit Pyrit und
Molybdänit vererzt sind, da solche Mineralisationen in
der Sonnblickgruppe keine Seltenheit sind (z. B. HADITSCH& MOSTLER,1973). Unterhalb der Unteren Parzisselbaue findet man in 2390 m Sh. reichlich Molybdänit mit Pyrit in bis kopfgroßen Brocken von derbem
Quarz, unweit der alten Baue am Trömmern sogar ineinem anstehenden Quarzgang (Elementsymbol Mo in
der Beilage).
Die Vererzungen können im Granitgneis und in Metabasiten gleichermaßen auftreten. Molybdänit liegt indurchschnittlich Millimeter-großen verbogenen odergeknitterten Tafeln bzw. Blättchen im derben, zuckerkörnigen Quarz eingesprengt vor. Die gequälten Blättchen sind oft haufen- oder rosettenförmig aggregiert
und zeigen u. d. M. undulöse Auslöschung. Neben Molybdänit und hypidiomorphem Pyrit beobachtet man
untergeordnet Chalkopyrit sowie in geringsten Mengenauch bläulichweiß fluoreszierenden Scheelit.

4.6. Bildungsbedingungender Erzmineralisationen
Ausgehend von den beobachteten Erzparagenesen
wurde anhand des Mineralchemismus refraktärer Sulfide (beispielsweise Arsenopyrit und Sphalerit) eine grobe Abschätzung der p/T-Bedingungen versucht.
Grundsätzlich kann man im Fall gangförmiger Hydrothermalvererzungen von der Annahme ausgehen, daß35©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at.....aPbS......

"~\O
is......
~
~
<l:

/

30

50

70

Mol%

90

Bi2S3
M

""

lfl

aJ
.0

Cl..
::J

U

~
~

l..f)

E

c

~
<t:

L

:0

nJ

L

E
E

l/l

-c
C

nJ

:r:

.....J

nJ

~
::l.
::J

~

<.:>

Cl..

(l)

•

~1

m

0

"0
nJ

L

~

l-

~

£.

---

~

~

W

I-

0

20

30

40

Mol

I

durch
Einkrigesichert

stalldat

50
%

60

70

80

90

Bi2 S3en........

....
!

.......

py

I

i

I

Abb.27.
Verwachsung von Rutil mit Pyrit.
Die hypidiomorphen Rutilstengel sind nach (101) unter 60'31' sowohl knieförmig als auch polysynthetisch verzwillingt.
Ankeritgängchen in Biotit-Albitgneislage nordöstlich des Hochwurtenspeichers.
+ Nicols, lange Bildkante 0,54 mm.

vermutet

100

Abb.26.
a) Die Minerale der Aikinit-Bismuthinit-Reihe in der ternären Projektion CU2S - PbS - Bi2S3 nach
HARRIS& CHEN (1976).
b) Bekannte und vermutete solidsolution Intervalle von Sulfosalzen der Aikinit-Bismuthinit-Reihe
im binären Schnitt CuPbBiS3 Bi2S3, ausgedrückt in Mol-%
Bi2S3• Zwischen Gladit und Pekoit
tritt unterhalb 300'C eine Mischungslücke auf (nach HARRIS&
1976). Der analysierte
CHEN,
Krupkait (schwarzes Quadrat)
enthält ca. 50,9 Mol-% Bi2S3, Pekoit (schwarzes Dreieck) ca.
82,6 Mol-%.

über die fluide Phase aufgrund hoher Reaktionsgeschwindigkeiten
eine rasche Gleichgewichtseinstellung
gewährleistet ist. Zu einem späteren Zeitpunkt sollten
keine retrograden
Stoffverschiebungenmehr stattgefunden haben, da solche das ursprüngliche Bild verfälschen würden. Auch diese Voraussetzung scheint gegeben zu sein, da es sich beim Tauerngoldgang- Typus
nach derzeitiger Kenntnis mit Sicherheit um jungalpidische, postmetamorphabgeschiedene
Mineralisationen
handelt.

I36.....bN

4.6.1. System Fe - As - S:
Arsenopyrit-Geothermometer
Experimentelle Untersuchungenim ternären System
Fe - As - S zeigten, daß der atomare As-Anteil im Arsenopyritgitter
sowohl von der Schwefel-Aktivität
alsauch von der Temperatur der Hydrothermallösung
abhängt und deshalb zur Abschätzung dieser Parameter
herangezogen
werden kann (KRETSCHMAR& SCOTT,

1976).

©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at

s

s

Fe
A
~

36

e.
/

.
/e1.or:f.so.94
Fe1.o1Aso,93~.CX3e

Ie~

Feo.998 ASo•945 51.055

Ausschnitt
ternärenlöaus dem
SystemAs\05

FeO.995 Aso•95

51.055

Feo.997 ASo•955 51.047

34

Fe

38

36

34J Y232

As

Fe/(As+S)=

Abb.28.
Kleines Dreieck: Ternäres System Fe - As - S mit den binären Phasen Pyrit, Pyrrhotin und Löllingit.
Großes Dreieck: Ausschnitt aus dem ternären System mit den darstellenden Punkten der Mikrosondenanalysen
koexistiert. Zu sehen ist die Abweichung der Chemismen von der binären Konode FeS2 - FeAs2.

Um eine T-Abschätzung durchführen zu können, bedarf es also einer definierten S-Aktivität, die ihrerseits
durch eine Gleichgewichtsparagenese
festgelegt werden kann. Wenn Arsenopyrit auf der binären KonodeFeS2 - FeAs2 liegt, sind bei konstanten p/T-Bedingungen auch die S- und As-Aktivitäten fixiert, sobald Arsenopyrit mit nur einer binären Phase (Pyrit oder Löllingit)
koexistiert. Da natürliche Arsenopyrite aber fast immer
von der stöchiometrischen
Zusammensetzung
Fe/
As+S = 1/2 abweichen (Abb. 28), sind zwei binäre, mit
Arsenopyrit koexistierende Sulfid phasen zur Pufferung
der S-Aktivität erforderlich, beispielsweise Pyrit - Pyrrhotin oder Pyrrhotin - Löllingit. Im Falle der untersuchten Vererzungen kann die Gleichgewichtsparagenese
Pyrit - Pyrrhotin - Arsenopyrit (in Form einer Berührungsparagenese) zur Festlegung der S-Aktivität herangezogen werden, wenngleich Pyrrhotin gegenüber den
bei den anderen Kiesen nur als relativ untergeordnetes
Mineral vorkommt.

von Arsenopyrit,

der mit Pyrit und Pyrrhotin

Zu diesem Zweck wurde eine Arsenopyrit-Probe
vom
Bergbau Trömmern mittels Elektronenstrahl-Mikrosonde analysiert (gemäß den Angaben in KRETSCHMAR&SCOTT [1976] muß bei der Mikrosondenanalyse
unbedingt ein Arsenopyrit-Standard
verwendet werden, dabei Benutzung von Element- oder binären Sulfidstandards eine erhebliche Verfälschung des As-Wertes unvermeidbar ist. Außerdem sollte die Summe der Spurenelemente Ni, Co und Sb in der Arsenopyrit-Probeweniger als 1 Gew.-% betragen). Der As-Gehalt liegt bei,fünf Meßpunkten im Intervall 31,010-31,826
Atom-%.
Die Chemismen sind Tab. 5 zu entnehmen, die entsprechenden Summenformeln und die darstellenden Punkte
im ternären System Fe-As-S gehen aus Abb. 28 hervor.
Mit Pyrit und Pyrrhotin koexistierender Arsenopyrit dieser Zusammensetzung ist aufgrund der experimentellen
Daten von KRETSCHMER& SCOTT (1976) in folgendem
Temperatur- und S-Aktivitätsbereichstabil (Abb. 29):
T = 365-410°C
log a(S2) = -8,2 bis -6,737

©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at

IOOO/T
1.6

1.7

1.5

(K-Il

1-4

1.0

1.2

1.3

-2

-3

-4

-5

-6

-7

.:: -8
l:I
CI'

.g

-9

-10

-II

-12

-13

-14

-15
300

400

500

700

600

Temperature (oGlTabelle 5.
Mikrosondenanalysen
von Arsenopyrit
koexistierend
mit Pyrit und Pyrrhotin (Bergbau Trömmern).
Analytiker:
M. TARKIAN (Univ. Hamburg).
Angaben in Gew.-%. Standard: Arsenopyrit
von La RocheBalue "RB-Orl" (MOELO et aI., 1985).
Fe

Co

Ni

As

Sb

S

Summe

34,890--43,1150,018

21,014

99,03734,60434,37034,10934,0840,016

43,5730,044

20,99599,232-

43,6770,015

20,852

98,9140,019

43,6950,036

20,726

98,585-

43,796

0,089

20,55898,527

Pyrrhotin, z. B. in Form einer Berührungsparagenese
der drei koexistierenden Phasen, ist nicht gewährleistet, da ja Sphalerit ebenso wie Ag-hältiger Galenit und
Chalkopyrit einer eigenständigen, späteren Vererzungsphase zuzuordnen ist, welche die ältere KiesmineralisaTabelle 6.
Mikrosondenanalysen
und Summeiformein
verschiedener
Sphalerite.
UPZ = Untere Parzisselbaue;
CH = Bergbau Christileiden;
AE = Alteckbaue;
STÜ = Stübele-Unterbau.
Analytiker:
M. TARKIAN (Univ. Hamburg); Angaben in Gew.-%.

UPZ
4.6.2. System Zn - Fe - Cu - S:
Sphalerit-Geobarometer

Experimentelle Untersuchungen im ternären System
Fe - Zn - S zeigten, daß Sphalerit in Abhängigkeit vonder S-Aktivität und vom Druck unterschiedlich hohe
Gehalte an FeS ins Gitter einbaut. Da der FeS-Einbauüber einen weiten Bereich T-unabhängig ist, sofern
sich Sphalerit im Gleichgewicht mit Pyrit und Pyrrhotin
befindet, d. h. die S-Aktivität definiert ist, kann der molare FeS-Anteil als Geobarometer für hydrothermale
Vererzungen verwendet werden (SCOTT & BARNES,
1971).
Für die hier diskutierten Mineralisationen ist allerdings die Anwendung des Sphalerit-Geobarometers
aus folgenden Überlegungen nicht möglich: Die erforderliche Gleichgewichtsparagenese Sphalerit - Pyrit -38

Abb.29.
Das Arsenopyrit-Stabilititätsfeld in der Schw8felaktivität- Temperatur-Projektion.
Isoplethen in Atom-% As.
Alle Phasenbeziehungenim
Gleichgewicht mit der Gasphase (aus KRETSCHMAR &Scan, 1976). Die unterbrochenen Linien begrenzen
den Stabilitätsbereich fürdieArsenopyrit-Ghemismen in Tab. 5.
py = Pyrit; po = Pyrrho!in;
asp = Arsenopyrit; lö = Löllingi!; L = Schmelze; SIQ'
Sly) = Schwefelschmelze
bzw. -dampf.

CH

AE

STÜ

Zn

Fe

Cd

S

Summe

63,568

2,933

0,689

33,337

100,527

63,721

2,951

0,627

33,560100,859

62,908

3,477

0,762

33,737

100,884

62,920

3,532

0,743

33,629100,824

63,472

2,633

0,776

33,565

100,446

63,928

2,731

0,795

33,169100,623

57,055

8,548

0,499

33,857

99,95957,394

8,513

0,521

33,944

100,362

Formeln

Mol-% FeS

UPZ

ZnO,939-0,937
FeO,051
Gdo,o06-o,o05)o,996-0.993
51,004-1,006 5,09- 5,11

GH

ZnO,924-0,925
FeO,06D-O,061
Cdo,o06)o,990-0,992
51,010-1.008 6,04- 6,13

AE

ZnO,937-0,946
FeO,045-0,047
Cdo,o07)0,989-1,000
51,010-1,000 4,60- 4,73

STÜ

ZnO,837-0,839
FeD,147--0,146
Cdo,o04)o,988-0.989
51,012-1.01114,72-14,87(Me + S) = 2

©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.attion verdrängt. Dieser Umstand wird bereits aus den
Verwachsungsbeziehungender Erze ersichtlich. Zudem
lassen die Chemismender analysierten
Sphalerite(Tab. 6) auf ein Disequilibrium
zwischenSphalerit
einesteils und Pyrit - Pyrrhotin andernteils schließen.
Die Analysen weisen mit einer Ausnahme (Sphalerit vonder Halde des Stübele-Unterbaues)
geringe molare
FeS-Anteile auf (4,6-6,13 Mol-%).Sphalerite
dieserZusammensetzung
koexistieren unter hydrothermalen
Bedingungen(z. B. T = 300-500°C,
P = 500 kg/cm2;
experimentelle Daten von KOJIMA & SUGAKI [1985]) mit
Pyrit und Chalkopyrit, jedoch nicht mit Pyrit und Pyrrhotin.

4.6.3. Zusammenfassende

Diskussion
der Erzbildungsbedingungen
Die Zusammenschau erzpetrographischer
und mineralchemischer
Beobachtungenan den einzelnen Sulfid-/Sulfosalzparagenesen
liefert folgende Hinweise auf
deren Bildungsbedingungen:1) In den NNE-SSW-streichenden
Tauerngoldgängen
des untersuchten Terrains sind grundsätzlich zwei
Vererzungsphasen zu unterscheiden, die nicht zeitgleich erfolgten. Die ältere Au-hältige Pyrit-(Pyrrhotin)-Arsenopyrit-Quarz-Mineralisation
erlittdurch
nachträgliche Scherbewegungenzum Teil eine intensive Kataklase. Im Zuge von Rejuvenationen wurde vor allem im oberflächennahen
Bereich der Erzgänge eine komplexe Ag-Pb-Zn-Cu-Sb-Bi-Sulfid-/
Sulfosalz-Mineralisation
abgeschieden,dievongrobspätigem FeMg(Mn)-Karbonat
begleitet wird.
2) Für die Au-führende Kies-Quarz-Mineralisation
können aufgrund der Gleichgewichtsparagenese
Pyrit Pyrrhotin - Arsenopyrit Bildungstemperaturen
vonca. 365-410°C (log a[S2] = -8,2 bis -6,7) angenommen werden. Das Metallangebot und jene Parameter, die den Erzabsatz maßgeblichbeeinflussen(Temperatur, Druck, Schwefelaktivität,
Fugazitäten
volatiler Phasen, pH, Eh), änderten sich vermutlichvon der älteren zur jüngeren Vererzungsphase, wobei generell ein Trend zu niedrigeren Temperaturen
und/oderhöheren S-Aktivitäten
anzunehmen ist.
Eine Milieuänderung zu basischeren pH-Bereichen
und hohe CO2-Fugazitäten erscheinen für die Bildung der von karbonatis'cher Gangart dominierten
Ag-Pb-Zn-Cu-Assoziation
naheliegend. Das häufige
Auftreten von "chalcopyrite
disease" im Sphalerit
und der Einbau von Cu ins Polybasit-Gitter
weisenauf ein sehr hohes Cu-Angebot in den Hydrothermallösungen hin.
3) Für die NE-SW-streichenden
Quarzgänge des Wurtentales sind Freigold-führendePb-(Ag)-Cu-Bi- und
BiTe-Mineralisationen
kennzeichnend. Auch im Ausgehenden einiger NNE-SSW-streichender
Tauerngoldgänge ist das Edelmetall in ähnlicher Weise mit
Bi-Mineralien assoziiert. In beiden Fällen handelt essich um Ag-armes Gold in häufig makroskopischen
Korngrößen, im Gegensatz zu den Ag-reichen mikroskopischen Goldeinschlüssen
im Pyrit und/oder
Arsenopyrit. Ein weiteres gemeinsames Merkmal aller untersuchten
Bi-betonten Vererzungen ist das
Fehlen von Arsenopyrit. Zu den Bildungsbedingungen solcher Paragenesen ist zu bemerken, daß Sulfosalze im System Pb - Cu - Ag - Bi - S erfahrungsgemäß bei Temperaturen von 200 bis 400°C
ausgeschieden werden (KARUP-.M0LLER,1977). Cha-

rakteristisch ist die Koexistenz der Gustavit-LillianitReihe mit AgBi-reichem
Galenit bzw. Matildit, wie
sie in Erzen von den Brettseebauen vorliegt. Das
reichliche Auftreten von ß-Matildit in Assoziation mit
Galenit deutet Minimaltemperaturen
von 215:t 15°C
bzw. 188°C an (Entmischung von AgBiS2 aus PbS,
zum Teil mit E.utektoid-artigen
Verwachsungen;[CRAIG, 1967]). Entmischungstexturen
zwischen Gladit und Pekoit weisen auf Minimaltemperaturenum
300°C hin (lückenlose Mischbarkeit CuPbBiS3-Bi2S3
oberhalb 300°C [SPRINGER,1971]). Verwunderlich ist,
daß in den bearbeiteten Paragenesen trotz des CuAngebotes
bislang kein Pavonit oder verwandte
Phasen nachgewiesen
werden konnten, die aufgrund der von HODA & CHANG (1975) experimentell
bestimmten Stabilitätsbeziehungen
Pavonit - Bismuthinit, Pavonit - Gustavit, Pavonit - Matildit bzw.
Benjaminit - Matildit (HARRIS& CHEN, 1975) prinzipiell zu erwarten wären. Über die Ausscheidungsbedingungen von Tetradymit können keine Angaben
gemacht werden, da sich die experimentellen Daten
von GLATZ (1967) auf die Kristallisation
aus einer
Schmelze beziehen, nicht jedoch auf hydrothermale
Verhältnisse, wie sie für die zur Diskussion stehenden Quarzgänge anzunehmen sind. Tsumoit konnte
sich vermutlich nur dort bilden, wo in unmittelbarer
Nachbarschaft bzw. Berührungsparagenesezu Pyrrhotin geringe Schwefelaktivitäten
die Sulfidisierung
und damit die Entstehung einer ternären Phase verhinderten.
4) Für die Bildung
der lokalen
Pyrit-Molybdänit(Scheelit-)Quarz-Mineralisationen
wäre eine alpidische Remobilisation schichtgebundener
altpaläozoischer(?) Vererzungen (Typus Schellgaden oder Felbertal?) nicht auszuschließen.

5. Nebengesteins-Alteration
5.1. Alteration

im Granitgneis

Da die gangförmigen Vererzungen ihrer rupturellen
Anlage entsprechend
zum Nebengestein
hin durchwegs von glatten Liegend- und Hangendblättern
begrenzt sind und die Hydrothermallösungeninfolge langer Aufstiegswege
vermutlich weitgehend equilibriert
wurden (vgl. CURTI, 1987), sind keine ausgedehnten AIterationshöfe im Gneis zu erwarten. An glatten Begrenzungsflächen wird naturgemäß die Infiltration aggressiver Lösungen erschwert und die Kontamination
desNebengesteins nur in geringem Maße möglich sein. Dementsprechendsind Mineralumwandlungen
und -neubildungen im angrenzenden Granitgneis makro- undmikroskopischkaum wahrnehmbar. Die Alteration erfaßte im wesentlichen nur jene Gneispartien, die durch
Scherbewegungenaus dem Gesteinsverband
losbrachen und als Bruchstücke innerhalb des Erzganges unmittelbar von der fluiden Phase angegriffen werden
konnten. Hiebei wurden zur Hauptsache die Plagioklase (Albit/Oligoklas)
durch Hydrolyse zu Serizit plus
Quarz umgewandelt.
Der feinschuppige
Hellglimmer
bildet einen ungeregelten Filz und läßt schemenhaft die
Plagioklas-Morphologie
erkennen. Mitunter sind noch
Plagioklas-Relikte erhalten. Die porphyrischen Kalifeldspat-Einsprenglinge
erweisen sich als bedeutend resistenter; sie sind großteils gut erhalten oder nur domä-

39©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at

Abb.30.
Alteration eines Augengneis-Bruchstückes in einem Erzgang.
Die Plagioklase sind vollständig zu feinem Serizitfilz umgewandelt, große
Kalifeldspat-Einsprenglinge sind nur domänenweise serizitisiert und nochziemlich gut erhalten. Die Gangart besteht aus dünnstengeligen Quarzkristallen und grobspätigem Sideroplesit, der die Zwickel zwischen den Quarzen ausfüllt.
Untere Parzisselbaue.
Durchlicht, + Nicols, lange Bildkante 1,10 mm.

nenweise umgewandelt (Abb. 30). Auch Biotit ist vollständig abgebaut; das freiwerdende Ti liegt in Formvon Leukoxen und/oder Rutil vor.
Die Alteration des Granitgneis äußert sich also in
einer Serizitisierung ("phyllic alteration" im Sinne angelsächsischer Terminologie; z. B. BOYLE, 1979; GUILBERT& PARK,1986). Hiebei läuft prinzipiell folgende Hydrolyse-Reaktion ab:
Albit :!: Biotit (Ti) + H+(aq.) + K+ ~~ Muskovit(Serizit) + Quarz + Paragonit(Spuren) + Ti02
Es dominiert somit die Hydrolyse des Na, wobei
H+(aq.) durch die Reaktion von Metall-Kationen mit(HS)- zu Sulfiden in der fluiden Phase zustandekommen kann (GUILBERT& PARK, 1986), beispielsweise bei
der Abscheidung von Pyrit:
Fe2+ + 2(HS)-(aq.) ~ FeS2 + 2H+(aq.)
Charakteristisch ist eine K-Metasomatose, da wohl
großteils Plagioklas abgebaut wird, sich aber erstaunlicherweise nur K-Hellglimmer in großen Mengen bildet,
während der Na-Hellglimmer röntgenographisch nur inSpuren nachweisbar ist, was auf ein relativ hohes Aktivitätsverhältnis a(K+)/a(H+) in den erzbildenden Lösungen schließen läßt. Allerdings ist die Serizitisierung vonFeldspäten, insbesondere von sauren Plagioklasen, unter hydrothermalen Bedingungen auch ohne K-Zufuhr, also autometasomatisch, möglich (TRÖGER,1969;
TeiI2).
Metallogenetisch bedeutsame Spurenelemente wie
Au, Ag, Cu, Pb, Zn, Co, Ni, Mo, W, As, Sb, Bi und Te
zeigen weder eine Anreicherung noch eine spezielle
Beeinflussung durch die Erzgänge. So ist die Probe
ZP 4 in nur 1,3 m, ZP 8 in 4,1 m Entfernung von dererzführenden Struktur beim Tagverhau in der Oberen
Parzissel (2720 m Sh.; Beilage) entnommen; die Probe
ZP 14 stammt aus nur 0,1 m(!) Distanz vom TrömmernErzgang (2620 m Sh.; Beilage). Wie Tabelle 7 zu entnehmen ist, enthalten die Sonnblick-Granitgneise dieangeführten Metalle bzw. Metalloide in geringen,durchwegs den Normalwerten für saure Intrusiva (zusammengestellt aus WEDEPOHL,1978) entsprechenden
Konzentrationen.
Da bei den untersuchten Granitoiden des SonnblickKernes weder weit ins Nebengestein hineinreichende
Alterationszonen festzustellen sind, noch ihr geochemisches Verhalten irgendwelche Anomalien bezüglich
metallogenetisch relevanter Spurenelemente aufweist,kann der Sonnblickgneis nach dem derzeitigen Kenntnisstand nicht als Metall-Liefergestein für lagerstätten-

Tabelle 7.
Konzentrationen
diverser
Edel- und Buntmetalleund Metalloide
in Granitgneisen
des Sonn blick-Kernes
im Vergleichzudurchschnittlichen
Konzentrationen
in sauren Intrusivgesteinen.
Analytiker:
R. JAHODA, Universität
Southampton,
GB (Röntgenfluoreszenzanalyse:
PZ 1, KZ 1, WU 11); BONDAR-CLEGG
Lab.
Ltd., Ontario/Canada(Neutronenaktivierungsanalyse
für Au, Co, Ni, Mo, W, As, Sb; Atomabsorptionsspektrometrie
tür Ag,Cu, Pb, Zn, Bi,Te).
Nachweisgrenzen
in Klammern
hinter der Dimension.
Au[ppb; 2]Ag[ppm; 0,1]

Cu
[ppm; 1]Pb
[ppm; 2]Zn
[ppm; 1]Co
[ppm; 5]Ni[ppm; 20]Mo
[ppm; 1]

GZ5

<2

0,1

1

5

55

7

<20

<1

<

WU13

<2

0,1

1

8

43

<5

<20

<1

<

ST2

<2

0,1

1

2

41

<5

<20

7

W
[ppm; 1]As
Sb
[ppm; 0,5] [ppm; 0,1]

1

0,7

0,1

Bi
Te
[ppm; 1] [ppm; 0,02]
<1

<0,02

1

<0,5

0,1

1

<0,02

8

0,9

<0,1

<1

<0,02

IF1

<2

0,1

1

7

44

5

<20

<1

<

1

<0,5

0,1

<1

<0,02

ZP14

<2

0,1

1

3

59

<5

<20

1

<

1

0,5

0,1

<1

<0,02

ZP18

<2

0,1

1

8

32

<5

<20

<1

1

<0,5

<0,1

<1

<0,02

ZP19

<2

0,1

2

6

59

<5

<20

1

5

0,7

0,2

1

<0,02

ZP4

<2

0,1

2

6

38

<5

<20

<1

2

0,8

<0,1

<1

<0,02

ZP8

<2

0,1

1

7

39

<5

<20

<1

2

5,3

<0,1

<1

<0,02

TR1

<1

<

1

0,9

<0,1

<1

<0,02

<1

<

1

0,6

<0,1

<1

<0,02

5

4,0

1,0

n.b.

10

1,0

2,0

°
2

n.b.

5

4,0

1,0

2

n.b.

0,0-8,50,1-0,30,15-2

0,002

<2

0,1

1

5

24

<5

<20

AE1

<2

0,1

1

3

46

<5

<20

PZ1

n.b.

n.b.

57

n.b.

KZ1

n.b.

n.b.

47

48

n.b.

7

WU11

n.b.

n.b.

°
°
°

41

42

46

n.b.

12

1,7-3,0

0,05

15-23,630-70

3,2-4,4

7-10,940

0,6-75Saure

4Intrusiva°°
4(aus WEDEPOHl, 1978)
1,1-1,8

1,5

©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.atbildende Prozesse, etwa im Zuge lateralsekretionärer
Vorgänge, in Betracht gezogen werden.

5.2. Alterationin Metabasiten

Verschiedenartige
Alterationsformen
sollen anhand
von zwei Beispielen erörtert werden, wie sie vor allem
nordöstlich des Hochwurtenspeichers
zu beobachtensind, wo zahlreiche erzführende Quarz- und Karbonatgänge die Metabasite durchschlagen.
5.2.1. Alteration eines Albit-Amphibolites
durch einen sulfidführenden Quarzgang
Paragenese:

Pyrit - Pyrrhotin - Chalkopyrit - Tetradymit - Tsumoit - Krupkait - ged. Gold;vgl. Kap. 4.5.1.
Ebenso wie die vorhin besprochenen Erzgänge im
Granitgneis weisen solche Quarzgänge mehr oder min-der glatte Begrenzungsflächen
zum Nebengestein auf,
die oft als Harnische ausgeprägt sind. Eine Beeinflussung des Nebengesteins ist im Aufschluß kaum zu bemerken.
Der in Rede stehende Amphibolit besteht zur Hauptsache aus Plagioklas (Albitkerne mit Oligoklasrändern)und Amphibol (zonargebaut mit Aktinolith-reichen
Kernen und Tschermakit-reicheren
Rändern). Nebengemengteile sind teilweise chloritisierter
Biotit, Epidotl
Klinozoisit und Titanit (zur Petrographie der Amphibolite vgl. FEITZINGER[1989]). Im Salbandbereich
ist eine
Neubildung
von Chlorit und Ankerit, untergeordnet
auch Calcit, überwiegend
auf Kosten von Amphibol
festzustellen. Der feinschuppige Chlorit ist rosettenförmig angeordnet und zeigt optisch positives Verhalten
mit grauen bis anomal lederbraunen Interferenzfarben,
was auf Mg- bis MgFe.-reichen Chemismus schließen
läßt (ALBEE, 1962). Im Gegensatz dazu scheinen die
eingeregelten, wesentlich größeren (bis 1 mm) Chlorit-

Tabelle 8.
Haupt- und Spurenelement-Konzentrationeneines alterierten Amphibolites(WU 14/1-3) und einer alterierten Biotit-AlbitGneislage (WU 16/1-5).
Analyse: BONDAR-CLEGG lab. Ltd., Ontario/Canada (DC-Plasma für alle Hauptelemente außer Glühverlust; Direct Combustion Titrimetry für S; Atomabsorptionsspektrometrie
für Ag, Cu, Pb, Zn, Bi,Te; Röntgenfluoreszenzanalyse
für Zr, Nb, V;
Neutronenaktivierungsanalyse
für Au, Co, Cr, Ni, Mo, W, As, Sb, Rb, Cs, Ba, Sc, la, Ce, Sm, Tb, Vb, lu, U, Hf).
Nachweisgrenzen
in Klammern hinter der Dimension.
Si02

Ti02

AI203

Fe203*

MnO

MgO

CaO

. Na20

K20

P20S

lOI

Summe

[Gew.-%; 0,01] [Gew.-%; 0,01] [Gew.-%; 0,01] [Gew.-%; 0,01] [Gew.-%; 0,01] [Gew.-%; 0,01J [Gew.-%; 0,01J [Gew.•%; 0,01] [Gew.-%; 0,01J [Gew.-%; 0,01] [Gew.-%; 0,01]
WU14/1

49,60

0,57

15,70

10,40

0,09

7,12

4,78

3,43

1,50

WU14/2

49,10

1,05

14,10

10,70

0,20

7,18

9,96

3,39

WU14/3

50,10

1,05

15,10

11,20

0,17

7,27

8,93

4,03

WU16/1

53,80

0,13

14,90

7,65

0,18

2,46

8,00

WU16/2

58,20

0,15

17,30

5,92

0,10

2,19

6,58

WU16/3

46,10

0,26

14,60

7,62

0,18

4,51

9,94

WU16/4

44,90

0,45

13,20

8,97

0,19

5,38

10,10

WU16/5

44,70

0,61

14,30

8,82

0,16

5,60

8,90

Rb

[ppm; 5]
WU14/1

110

Cs

Ba

[ppm; 0,5J [ppm; 50]
12,0

130

Zr

[Gew.-%]

0,13

5,55

98,88

0,31

0,45

1,40

97,84

0,28

<0,01

0,45

98,58

5,37

1,14

0,35

5,00

98,98

5,98

1,36

0,20

3,35

101,33

5,01

1,42

0,46

7,20

97,30

3,96

2,20

0,26

8,50

98,11

3,87

2,76

0,57

7,20

97,49

lu
U
[ppm; 0,2] [ppm; 0,2][ppm; 1]

Sc

la

Ce

Nb

V

[ppm; 0,2][ppm; 2]

[ppm; 5][ppm; 1][ppm; 1][ppm; 1] [ppm; 0,05] [ppm; 0,5J

Tb[ppm; 2]

43,1

7

10

<1

25

54

<2

Sm

3,0

0,7

Vb

0,3

0,5

Hf
1

WU14/2

10

0,6

< 50

43,2

4

< 5

<1

28

55

2,6

0,9

2

0,3

0,3

2

WU14/3

10

< 0,5

< 50

41,5

3

< 5

<1

28

53

2,4

1,0

2

0,3

<0,2

2

WU16/1

49

1,9

210

36,1

2

6

1

35

49

1,5

0,7

4

0,6

1,1

<1

WU16/2

61

3,7

260

39,3

3

8

3

28

74

2,1

0,8

2

0,4

0,9

<1

WU16/3

92

10,0

200

35,3

3

9

4

19

52

1,9

<0,5

<2

0,3

0,8

<1

WU16/4

150

18,0

230

35,2

2

< 5

<1

19

43

1,7

0,6

<2

0,2

0,5

<1

WU16/5

210

27,0

280

40,2

2

6

1

22

42

1,9

0,7

2

0,3

0,5

<1

As

Sb

Bi

Te

S

Au

Ag

Cu

Pb

Zn

Co

Ni

Cr

Mo

[ppb; 2]

[ppm; 0,1]

[ppm; 1][ppm; 2]

[ppm; 1][ppm; 5][ppm; 20]

[ppm; 20J

[ppm; lJW
[ppm; 1]

WU14/1

<2

<0,1

61

4

37

44

63

180

< 1

15

[ppm; 0,5J [ppm; 0,1]
2,2

1,0

[ppm; 1J [ppm; 0,02] [Gew'%;O,Ol
1< 0,02

0,37

WU14/2

<2

<0,1

157

<2

9

52

60

200

< 1

<

1

1,3

0,3

1

< 0,020,32

WU14/3

<2

<0,1

167

<2

7

44

45

190

< 1

<

1

2,0

0,4

< 1

< 0,02

0,33

WU16/1

7

<0,1

92

4

7

99

81

470

29

93

11,0

1,1

36

21,00

4,12

WU16/2

4

<0,1

174

3

8

70

120

590

5

125

3,9

1,4

6

2,60

3,15

WU16/3

<2

<0,1

201

5

18

59

120

460

3

90

2,4

1,0

1

0,82

2,69

WU16/4

3

<0,1

162

4

34

53

140

420

2

52

1,6

0,7

1

0,50

2,16

WU16/5

4

<0,1

160

3

40

32

150

440

2

32

0,8

0,5

< 1

0,34

1,20

0,1-9

0,038-1,4

0,08-0,2

0,002(aus: WEDEPOHL,
1978)

Basalte

3,60,1

10-170

3,2

100

37-50

48-530179-307

0,3-4,50,5-10,015-1,43

41

©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.attafeln im unbeeinflußten Amphibolit, die Biotit entlang
der Spaltrisse (001) keilförmig verdrängen, Fe-reicher
zu sein; sie sind durch bläulichvioletteInterferenzfarben charakterisiert.
Das im Salbandbereich
neugesproßte Karbonat ist Ankerit mit ca. 20-25 Mol-% CaFe(C03h (no = 1,70; vgl. TRÖGER,1969; Teil 1), Calcit ist
selten. Sowohl in einer schmalen Zone am Salband als
auch innerhalb des Quarzganges tritt hypidiomorphstengeliger Rutil auf, der wahrscheinlich aus der Umwandlung von Titanit hervorgegangenist. In dieser
schmalen Alterationszone
ablaufende Mineralreaktionen könnte man vereinfacht etwa folgendermaßen angeben:
Amphibol :t Biotit/FeMg-Chlorit++ Titanit + CO2 + H20 ;;:::'::;;:::'::
MgFe-Chlorit + Ankerit + Rutil + Quarz
Um eine eventuell weiter ins Nebengestein reichende Beeinflussung durch den Gang zu erfassen, wurden aus dem Amphibolit ca.
3 cm dicke Scheiben geschnitten und analysiert, und zwar direkt aus
dem Kontakt zum Quarzgang (Probe WU 14/1), 10 cm (WU 14/2) und
20 cm (WU 14/3) vom Gang entfernt. Das Verhalten der Haupt- undSpurenelemente ist Tabelle 8 zu entnehmen und in Abb. 31 graphisch dargestellt.

Si02, A1203' Fe203tot, MnO, MgO und Na20 bleiben
weitgehend unverändert, da insgesamt weder eine drastische Anreicherungnoch Verarmung an mafischen
Komponenten stattfindet. Mg wird im Salband bereich
lediglich von Amphibol zu Chlorit "umverteilt"; der Plagioklas-Anteil im Amphibolit ändert sich nicht. Im Gegensatz dazu nimmt CaO zum Gang hin merklich ab.
Auch der Ti02-Gehalt sinkt um die Hälfte. Das CaO-Defizit in WU 14/1 ist wohl auf die Zerstörung der Amphibole zurückzuführen,
Ca-hältiges Karbonat tritt ja nur
direkt am Kontakt zum Quarzgang bzw. auch im Gangselbst auf. Der Ti02-Verlust wird durch den Abbau von
Titanit bewirkt. Eine Zunahme des (H20+C02)-Gehaltes
um das 12-fache bei Annäherung an den Gang wird vor
allem durch die Erhöhung des Anteils stärker wasserhältiger Minerale (Chlorit) dokumentiert.
Die Zunahme
des K20-Wertes ist nicht alterationsbedingt,
sondern
auf einen von vornherein höheren Biotit-Anteil in dieser
Gesteinsscheibe
zurückzuführen.
Deutlich zum Gang
hin ansteigende Rb-, Cs-, Ba-, La-, Ce- und U-Werte
könnten ein Hinweis auf epigenetische Zufuhr erheblicher Mengen einer fluiden Phase sein; eine Mobilisierung aus dem Granitgneis, in dem die Amphibolite ja
eingelagert sind, wäre auch nicht auszuschließen. Immobile Elemente wie Sc, Zr, Y, Lu und Sm lassen hingegen keine Veränderungen erkennen, die Hf- und TbKonzentrationen nehmen leicht ab. Die Elementkonzentrationen von Pb, Zn, Sb und W nehmen Richtung
Quarzgang rapide zu; Cr, Ni, Co, As, Bi(?) und S zeigen
dagegen kaum eine Anreicherungoder Verarmung,während der Cu-Gehalt erstaunlicherweise
drastischabsinkt. Ni, Co, Cr, Cu, Pb, As und Sb liegen durchwegs innerhalb der Schwankungsbreite
für basaltische
Gesteine nach WEDEPOHL(1978; Tab. 8). Zn weist deutlich zu niedrige Werte auf, Bi liegt generell zu hoch. Es
ist jedoch einschränkend zu bemerken, daß sich die
angegebenen Daten zum Teil nahe der Nachweisgrenze
bewegenund deshalb beträchtliche
Analysenfehler
nicht auszuschließen sind. Über Au, Ag, Te und Mo
können keine Aussagen getroffen werden, da die Konzentrationen dieser Elemente unterhalb der Nachweisgrenze liegen (Tab. 8).
Die beobachteten Elementverschiebungenweisen mit
großer Wahrscheinlichkeit
auf eine überwiegend epige-

42

netische Herkunft der Mehrzahl metallogenetisch wichtiger Metalle und Halbmetalle hin, wobei die Wechselwirkungen zwischen der fluiden Phase und dem basischen Nebengestein auf wenige Elemente beschränkt
zu sein scheinen (Defizit von Ca, Ti und Cu). Auf keinen
Fall ist die Au-führende Mineralisation durch lateralsekretionäre Prozesse zu beziehen.

5.2.2. Alteration einer Biotit-Albit-Gneislage
durch einen pyritführenden Ankerit-(Calcit-)Gang
Grundlegend
andere Nebengesteins-Veränderungenbewirken erzführende Karbonatgänge. An solchen, maximal Dezimeter-mächtigen
Ankerit-(untergeordnet
Calcit-)Gängchen ist bereits mit freiem Auge eine 1-5 cm
breite Bleichungszone deutlich wahrnehmbar (Skizze inAbb. 32). In diesem Bleichungshof wurde Biotit restlos
abgebaut; an seiner Stelle kristallisierten grobspätiger
Ankerit (no1,70; 20-25 Mol- % CaFe(C03h; vgl. TRÖGER [1969, Teil 1]) und nach allen möglichen Richtungen gesproßte, bis über 1 mm große Tafeln von CrHellglimmer (Fuchsit, Mariposit), der durch seinen Pleochroismus von zart grün (parallel zur Basis) nach farblos (normal zur Basis) auffällt. Am Salband findet sichüberdies noch etwas Fe-armer, nahezu farbloser Chlorit. Der im frischen Nebengestein vorhandene Titanit
verschwindet in der alterierten Zone, dafür kristallisieren einzelne, bis zu 0,5 mm große, zum Teil verzwillingte Rutilstengel (Abb. 27). Plagioklas und Epidot/Klinozoisit bleiben von der Umwandlung weitgehend verschont.

=Ankeritisierung wird als häufige Alterationsform in basischen Magmatiten beschrieben, wobei unter CO2-Zufuhr durch die Zerstörung
silikatischer Gemengteile (z. B. Amphibol, Biotit, Plagioklas) Ca, Mg,
Fe und Mn freigesetzt werden und somit die Ankerit-Kristallisation
ermöglicht wird. Das zur Fuchsitbildung benötigte Cr kann ebenfalls
infolge von Abbaureaktionen mafischer Silikat- (z. B. Amphibol, .Pyroxen) oder Oxid phasen (z. B. Magnetit, Chromit) mobilisiert werden(BOYLE, 1979).

Ankeritisierung
und Fuchsitbildung
könnten in diesem Fall vereinfacht etwa gemäß nachstehender Mineralreaktion ablaufen:
Biotit + Titanit + (Cr)min + CO2 + (HS)- ;;:::'::;;:::'::
Ankerit :t Calcit + Rutil + Fuchsit + Pyrit.
Die Annahme, daß auch Fuchsit auf Kosten von Biotit
gesproßt ist, erhärtet sich dadurch, daß im Cr-Hellglimmer noch nicht zur Gänze abgebaute Biotit-Relikte erkennbar sind. Da ferner Biotit stets geringe Mengen Ti
enthält, kann zumindest ein Teil des Ti02 zur Rutilbildung aus dem zerstörten Biotit bezogen werden. Pyrit
ist wohl vielfach accessorisch in Metabasiten enthalten, das Fe-Sulfid ist jedoch erwartungsgemäß
innerhalb der alterierten Zone angereichert.
Um Konzentrationsänderungenvon Haupt- und Spurenelementen
in der Alterationszone zu studieren, wurde ein 2 cm breiter Streifenvom Salband weg in fünf 4 mm dünne Scheibchen geschnitten, unddiese wurden analysiert (Proben WU 16/1-5 in Tab. 8 und Abb. 32).
Wenngleich zur Vervollständigung der Aussagen noch weitere Proben in größerem Abstand vom Karbonatgang untersucht werden
müßten, und obwohl die Alterationsfront nicht gleichmäßig verläuft,sondern entlang einzelner s-Flächen weiter ausgreift (s. Handstückskizze in Abb. 32), ergeben sich doch aus den vorhandenen Analysen
bereits interessante Aspekte.

Mit der Bleichung koinzidiert eine leichte Anreicherung an Si02 und A1203; insbesondere in der Probe
WU 16/2, wo Plagioklas und Fuchsit dominieren. Desgleichen nimmt der Na20-Gehalt infolge der relativen
Albit-Anreicherung
zu. Genau umgekehrtes Verhalten
zeigen Fe203tot, MnO, MgO, CaO, Ti02 und K20, letzte-

©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at

c....

W
('1')'--'-'-

e:

o

::l

z~

LJ
------

<Il
<{

N

J:J

V'l

-----

E
u
o

I,

I.

E

0

a.

N

0.0

I

I

ll"l

o

o

0"

0"

ll"l

o

-E

"i
1:

.~
.l!l

äi

C)

c.... uNV'lC"1'-'-'-'-'-'--'--"-'-

<Il
W

J:J

>-

I--

c:
ca

::J

C)
N

....J

~

-- -,

-.'-'-'-'

::J

0
c:

'"c:

"t:l

~
:c
~
:;
oe
'::J

en
c:
G)

c:
"0;

E

oe

u

~

o

::J
"t:l

li;

~""J_"_"_"
3:

"t:l

::J

I

ci;

.~
I

Ci

,

I

E

0.0
0.0

~N

ll"l

~

..c

I

:E

Co

ll"l

o

0

0

I

I

0"

E

0"

1
:c
:;;:
en
G)

c:

"e;;
N

E
M

N

0

V'l

«

o

M-------.

0

LJ

M

0

N

0

0

N
QJ

en

ro

LL

0

G)

c:
0

+V1

N

0

00'0

Z

I--

:c::.:::E

ro

:E

LJ

N

c:
0

N

~c:

Ne:

G)
N

c:
0

Zc:

---------

G)

E
G)

a;
c:

~
::J
Co

N

en

--r---"--"-- - - - - - - - - -

"t:l

~.
"'c:
::>

.ci
..c

E
u
o

Co
::J

ca

C(:I:

o
N
::.::
o
ll"l

o

....

o
N

<D

N

o

<0

<D

N

ll"l

0"

o

0"

43

©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at

""-

c:

'-'z

.c

0

.,

0
~

0..

N'-'

,.

I

f

.-

.0
U"l

CI)

CDe:(

I"

I

J

j

"'ci

o
o

..

.c

<0

'"

OJ

t-

.c
Z

'"

.c

ci

:::>

--------\--------y '-'I-- - - - - - - - ,-}- - - - - T - - :::.:- -:;;~----- E

,

I
0
0
N

~~

, ,

I

"

..

E

...J

V1

I

,,

~

ill

0
0

~

, ,

, ,

"'

0'

ci

:;;

c:
'e;;
c:

......

';:~

QJ......

-"<

..c.

....

e
4:

'iij

N

a
Vi

I

U

~

a

N

«

N

~ a'-'aQ).. '" "?. ~

a

a

+

N

'-' LL

:c

a

CO

c:
00

N"'

a
.&" N .;;

:z '"

~~
I-

o

a

~c:

0..

~c:
Q)
N

.Cl

«

1-

c:

o

~

I

......

';:

'E

:;:

QJ

Q)

a

-"<

e
4:

E
Q)
a;

Iii

I

......

c:
Q)

B

:;
0en

«

"0

~

_. -.-,

-

'-'-'

f":l"

-.

-.--.-

c:
.=>

.-.

N,
M_
• 0-

t

.o=>

.0'"

\

<:I:
\

,
\

Cl

e
(01.:):;:'"......
't: '"
~~
I

QJ~

-"<~

~~
44

,
\1il _______

~

*'~ ~

, I

'--'---'

2

~
"'

0

0

0
N

~ '!Z

"

~ ~

"'
ci

~ 2

ci

g

©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at

res allerdings in geringerem Ausmaß (Abbau von Bio6.1. Tektonische Aspektetit). Aussagen über die f.luide Phase sind nur beDie erzführenden Strukturen weisen bekanntlich ein
schränkt möglich, da an sämtlichen Proben lediglichziemlich konstantes NNE-SSW-Streichen (N10-300)
der Glühverlust bestimmt, nicht jedoch eine getrennte
und steiles westliches oder östliches Verflächen auf.
H20- bzw. CO2-Bestimmung durchgeführt wurde. So
Diese Raumlage erlaubt daher keine Interpretation im
zeigt sich zum Karbonatgang hin eine signifikante AbSinne von ac-Klüften zum walzenförmig NW-SE-ausnahme der Summe aus (H20+C02), was vermutlichgelängten Sonnblickkern.
durch den enormen Verlust des wasserhältigen Minerales Biotit bedingt ist. Die geringsten Werte für GlühverBereits EXNER(1949), später dann MALECKI(1972),
lust treten wiederum in der Albit-reichen Zone WU 16/2
suchten im Siglitz-Pochkar-Erzwies-Revier südwestlich
auf, um schließlich zum Salband erneut leicht anzusteiBadgastein nach einer tektonischen Erklärung und
gen, was auf zunehmenden Karbonat-Anteil zurückzuglaubten, eine solche in Form des sogen. "Pochart-Geführen ist. Die Rb-, Cs-, untergeordnet auch die Lawölbes" gefunden zu haben. EXNERgelangte nämlich
und Sm-Konzentrationen nehmen zum Gang hin teilaufgrund feintektonischer Messungen zu der Erkenntweise rapide ab; sie gehen konform mit der Zerstörung
nis, daß sich spät- bis nachalpidisch eine Gewölbedes Biotites. Anscheinend baut Fuchsit kein Rb und Cs
struktur bildete, und zwar mit einer flach (15-25°)
ins Gitter ein. Im Gegensatz dazu erfahren Zr, Nb, Y,
WNW-abtauchenden Achse, die vom Thomaseck überYb(?), Lu und U eine geringfügige Anreicherung. Ba, Sc
das Blumfeld auf der Westseite des Radhausberges
und Tb verhalten sich indifferent. Generell sind jedochzum Pochkar-Unterbau und nördlich der Pochkarschardie genannten Spurenelemente mit großer Vorsicht zu
te zum Bodenhaus im Raurisertal hinüberstreicht. Exinterpretieren, vor allem in derart geringen KonzentraNERund MALECKIsehen demzufolge in den Erzgängen
tionen nahe der analytischen Nachweisgrenze. Der Crdie zugehörigen "Reißklüfte" des "Pochart-Gewölbes".
Wert ist - der Fuchsitbildung entsprechend - in Bezug
Es ist jedoch unwahrscheinlich, daß ein solches feinauf basische Effusiva erhöht, die Schwankung innertektonisches Phänomen die Anlage kilometerlanger
halb des Alterationshofes ist gering.
Strukturen bewirkt haben soll. Dazu kommt noch, daßDie Mehrzahl metallogenetisch bedeutsamer Elemen- ja die Erzgänge sämtlicher Bergbaudistrikte in den östte erfährt eine Anreicherung zum Karbonatgang hin,lichen Hohen Tauern, also im Bergbauterrain um Ganamentlich Co, Mo, W, As, Sb, Bi und Te.
stein, Rauris, Heiligenblut und Döllach ebenso wie im
Auch die Au-Gehalte (Tab. 8) zeigen leicht ansteigenLagerstättenraum Rotgülden im Lungau, Pöllatal-Lade Tendenz. Die Ni- und Cu-Werte fallen bei Annähenisch und Kölnbrein im Kärntner Anteil der Hafnergruprung an den Ankeritgang gl;lringfügig ab, Zn zeigt einenpe (und zwar dort, wo erzführende Strukturen im Zenstark fallenden Trend. Pb verhält sich indifferent.
tralgneis auftreten) in gleicher Weise das charakteristiVergleicht man Abb. 31 mit Abb. 32, so sind zum Teilsche NNE-SSW-Streichen zeigen.
signifikante Unterschiede festzustellen, beispielsweise
Es bedarf somit für die Erklärung des Phänomens
die gegenläufigen Trends von Zn, Rb, Cs, (H20+C02)"Tauerngoldgänge" eines großräumigen, regional wirkoder K20.
samen Mechanismus in einer spätalpidischen Phase.
Trotz der begrenzten Probenanzahl und etwaiger
NEUBAUER(1989) interpretiert die Erzgänge - prinziAnalysenfehler zeigt dieses Beispiel doch in anschaulipiell ähnlich wie z.B. EXNER(1949) - als Extensionscher Art, daß auch im Fall sulfiderzführender KarbonatStrukturen. Er sieht in ihnen typische Vertreter hydrogänge eine epigenetisch-hydrothermale Zufuhr der. thermaler Gänge, die in der Spätphase des Aufstieges
meisten zur Erzbildung benötigten Metalle und deseines metamorphen Domes angelegt und dementspreSchwefels anzunehmen ist. Im Unterschied zu sulfidchend kaum deformiert wurden. Damit in Zusammenführenden Quarzgängen erfolgte aber eine weitaus
hang stehen seiner Meinung nach auch die symmetristärkere Reaktion der fluiden Phase - zur Hauptsachesche Füllung der Gänge, die scharfe Begrenzung zum
CO2 - mit dem Nebengestein.
Nebengestein, das steile Einfallen und die mehr oderminder orthogonale ~aumlage zur Schieferung. Letztgenannte Behauptung trifft für die Tauerngoldgänge
der Sonnblickgruppe wohl kaum zu! Innerhalb der Ost6. Überlegungenalpen weisen die vererzten Strukturen nur im östlichen
zur Metallogenese
Tauernfenster das charakteristische NNE-SSW-Streichen auf, was im Zusammenhang mit einer DehnungIm hier diskutierten Bergbauterrain geben sämtlicheder östlichen Hohen Tauern in WNW-ESE-Richtung geBeobachtungen bezüglich der tektonischen Situation
sehen wird. Eine solche Dehnungstektonik manifestiert
und des Mineralinhaltes der Tauerngoldgänge sowie
sichbeispielsweise in Form flacher semiduktiler bis
des Verhaltens ihrer Nebengesteine nur über ziemlich
tagnahe Teufenbereiche Auskunft. Um einen genaueren bruchhafter Abschiebungen am Tauernostrand (z. B.
GENSER,
1987); sie wird mit einer Dehnung des gesamEinblick in die Genese des "Tauerngoldgang-Typus" zuten
Tauern-Orogens
begründet, welches im Norden
erlangen, erscheint es'.angebracht, die Mineralisationen
und Süden von ungefähr W-E-verlaufenden Störungender Zirknitz und des oberen Wurtentales mit den Edelerster Ordnung begrenzt wird (Tauernnordrand-Ennsmetall-Vererzungen der Gasteiner Bergbaureviere zu
tal-Störungssystem
und Defreggen-Antholz-Linie als sivergleichen. Dort stehen dem Lagerstättenforscher vonnistrale Scher- bzw. Bruchzonen; z. B. GENSER& NEUden prächtigen Aufschlüssen des Imhof-UnterbaustolBAUER[1987]).
lens im Gasteiner Naßfeld (1625 m Sh.) bis zu den Relikten historischer Bergmannstätigkeit im Bereich der
Das Tauern-Penninikum zeigt eine negative SchwereBaukarlscharte (2475 m Sh.) westlich des Gr. Silber- . anomalie (GIESE,1980) und steht somit unter Auftrieb,
pfennigs annähernd 900 m mehr oder weniger durchwas sich u. a. auch in einer rezent nachweisbaren Hegehende Teufenerstreckung zur Verfügung.
bung dokumentiert (SENFTL& EXNER,1973).
45

©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at

Auf den geschilderten
Erkenntnissenbasiert das Modell einer "Pull-Apart-Domstruktur",mit der GENSER.&NEUBAUER (1987) das aufsteigende
Tauernorogen
erklären. Die Störungen,die einen solchen"Pull-ApartDom" begrenzen, müssen bis zur Grenze Ober-/Unterkruste hinabreichen,
damit die Mobilität gewährleistet
ist, die gleichsam zu einer "Entkoppelung"des zentralen Orogenteils
führt, wo die Krustenverdickung
amgrößten ist. NEUBAUER (1989) sieht in den Tauerngoldgängen gewissermaßen
Zeugen einer derartigen"Entkoppelung",
wobei im Zentralteil des Orogens - also inerster Linie in den Zentralgneis-Kernen- infolge der
Entlastungund der damit verbundenen
Dehnung die
Möglichkeit
des Aufstieges von Fluids geschaffen wird.
Dabei muß der Druck, unter dem die fluide Phase
steht, die Zugfestigkeit
der Gesteineüberschreiten,
was letztendlichzum Aufreißen jener Strukturen
führt,
entlang deren sich Erze abscheidenkönnen.
Die NEUBAUER'sche Interpretation
der Tauerngoldgänge als Extensions-bedingte
Strukturen
in Zusammenhang mit dem Modell eines "Pull-Apart-Domes"
erweckt vorderhand
einen durchaus plausiblen Eindruck;
vor allem dann, wenn man nur mit der obertägigen
Situation vertraut ist, wie sie sich beispielsweisein derZirknitz darbietet.
Dort präsentieren
sich die Tauerngoldgänge
ja als glatte Brüche. Auch können die inKap. 4.1. beschriebenen
Nebengesteins-Fragmenteinder Gangfüllungohne weiteresals "hydrothermale
Breccie" aufgefaßt werden; es ist dies ein in hydrothermalen Ganglagerstätten
häufiges Phänomen (z.B. GUILBERT & PARK, 1986).
Studiert man jedoch die vortrefflichen
Untertage-Aufschlüsse des Imhof-Unterbaurevieres- also einen ca.
1000 m tiefer gelegenen
Abschnittdieses Lagerstättentypus - ergeben sich plötzlich völlig neue Aspekte.
TypischePhänomenefür die Untertage-Situationsind Harnische mit zum Teil deutlicher
Striemung,dieeinen linksseitigen,mehr oder weniger horizontalen
Bewegungssinn
andeutet (BERGMAIR, 1991), sowie die Absetzigkeit in der Erzführung, die schon den alten Bergleuten große Schwierigkeiten
bei der VerfolgungdesAdels bereitete. Einmal sind Meter-mächtige,
reich vererzte Adelsvorschübe
zu sehen, an anderen Stellen
wiederum verdrückt sich der steilstehende
Erzgang bis
auf Handbreite
und enthält nur mehr weißlichen
Kluftletten (mylonitisierter,hydrothermal
alterierter
Granitgneis) zwischen Liegend- und Hangendblatt.
Die Harnischflächen
und das allgegenwärtige
Auftreten
desfeinen Gneis-Zerreibsels
sind doch eindeutige
Hinweise dafür, daß die Anlage der Tauerngoldgänge
mit
Scherbewegungenin ursächlichem
Zusammenhangstehen muß. D.h., die Interpretation
als ExtensionsStrukturen
im Sinne NEUBAUERS (1989) oder als Reißklüfte im klassischen
Sinn (z.B. TORNQUIST, 1933; ExNER, 1949) ist aufgrund
dieser Beobachtungenwohl
kaum haltbar.
Im Zuge von Scherbewegungenkönnen auch ohne
das Zutun einer Dilatationskomponente
Hohlräume entstehen, in denen die Möglichkeit
der Erzabscheidung
besteht.
Ein Beispiel
hiefür sind sogen. "pinch andswell"-Strukturen
gemäß angelsächsischer
Terminologie (z. B. GUILBERT & PARK, 1986). In so einem Fall bilden sich entlang unregelmäßig
verlaufender
oder gekrümmter Verwerfer einmal mächtigere
Hohlräume zwischen Liegend- und Hangendblatt,an anderen Stellen
verjüngt sich der Hohlraum und die Kluftblätter
berüh-

46

ren einander. Im Imhof-Unterbaurevier
könnte man sich
die Anlage von "pinch and swell"-Strukturen
ohne weiteres vorstellen,
das Einfallen von Liegend- und Hangendblatt
unterliegt
dort ständigen
Schwankungen.
Der Auffassung
BERGMAIRS (1991), daß es sich bei
den Tauerngoldgängen
- wenigstens
was die Erscheinungen in der Siglitz betrifft - um mineralisierte
Scherzonen und nicht um Reißklüfte handelt, ist auch deshalb der Vorzug einzuräumen,
weil dadurch die Absetzigkeit der Erzführung,oder umgekehrt
ausgedrückt,das lokale Einschieben
von Adelszonen
noch am ehesten erklärt werden kann. Die stark schwankenden
Erzkonzentrationen
werden wohl in erster Linie mit unterschiedlichen
Wegsamkeiten
für die Hydrothermallösungen zusammenhängen,die ihrerseits wieder vom Grad
der Zerscherung
und Brecciierung
des Granitgneis
abhängig sein werden. Im Detail diskutiert
BERGMAIR die
hier angerissene
Problematik.
Abschließend
ist festzuhalten- und das lehren sämtliche untersuchte
Bergbaurevieredes Gasteiner, Rauriser und Oberkärntner
Raumes -, daß beim "Tauerngoldgang- Typus" in jedem Fall die strukturelle
Kontrolle entscheidend
ist. Das bedeutet, wo bruch haft deformierbare Gesteine vorherrschen,also in erster Linie im
Zentralgneis,aber auch in Karbonatgesteinen(z. B. die
Erzgänge in den Marmoren
der Angertalserie
in denobersten
TeufendesPochkar-Erzwies-Gangzuges),sind die Voraussetzungen
zur Anlage strukturell
kontrollierter
Mineralisationen
günstig;
das mechanische
Verhalten der größtenteils
inkompetenten
Schiefer, dieden Zentralgneisüberlagern (z. B. im Bereich der Mallnitzer Mulde), ist hingegen ungünstig.

6.2. Primäre Teufenunterschiedeund lateralsekretionäre
Beeinflussung
der Mineralisationen
Vergleicht man die in Kap. 4 beschriebenenErzassoziationen
mit solchen
aus den unteren Teufenbereichen, also beispielsweise
aus dem Imhof-Unterbau,
sosind in der Mineralführung
doch zum Teil erhebliche
Unterschiede
in Abhängigkeit
von der Teufenlagezuerkennen. Nehmen die karbonatischen
Erzmittel in den
oberen Teufen der Zirknitz, des Wurtentales
oder auch
der weiter im Nordwesten
gelegenen Goldzeche mitunter beträchtliche
Anteile am gesamten
Gangvolumen
ein, so trifft man diese im Grubengebäude
des ImhofReviers nur mehr spärlich an (z. B. Erzfälle im Geißlergang). Dort dominieren
bei weitem die mit Quarz vergesellschafteten
göldischen
Kiese Arsenopyrit
und Pyrit.
Diese Beobachtung
ist ein Indiz dafür, daß die mit
karbonatischer
Gangart assoziierte
Ag-hältige
Pb-ZnCu-Paragenese
in relativoberflächennahen
Teilen derLagerstätte
konzentriert
sein muß. D. h., es gibt bei
dengangförmigen
Edelmetall-VererzungenprimäreTeufenunterschiede.
Eine auf den ersten Blick ähnliche, bei näherer Betrachtung
jedoch grundlegend
andersartige
Situation
herrscht
im Pochkar-Erzwies-Revier
westlich
des Gr.
Silberpfennigs(2600 m Sh.) Dort ändert sich die Zusammensetzung
der Erzgänge im Bereich des Baukarls(ca. 2400-2475
m Sh.) schlagartig,
wo dieselben
denSiglitzgneis
verlassen und in die Gesteine der mesozoischen
Angertalserie(vorwiegend
Kalkmarmore
bis
Kalkglimmerschiefer,
untergeordnet
Dolomitschiefer©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at

mit lagigen Pyrit-Sphaleritund Mn-Anreicherungen,
Chlorit-(Serizit)-Phyllite
und Quarzite; MALECKI, 1972)übergehen. Dominieren Arsenopyrit, Pyrit und Quarz injenem Abschnitt, wo die Erzgänge im Gneis aufsetzen,
so setzt sich die Gangmineralisation
im Bereich der
Karbonatgesteine
aus Pyrit, Galenit, Sphalerit
undChalkopyrit zusammen, begleitet von Pistomesit undAnkerit als vorherrschender
Gangart (VAVTAR, 1982).
Dies äußert sich auch in einer Änderung der Haldenfärbung von weißgrau (Tonminerale aus verwitterten Silikaten wie Feldspäten und Glimmern) bzw. rostigbraun(Limonitschwarteaufoxidierenden
Kieserzen)zuschwarzbraun (Fe- und Mn-Oxid/Hydroxid-Krusten
auf
verwitterndem
Pistomesit und Ankerit). Diese Eigentümlichkeit
beschrieb
zum ersten Mal REISSACHER(1860). VAVTAR(1982) führt dies auf eine lateralsekretionäre Beeinflussung durch schicht- und schieferungskonkordante Ankerit-, Pyrit- und Sphalerit-Mineralisationen in den Dolomitschiefern
zurück. Es dürften indiesem Fall bereits primär im Sedimentgestein vorhandene Fe-(Mn-)Zn-Cu-Konzentrationen
durch die jungen
Lösungen mobilisiert
und teilweisenachkonzentriert
worden sein, was bei einem karbonatischen Nebengestein auch leichter möglich sein mag als beim weniger
reaktionsfreudigen
Granitgneis.
Die in der Zirknitz, im Wurtental oder auf der Goldzeche abgebauten Tauerngoldgänge
durchschlagen
hingegen fast ausnahmslos den Zentralgneis; überlagernde Schiefer oder Karbonatgesteine
treten dort nichtoder nur untergeordnet auf (z. B. die Schwarzschiefer
am Eckberg). Trotzdem enthalten die Gänge die göldisc he Kies-Quarz-Mineralisation
gleichermaßen wie die
mit Karbonat
assoziierte
Ag-Pb-Zn-Cu-Paragenese,wenngleich eine Beeinflussung durch Lateralsekretion
mit Sicherheit auszuschließen ist. Die Ausbildung vonzwei verschiedenartigen
Vererzungen muß demnach inandersartigen
physikochemischen
Parametern und ineinem sich ändernden Metallangebot der fluiden Phase
begründet sein.

6.3. Genetische Diskussion
Modellvorstellungen-

In Kap. 5.1. wurde dargelegt, daß der Sonnblickgneis
im untersuchten Gebiet weder erhöhte Metalikonzentrationen aufweist, noch daß ein signifikanter Stoffaustausch zwischen dem Gneis und den erzbildenden Hydrothermallösungenstattgefunden
haben dürfte. Auchin diesem Zusammenhang
liefern die Beobachtungenan den gangförmigen
Mineralisationen
der Gasteiner
Reviere wertvolle Zusatzinformationen.
HITZENBERGER(1979) gibt beispielsweise für den Zentralgneis in den Revieren Siglitz und Radhausberg (Imhof-Unterbau,
SAFE-Beileitungsstollen
Kolm SaigurnNaßfeld,
SAFE-Stollen
Radhausberg)
durchschnittliche Bi-Werte
von 88 ppm und Maximalwertevon408 ppm(!) an, was seinen Ausführungen gemäß einerca. 8800-fachen Anreicherung gegenüber der normalen
Bi-Konzentrationin sauren Intrusiva entspräche. Auch
für Pb (durchschnittliCh
98,8 ppm, maximal 468 ppm),
Cu (durchschnitt!.
89,8 ppm, max. 270 ppm) und Sb(durchschnitt!.
0,56 ppm, max. 1,4 ppm) gibt HITZENBERGERzum Teil stark erhöhte Werte an. Ob nun die
Granitoide des Gasteiner Raumes, insbesonderederSiglitzgneis,
tatsächlichderart exzessive Buntmetallund Metalloid-Anreicherungenenthalten,
ist höchst

zweifelhaft. Neuere Daten aus dem Siglitzgneis ergaben auch für diesen Gneistyp Elementkonzentrationen,die sich durchwegs innerhalb der Normalwerte für saure Intrusiva bewegen (BERGMAIR,1991). Hingegen dürften die HITZENBERGERSchen Anomalien
mit großer
Wahrscheinlichkeit
auf eine fehlerhafte
Probenahme
zurückzuführen
sein; der Siglitzgneis wird nämlich im
Lagerstättenbereich
von zahlreichen,subparallelzu
den Erzgängen verlaufenden,
1-2 mm dünnen Klüftchen durchtrümert, die häufig von Karbonat erfüllt sind.
An solchen Karbonatäderchen
konnte BERGMAIR tatsächlich erhöhte Pb-, Zn- und Bi-Gehalte in den analysierten Gneisproben feststellen.
Aus den Beobachtungen an den gangförmigen Edelmetallvererzungendes bearbeiteten Gebiets und dem
Vergleich mit den unteren Teufenbereichen
lassen sichfolgende charakteristische
Merkmale für diesen Lagerstättentyp ableiten:
1) Die Edelmetall-hältigen
Vererzungen sind an spätalpidisch angelegte, steil einfallende,
lateral scharf
begrenzte,
in ihrer vertikalen
Erstreckung
aller
Wahrscheinlichkeit
nach aber weit in die Teufe niedersetzende Scherzonen gebunden, die ihrer ruptureIlen Anlage entsprechend vornehmlich im Granitgneis auftreten.
2) Die Mineralisationen
verursachten
im Hinblick auf
die räumliche Ausdehnung nur geringfügige Nebengesteins-Veränderungen.
Die hydrothermale
Alteration von Gneisfragmenten
innerhalb der Erzgänge
bewirkte jedoch eine teilweise Zerstörung des magmatischen und metamorph
gebildeten
Mineralbestandes.
3) Die Mineralisationen
zeichnen sich generell durch
As-Reichtum
aus. Weitere, in typischer Weise mit
Au assoziierte Elemente sind Ag, Pb, Zn, Cu, Sb, Bi
und Te.
4) Vorherrschende
Gangart ist Quarz. Speziell in den
oberen Teufen gesellt sich FeMg(Mn)-Karbonat
hin-

zu.
5) Es sind im wesentlichen zwei hinsichtlich ihrer Mineralparagenese und Metallvormacht deutlich unterscheidbare Vererzungsphasenausgebildet,
die imDetail bereits diskutiert wurden.
6) Die stellenweise in Schwärmen den Gneis und auchdie Metabasite
durchschlagenden,
NE-SW-streichenden, Edelmetall-führenden
Quarzgänge sind als
hydrothermal mineralisierte ac-Klüfte in Bezug auf
den Sonnblickkern
zu interpretieren.
Gold ist typischerweise mit Bi und Te assoziiert, As scheint hingegen vollständig zu fehlen.
Die strukturell
kontrollierten
Vererzungenwurdennach dem derzeitigen Kenntnisstandpostmetamorph
im Zuge der jungen orogenen Bruchtektonik
angelegt,
wobei die Erzabscheidung
allem Anschein nach aus
aszendenten hydrothermalen Lösungen erfolgte. Nachdem die zur Lagerstättenbildung
benötigten Metalikonzentrationen mit Sicherheit nicht durch Lateralsekretion
unmittelbar aus dem Nebengestein zu beziehen sind,erhebt sich die Frage nach womöglich in der Teufe vorhandenen Metall-Liefergesteinen.
Eine Beantwortung
derselben ist in diesem Fall grundsätzlich mit Problemen behaftet, zumal die Zentralgneis-Kernedie strukturell tiefsten Einheiten des Penninikums verkörpern
und das tektonische Basement nicht bekannt ist.
Prinzipiell können folgende drei Modellvorstellungenfür eine Erzgenese in Betracht gezogen werden:47

©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at1) Ältere präexistente Metallanreicherungenwurden.im
Zuge der alpidischen Regionalmetamorphoseremobilisiert und in postmetamorph
angelegten Strukturen konzentriert. Die Möglichkeit einer älteren Anlage der Vererzungen diskutieren KÖPPEL & SCHROLL(1983) aufgrund von Pb-Isotopen-Untersuchungen
an Erzen aus den Gasteiner Revieren (Pochkar-Erzwies) und der Sonnblickgruppe(Goldzeche
undWurtental), die u. a. Modellalter von 225-280 Ma ergeben und damit den Rb/Sr-Alternder variszischintrudierten Zentralgranite
bzw. noch höheren Alternentsprechen.
Da im Penninikum vorzugsweise
prävariszische vulkanosedimentäre
Abfolgen zum Teilbeträchtliche
Metallanreicherungenenthalten - s,oführt beispielsweise
die Habachformation
im Bereich der Wolfram-Lagerstätte
Felbertal auch bemerkenswerte
Pb(Ag)-Cu- Bi-(T e)-(Au)-Sulfid / Sulfosalz-Mineralisationen-, wäre eine Remobilisation
von Metallen aus dem "Alten Dach" in einer Spätphase der variszischen Intrusionen und eine damit
verbundene
Anreicherung
etwa in Randbereichen
der Plutone denkbar. Auf der anderen Seite kannman sich aber schwer vorstellen, wieso derartige
Metall-Voranreicherungenalpidischausschließlich
entlang scharf begrenzter, weit in die Teufe niedersetzender Scherzonen konzentriert
worden wären.
Eine solche Möglichkeit ist für die Ausbildung gangförmiger Lagerstätten
in Ermangelung eines geeigneten Mechanismus
wohl weitgehend
auszuschließen.
.
2) Eine grundlegend andere Idee resultiert aus Isotopen-geochemischenStudien, die E. CURTI (1987) an
Gold-Quarz-Gängen
des Monte Rosa Massivs inden italienischen Westalpen vornahm. Dort treten in prinzipiell ähnlicher Weise wie in den Hohen Tauern - gangförmige
goldführende,
mit Quarz vergesellschaftete Sulfidmineralisationen
bevorzugt in variszischen
Granitoiden
der oberen
Penni nischen
Decken auf, und zwar in einem Gebiet, das alpidisch von einer Grünschiefer / Amphibolit-faziellen
Regionalmetamorphoseüberprägt wurde. Pyrit undArsenopyrit
sind die dominierenden
Erzminerale.
CURTI gelangt an hand von Pb-Isotopendaten
zu demSchluß, daß das Pb in den Erzen teils aus kaIedonischen Metapeliten, teils aus den herzynischen Graniten stamme, keineswegs aber aus benachbarten
ophiolitischen
Grüngesteinen,
die ihrerseits stratiforme Massivsulfid-Vererzungenbeinhalten.
Ö180Werte weisen in Übereinstimmung
mit den Pb-Datenauf eine metamorphogene
Herkunft der erzbildenden Fluide innerhalb der Metapelite und Granite hin.
Die fluide Phase ist durch die Präsenz von CO2 undrelativ geringe Salinität gekennzeichnet.
Die Ergebnisse CURTIS (1987) sind somit ein Indiz dafür, daßgangförmige Edelmetall-Vererzungenin regional metamorphen
Orogenen nicht zwingenderweise
präkonzentrierte
Metall-Liefergesteine
voraussetzen
wie sie etwa in Komatiiten archaischer greenstonebelts zu finden sind (KEAYS, 1984) -, sondern daß
die zur Erzgenese benötigten Metalle auch aus Gesteinen der kontinentalen
Kruste bezogen werden
können, die keine präexistenten
Erzanreicherungenenthalten .. In Anlehnung and CURTI (1987) könnte
man sich die Genese des "Tauerngoldgang-Typus"
etwa nach folgendem Modell vorstellen:
In tiefen Stockwerken der noch unter einer beträchtlichen
Gebirgsüberlagerung
versenkten
Zentral-48

gneis-Kerne kommt es im Zuge progressiver Metamorphose unter sehr hohen piT -Bedingungenzu
einer Devolatilisierung
großer Gesteinsvolumina
undinfolgedessen zu einer Auslaugung der geringen, in
den Granitoiden
enthaltenen
Metallmengen.
Erst
während der späten orogenen HeraushebungdesTauernfensters
erfolgt
die Anlage tiefreichender
Strukturen (wohl hauptsächlichin Form von Scherzonen), die eine geeignete Wegsamkeit für die metallhältigen Fluide schaffen, und entlang deren sichErze beim Aufsteigen der Hydrothermallösungeninfolge Übersättigung(in erster Linie durch die Ab. kühlung, evtl. durch Druckverminderung
und anschließendes
Sieden der Lösungen)abscheidenkönnen. D. h., die treibende Kraft bzw. der "Motor"
lagerstättenbildender
Prozesse wäre in diesem Falle
das alpidische Metamorphosegeschehen.
Ein gewisses Handicap bei dieser Modellvorstellung
mag allerdings darin bestehen, ob mit diesem Mechanismus tatsächlich jene Metallmengen aufgeschlossen
und in so hohem Maße angereichert
werden können, um daraus Lagerstätten entstehen zu lassen.
3) Als letzte Variante - und diese entspräche am ehesten den klassischen Vorstellungenlagerstättenbildender Prozesse - könnte man die Genese des"Tauerngoldgang- Typus" mit einem in der Teufe kristallisierenden
Magma, also mit der schon früh diskutierten
Möglichkeit
eines "Tauernplutonismus"(z. B. EXNER, 1964). in Beziehung bringen. Die Abspaltung Si02-reicher
Restlösungen im Endstadium
magmatischer Differentiation
würde noch am glaubhaftesten entsprechende
Quantitäten
an Metallen,
As, S, etc. freisetzen,
auch wären hinreichende
Mengen an volatiler Phase als Lösungs- und Transportmedium verfügbar. Allerdings ist auch die magmatogen-hydrothermale
Interpretation- genauso
wie die vorhin angesprochenen
Varianten - als rein
spekulative Modellvorstellung
zu behandeln, da zur
Zeit die Existenz bzw. das Wirken eines alpidischen
Magmatismus- wie er weiter südwestlich
etwa inForm der Rieserferner-Intrusion
vorliegt - in den
Teufen des Zentralteiles des Penninikums, also unterhalb der Zentralgneis-Kerne,nicht belegt ist.

Dank
An dieser Stelle sei all jenen aufrichtig gedankt, die zum Zustandekommen
der vorliegenden Arbeit beitrugen, insbesondere den Kollegen Prof. Dr. V. HÖCK und cando phil. M. BERGMAIR, Salzburg, für zahlreiche Diskussionen und Anregungenzu geologischen,petrogenetischen
und tektonischen
Detailproblemen, sowie Prof. Dr. E. F. STUMPFL und Ing. H. MÜHLHANS, Leoben, für freundlicherweise
durchgeführte
Mikrosondenanalysen. Besondere Anerkennung sei Herrn W. WALDHÖR,
Salzburg, ausgesprochen,
der mit der Herstellung insgesamt
einiger hundert hochwertiger auflicht- und durchlichtoptischer
Präparate sowie anpolierter Handstücke einen außerordentlich
wichtigen Beitrag leistete und der die Autoren anläßlich gemeinsamer Geländebegehungenbei der Gewinnung von Erzproben hilfreich unterstützte.
Durch eine Subvention seitens
der Fa. "Erzbergbau
Radhausberg
Ges.m.b.H.",
Böckstein,konnten die Unkosten der Geländetätigkeit
vermindert werden; auch hiefür sei herzlich gedankt.

Literatur
ALBEE, A.L. (1962): Relationships
between the mineral association, chemical compositionand physical propertiesofthe chlorite series. - Amer. Mineral., 47, 851-870.

©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at

ALBER, J. (1976): Seriengliederung,Metamorphosenik des Hocharngebiets(Rauristal,
Salzburg).
Diss. Univ. Wien, 229 p.

-

und TektoUnveröff.

BAMBAUER, H.U., BRUNNER, D.O. & LAVES, F. (1961): Beobachtungen über Lamellenbau
an Bergkristallen.
- Z. Kristallogr.,
116, 173-181.
BARTON, P.B.Jr. (1970): Sulfide
petrology.
- Mineral.
Soc.
Amer. Special Paper, 3, 187-198.
BARTON, P.B.Jr. (1978): Some ore textures involving sphalerite
from the Furutobe mine, Akita Prefecture,
Japan. - Mining
Geol., 28, 293-300.
BERGMAIR, M. (1991): Lagerstättenkundliehe
Untersuchungenan gangförmigen
Goldvererzungenim Siglitzrevier(Gasteinertai, Salzburg). - Unveröff. Diss. Nw. Fak. Univ. Salzburg.
BOYLE, R.w. (1979): The geochemistryof gold and its deposits. - Geol. Survey Can. Bull, 280, 584 p., Ottawa.
BURG, G.H. (1935): Natur des in Pyriten nicht sichtbar enthaltenen Goldes. - Ztschr. Prakt. Geol., 43, H.2, 17-26.

CHAPPELL, B.W. & WHITE, A.J.R. (1974): Two contrasting
granite types. - Pacific Geol., 8, 172-174.
CLIFF, R.A., NORRIS, R.J., OXBURGH, E.R. & WHRIGHT, R.C.
(1971): Structural,
metamorphic
and geochronologicalstudies in the Reisseck and southern Ankogel groups. - Jb.
Geol. B.-A., 114, 121-272,
Wien.
CRAIG, J.R. (1967): Phase relations and mineral assemblages
in the Ag-Bi-Pb-S
system. - Mineral. Deposita, 1, 290-295.
CURTI, E. (1987): Lead and oxygen isotope evidence for theorigin of the Monte Rosa gold lode deposits (Western Alps,
Italy): A comparison
with Archean lode deposits.
- Econ.
Geol., 82, 2115-2140.
EXNER, Ch. (1949): Das geologisch-petrographische
Profil desSiglitz-Unterbaustollens
zwischen Gastein- und Rauristal Beiträge zur Kenntnis der Zentralgneisfazies,
II. Teil. - Sitz.
ber. Osterr. Akad. Wiss., mathem.-naturw.
KI., Abt. 1, 158,
H. 5, 375-420,
Wien.
EXNER, Ch. (1962a): Geologische
Karte der Sonnblickgruppe
1 : 50.000. - Geol. B.-A., Wien.
EXNER, Ch. (1962b):
Sonnblicklamelle
und Mölltallinie.
- Jb.
Geol. B.-A., Wien, 105.
EXNER, Ch. (1964): Erläuterungenzur geologischen
Karte derSonnblickgruppe
1: 50.000(Ausgabe1962).
170 p.,
8 Abb., 8 Taf., 1 Tab., Geol. B.-A., Wien.
FEITZINGER, G. (1989): Lagerstättenkundliehe
Untersuchungenan gangförmigen
Gold-Silber-Vererzungender Sonnblickgruppe (Hohe Tauern, Kärnten). - Unveröff. Diss. Nw. Fak.
Univ. Salzburg,
191 p.
FINGER, F. & STEYRER, H.P. (1988): Granite-types
in the Hohe
Tauern (Eastern Alps, Austria) - Some aspects on their correlation to Variscan plate tectonic processes.
- Geodinamica Acta, 2, H. 2, 75-87,
Paris.
FRISCH, W. & RMB, D. (1987): Early Paleozoic back-arc and island-arc
settings
in greenstone
sequencesof the central
Tauern window (Eastern Alps). - Jb. Geol. B.-A., Wien, 129,
H. 3/4, 545-566.
GENSER, J. (1987): Der Aufstieg des Tauernfensters:
Abschiebungenam Ostrand
des Tauernfensters.
- Uni-aktuell,Nr. 10(1986/87),
Abstr.
Tauerntagung
Mittersill(30. 9.-3. 10. 1987), p. 16, Salzburg.
GENSER, J. & NEUBAUER, F. (1987): Die Pull-Apart-Domstruktur- ein Mechanismus
für den Aufstieg metamorpher
Dome? - .
Das Beispiel des Domes der Tauernmetamorphose.
- Uniaktuell,Nr. 10 (1986/87),
Abstr.
Tauerntagung
Mittersill(30. 9.-3. 10. 1987), p. 17, Salzburg.
GIESE, P. (1980): Krustenstruktur
der Alpen. Ein Überblick verbunden
mit einigen tektonischen
Betrachtungen.
- Berl.
geowiss. Abh., (A)20, 51-64.
GLATZ, A.C. (1967): The Bi2Te3-Bi2S3 system and the synthesisof the mineral tetradymite:- Amer. Mineral., 52, 161-170.

GUILBERT, J.M. & PARK, C.F., Jr. (1986): The geology
posits. - 985 p., New York (Freeman).

of ore de-

HADITSCH, J.G. & MOSTLER, H. (1970): Tektonisch-Iagerstättenkundliehe Untersuchungen
im Sonnblick-Gebiet.
- Unveröff.
Maschinschrift,
7 p., Leoben.
HADITSCH, J.G. & MOSTLER, H. (1973): Neue
Molybdänglanzund Scheelit-Fundpunkte
in den Hohen Tauern. - Archiv f.
LagersUorsch.
Ostalpen,
14, 105-113,
Leoben.
HARRIS, D.C. & CHEN, T.T. (1975): Gustavite:
two
Canadian
occurrences.
- Can. Min., 13, 411-414.
HARRIS, D.C. & CHEN, T.T. (1976): Crystal chemistry and re-examinationof nomenclatureof sulfosalts
in the aikinite-bismuthinite
series. - Can. Min., 14, 194-205.
HARRIS, N.B.W., PEARCE, J.A. & TINDLE, A.G. (1986): Geochemical characteristics
of collision-zone
magmatism.
- In: RIES,
A.C. & COWARD, M.P. (ed.): Collision
tectonics,
Geol. Soc.
Lond. Special Publ., 19, 67-81.
HITZENBERGER, H. (1979): Lagerstättenkundliehe
Untersuchung
der Tauerngoldgänge
im Gebiet Gastein-Rauris.
- Unveröff.
Diss. Phil. Fak. Univ. Innsbruck,
103 p.
HOCK, V. (1980): Distribution
maps of minerals of the Alpine
metamorphismin the Penninie Tauern window,
Austria.
Mitt. Ost. Geol. Ges., 71n2, 119-127.
HODA, S.N. & CHANG, L.L. (1975): Phase relationsin the systems PbS-A92S-Sb2S3
and PbS-A92S-Bi2S3.
- Amer. MineraI., 60, 621-633.
HOLUB, B. (1988): Geologie, Petrologie und IntrusionsfolgederZentralgneise
im Großelendtal(Hochalm-Ankogel-Gruppe,
Kärnten). - Unveröff. Diss. Nw. Fak. Univ. Salzburg, 217 p.
KALBSKOPF, R. (1971): Die Koordination
des Quecksilbers
im
Schwazit.
- Tschermaks
Mineral. Petro Mitt., 16, 173-175.
KANDUTSCH, G. (1989): Die morphologische
Einteilung
alpiner
Zerrkluftquarze
und deren Anwendungals Geothermometer
im Tauernfenster.
- Unveröff. Diss. Nw. Fak. Univ. Salzburg.
KARUP-M0LLER, S. (1977): Mineralogyof some Ag-(Cu)-Pb-Bisulphideassociations.
- Bull. Geol. Soc. Denmark,26,
41-68,
Kopenhagen.
KEAYS, R.R. (1984): Archean gold deposits
and their source
rocks: The upper mantle connection.
- In: FOSTER, R.P.:
Gold '82, 17-51,
Rotterdam(A.A. Balkema Publ.).
KOJIMA, S. & SUGAKI, A. (1985): Phase relations in the Cu-FeZn-S system between 500°C and 300°C under hydrothermal
conditions.
- Econ. Geol., 80, 158-171.
KOPPEL, V. & SCHROLL, E. (1983): Bleiisotope
und Remobilisation von Erzlagerstätten.
- Erdwiss. Komm. Akad. Wiss., 6,39-51, Wien.
KRAlGER, H. (1987): Geologie,
Petrographie
und Geochemieder Habachformation
am Beispiel des Unterfahrungsstollens
der Scheelit-Lagerstätte
Felbertal.
- Unveröff.
Diss. Nw.
Fak. Univ. Salzburg.
KRETSCHMAR, U. & SCOTT, S.D. (1976): Phase relations
involving arsenopyritein the system Fe-As-S and their application. - Canad. Mineral., 14, 364-386.
KURAUTI, G. (1941): Synthetic
studies of gold-containing
pyrite. - Suiyokwai-Si,
10, 419-424(Chem. Abstr., 35, 3563.).

LIND, I.L. & MAKOVICKY, E. (1982): Phase relationsin the system Cu-Sb-S at 200°C, 10apa by hydrothermal
synthesis.
Microprobe
analyses of tetrahedrite- a warning.
- N. Jb.
Miner. Abh., 145, H. 2, 134-156,
Stuttgart.

MAKOVICKY, E. & KARUP-M0LLER, S. (1977): Chemistry and crystallographyof the lillianite homologous
series. Part I: General propertiesand definitions.
- N. Jb. Miner. Abh., 130,
H.3, 264-287,
Stuttgart.
MALECKI, G. (1972): Zur Geologie
des Silberpfennig-Gebiets,
Hohe Tauern (Salzburg).
- Unveröff.
Diss. Phil. Fak. Univ.
Wien.
MARSCHALLINGER, R. (1987): Geologie und Petrologie
der Zentralgneise und ihres Alten Daches im Bereich des Maltatales(Kärnten). - Unveröff. Diss. Nw. Fak. Univ. Salzburg, 257 p.

49

©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at

MASLENITSKY, I. (1944): On some cases of formation of disperse gold segregationsin iron sulphides.
- C.R. Acad. Sei.
USSR, Dokl., 14, Nr.9, 385-388.
MAnHEs, S. (1983): Mineralogie- Eine Einführung in die spezielle
Mineralogie,
Petrologie
und Lagerstättenkunde.
417 p., Berlin - Heidelberg- New York - Tokyo (Springer).
MESCHEDE, M. (1986): A method of discriminating
between different types of mid-ocean
ridge basalts and continental
tholeiites
with the Nb-Zr-Y
diagram.
- Chem.
Geol., 56,
207 -218, Amsterdam.
MINCEVA-STEFANOVA, J. (1979): Chrystallochemicaland polytype relationships
in pearceite
and polybasite.
- Comptes
rendus de l'Academie
bulgare des Sciences, 32, Nr. 4, Sofia.
MO!:LO, Y., OHNENsTEnER, D., MARCOUX, E. & MAUREL, D.
(1985): Etude methodologiquerelative EI la non-stoechiometrie' du mispickel,
FeAs'_xS1+x' In: B.R.G.M. (ed.): Prine.
Res. Scient. et Tech. du B.R.G.M. - 1984, 303, Orleans.
NEUBAUER, F. (1989): Remarks on the structuralcontrol of some epigenetic
mineralizations
in orogens. - Terra abstr., 1,(79th Annual
Meetingof the Geologische
Vereinigung,15.-18. 2.1989, Leoben - "Mineral Deposits"),
p. 44, Oxford- London, etc. (Blackwell
Sei. Publ.).
PAAR, W.H. & CHEN, T.T. (1982): Ore mineralogy of the Waschgang gold-copper
deposit,
Upper
Carinthia,
Austria.
Tschermaks
Mineral. Petrol. Mitt., 30, 157-175.
PAAR, W.H. et al. (1991): Mineralogies
of Tertiary gold quartz
mineralisationsof the Tauerngoldgang
type,
Austria.
T.M.P.M.,
in preparation.
PAULING, L. & NEUMAN, E.W. (1934): The crystal structureofbinnite, (Cu,Fe),2As4S,3 and the chemicalcomposition
andstructure of minerals of the tetrahedrite
group. - Z. Kristallogr., 88, 54-62.
PEARCE, JA & CANN, J.R. (1973): Tectonic
settingof basic
volcanic rocks determinedusing trace element analyses. Earth Planet. Sei. Lett., 19, 289-300.
PEARCE, JA & NORRY, M.J. (1979): Petrogenetic
implicationsof Ti, Zr, Y and Nb variations
in volcanic rocks. - Contrib.
Mineral. PetroL, 69, 33-47.
PEARCE, JA,
HARRIS, N.B.W. & TINDLE, A.G. (1984): Trace element discrimination
diagrams for the tectonic interpretationof granitic rocks. - J. PetroL, 25, 956-983.
PECERILLO, A. & TAYLOR, S.R. (1976): Geochemistryof Eocene
calc-alkaline
volcanic rocks from the Kastamonu area, Northern Turkey. - Contrib.
Mineral. PetroL, 58, 63-81.
POSEPNY, F. (1880): Die Goldbergbaue
der Hohen Tauern. - In:
Archiv für Practische
Geologie,
1, Wien (Hölder).
RAMDOHR, P. (1975): Die Erzminerale und ihre Verwachsungen.
- 4. Aufl., Berlin (Akademie-Verlag).
REISSACHER, K. (1860): Bruchstücke
aus der Geschichte
desSalzburger Golbergbaues.
- Jahresbericht
des Carolino-Augusteums
zu Salzburg.

50

ROCHATA, C. (1878): Die alten Bergbaue
auf Edelmetallein
Oberkärnten.
- Jb. k.u.k. Geol. A.-A., Wien, 28, H.2,
213-368.
Scon,
S.D. & BARNES, H.L. (1971): Sphalerite geothermometry
and geobarometry.
- Econ. Geol., 66, 653-669.
SENFTL, E. & EXNER, Ch. (1973): Rezente Hebung der Hohen
Tauern und geologischeInterpretation.
- Verh. Geol. B.-A.
Wien, 209-234.
SHIMAZAKI, H. & OZAWA, T. (1978): Tsumoite, BiTe, a new minerai from the Tsumo mine, Japan. - Amer. MineraL,
63,1162-1165.
SPRINGER, G. (1969): Electronprobe
analyses of tetrahedrite.
N. Jb. Mineral. Mh., 24-32.
SPRINGER, G. (1971): The synthetic solid-solution
series Bi2S3BiCuPbS3(bismuthinite-aikinite).
- N. Jb. Mineral.
Mh.,
H. 1, 19-24.
STEYRER, H.P. & HOCK, V. (1985): Geochemistryof the metabasites in the Habach formation(Salzburg,
Hohe Tauern,
Austria). - Ofioliti, 10, H.2/3,
441-456,
Bologna.
TAK!:UCHI, Y. (1971): On the crystal chemistry of sulphides andsulphosalts.
- In: TATSUMI, T. (ed.): Volcanismand genesis
in Japan. - 395-420,
Tokyo (Universityof Tokyo Press).
TAYLOR, S.R. (1965): Geochemical
analysis by spark source
mass spectrography.
- Geochim.
Cosmochim.
Act., 29,1243-1262.
THOMPSON, R.M. (1949): Telluride
minerals
and their occurrence in Canada. - Amer. MineraL, 34, 342-382.
TORNQUIST, A. (1933): Die Vererzung und Wanderung
des Goldes in den Hohen Tauern. - Sitzber. Akad. Wiss., mathem.naturw. KI., Abt. 1, 142, H. 1/2, Wien.
TROGER, W.E. (1969): Optische
Bestimmung
der gesteinsbildenden Minerale. Teil 1 (Tabellenband).
- Hrsg. von H.U.
BAMBAUER, F. TABORSZKY & H.D. TROCHIM, 188 p., Stuttgart(Schweizerbart).
TROGER, W.E. (1969): Optische
Bestimmung
der gesteinsbildenden Minerale. Teil 2 (Textband).
- Hrsg. von H.U. BAMBAUER, F. TABORSZKY & H.D. TROCHIM, 2. Aufl., 822 p., Stuttgart (Schweizerbart).
VAVTAR, F. (1982): Topomineralische
Gold-Quarz-Gänge
desSiglitz-Pochart-Erzwies-Revieres(Gastein/Hohe
Tauern). Archiv f. Lagerst.forsch.
Geol. B.-A., Wien, 2, 143-148.
WEDEPOHL, K.H. (ed., 1978): Handbookof geochemistry.
- 2.
Bd., 5. Aufl., Berlin - Heidelberg- New York (Springer).
WEISZ, E. (1969): Kraftwerksgruppe
Fragant. 8. GeologischeÜbersicht.
- Österr. Ztschr. f. Elektrizitätswerke,
Jg. 22.
WELSER, J. (1981): GeologischeStudien über die Golderzvorkommen und die Goldgewinnung
in den Hohen Tauern. Böcksteiner
Montana,
H. 4, 1-21, Leoben.
Manuskript
1990.

bei der

Schriftleitung

eingelangt

am 22. JännerZOBODAT - www.zobodat.at
Zoologisch-Botanische Datenbank/Zoological-Botanical Database
Digitale Literatur/Digital Literature
Zeitschrift/Journal: Archiv für Lagerstättenforschung der Geologischen Bundesanstalt
Jahr/Year: 1991
Band/Volume: 13
Autor(en)/Author(s): Feitzinger Gerhard, Paar Werner H.
Artikel/Article: Gangförmige Gold-Silber-Vererzungen in der Sonnblickgruppe (Hohe
Tauern, Kärnten) 17-50