Paragenesis and succession of the fissure minerals

Paragenese und Sukzession der Kluftmineralien (von Joachim Peter)

Die Kluftmineralisationen der Lärcheltini-Zone zeichnen sich neben einer großen Vielfalt an eisen-, titan- und arsenhaltigen Mineralien auch durch eine große Variationsbreite der Kluftmineralgesellschaften aus. Verschiedene Arten von Pseudomorphosen und nur reliktisch vorhandene Minerale spiegeln die Veränderung der Bildungsbedingungen im Verlauf der Mineralbildung in den Klüften wieder. Das folgende Sukzessionsdiagramm basiert auf [Peter 2004] und wurde anhand von Neufunden überarbeitet. Es versucht die Kluftmineralbildungen in der Lärcheltini-Zone zusammenzufassen und in ihrer zeitlichen Abfolge darzustellen.

Hierbei wird angenommen, dass der Bildungszeitraum bzw. das für die Kristallisation zur Verfügung stehende Zeitfenster für ein Mineral aufgrund des generell gleichen Verlaufs von Druck und Temperatur in allen Klüften der Lärcheltini-Zone in etwa identisch ist. Lokal sind Abweichungen wie das Fehlen oder massenhafte Auftreten einzelner Minerale sowie das Ausbleiben von Korrosion und Umwandlungen zu beobachten, die auf unterschiedliche Zusammensetzungen des Nebengesteins und/oder auf Differentiationsprozesse in Kluftsystemen zurückgeführt werden können.

Da das Sukzessionsdiagramm im Kern auf Eigenfunden beruht (Sammlung Peter), ist seine Genauigkeit vor allem für die selteneren Minerale stark vom Fundglück abhängig. Daher tauchen auch nicht alle von der Lärcheltini-Zone bekannten Minerale auf. Ich hoffe, dass mir in Zukunft noch einige Ergänzungen möglich sind. Häufig ist durch Beobachtungen mit dem Stereomikroskop nicht festzustellen, ob ein vorhandenes Mineral in einem bestimmten Zeitraum nur noch langsam oder gar nicht mehr gewachsen ist.

Die mengenmäßig bedeutsamsten, fast in jeder Kluft vorhanden Minerale sind Adular, Albit, Limonit, Muskovit und Quarz. Meist in geringerer Menge aber ebenso verbreitet waren/sind Biotit (weitgehend korrodiert/wieder aufgelöst), Chlorit, Hämatit, Ilmenit (zum größten Teil umgewandelt, teilweise korrodiert bzw. wieder aufgelöst), Magnetit, Pyrit, Rutil, Siderit/Ankerit (meist weitgehend korodiert bzw. umgewandelt in Limonit) und Turmalin. Etwas seltener scheinen Anatas, Anhydrit (nur als Einschluss in Quarzkristallen erhalten), Monazit und Xenotim aufzutreten. Nur lokal, dann aber z.T. gehäuft finden sich die arsenhaltigen Minerale Arsenopyrit, Asbecasit, Cafarsit, Cervandonit, Chernovit, Fetiasit und Graeserit, As-Sekundärminerale sowie Titanit. Selten und nur vereinzelt wurden Apatit, Aragonit, Calcit, Crichtonit-Senait, weitere Erzmineralien (Gold, Galenit, Bournonit, Tennantit etc.) u.a. erwähnt.

Sukzessionsdiagramm der Lärcheltini-Zone

Interpretationsversuche

Das Sukzessionsdiagramm spiegelt auch die Entwicklung der Bildungsbedingungen für die Kluftminerale der Lärcheltini-Zone wieder und lässt Rückschlüsse auf diese zu. Diese Bildungsbedingungen werden durch das regionale Absinken von Druck und Temperatur, welches in der gesamten Binntal-Region vergleichbar verlaufen sein dürfte, sowie durch die Zusammensetzung des Nebengesteins und der hydrothermalen Lösungen bestimmt. Das Auftreten von zumindest 2 unterschiedlich zusammengesetzten Generation von Flüssigkeitseinschlüssen in Quarzen deutet auf eine Änderung der Zusammensetzung der hydrothermalen Lösungen im Verlauf der Mineralbildung hin. Es gibt ältere Einschlüsse mit zwei flüssigen Phasen (H2O-reich und CO2-reich) und einer Gasphase sowie jüngere Einschlüsse mit einer flüssigen (H2O-reich) und einer gasförmigen Phase.

Viele Minerale wurden anscheinend nur über einen relativ kurzen Zeitraum gebildet. Einige Minerale, insbesondere Biotit, Ilmenit und die Karbonate, wurden nach ihrer Bildung umgewandelt oder von der hydrothermalen Lösung nahezu vollständig wieder aufgelöst (korrodiert).

Betrachtet man die Abfolge der Mineralien Ilmenit, Magnetit und Hämatit, deutet sich ein Trend von Fe2+ zu Fe3+ an, der jedoch auf die Oxide beschränkt bleibt. Die frühgebildeten Ilmenitkristalle wurden korrodiert und/oder meist vollständig in Rutil, Magnetit und Hämatit umgewandelt. Gleichzeitig wurde vermehrt Fe2+ in anderen Mineralen (Siderit/Ankerit und Chlorit) eingebaut. Demnach simd nach einem anfänglichem Dominieren von Fe2+ über einen langen Zeitraum Fe2+ und Fe3+ gleichzeitig in für die Mineralbildung ausreichenden Konzentrationen (bzw. chemischen Aktivitäten) in den hydrothermalen Lösungen vorhanden gewesen. Die Umwandlung des Ilmenits muss also nicht durch eine abrupte Änderung der Systemparameter, z. B. durch den Zustrom oxidierender hydrothermaler Lösungen verursacht worden sein, sondern kann auch auf die kontinuierliche Änderung von Druck und Temperatur und davon abhängiger physikochemischer Parameter, wie Redoxpotential, ph-Wert, Sauerstoffpartialdruck etc., zurückgehen.

Lokal scheinen abweichende Fe2+/Fe3+-Konzentrationsverhältnisse in den hydrothermalen Lösungen vorgelegen zu haben. So treten z.B. die Fe3+-haltigen Minerale Fetiasit und Graeserit lokal sehr früh und gleichzeitig mit Ilmenit auf. Andererseits kommen auch Klüfte mit frischem, lediglich oberflächlich korrodierten Ilmenit vor in denen Hämatit und Magnetit fehlen.

Ähnliche Verhältnisse zeigen sich bei den Arsenmineralen und der Wertigkeit des darin eingebauten Arsens. Während die frühgebildeten Minerale As1- (Arsenopyrit) und As3+ (Fetiasit, Graeserit) enthalten, treten in der Folge sowohl As5+-haltige Minerale (As-haltiger Monazit, As-haltiger Xenotim und Chernovit) als auch As3+-haltige (Asbecasit, Cafarsit, Cervandonit) als hydrothermale Bildungen auf. Erst im Zuge der Verwitterung wurden/werden nur noch As5+-haltige Minerale (Arsenate wie Skorodit etc.) gebildet. Die spät gebildeten As3+-haltigen Minerale Asbecasit und Cafarsit zeichnen sich durch einen erheblichen Gehalt an Calcium aus. Wie Eisen scheint auch Arsen über einen langen Zeitraum in zwei Wertigkeitsstufen (As3+ und As5+) zumindest lokal in für die Mineralbildung relevanten Konzentrationen in den hydrothermalen Lösungen vorhanden gewesen zu sein. Ob As3+- oder As5+-haltige Minerale kristallisierten hing möglicherweise neben den Stabilitätsbereichen der Minerale auch von der Konzentration/Aktivität anderer Ionen ab (bei Asbecasit und Cafarsit Ca2+ und bei Chernovit dem Konzentrationsverhältnis PO4/AsO4).

Eine wechselvolle Geschichte durchliefen die Karbonatminerale. Die Kristallisation von Karbonaten begann mit eisenreichen Gliedern erst nach der Kristallisation der Hauptmasse von Albit, Muskovit und Quarz. Einfluss hierauf hatte vermutlich das Absinken des CO2-Gehaltes in den hydrothermalen Lösungen und die dadurch bedingte geringere Löslichkeit der Karbonatminerale. Die weitgehende Korrosion der Karbonate nach Ende der Ausscheidung der Hauptmasse des Anatases könnte auf den Umstand zurückgehen, dass die Löslichkeit vieler Karbonate (z.B. Calcit) mit sinkender Temperatur steigt. Geht man von einer durch sinkende Temperaturen bedingten Korrosion der älteren Karbonate aus, muss die "kurz" darauf einsetzende Bildung von Calcit hingegen als Hinweis auf eine nicht durch Temperatur und Druck verursachte "kurzfristige" Änderung der Zusammensetzung der hydrothermalen Lösungen gewertet werden. Hierauf deutet auch der Umstand hin, dass nach der Korrosion der frühen Karbonate lokal eine zweite Anatas-Generation abgeschieden wurde, die in kleinen prismatischen Kristallen oder amorphen Krusten auftritt und häufig auf die älteren Anatase aufgewachsen ist. Vermutlich unter dem Einfluß von Oberflächenwässern im Zuge der Verwitterung erfolgte später die nahezu vollständige Auflösung des Calcits und der Reste älterer Karbonate in den Klüften.

Die Korrosion bzw. das instabil werden des Biotits dürfte etwa mit der Kristallisation des jüngeren Adulars und des Chlorits zusammenfallen, was hinsichtlich der beteiligten Mineralien einer Chloritisierung von Biotit entspricht (vereinfacht: Biotit + H2O => Kalifeldspat + Chlorit). Sie erfolgte nicht nur in den Klüften sondern ausgehend davon auch im Nebengestein (Ausbleichung im Reaktionssaum). Durch die Korrosion/Auflösung des Biotits wurde u.a. auch Titan freigesetzt, dass für die Kristallisation von Anatas, jungem Rutil, Titanit und Cafarsit zur Verfügung stand.

Zusammenfassend ist festzuhalten, dass Hinweise auf zumindest zwei bedeutende Änderungen der Zusammensetzung der die Klüfte durchströmenden hydrothermalen Lösungen vorliegen, die auf andere Ursachen als den regionalen Zeit-Temperaturpfad und die Wechselwirkung mit den Kluftmineralien sowie dem Nebengestein zurückzuführen sind. Neben dem bereits von [Hügi 1988] für den Bereich des Lengenbachs festgestellten Abnehmen des CO2-Gehaltes in den fluid inclusions liegen auch Hinweise auf eine jüngere, insbesondere für die Karbonate gravierende Änderung der durchströmenden Lösungen vor, die im Vergleich mit dem regionalen Zeit-Temperatur-Pfad nach [Knill 1996] und dem Alter der Cafarsitausscheidung jünger als ca. 6 Ma sein dürfte. Denkbar wäre ein Wechsel von stark metamorph geprägten Fluiden zu Beginn der Mineralisation der Klüfte hin zu Fluidkonvektionen in der Endphase.

Adular

Die Bildung der Adularkristalle in den Klüften fand im Wesentlichen in zwei Etappen statt. Die älteren Adulare treten als relativ große Kristalle auf, auf die Rutil, Magnetit, Monazit, Siderit/Ankerit aufgewachsen sein können. Ihre Bildung erfolgte etwa gleichzeitig mit Albit und Turmalin. Älterer Adular ist nur vereinzelt sicher zu identifizieren und läßt sich vor allem in Klüften im Bereich von Quarz-Feldspat-Linsen in größeren Mengen beobachten. Vereinzelt zeigt er rötliche Farbtöne und einen flächenreicheren Habitus. Vermutlich hängt sein Auftreten vom Kalifeldspatgehalt des Nebengesteins ab.

Die Hauptmasse des Adulars wurde relativ spät nach Ende der Kristallisation des Muskovits sowie des größten Teils des Quarz und des Siderits/Ankerits gebildet. Flächendeckende Adularrasen aus meist kleinen Kristallen belegen, dass es zeitweise zu einer massenhaften Bildung von Kristallkeimen gekommen ist. Ob zwischen der ersten und der zweiten Ausscheidungsetappe zumindest lokal kontinuierlich Adular auskristallisierte, kann anhand der vorliegenden Beoachtungen nicht geklärt werden. Soweit bereits ältere Adularkristalle vorhanden waren ist jedoch anzunehmen, dass diese zumindest in der zweiten Etappe weitergewachsen sind.

Albit

Albit tritt als frühe Bildung praktisch in allen Klüften der Lärcheltini-Zone auf. Seine elfenbeinweißen, trüben Kristalle schließen Muskovit ein und werden von Siderit/Ankerit und jüngerem Adular überwachsen

Anatas

Die Verwachsungsverhältnisse von Anatas mit Adular, Siderit/Ankerit und Chlorit weisen eindeutig auf eine relativ späte Bildung nach der Auskristallisation der Hauptmenge des Rutils hin.

Manchmal wurden durch die Resorption von Siderit/Ankerit seine Kontaktflächen mit Anataskristallen freigelegt. Eine spätere Abscheidung von Anatas in Form von Krusten und kleinen Nadeln, die auf Flächen der älteren Anataskristalle, inklusive der oben beschriebenen Kontaktflächen auftreten können, deutet auf das Vorliegen von zwei Anatas-Generationen hin. Ein weiteres Indiz hierfür sind Klüfte, in denen unmittelbar nebeneinander größere und viele sehr kleine Anataskristalle mit unterschiedlichem Habitus auftreten. Hier scheint es zu einem späten Zeitpunkt zu einer erneuten massenhaften Bildung von Kristallkeimen gekommen zu sein. Vielfach lassen sich auch wachsartig gelbe, trübe Überzüge auf älteren prismatischen Anataskristallen und ausnahmsweise auch gelbe, nierig-amorphe TiO2-Aggregate beobachten ("Gel-Anatas"?).

Von [Bader 1934] wurde angenommen, dass Anatas und Rutil nicht nebeneinander bzw. in der gleichen Kluft vorkämen. Neuere Funde widerlegen diese Annahme. In Einzelfällen konnte sogar eine direkte Aufwachsung von Anatas auf Rutil und umgekehrt beobachtet werden. Ingesamt ist jedoch festzustellen, dass bezogen auf die einzelnen Klüfte in der Regel eine TiO2-Modifikation deutlich vorherrscht.

Eine Besonderheit der Lärcheltini-Anatase gegenüber den meistens alpinen Anatasvorkommen ist das verbreitete Auftreten von Prismenflächen, die zum Teil habitusbestimmend sein können. Die Anatase vom prismatischen Typ werden häufig von Arsenmineralien (Asbecasit, Cervandonit, Chernovit-Xenotim, Fetiasit, im Nebengestein lokal Arsenopyrit) begleitet oder treten in Bereichen auf, in denen auch Arsenminerale gefunden wurden. Auch in den arsenmineralführenden Kluftmineralparagenesen aus der Region Wannigletscher/Cherbadung treten prismatische Anatase auf. Dies könnte ein Hinweis auf einen Zusammenhang zwischen erhöhten Arsenkonzentration in der hydrothermalen Lösung und der Ausbildung der Prismenflächen beim Anatas sein. Möglicherweise werden die Wachstumsgeschwindigkeiten in Richtung der kristallographischen a- und b-Achse durch Adsorption von Arsenat- oder Arsenit-Ionen soweit verlangsamt, dass es zur Ausbildung der Prismen kommen kann (vorrangig {110}). Interessant ist in diesem Zudsammenhang auch ein erstmalig von [Seligmann 1886] beschriebener Habituswechsel während des Wachstums prismatischer Anataskristalle vom Spissen, die einen Kern mit einfachem bipyramidalen Habitus {101} erkennen ließen (vgl. auch [Weiß 2004]).

Anhydrit

Anhydrit wird in der Literatur aus der Lärcheltini-Zone nicht erwähnt, kommt aber anscheinend verbreitet vor.

In einzelnen Quarzkristallen verschiedener Klüfte wurden oberflächennahe Einschlüsse von farblosen, orthorhombisch-prismatischen Kristallen in Größen unter 1mm beobachtet. Hohlformen auf der Oberfläche der Quarze zeigen, dass ursprünglich mehr Anhydrit kristallisierte, dieser jedoch später wieder aufgelößt wurde. Gleichzeitig mit Anhydrit wurde z.T. dünntafeliger Hämatit eingeschlossen, was ebenfalls auf eine relativ späte Bildung hindeutet.

Arsenopyrit

Nachdem er lange übersehen wurde ist Arsenopyrit inzwischen aus vielen Funden zwischen Gorb und vorderen Kollergraben bekannt geworden. Arsenopyrit ist wohl auch aufgrund seiner starken Anfälligkeit für die Verwitterung meist nur im Nebengestein der Klüfte erhalten geblieben.

Die Kristallaggregate schließen stellenweise etwas Quarz oder Muskovit ein, sind aber nach außen hin meist idiomorph gegen Quarz, Muskovit und Albit ausgebildet. In Klüfte ragende Arsenopyritaggregate werden z.T. von Quarz und Albit überwachsen. Diese Beobachtungen weisen auf eine relativ frühe Bildung zusammen mit der Hauptmenge des Pyrits hin.

Asbecasit

Tafelige Asbecasitkristalle bzw. deren Verwitterungsreste treten verbreitet zusammen mit massigem Chlorit auf, gegenüber dem sie überwiegend idiomorph ausgebildet sind. Vereinzelt wird wurmförmiger Chlorit jedoch auch von Asbecasit eingeschlossen. Asbecasit wurde auf Quarz, Muskovit und älterem Adular aufgewachsen beobachtet.

Eine Stufe aus dem Bereich des vorderen Kollergrabens trägt ein Aggregat aus vielen kleinen Asbecasittafeln, die intensiv mit Eisenrosen und dünntafeligem Hämatit verwachsen sind. Das Wachstum beider Minerale erfolgte hier anscheinend zeitweise gleichzeitig.

Biotit

Frei in den Kluftraum hineinragende Biotit-Kristalle sind in der Lärcheltinizone selten zu beobachten. Als Einschlüsse in Quarzkristallen ist Biotit hingegen in kleinen Täfelchen (<<1mm) mit brauner bis grünbrauner Farbe sehr verbreitet. Hier tritt er z.T. gehäuft in der Nähe von eingeschlossenen Gesteinsfragmenten, vereinzelt aber auch im Bereich der Spitze und nahe der Ränder der Quarzkristalle auf.

In einer kleinen, anomal verlaufenden Kluft im Bereich des vorderen Kollergraben kamen neben viel Albit, Muskovit sowie etwas Adular und Rutil auch schwarzbraune stark korrodierte Biotite vor, die sechseckige bis rautenförmiger Basiflächen zeigen und in den Kluftraum hineinragen. Der Biotit wird stellenweise von Albit überwachsen und ist ausnahmsweise auch auf Albit aufgewachsen.

Auffallend ist, dass Biotit als Einschluß im Quarz häufig vorkommt, im Kluftraum freiliegend jedoch selten zu beobachten ist. Auch das an den Kluftraum angrenzende "ausgelaugte" Gestein ist meist auf einer Breite von wenigen Zentimetern ausgeblichen und an Biotit verarmt. In porösen Bereichen lassen sich hier manchmal freiliegende reliktische Biotite beobachten. Diese Beobachtungen deuten auf eine relativ frühe Bildung und ein späteres instabil werden des Biotits hin. Der Zeitpunkt, von dem ab Biotit im Kluftraum instabil wurde läßt sich anhand der vorliegenden Stücke nicht eindeutig feststellen. Da Biotit jedoch nicht als Einschluß in jüngerem Adular auftritt und nie gleichzeitig mit Chlorit im Quarz eingeschlossen wurde ist es naheliegend anzunehmen, dass dieses spätestens mit beginnender Chlorit/Adularbildung erfolgte.

Cafarsit

Nach den vielen Einzelfunden der letzten Jahre zu urteilen ist Cafarsit häufiger, als früher angenommen wurde. Ähnlich der Cervandone-Region tritt er in einzelnen Klüften geradezu massenhaft auf. Cafarsit findet sich meist zusammen mit Hämatit (Tafeln oder Eisenrosen) und Chlorit. Er ist häufig auf Hämatit oder jüngerem Adular aufgewachsen und kann Chlorit einschließen. Aufgrund dieser Verwachsungsverhältnisse ist eine relativ späte Bildung anzunehmen, was gut mit der Altersbestimmung an Cafarsit vom Wannigletscher harmoniert [vgl. Knill 1996], [Vance & O'Nions 1992]).

Calcit

Calcit ist in der Lärcheltini-Zone al sKluftminersl relativ selten erhalten geblieben und ist anscheinend eine späte Bildung.

In einer Kluft zwischen Riggi und vorderem Kollergraben fanden sich stark korrodierte grauweiße, skalenoedrische Calcitkristalle, die auf teilweise limonitisiertem Siderit/Ankerit aufgewachsen sind. Bemerkenswert sind graue Pusteln (Manganoxid/hydroxid-Mineral?), die sich ursprünglich auf der Oberfläche des Siderit/Ankerits bei dessen Limonitisierung gebildet haben und von Calcit überwachsen wurden. Ebenfalls vom Calcit eingeschlossen werden langprismatische Anataskristalle, die sich ursprünglich in einem höheren Teil der Kluft gelöst haben und nun durch den Calcit mit der Matrix verkittet sind.

Einen weiteren Hinweis auf die paragenetische Stellung von Calcit lieferte eine Kluft im vorderen Kollergraben, die sehr viel spätgebildeten, feinkristallinen Titanit enthielt. Durch Bildung von Titanitkrusten entstanden Perimorphosen nach einem skalenoedrischen Mineral, dass später vollständig aufgelöst wurde (kein Limonit). Innerhalb der Perimorphosen auf der Kluftwand sitzende Kristalle von Anatas, Adular und Hämatit/Ilmenit deuten auf eine späte Bildung des verschwundenen Minerals hin, bei dem es sich um Calcit gehandelt haben dürfte.

Cervandonit

Cervandonit wurde in den letzten Jahren in vielen Klüften festgestellt. Meist handelt es sich um die typischen sattelförmigen Aggregate, wie sie im Bereich Cervandone/Wannigletscher auftreten. Daneben finden sich auch isolierte, schwach gebogene, linsenförmige Tafeln. Im Bereich des Riggi wurden Cervandonitaggregate beobachtet, die nach außen hin in dünnste Blättchen mit blaß-gelbbraunen Farbtönen auslaufen.

Cervandonit kann auf Albit, Muskovit und Magnetit aufgewachsen sein. Er wird von jüngerem Adular, dünntafeligem Hämatit und von Chlorit stellenweise überwachsen und seltener eingeschlossen. Als Einzelfall wurde ein kleiner Cervandonitkristall aufgewachsen auf Xenotim/Chernovit beobachtet.

Chernovit

Eine sichere Abgrenzung von Xenotim nach äußeren Kennzeichen ist auf Grundlage der veröffentlichten Analysenergebnisse für die Lercheltinizone bisher nicht möglich. Chernovit wird daher zusammen mit Xenotim diskutiert (siehe Xenotim).

Chlorit

Chlorit tritt sehr verbreitet in kleinen Rosetten, würmchenförmigen Aggregaten und feinkörnigen Belägen in dunkel- bis hellgrüner, seltener brauner Farbe in den Klüften auf. Ein großer Teil des Chlorits findet sich als lose Kluftfüllung ("Kluftsand"), was auf eine junge Bildung hindeutet. Häufig findet er sich als oberflächlicher Einschluss insbesondere in Adular, Quarz, Anatas, Titanit aber auch in Rutil, Magnetit, Hämatit, Cafarsit, selten Monazit etc.. Nach [Stalder et al. 1978] soll es sich um einen Klinochlor (Rhipidolith) handeln.

Eine Pseudomorphose nach Ilmenit aus dem Bereich Riggi zeigt neben orientierten Aufwachsungen von Rutil und Hämatit lokal auch eine Überwachsung mit Chlorit. Da Chlorit hier zum Teil von Rutil und Hämatit eingeschlossen wird bzw. sich die drei Minerale gegenseitig im Wachstum behinderten, muss ihre Kristallisation etwa gleichzeitig begonnen habe.

Chlorit konnte demnach in einem relativ großem Zeitraum kristallisieren. Ob die Kristallisation kontinuierlich und in allen Klüften zur gleichen Zeit erfolgte bleibt zu prüfen.

Crichtonit / Senait

Das Auftreten von Mineralen der Crichtonit-Gruppe in der Lärcheltini-Zone, hier nach den aus der Cervandone-Region bekannten Gliedern als Crichtonit/Senait bezeichnet, wurde soweit bekannt bisher nicht analytisch überprüft. An mehreren Stellen der Lärcheltini-Zone wurden jedoch vereinzelt schwarze, glänzende trigonale, meist flächenreiche Kristalle oder stark verzwillingte Kristallaggregate gefunden, die äußerlich stark den Funden aus der Region Cervandone/Wannigletscher ähneln. Eine sichere Abgrenzung zu Ilmenit ist anhand der Morphologie und Farbe jedoch schwierig.

Die stärksten Indizien für ein Mineral der Crichtonit/Senait Gruppe zeigt ein Einzelfund aus dem Bereich Riggi/Vorderer Kollergraben. Die Angaben im Sukzessionsdiagram beziehen sich i.W. auf dieses Stück. Es handelt sich um ein mehrfach verzwillingtes Kristallaggregat das von zwei ebenfalls verzwillingten rhomboedrichen Kristallen begleitet wird. Die Kristalle haben auf den Basisflächen eine Dreiecksstreifung. Das Aggregat zeigt an einer Stelle zusätzlich sich in spitzem Winkel kreuzende Streifungen, wie sie häufiger bei alpinen Crichtoniten/Senaiten/Daviditen zu beobachten sind. Einzelne Flächen zeigen Korrosionsformen. Die auf der Stufe vorhandene Vergesellschaftung mit Magnetit, Hämatit und Rutil spricht gegen das Vorliegen von Ilmenit. Leider gibt dieses Stück kaum Informationen über die Alterstellung. Die vermeintlichen Crichtonit/Senait-Kristalle sind gegen jüngeren Adular idiomorph ausgebildet und scheinen Muskovit einzuschließen. Ihre Kristallisation scheint etwa im Bildungszeitraum von Magnetit stattgefunden zu haben.

Ein weiteres Stück mit ähnlichen, jedoch schwächer verzwillingten und stärker isometrischen Kristallen stammt aus dem Bereich westlich des Riggi. Auf dem Stück liegt eine 1,5mm kleine Gruppe von drei hochglänzenden, schwarzen, flächenreichen Kristallen vor, die u. A. von Hämatit, Rutil und Chlorit begleitet werden. Die Kristallflächen zeigen z.T. Streifungen, darunter auch Dreiecksstreifungen. Auf der Oberfläche der Kristalle sitzen wenige einzelne Chloritaggregate auf, die z.T. randlich etwas in das schwarze Mineral eigebettet sind. Gegen jüngeren Adular sind diese Kristalle idiomorph ausgebildet. Die Paragenese mit Hämatit spricht gegen Ilmenit.

Ein ähnlicher 2mm großer flächenreicher schwarzer Kristall fand sich an der Ostflanke des Gorb (auftretende Flächen: Basis mit Dreiecksstreifung, mindestens drei Rhomboeder unterschiedlicher Steilheit und weitere kleine Flächen).

Fetiasit

Fetiasit wurde bisher erst in wenigen Klüften beobachtet, trat dann aber wohl meist in großen Mengen zusammen mit anderen Arsenmineralien wie Arsenopyrit und Graeserit auf. Auf Fetiasit aufgewachsen treten Pyrit, Muskovit und Quarz auf, wobei Quarz und Pyrit gegen Fetiasit idiomorph ausgebildet sind. Fetiasit schließt vereinzelt gut ausgebildete Graeserit-Kristalle ein. Stellenweise wurden Fetiasitkristalle von Siderit/Ankerit, selten auch von Ilmenit (umgewandelt) eingeschlossen.

In einer Kluft kam Fetiasit zum Teil aufgewachsen auf einen ungewöhnlich ausgebildetem Magnetit vor. Magnetit bildet hier kleine geriefte "Zähne" (ähnlich den bekannten Zähnen von gediegen Silber oder Gold) und feinkristalline Krusten. Die Krusten lassen bei starker Vergrößerung viele kleine Kristallflächen bzw. Kristalle mit "Fensterbildung" erkennen. Als Ausnahme wurde ein Fetiasitkristall beobachtet, der randlich gegenüber Arsenopyrit idiomorph ausgebildet war.

Galenit

Die zeitliche Einordnung in das Sukzessionsdiagramm basiert auf zwei stark beschädigten und korrodierten Kristallaggregaten aus einer Kluft im Bereich des Vorderen Kollergrabens. Galenit ist auf Muskovitkristalle aufgewachsen und schließt idiomorphe Pyritkristalle und randlich einige Chloritkörner ein. Ein Galenitaggregat wurden durch Chlorit teilweise umhüllt und zeigt gegen Chlorit ebene Grenzflächen.

Graeserit

Ähnlich Fetiasit ist Graeserit eine frühe Bildung. Hierauf deutet der Umstand hin, das kleine Graeseritnadeln häufig von Muskovit oder Quarz, seltener auch von Albit und Fetiasit eingeschlossen wurden. Er scheint ebenfalls nur lokal im Bereich sehr arsenreicher Klüfte aufzutreten, dort vor allem im Nebengestein der Klüfte und in geringerer Menge im eigentlichen Kluftraum. Der Habitus reicht von abgeflacht-säulig bis nadelig/haarförmig, wobei letztere Ausbildung jünger zu sein scheint.

Gold

Die Einordnung von ged. Gold im Sukzessionsdiagramm basiert auf 2 Einzelfunden und ist daher relativ unsicher.

Eine Stufe aus dem Bereich vorderer Kollergraben stammt aus einer Kluft mit viel Turmalin und vermutlich durch Umwandlung von Siderit/Ankerit gebildetem Limonit. Gold trat in Form eines einzelnen ca. 1mm großen rundlichen Einzelkristalls auf, der im Limonit eingebettet war. Die Bildung dürfte demnach zur Zeit der Abscheidung des Siderits/Ankerits erfolgt sein.

Ein zweiter Fund stammt aus einer Fetiasit-führenden Kluft örstlich Gorb. Hier ist ein winziges Goldblech (0,2mm) oberflächlich in einem weitgehend limonitisierten Pyrit eingeschlossen.

Hämatit

Hämatit tritt als mittlere bis späte Bildung verbreitet in den Klüften auf. Mit sinkenden Bildungstemperaturen änderte sich der Habitus der neugebildeten Hämatitkristalle. Während die älteren, höher temperierten Bildungen tafelig bis dicktafelig sind oder als Fortwachsung von (ehem.) Ilmenitkristallen auftreten, besteht mit sinkenden Temperaturen ein Trend zur Bildung von Eisenrosen und abschließend dünntafeligen Kristallen. Die Endgröße der neugebildeten Kristalle nimmt tendenziell mit der Temperatur ab.

Wirre Aufwachsungen von dünntafeligen Hämatiten auf Eisenrosen zeigen, dass es hierbei zur wiederholten Bildung von Kristallkeimen gekommen ist. Dieses ist ein Hinweis, dass zumindest in einzelnen Klüften mehrere Hämatitgenerationen auftreten. Ob und inwieweit es hier zu einer signifikanten Unterbrechung des Hämatitwachstums kam, ist unklar.

Nach der Literatur sind dicktafelige Hämatite für die Lärcheltinizone typisch [Bücking 1877]. Alle mir vorliegenden dicktafeligen "Hämatite" sind jedoch Pseudomorphosen nach Ilmenit, die orientiert mit relativ dünnen Schichten von Hämatit überwachsen sind. Im Extremfall führt das zu Pseudomorphosen mit dem Aussehen eines perfekten Hämatiteinzelkristalls, auf dessen Basis spärlich epitaktisch Rutil aufgewachsen ist. Hier drängt sich die Frage auf, ob diese Aufwachsungen nicht bereits vor der Umwandlung des Ilmenits erfolgt sein könnten. Dagegen spricht das Fundmaterial einer Kluft im Bereich Riggi, in der alle Übergänge von teilweise mit Siderit/Ankerit (später korrodiert und nur noch als Hohlform erhalten) und teilweise mit Hämatit überwachsen Ilmenitpseudomorphosen bis hin zu äußerlich perfekten dicktafeligen Hämatiteinkristallen auftreten, die als Kern eine Pseudomorphose aus Rutil, Magnetit und /oder Hämatit nach einem Ilmenitkristall aufweisen. Eine Pseudomorphose aus dieser Kluft wurde gleichzeitig von Hämatit, Rutil und Chlorit überwachsen, was auf ein relativ junges Alter der Hämatitüberwachsung hindeutet.

Ilmenit

Ilmenit ist ein sehr verbreitetes, frühgebildetes Glied der Lärcheltini-Sukzession. Er schließt Muskovit ein und zeigen vereinzelt Wachstumbehinderungen und selten Negativformen, die von später wieder resorbierten Siderit/Ankerit verursacht worden sein dürften. Der überwiegende Teil der meist dicktafeligen Ilmenite wurde nachfolgend wieder aufgelößt oder/und in Magnetit, Hämatit sowie Rutil umgewandelt. Es entstanden die typischen, ansonsten nur aus der Region Wannigletscher/Cervandone bekannten Pseudomorphosen. Selten blieb im Kern noch frischer Ilmenit erhalten. Soweit die Oberflächen der Pseudomorphosen nich von Siderit/Ankerit abgedeckt/überwachsen wurden, dienten sie als Basis für orientierte Überwachsungen mit sagenitähnlichem Rutil, Magnetit und/oder Hämatit. Überwachsungen mit viel Hämatit führten teilweise zu Pseudomorphosen, die äußerlich den Eindruck eines flächenreichen, tafeligen Hämatitkristalls mit orientiert auf der Basisfläche aufgewachsenem Rutilkristallen machen. Für die Umwandlung des Ilmenits sind vorrangig die Reaktionen
3 Ilmenit + 1/2 O2 => 3 Rutil + Magnetit und
2 Ilmenit + 1/2 O2 => 2 Rutil + Hämatit
anzunehmen. Untergeordnet auftretende, deutlich poröse sowie reliktische Pseudomorphosen deuten auf eine partielle Auflösung der Eisenkomponente während oder nach der Umwandlung hin.

Die Hauptmasse des Ilmenits wurde zu Beginn der Hämatitausscheidung umgewandelt, was auf eine entsprechende Änderung des Redoxpotentials in der hydrothermalen Lösung oder/und des Redox-Paares Ilmenit/gelößtes Fe3+ hindeutet. Seltener bzw. in geringerer Menge erfolgten spätere Umwandlungen von Ilmenit in Anatas +/- Hämatit.

[Stalder et al. 1978] führen aus, dass bei einer röntgenographischen Untersuchung einer Anzahl von Erzmineralien aus der Lärcheltini-Zone nur ein reiner Ilmenit gefunden wurde. Dieser Kristall war flachtafelig mit großer Basisfläche und frei von jeglicher Verwachsung mit Rutil und Magnetit. Diese Beobachtungen konnten an neueren Funden bestätigt werden. Frischer Ilmenit erscheint in der Lärcheltini-Zone nur in wenigen Klüften, dann aber gehäuft. Die Kristalle sind nicht ferromagnetisch, fast immer stark korrodiert und zeigen eine typische Dreiecksstreifung auf den Basisflächen. Hämatit aus der Lärcheltini-Zone hingegen ist in der Regel ferromagnetisch und zeigt eher sechsseitige Wachstumspiralen auf den Basisflächen. In Gesellschaft von frischem Ilmenit wurden mehrfach tafelige Anataskristalle (Kombination {101} u. {001}) beobachtet, die teilweise farbzonar ausgebildet sind.

Häufig finden sich Klüfte mit frischem Ilmenit nur wenige Meter entfernt von Klüften mit vollständig umgewandeltem Ilmenit. Hier müssen also kleinräumig wechselnde Bedingungen geherrscht haben.

Limonit

Limonit ist in der Lärcheltinizone sehr verbeitet und tritt praktisch in jeder Kluft auf. Häufige Ausbildungsformen sind rhomboedrisch zellige Aggregate als Umwandlungsprodukt nach Siderit/Ankerit, Verwitterungsbildungen nach Pyrit und Arsenopyrit und als pulverige lockere Aggregate. Seltener treten pustelförmige, nierig-amorphe bis glaskopfartige Gebilde auf.

Die Bildung von Limonit scheint zuerst bei der Umwandlung/Korrosion von Siderit/Ankerit und damit als hydrothermale Bildung erfolgt zu sein. Dieser Limonit wurde vereinzelt von Calcit überwachsen oder selten in Quarz eingeschlossen.

Bei nierenförmig-amorphen bis glaskopfartigen Bildungen die in einer Fetiasitkluft auftraten könnte es sich um einen niedrig-hydrothermal gebildeten Limonit oder um eine Verwitterungsbildung unter dem Einfluss meteorischer Wässer handeln.

Magnetit

Magnetit ist eins der typischen Lärcheltini-Minerale. Er tritt meist in gut ausgebildeten Kristallen auf, die Albit, Muskovit, Quarz, Monazit, Ilmenit und selten Xenotim/Chernovit und Fetiasit einschließen bzw. überwachen können.

Plattig verzerrter Magnetit tritt verbreitet als orientierte Aufwachsung auf Pseudomorphosen nach Ilmenit auf. Magnetit wurde stellenweise von Siderit/Ankerit eingeschlossen, der zwischenzeitlich wieder aufgelöst wurde. Solche Kristalle zeigen rauhe Oberflächen. Auch jüngerer Adular und Quarz schließen vereinzeilt Magnetit ein. Teilweise werden Magnetitkristalle von Chlorit eingeschlossen, wobei letzterer oberflächlich etwas in Magnetit eingebettet ist. Auch kleine dünntafelige Hämatitkristalle sowie Rutil-, Anatas- und Fetiasitkristalle kommen aufgewachsen auf Magnetit vor.

Vereinzelt können Krusten kleiner Magnetitkristalle neben größeren beobachtet werden. Auch Magnetitkristalle mit Korrosionsspuren (Ätzgruben) treten auf. Die Bildungsbedingungen scheinen im potentiellen Bildungszeitraum also nicht immer gleichmäßig günstig gewesen zu sein.

Monazit

Monazit tritt verbreitet in flächenreichen Kristallen mit orangener, seltener gelber bis fast weißer Farbe auf. Insgesamt scheint die große Menge des Monazits recht früh gebildet worden zu sein. So enthielt ein Kluft im Kollergrabengebiet u.a. auch Monazitkristalle, die von großen Magnetitkristallen eingeschlossen waren. Randliche Verwachsungen von (jetzt umgewandelten) Ilmenit mit Monazit deuten auf eine gleichzeitige Bildung hin. Monazit kann ausnahmsweise oberflächlich Chlorit einschließen und wird von jüngerem Adular überwachsen.

Ausnahmsweise wurde auf einem Monazitkristall in Begleitung von Xenotim/Chernovit und Cervandonit aus dem Bereich des Riggi eine Aufwachsung von kleineren, tafeligen, blaßgelben Kristallen beobachtet, bei denen es sich um eine jüngere Monazitgeneration o.ä. handeln dürfte. Hier wäre eine Untersuchung des Arsen-Gehaltes interressant.

Muskovit

Muskovit tritt in allen Klüften auf, gehört zu den ältesten Kluftmineralen und ist immer gut kristallisiert. Als Kristallkeime dienten z.T. die Hellglimmer des Lärcheltinigneises. Neben den eindeutig alten, direkt auf den Kluftflächen aufgewachsenen Muskovitkristallen lassen sich vereinzelt im Kluftraum kleinere, z.T. idiomorphe beobachten, die möglicherweise etwas jünger sind. Verbreitet treten Muskovitkristalle in Auslaugungshohlräumen im Kluftnebengestein auf.

In einer Kluft in der Region Riggi wurden gelbe, blaßgelbe bis weiße Krusten eines sehr spät gebildeten, feinkristallen, glimmerartigen Minerals angetroffen, bei dem es sich um einen jüngeren Hellglimmer handeln könnte. Häufig ist nach dem Reinigen mit Natriumdithonit in Zwickeln der Stücke ein feiner, fast weißer "Kluftsand" zu beobachten, der aus feinkristallinem Hellglimmer zu bestehen scheint. Es ist unklar, ob es sich hierbei um ein eingeschwemmtes Verwitterungsprodukt oder eine späten Kluftmineralisation handelt.

Pyrit

Pyrit tritt in kleinen Mengen verbreitet in idiomorphen Kristallen (überwiegend {100}, seltener flächenreiche Kristalle) auf den Klüften und im umgewandelten Gestein der Kluftwände auf. Seine normalerweise idiomorphe Ausbildung gegenüber Albit, Adular, Siderit/Ankerit und z.T. Quarz deuten darauf hin, dass der größte Teil des Pyrits sehr früh kristallisierte. Heute liegt Pyrit in den Klüften oberflächlich bis vollständig limonitisiert vor.

Quarz

Quarz ist in allen Kluftsystemen anzutreffen. Quarzkristalle (blasser Rauchquarz oder Bergkristall) haben während ihres Wachstums häufig andere Minerale eingeschlossen. Als ältere Einschlüsse treten Muskovit und Biotit, seltener Pyrit, lokal Arsenopyrit und Graeserit auf. Andere Mineraleinschlüsse finden sich meist in der Nähe der Flächen oder in der Spitze der Quarzkristalle (Ilmenit, Magnetit, Hämatit, Rutil, Anatas, Chlorit, Anhydrit und weitere). Stellenweise lassen sich mit braunen Krusten belegte, später von Quarz überwachsene Negativformen von Karbonaten beobachten. Die Verteilung der Einschlüsse, insbesondere von Biotit deutet darauf hin, dass der Großteil des Quarzes relativ früh abgeschieden wurde, was insbesondere für die Quarzbänder gelten dürfte.

Quarz weist immer Fluideinschlüsse auf. Wie im Bereich der Grube Lengenbach ([Hügi 1988], [Knill 1996]) lassen sich ältere Einschlüsse mit zwei flüssigen Phasen und einer Gasphase und jüngere mit einer Flüssigkeit und einer Gasphase unterscheiden. Die älteren Fluideinschlüsse scheinen relativ selten vorzukommen. Neben einer wässrigen Phase dürfte in ihnen eine flüssige CO2-Phase vorliegen. Überschlägige Abschätzungen anhand des Volumens der Phasen deuten auf CO2-Gehalte in der Größenordnung von 5 - 10 Gew.-% (entsprechend ca. 2 - 4,5 Mol.-%) was der Wasserzone nach [Mullis 1993] entspricht.

Unklar ist, inwieweit die Quarzkristallisation kontinuierlich verlief oder in, durch eine Wachstumsunterbrechung getrennte Generationen gegliedert war. Die einzige Kluft, in der ich bisher zwei getrennte Quarzgenerationen beobachten konnte, war eine Kluft mit großem Quarzband im Bereich des vorderen Kollergraben. Sie enthielt neben Ilmenit-Pseudomorphosen, Magnetit, Pyrit, Monazit, Anatas (zwei Generationen) und Rhipidolith u.a. viele Bergkristalle. Diese sind teilweise oberflächlich matt, was auf eine Anlösung im Verlauf der Sukzession hindeutet. Stellenwiese sind diese Kristalle von einer jüngeren, glänzenden Quarzschicht überwachsen, die zwischenzeitlich gebildeten Magnetit, Chlorit und teilweise Anatas einschließt. Zumindest in dieser Kluft ist es zu einem Hiatus in der Quarzausscheidung gekommen, so dass man von 2 Generationen sprechen kann.

Rutil

Die Kristallisation von Rutil erfolgte über eine lange Zeitspanne. Es kam wiederholt zur Bildung von Kristallkeimen, was sich durch wechselnde Kristallhabita dokumentiert.

Die frühestgebildeten Rutile sind in der Regel linsenförmig bis kurzprismatisch. Sie sind dunkelrot gefärbt und erreichen Größen bis über 1 cm. Insbesondere die linsenförmigen Rutile bilden häufig eigentümliche Viellinge. Stellenweise kam es zur orientierten Aufwachsung von Hämatit auf Rutil [Peter 2005]. Relativ früh entstand auch Rutil als Umwandlungsprodukt nach Ilmenit, der jedoch - soweit erhalten - als Bestandteil der Pseudomorphosen relativ unscheinbar ist.

Mit sinkenden Temperaturen und Drücken verlangsamte sich das Wachstum in Richtung senkrecht zu den Prismenflächen zugunsten der c-Achse und führte bei neugebildeten Kristallen zu einem prismatischen bis langprimatischen Habitus. Auch die orientierten, sagenitartigen Rutilaufwachsungen auf Pseudomorphosen nach Ilmenit, die bei gleichzeitigem Auftreten von Hämatitaufwachsungen (bzw. Fortwachsungen) Epitaxien vortäuschen können, entstanden in diesem Zeitraum. Daneben kam es auch zu echten Epitaxien auf Hämatit (z.B. [Peter 2005]).

Die jüngsten Rutile sind prismatische Kristalle mit Größen im mm-Bereich, die z.T. massenhaft in und auf Quarz, Magnetit etc. auftreten. Ausnahmsweise wurden solche Kristalle aufgewachsen auf Anatas und Titanit beobachtet. Diese jüngsten Rutilkristalle haben meist eine orange bis gelbe Farbe und sind z.T. zonar gefärbt (dunklerer, rotbrauner Kernbereich). Ausnahmsweise (in einer Kluft) wurden solche zonar gefärbten Kristalle mit grauer Farbe oder mit grauem Kern als oberflächennaher Einschluss in Quarzkristallen beobachtet, die aufgrund ihrer Farbe zunächst an andere Minerale denken lassen. Unmittelbar auf diesen Quarzkristallen, benachbart zu den grauen Rutilen befinden sich jedoch gelborangene Kristalle mit rotbraunen Kern in gleicher Größe und Habitus. Es ist somit naheliegend, dass es sich bei den grauen Kristallen auch um Rutil handelt.

Siderit / Ankerit

Eisenreiche Karbonate müssen ursprünglich zu den häufigen Mineralen in der Lärcheltinizone gehört haben. Darauf deuten u. a Wachstumsbehinderungen und teilweise Hohlformen in Kristallen von Ilmenit, Hämatit, Magnetit, Rutil, Anatas, Adular, Quarz usw. hin. Verbreitet finden sich auch Limonit-Aggregate mit reliktischen Formen und Strukturen, die an die Spaltbarkeiten oder seltener die Kristallform (meist einfache Rhomboeder) von Karbonaten erinnern. Es ist nicht auszuschließen, dass zum Teil auch Dolomit o.ä. vorlag.

Im Bereich des vorderen Kollergraben finden sich z.T. hellgelbe, oberflächlich stark angewitterte, frühgebildete Karbonate. Eine Stufe aus dem Bereich des Vorderen Kollergrabens deutet darauf hin, dass die frühgebildeten Karbonate eisenreicher waren, als die später gebildeten. Diese Stufe zeigt eine relativ kompakte Pseudomorphose von Limonit nach einem Karbonat-Rhomboeder von 3mm Durchmesser. Wachstumsbehinderungen an benachbarten Adularkristallen (Abstand ca. 3mm) dokumentieren jedoch, dass das ursprüngliche Karbonat-Aggregat größer gewesen ist. Das bei der Korrosion/Auflösung des ehem. Randbereiches des Karbonat-Aggregates im Gegensatz zum Kernbereich jedoch lediglich dünne Limonitbeläge übrig blieben, deutet auf geringere Eisengehalte hin.

Titanit

Titanit tritt nur vereinzelt, dann aber z.T. in größeren Mengen auf. Die Darstellung im Sukzessionsdiagramm basiert auf Material aus drei unterschiedlichen Klüften aus den Bereichen Vorderer Kollergraben und Gorb.

In der ersten Kluft tritt in vereinzelten größeren (2-3mm) gelben bis braunen Kristallen auf, die Muskovit einschließen und gegenüber jüngerem, benachbartem Adular idiomorph ausgebildet sind. Titanit schließt z.T. Chlorit ein. Als Ausnahme wurde ein auf einem Titanitkristall aufgewachsener langprismatischer Rutilkristall beobachtet. Die Titanitbildung dürfte hier also etwa gleichzeitig mit der Bildung des jüngeren Adulars erfolgt sein.

In einer zweiten ca. 200m entfernten Kluft mit einer schönen Gesamtparagenese (u.a. Ilmenitpseudomorphosen, Magnetit, Hämatit, Pyrit, Rutil, Anatas, Monazit, Titanit) fand sich Titanit überwiegend in Form kleiner (<=1mm) brauner Kristalle. Titanit bildet hier Krusten, die im oberen Teil der Kluft die älternen Minerale insbesondere Anatas, Ilmenit, Quarz, Adular bedecken und Perimorphosen nach einem skalenoedrichen Karbonat (wohl Calcit) und Peri-/Pseudomorphosen nach Anatas bilden. Die Anataskristalle sind - soweit erhalten - oberflächlich stark korrodiert. Die Titanitkristalle schließen z.T. Chlorit ein. Insgesamt scheint der Titanit in dieser Kluft relativ spät abgeschieden worden zu sein. Dabei kam es in der hydrothermalen Lösung zeitweilig zur massenhaften Bildung von Kristallkeimen, die auf die älteren Minerale sedimentierten.

Turmalin

Turmalin findet sich als gut kristallisiertes Durchläufermineral in vielen Klüften oder/und im angrenzenden Auslaugungssaum. Er ist gegen die meisten Minerale idiomorph ausgebildet, was in als sehr frühe Bildung ausweist. Stellenweise werden Turmalinnadeln von Muskovit umwachsen.

Vereinzelt kommt Turmalin stark konzentriert in Form eines überwiegend nur aus Turmalin bestehenden schwarzen Turmalinfelses vor, der als tektonische Bruchstücke im Lärcheltinigneis "schwimmt" [Hügi 1988].

Xenotim / Chernovit

Diese beiden Minerale werden hier zusammenfassend besprochen, da eine sichere Abgrenzung des Chernovits vom Xenotim ohne Analyse zur Zeit schwierig erscheint. Die in [Weiß & Crumbach 1999] aufgeführten EDX-Analysen von gelbgrünen, traubigen bis knolligen Xenotim/Chernovit-Aggregaten aus einem Arsenmineral-führenden Kluftsystem entsprechen xenotimreichen bis intermediären Mischkristallen zwischen Xenotim und Chernovit und deuten auf einen Anstieg des Chernovitanteils während der Kristallisation hin.

Definitiv läßt sich bei Xenotim/Chernovit eine große Variationsbreite in Habitus und Farbe feststellen. Im Folgenden werden die klassischen prismatischen bis kurzprismatischen Kristalle als Xenotim und Aggregate mit gekrümmten bis rundlichen Flächen (knollig, traubig, garbenförmig) als Chernovit interpretiert. Strenggenommen müsste erst durch eine größere Anzahl von Analysen geklärt werden, ob Mischkristalle mit mehr Arsen als Phosphor auftreten und ob eine Abgrenzung anhand des Habitus überhaupt möglich ist.

Xenotim tritt verbreitet in der Lärcheltini-Zone auf und ist wesentlich häufiger, als in der Literatur beschrieben. Die meist gelbgrün bis blaßgelb und seltener bräunlich gefärbten Kristalle sind jedoch meist kleiner als 1mm und können leicht übersehen werden. Die im Bereich vorderer Kollergraben auftretenden größeren Xenotimkristalle zeigen häufig Korrosionsspuren, die bis zu skelletartigen Korrosionsrelikten reichen können. Die Korrosion erfolgte in der Regel ausgehend von den Prismenflächen.

Xenotim schließt Muskovit ein und wird z.T. von jüngerem Adular und Chlorit überwachsen. Magnetit und Xenotim haben sich z.T. gegenseitig im Wachstum behindert. Die Hauptmenge des Xenotim/Chernovits scheint vor der Hauptmenge des jüngeren Adulars kristallisiert zu sein.

Knollig-traubige und blumenkohl- bis garbenförmige als Chernovit angesprochene Kristallaggregate wurden aus arsenreichen Klüften vor allem in den Bereich Gorb bis Spissen gefunden.

Im Fundmaterial eines artenreichen Kluftsystems im Bereich des Riggi treten neben Cervandonit und Asbecasit auch garbenförmige Aggregate (ähnlich Desmingarben) auf, die stark an Chernovitaggregate aus der Cervandone/Wanni-Region erinnern. Auf der Kopffläche der Aggregate, die makroskopisch einer kugelförmig gekrümmten {001}-Fläche ähnelt, lassen sich bei starker Vergrößerung viele kleine Pyramiden unterscheiden, als wenn viele kleine Kristalle parallel verwachsen wären. Vereinzelt treten Übergänge zum einfachen prismatischen Habitus auf. Die Farbe der Aggregate reicht von nahezu elfenbeinweiß bis zu blaßgelblich-grünen Tönen. Diese Aggregate werden stellenweise von Chlorit oder mikrokristallinen Magnetit überwachsen und tragen ausnahmsweise aufgewachsene Cervandonitaggregate.

Aus einer Fetiasitkluft östlich Gorb stammen Kristalle eines ähnlichen weißen bis elfenbeinweißen(z.T. mit braunem oder rosa Farbstich) prismatisches Minerals, dass zwar keine gekrümmten Aggregate bildet, jedoch z.T. auch Kopfflächen aus vielen kleinen Pyramiden aufweist. Da in dieser Kluft kein typischer Xenotim auftrat, könnte es sich hierbei ebenfalls um Chernovit handeln. Dieses Mineral schließt an einer Stelle einen Titanitkristall ein und dürfte damit etwas jünger sein, als die vorstehend beschriebenen Bildungen.