Der Strontian-Pluton ist eine spätkaledonische Quarzmonzodiorit/Granodioritintrusion im Northern Highlands Terrane Schottlands. Die Intrusion erfolgte in der Spätphase der kaledonischen Orogenese während des Silurs zwischen 425 und 418 Millionen Jahren (Ludlow und Pridoli).
Etymologie mini|hochkant=1.6|Glensanda gesehen vom Loch Linnhe, links im Vordergrund ist der Strontian-Pluton mit dem Glensanda-Granodiorit aufgeschlossen. Aber auch die rechts dahinterliegende Hügellandschaft gehört zum Pluton.
Der Strontian-Pluton – Englisch Strontian pluton oder auch Strontian granite, Strontian Intrusive Complex bzw. Morvern-Strontian granite – ist nach dem kleinen, ehemaligen Bergbauort Strontian benannt. Im Schottisch-Gälischen heißt der Ort Sròn an t-Sìthein, was so viel wie Spitze des Feenhügels bedeutet. Sròn ist eine Nase, Landspitze, aber auch eine Erhebung oder Bergspitze. An t-Sìthein ist der Genitiv von sídhe – mythologischen Feenwesen.
Nach dem Fundort Strontian wurde außerdem das chemische Element Strontium benannt.
Geographie Der Strontian-Pluton hat eine Oberflächenausdehnung von gut 200 Quadratkilometer. In seiner Längsausdehnung in Nord-Süd-Richtung misst er 25 bis 27 Kilometer, bei einer durchschnittlichen Breite von rund 10 bis 12 Kilometer. Er erreicht hierbei im Norden nahezu den Berg Meall a'Ghruith. Gegen die beiden Enden verschmälert sich die Intrusion. Im Zentralabschnitt am Ostrand besitzt der Pluton eine etwa 5 Kilometer lange Apophyse, die ab dem Loch a'Choire das Nordwestufer des Loch Linnhe begleitet. Der Nordabschnitt des Plutons umgibt den Loch Sunart, an dem das namensgebende Strontian liegt. Erwähnenswert ist noch Glensanda am Nordwestufer des Loch Linnhe, der den Pluton auf seiner Südostseite vollkommen abgrenzt. Durch den Loch Linnhe verläuft außerdem die Great Glen Fault, eine vorwiegend sinistrale Seitenverschiebung. Am Ufer des Loch Linnhe erfährt der Pluton eine deutliche Rotfärbung und auch eine Chloritisierung.
Bearbeitungen Erste wissenschaftliche Bearbeitungen des Strontian-Plutons erfolgten im Jahr 1928 durch J. F. Scott und im Jahr 1932 durch M. MacGregor und W. Q. Kennedy. Weitere bedeutende Arbeiten erschienen 1963 von P. Sabine und 1965 von M. Munro. Der Tektonik widmete sich im Jahr 1988 D. H. Hutton. Geochemische Arbeiten wurden von A. N. Halliday und Kollegen (1979 und 1984), von P. J. Hamilton und Kollegen (1980), von Barbara M. Kruszewska (1990) und von M. B. Fowler (2008) durchgeführt.
Einführung mini|hochkant=1.6|Geologische Karte der Moine Supergroup. Der Strontian-Pluton liegt an der Südspitze oberhalb von Mull auf der Morvern-Halbinsel.
Der zusammengesetzte kalkalkalische Strontian-Pluton (ein Ba-Sr-Granitoid des Mittel- und Hoch-K Typs) war im Verlauf des Silurs während der Spätphase der kaledonischen Orogenese in die Metasedimente der Moine Supergroup eingedrungen, genauer in die im Westen anstehende Glenfinnan Group und in die Loch Eil Group im Nordosten. Die Wirtsgesteine waren im Verlauf der kaledonischen Orogenese unter den Bedingungen der mittleren und oberen Amphibolitfazies metamorphosiert worden. Der Pluton hat einen nahezu 3 Kilometer breiten, Sillimanit-führenden, hochgradigen Kontakthof hinterlassen. Tyler und Ashworth (1982) leiteten hieraus Druckverhältnisse von 0,4 GPa bzw. 400 MPa ab, was in etwa einer Aufdringtiefe von rund 13 Kilometer entspricht und somit direkt unterhalb der spröd-duktilen Übergangszone liegt. Mittlerweile gilt dies als maximale Druckabschätzung, der tatsächliche Auflastdruck wird jetzt mit rund 250 MPa angesetzt – was einer Tiefe von nur 8 Kilometer entspricht. Im Norden durchschneidet der Pluton den West Highland Granite Gneiss – ein ehemaliger Granit präkambrischen Alters. Der Südostrand der Intrusion wird von der Great Glen Fault linksverschiebend abgeschnitten. Der Kompositpluton wird zu den Newer Granites gerechnet, welche gegen Ende bzw. nach Ablauf der Subduktion im Iapetus entstanden waren und jetzt Teil der magmatischen Argyll and Northern Highlands Suite bilden.
Genese Nachdem der Iapetus-Ozean subduziert war, erfolgte im Verlauf des Silurs und des Unterdevons die Kontinentalkollision zwischen Laurentia und Baltica sowie Ost-Avalonia. Die Hauptursache für die Entstehung der Newer Granites wird hierbei in einem Abreißen der subduzierenden Platte (engl. slab breakoff) gesehen, welche den Einstrom heißen Asthenosphärenmaterials erst ermöglichte und so die nötige Schmelzwärme lieferte.
Das Northern Highlands Terrane kann petrographisch in eine westliche Gruppe von Syeniten und verwandten Gesteinen und in eine zentral-östliche Gruppe granitischer Plutone mit ihren assoziierten Appiniten unterteilt werden – in letztere Gruppe fällt auch der Strontian-Pluton. Der Pluton wird ferner zum Caledonian Parental Magma Array (abgekürzt CPMA) gerechnet und ist aus einer recht abgereicherten Mantelquelle hervorgegangen – im Gegensatz beispielsweise zum Rogart-Pluton, der aus einer angereicherten Mantelquelle stammt. Anhand geochemischer Element- und Isotopenanalysen wird angenommen, dass der Strontian-Pluton sich sodann nach dem AFC-Modell mittels fraktionierter Kristallisation sowie der Assimilation der umgebenden Moine-Metasedimente entwickelte.
Petrologie mini|hochkant=1.6|Der Mündungsbereich des Strontian Rivers in den Loch Sunart. Der Fluss fließt nach Südwesten und durchschneidet den porphyrischen Loch-Sunart-Quarzmonzodiorit. Etwas weiter nach links folgt dann bereits die gleichkörnige Fazies.
Der Strontian-Pluton wird petrologisch aus drei mehr oder weniger konzentrischen Fazies aufgebaut. Die beiden äußeren Fazies gehören zum Loch-Sunart-Quarzmonzodiorit, die innere bildet den Glensanda-Granodiorit. Der Loch-Sunart-Quarzmonzodiorit (ehemals Hornblende-Biotit-Granodiorit) kann seinerseits wiederum in zwei Einheiten unterteilt werden – in einen äußeren gleichkörnigen Quarzmonzodiorit (ehemals tonalitischer Granodiorit) und in einen inneren porphyrischen Quarzmonzodiorit (vormals porphyrischer Granodiorit). Der Übergang zwischen den beiden Quarzmonzodioritfazies ist fließend und erfolgt innerhalb weniger Meter. Der porphyrische Quarzmonzodiorit enthält auffallende Phänokristalle von Plagioklas und Alkalifeldspat. Der jüngere Glensanda-Granodiorit (ehemals als Biotit-Granit oder Alkaligranit bezeichnet) durchschneidet im Intrusionszentrum die älteren beiden Fazies des Loch-Sunart-Quarzmonzodiorits als netzartig geschichtete Lagergänge (engl. sheets), bildet aber im Südabschnitt einen kohärent zusammenhängenden Intrusionskörper. Laut Hutton (1988) war der Glensanda-Granodiorit einem Nord-streichenden Seitenast der Great Glen Fault gefolgt.
Der Strontian-Pluton und seine Wirtsgesteine wurden später dann im Perm von Ostsüdost- bis Südost-streichenden Gängen aus Camptonit durchschlagen und in der Trias von Intrusionspfropfen aus Quarz-Dolerit durchsetzt. Im Paläogen folgte dann noch eine weitere Generation an mafischen Intrusionen (ebenfalls Doleritgänge mit Streichrichtung Nordnordwest, Nordnordost, Ostsüdost und Südost).
Eine Besonderheit sind Appinite (aus wasserhaltigem Magma hervorgegangene Meladiorite), die beispielsweise am Kontakt zwischen dem Glensanda-Granodiorit und dem porphyrischen Quarzmonzodiorit im Westen aufgeschlossen sind. Sie erscheinen auch am Südufer des Loch Sunarts in beiden Quarzmonzodiorit-Fazies. Die Appinite treten entweder als mafische Einschlüsse (engl. mafic enclaves oder abgekürzt ME) in den Granitoiden auf oder bilden eigenständige Intrusivkörper. Die mafischen Einschlüsse legen verschiedenartige Durchdringungsstrukturen (engl. mingling textures) mit ihren Wirtgranitoiden an den Tag – was ihre komagmatische Entstehung unterstreicht. Generell werden Intrusivkörper der Appinite als Äquivalente von kalkalkalischen Lamprophyren angesehen. Im Pluton enthalten sind auch eine ganze Reihe teils sehr unterschiedlicher Xenolithen, die sechs verschiedenen Typologien zugeordnet werden können, darunter auch Funde von Moine-Metasedimenten.
Mineralogie Der Strontian-Pluton besitzt generell folgenden Mineralbestand: Plagioklas Alkalifeldspat (Orthoklas und Mikroklin) Quarz Biotit Amphibol (Hornblende).
Als Akzessorien erscheinen die Oxide Sphen, Ilmenit, Magnetit, Titanomagnetit, Rutil, Zirkon, sowie Apatit, Monazit und Allanit. Sulfide wie Pyrit oder seltener Chalkopyrit, Pyrrhotin und Bornit treten nur in Spuren auf. Eine Besonderheit ist das Vorkommen von Myrmekit, das auf postmagmatische metasomatische Veränderungen hinweist.
Die modalen Mineralbestände sind in den drei Fazies des Strontian-Plutons sehr unterschiedlich. Folgende generellen Trends lassen sich hierbei beobachten: der Plagioklasanteil nimmt von der Randfazies nach innen ab – und zwar von 65,8 % (Volumenprozent) im gleichkörnigen Quarzmonzodiorit über 53,7 % im porphyrischen Quarzmonzodiorit hin zu 40,7 % im Granodiorit. In den mafischen Einschlüssen (Appiniten) ist er wesentlich geringer und variiert zwischen 39,8 und 17,1 %. Der Quarzanteil nimmt jedoch konträr von außen nach innen zu. So beträgt er in der gleichkörnigen Fazies 8,06 %, in der porphyrischen Fazies 15,78 % und im Granodiorit 25,67 %. Bei den Appiniten ist der Quarzanteil sehr niedrig (0,70 bis 2,71 %), kann aber in einzelnen Fällen bis auf 18,19 % anwachsen. Der Alkalifeldpatgehalt steigt ebenfalls nach innen an – von 6,03 % am Rand über 19,2 % auf 28,92 % im inneren Granodiorit. Bei den Appiniten ist der Alkalifeldspatanteil niedrig (1,60 % bis 5,52 %), kann aber bei shoshonitischen Vertretern bis auf 15,4 % anwachsen. Die Eisen-Magnesium-Minerale Biotit und Hornblende zeigen ein umgekehrtes Verhalten – ihr Anteil nimmt wie der Plagioklasanteil nach innen ab (Biotit von 10,6 % über 4,5 % nach 1,44 % und Hornblende von 5,81 % über 4,34 % nach 0,49 %). Ihr Anteil ist bei den Appiniten jedoch recht hoch (Biotit 15,6 % bis 31,0 % und Hornblende 20,1 % bis 37,4 %).
Es zeigt sich somit eine Kopplung von Plagioklas mit den Eisen-Magnesium-Mineralen und konträr von Quarz mit Alkalifeldspat.
mini|hochkant=1.6|Dünnschliff aus dem porphyrischen Quarzmonzodiorit. Albit-verzwillingter Plagioklaskristall (links) mit Randzone aus Myrmekit gegen Alkalifeldspat (rechts, schwarz). Am unteren Rand von links Titanitraute, Quarz und Biotit.
Der vorherrschend hypidiomorphe Plagioklas (mittlerer Oligoklas bis mittlerer Andesin mit einem Anorthitgehalt von An22 bis An41) ist meist normal zoniert aufgebaut – mit An41-36 im Kern und An32-22 am Rand. Inverser und oszillatorischer Zonarbau sind seltener zu beobachten. Die tafelförmigen Kristalle erscheinen meist frisch und weisen nur stellenweise Serizitisierung auf. Sie zeigen sehr oft multiple Verzwillingung nach dem Albit-Gesetz und auch einfache Verzwillingung nach dem Karlsbader Gesetz. Ihre durchschnittliche Größe beträgt 2 bis 3 Millimeter, einzelne Individuen können aber 10 Millimeter erreichen. Im porphyrischen Quarzmonzodiorit steigt ihre Größe dann auf bis zu 15 Millimeter an. In der gleichkörnigen Fazies erscheint Plagioklas sowohl als Phänokristalle als auch in der Matrix, wohingegen er in der porphyrischen Fazies vorwiegend in der Matrix auftritt. Im Glensanda-Granodiorit sind Phänokristalle von Plagioklas bereits recht selten. Plagioklas kann früh gebildete Biotit- und Hornblendekristalle poikilitisch einschließen.
An bewegungsbedingten Spaltrissen dringt Alkalifeldspat (Mikroklin) in Plagioklaskristalle ein und breitet sich auch im Inneren des Plagioklases aus. Zwischen Alkalifeldspat und Plagioklas erscheint dann oft auch Myrmekit, der kleine, dünne Quarzstängel aufweist, welche in Richtung Alkalifeldspat neigen. Plagioklaskristalle können aber auch vollständig von Alkalifeldspat (Orthoklas) eingeschlossen sein, wobei sich die Plagioklaseinschlüsse konzentrisch im Wirtskristall anordnen.