Karte zur Unterscheidung zwischen West-/Ostgondwana. Legende:
				Ostgondwana
				Westgondwana
		Paläogeographische Grenze von Antarctica
		Paläogeographische Grenze von Afrika

Abb.3-4: Geologische Übersichtskarte zur paläogeographischen Situation.

3.5 Geologie der Gjelsvikfjella und des westlichen Mühlig Hofmann-Gebirges im zentralen Dronning Maud Land

Es sei an dieser Stelle erwähnt, dass die wissenschaftliche Grundlage des folgenden Kapitels vor allem der Artikel von OTHA et. al. (1990) war und daher hier auf eine weitere Zitierung des Artikels im folgenden verzichtet wird. Entsprechend sind die im folgenden genannten Quellen lediglich die in OTHA et. al. (1990) zitierten. Andere Quellen als die eben genannte sind entsprechend kenntlich gemacht.
Um der Tatsache Rechnung zu tragen, dass es keine nennenswerten Abhandlungen über die Geologie der Gjelsvikfjella und des Mühlig Hofmann-Gebirges in deutscher Sprache gibt, wurde dem folgenden Kapitel entsprechender Platz gewidmet.

Abb.3-5: Geologische Übersichtskarte der Gjelsvikfjella und des Mühlig Hofmann-Gebirges. Grau hinterlegt sind die besuchten Gebiete während der Expedition 1999 / 2000.

3.5.1 Der geologische Bau der Gjelsvikfjella

Der nördliche Teil der Gjelsvikfjella wird von den suprakrustalen Gesteinen der Jutulsessen-Gruppe dominiert, die von einem Pluton mit in erster Linie gabbroidem Chemismus und Dykes verschiedener Generationen intrudiert wurden. Nach Süden hin gehen diese meta-suprakrustalen Gesteine in die Risemedet-Migmatite über.
Es ist anzumerken, dass bei der Kartierung der norwegischen Expedition nicht die gesamte Fjella kartiert wurde. Die Gebiete Jutulsessen, Risemedet und Terningskarvet wurden geologisch aufgenommen, der äußere Südwesten der Fjella mit den Teilen von Essenskarvet, Nupskammen und der südwestliche Teil von Jutulsessen wurden nicht besucht, sondern "fernkartiert".

Abb.3-6 u. 3-7: Geologische Karten der Risemedet (li.) sowie der Hochlinfjellet und Festninga (re.) Vergrößerte Darstellung & Legende bei Klick!

3.5.1.1 Der lithologische Stoffbestand der Gjelsvikfjella

Es lassen sich auf lithologischer Grundlage drei Einheiten unterscheiden:
Zum einen die Metagabbros im nordöstlichen Jutulsessen: Lithologisch handelt es sich hierbei um einen richtungslosen Hornblende-Biotit-Gabbro meist mittelkörniger Ausbildung. Der Feldspat ist ein Andesin-Oligoklas-Plagioklas. Die Gesteine besitzen feinkörnige, gerundete Xenolithe und werden von aplitisch-pegmatitischen Gängen abgeschnitten. Die Gänge zeigen ein Einfallen nach SE. Ähnliche Dykes sind auch bei den Gneisen und Migmatiten bekannt.
Der Kontakt des Gabbros zu den suprakrustalen Gesteinen ist intrusiv. Eine erzreiche Phase, die in Verbindung der späteren Gänge angelegt worden ist, zeigt Magnetit-Gehalte von teilweise mehr als 80%!

Die zweite wichtige Einheit sind die bereits erwähnten meta-suprakrustalen Gesteine in Jutulsessen: es lässt sich hier eine bis zu 4500 Meter mächtige Serie aus Gneisen und Amphiboliten beobachten, die lateral in die Risemedet-Migmatite übergeht. Glimmerhaltige und felsische Gneise sind die Hauptgesteine dieser Gruppe. Die Gneise treten im nördlichen Teil auf und erstrecken sich Richtung Osten über den Slithallet-Gletscher bis hin nach Medmulen. Die Metagabbros schneiden diese Gesteine im Norden diskordant ab, während im Süden ein fließender Übergang in die Risemedet-Migmatite beobachtet werden kann. Die Armlenet-Störung, eine bedeutende steilstehende Ost-West-streichende Störung, versetzt die Gesteine im nördlichen Armlenet. Bei näherer Betrachtung lassen eine untere- (bis 1300 m mächtig), mittlere- (2200-2600 m mächtig) und eine obere (bis 700 m mächtig) Abfolge differenzieren:

In der unteren Abfolge sind dies in erster Linie glimmerführende Gneise (meist Biotit) mit oder ohne Granat, während in der mittleren Abfolge felsische Gneise, glimmerreiche Gneise sowie auch Agmatite vorherrschen. Die mittlere Abfolge folgt oberhalb einer Scherstörung. Die unteren 700m der insgesamt 2200-2600 m mächtigen Folge besteht weitgehend aus felsischen Gneisen, in die sich im mittleren Teil konkordant Agmatit-Lagen mischen. Die oberen 500m der Abfolge zeigt zwei Lagen gebänderter Biotitgneise und dünnen Agmatit-Lagen in felsischen Gneisen. Die weiter oben folgenden felsischen Gneise haben im Gegensatz zu jenen im unteren Teil der mittleren Abfolge eine eher granitische Zusammensetzung.
Die Mächtigkeit der oberen Abfolge, weitgehend aus felsischen Gneisen granitischer Zusammensetzung zusammen gesetzt, beträgt etwa 700 m. Glimmerreiche Lagen und jene mit Agmatit sind selten. Lateral gehen die Gneise in granitische Migmatite über und nehmen Richtung Norden an Mächtigkeit zu.
Komplexe Deformation und metamorphe Rekristallisation machen die Berechnung Ursprungsgesteine dieser meta-suprakrustalen Gesteine schwierig und unsicher. Das Auftreten von Al-Silikaten, Cordierit Al3 (Mg,Fe)2 [Si5AlO10] und Granat in dunklen glimmerigen Lagen lässt hier tonige bis sandige Sedimente als Ursprung vermuten! Die Möglichkeit eines sauren Vulkanismus als Ursprung kann aber auch nicht völlig ausgeschlossen werden. Die mafischen Gesteine dürften wahrscheinlich durch syn- bzw. spättektonische Gänge und Sheets entstanden sein. Möglich wäre auch ein vulkanischer Ursprung der konkordanten Amphibolite.
Bei der Metamorphose zeigen die Mineralassoziationen (Sillimanit, Kyanit als Einschlüsse in Granat,...) mittleren Druck für den prograden Ast an. Orthopyroxene zeigen sich in einigen SiO2-untersättigten Gesteinen und lassen ein vorübergehendes Metamorphose-Maximum in der Granulitfazies vermuten. Cordierit und Herzynit zeigen indes unter Umständen einen Druckabfall nach dem Metamorphose-Maximum an. Bei den Temperaturen zeigen die Mineralparagenesen (Sillimanit & Muskovit u.a.) hohe Temperaturen an, denen eine kühlere Periode folgt. Die hohen Temperaturen gehen offenbar mit der Platznahme charnokitischer Intrusionen einher. Mit Hilfe von Geobarometern (Granat - Rutil - Sillimanit - Ilmenit) und Geothermometern (Ca- und Mn-Gehalte in Granaten sowie Ti-Gehalte in Biotit) ergaben pT-Bedingungen von 650-750°C und 8 ± 1 kbar, wobei man sich an die Methoden von THOMPSON (1976) und BOHLEN et. al. (1983) anlehnte. Vergleichende Daten für die H. U. Sverdrupfjella liegen, wie THOMPSON (1976), NEWTON & HASELTON (1981) zeigten, innerhalb der gleichen Grenzen.
Die schließlich dritte lithologische Großeinheit sind die Migmatite in Risemedet. Die meta-suprakrustalen Gesteine von Jutulsessen zeigen einen Übergang zu den Migmatiten im Süden. Eine Mobilisierung der felsischen Gneise wird durch eine sehr undeutliche Paralleltextur und das Vorhandensein ptygmatischer Falten sowie rotierten Fragmenten bei basischen Dykes angezeigt. Ähnliche Migmatite sind auf der Ostseite von Stabben zu beobachten.
Migmatite mit streifigen, biotit-reichen Paläosomen treten in Risemedet und Horten auf, ähnliche Gesteine werden in Medhovden vermutet. Die gneisigen Paläosome verlieren ihre scharfen Grenzen zum granitischen Metatekt und gehen allmählich in granitische, homogene Gesteine über. Migmatite bauen auch die Gegend um Terningskarvet auf. Lagen aus stark gefalteten Biotit-Gneis (um 100m mächtig) und granitische Migmatite sind die hier trennbaren Einheiten. Im südwestlichen Teil von Terningskarvet tritt ein massiver, 200m mächtiger Diorit konkordant in den granitischen Migmatiten auf.
Eine Fernkartierung per Fernglas bei Nupskammen, von Essenskarvet und auf der südwestlichen Seite von Jutulsessen zeigte das Vorhandensein von Gneisen und granitische Lagen, bis zu mehreren hundert Meter mächtig.

3.5.1.2 Der tektonische Bau der Gjelsvikfjella

Die meta-suprakrustalen Gesteine von Jutulsessen besitzen eine ausgeprägte Paralleltextur, die das Ergebnis der Hauptdeformation und Metamorphose darstellt. Einige cm- bis dm-mächtige Lagen zeigen isolierte isoklinale Falten, so dass es sich bei der Textur um eine "umgescherte" Foliation handelt ("transpositional foliation"). Einige granoblastische basische Gesteine sind völlig konform zu der Paralleltextur der umliegenden Gesteine. Die Isoklinalfalten, die eine erste Deformation D1 anzeigen, wurden später nochmals straff durchfaltet. Diese zweite Phase D2 stellt eine Phase der Rekristallisation und die eigentliche Phase der Hauptdeformation dar. Später folgte noch eine dritte Deformationsphase D3, die zu einer Art "dome-basin"-structure führte und bei der es zur Migmatisierung kam.
Bei den Lineamenten muss vor allem die bereits erwähnte Armlenet-Störung genannt werden, die im nördlichen Armlenet auftritt und ein Ost-West-Streichen zeigt. Die Störungsfläche steht saiger und besitzt eine nach Süden abgesunkene Scholle. An der Nordseite lassen sich zwei Typen basischer Gänge unterscheiden: ein gefalteter Amphibolit, dessen Platznahme eventuell zeitlich mit der Migmatisierung zu sehen ist einerseits, und ein nicht metamorph überprägter Dolerit, der unter Umständen mesozoischen Alters ist, andererseits.
Das Auftreten einiger basischer Dykes entlang der Störung und ihre strukturelle Beziehung lässt vermuten, dass die Störung zu einem späten Zeitpunkt der D2-Deformation angelegt worden ist und im Mesozoikum reaktiviert wurde.
Eine andere Störung mit einem NE-SW-Streichen und einem Einfallen von 60°E zeigt sich etwa zwei Kilometer südlich der Armlenet-Störung. Sie durchschneidet stark migmatisierte Gneise und trennt einen ostwärts einfallenden westlichen Block von einem westwärts einfallenden östlichen Block. Diese Störung könnte eine von der Armlenet-Störung divergierende Störung sein.
Es existiert keine strukturelle Diskordanz zwischen den meta-suprakrustalen Gesteinen von Jutulsessen und den Risemedet-Migmatiten. Die Paralleltexturen ihrer Gneise definieren eine ovale Domstruktur, den Jutulsessen-Dom, dessen Achse NW-SE streicht. Die Armlenet-Störung schneidet den nördlichen Teil dieses Doms. Die Paralleltexturen in Medmulen-Medhovden zeigen südliche Einfallsrichtungen bei annäherndem E-W-Streichen. Bei Gygra-Risen lassen sich hingegen südliche Einfallswerte messen, was auf eine Antikline zwischen diesen beiden Gebieten schließen lässt.

3.5.1.3 Die geologische Geschichte der Gjelsvikfjella

Die Sedimentation toniger und sandiger Gesteine stellt die erste Phase der geologischen Geschichte und damit die Ausgangsgesteine für die glimmerreichen Gneise in den meta-suprakrustalen Gesteinen in Jutulsessen dar. Danach erfolgte, bedingt die Bildung isoklinaler und anderer straff angelegter Falten (Phasen D1 und D2) eine starke Deformation. Einher geht eine Metamorphose oberer Amphibolit- bis Granulitfazies. Zunehmende Temperaturen bzw. des pH2O führen zur Bildung von regionalen Migmatiten. Eine dritte Faltungsphase D3 verfaltet die früher angelegten Falten der Generationen D1 und D2 und legt Dome-Basin-Strukturen an. Damit einher gehen gabbroide Intrusionen und die Platznahme von basischen, aplitischen und pegmatitischen Gängen im späten Stadium der Faltungsphase. Erst danach wird die Armlenet-Störung aktiviert. Das abschließende Ereignis ist die Platznahme der mesozoischen doleritischen Dykes mit spröder Deformation und der Reaktivierung der Armlenet-Störung.

3.5.2 Der geologische Bau des Mühlig Hofmann-Gebirges

Im östlichen Mühlig Hofmann-Gebirge bildet der charnokitische Svarthamaren-Batholith das Grundgebirge. Dieser wird von dem metamorphen Snøtoa-Komplex eingefasst, der im Süden und Westen des Mühlig Hofmann-Gebirges an die Oberfläche tritt und durch einen hohen Anteil an assimiliertem Nebengestein charakterisiert ist. Mineralparagenesen und Geothermo- bzw. Geobarometer lassen auf eine zweiphasige tektonothermal-magmatische Geschichte schließen.
Die erste Metamorphose spielte sich bei mittleren Drucken in der oberen Amphibolit- bis Granulitfazies ab. Später fand durch die charnokitische Intrusion eine hochthermale Überprägung statt. Das erste Event fand vor etwa 1,1 Mrd. Jahren statt, Rb/Sr-Datierungen ergaben für die Intrusion des Charnockit-Batholiths ein Alter von 500 ± 24 Millionen Jahre.
Nach RAVICH & KRYLOV (1964) besteht das westliche Mühlig Hofmann-Gebirge aus hochgradigen meta-suprakrustalen Gesteinen prä-riphäischen Alters und einem Granit-Granosyenit-Komplex. K/Ar- und Rb/Sr-Werte an Gesamtgesteins-Präparaten ergaben Werte zwischen 400 bis 480 Mio. Jahre bis hin zu 510 Mio. Jahre in der Gjelsvikfjella.

Mesozoische Krustendehnungen, die die Bildung der Jutulstraumen-Pencksøkket Riftzone zur Folge hatten, zeigen sich anhand von Flexuren und der Intrusion von Doleriten in Form von Gängen. Unter anderem zeigte ALLEN (1990) anhand von Rb/Sr-Daten solche Bewegungen.
Im beobachteten Gebiet, Skigarden bis Ahlstadhottane entlang der nördlichen Klippen des Mühlig Hofmann-Gebirges, dominieren die Svarthamaren-Charnockite und der metamorphe Komplex von Snøtoa. Um Unklarheiten vorzubeugen sei gesagt, dass mit Charnockit hier Gesteine mit Orthopyroxen und Mesoperthit als wesentliche Bestandteile gemeint sind.

3.5.2.1 Das Skigarden-Snøtoa-Gebiet und das westlich anschließende Areal

Die Nunataks von Skigarden und Bjørnsaksa bestehen aus grobkörnigen Charnockiten. In den Charnockiten sitzen isolierte Blöcke meist granitischer Zusammensetzung. Größe und Zahl der Blöcke nehmen nach Süden hin zu. Die Grenze zu den Snøtoa-Migmatiten wird von einer einen Kilometer breiten, vertikal-stehenden Xenolith-reichen und E-W-streichenden Zone gebildet. Die Migmatite von Snøtoa, meist mit streifigen Paläosomen und manchmal agmatisch, streichen Ost-West und fallen nach Süden ein. Die Minerale zeigen eine Metamorphose in der oberen Amphibolitfazies an. Teile dieser Gesteine bilden eine bis zu 500m mächtige Lage im Charnockit. Eine Zone vom südlichen Skigarden bis zum westlichen Grytøyrfjellet kann als intrusive Übergangszone zwischen der großen Charnockitmasse im Norden und den metamorphen Gesteinen im Süden angesehen werden.

3.5.2.2 Der westliche Teil von Flogeken

Südlich von Hoggestabben tritt ein dunkler, Ost-West-streichender und steil einfallender Charnockit auf. Der Hoggestabben selber besteht aus granitischen zusammengesetzten Migmatiten mit gebänderten, reliktischen Gneisen. Schwach gebänderte Granulite dominieren in Hochlinfjellet. Festninga, weiter im Westen, ist wieder durch granitische Migmatite, aber auch durch deutlich gebänderte Gneise und Agmatite dominiert. Diese Gesteine sind als Fortsetzung der meta-suprakrustalen Gesteine von Jutulsessen und der Risemedet-Migmatite in der östlichen Gjelsvikfjella zu sehen.

3.5.2.3 Petrellfjellet und Hamarskorvene

Petrellfjellet, südlich von Skigarden, besitzt entlang der nordwestlichen Ausläufer, am Nordteil und im östlichen Bereich Granulite. Daneben treten Charnockite auf, die auch Ost-West streichen und südlich einfallen. Granulitische Migmatite mit Gneis- und Agmatiteinschaltungen lassen sich bei Slokstallen, Kvithamaren und auch Hamarskorvene beobachten. Diese Gesteine stellen wohl eine basische Intrusion dar, die jünger als der Gneis, aber älter als die Intrusion der Charnockite ist.
Diese gebänderten Granulite und die Gesteine der oberen Amphibolitfazies scheinen den südlichen Teil des westlichen MH-Gebirges zu dominieren und setzen sich offenbar in verwandte Gesteine der Gjelsvikfjella fort.
Das Gebiet ums Hamarskaftet besteht aus Granit mit schmalen gneisigen Paläosomen sowie Charnockiten. Auch in Plogskaftet treten Charnockite auf. Sie besitzen Xenolithe aus gneisigem, migmatitischem und granitischem Material. Am südlichsten Nunatak lassen sich an Hand der Mineralassoziationen an Charnockiten pT-Bedingungen ermitteln, die fo2 = 10-(10-15) bar und T = 750°C (WONES & GILBERT 1969) für die Bildung des Gesteins angeben.
Die Region um Svarthamaren und Ahlstadhottane besteht ausschließlich aus Charnockiten, wobei zwischen zwei Fazies unterschieden werden muss. Es herrscht ein NW-SE-Streichen und Einfallswerte nach Westen im Westteil und nach Osten im Ostteil (Båsbolken). Man unterscheidet einen mittelkörnigen, grün-grauen Charnockit und einen grobkörnigen, dunkelbraunen Charnockit.

3.5.3 Geochronologische Untersuchungen

Zwei verschiedene Altersprovinzen sind durch die Jutulstraumen-Penck-Riftzone im westlichen Dronning Maud-Land getrennt: im Westen der Riftzone archaisches Basement (nach HALPERN 1970 und ELWORTHY 1982), 3,1 bis 2,8 Mrd. Jahre alt. Das Basement ist von undeformierten fluviatilen und vulkanischen Sedimenten (1850 bis 760 Mio. Jahre) überlagert.
Südlich und östlich der Riftzone zeigen Isotopendaten nach ELWORTHY (1982) eine regionale Metamorphose vor 1,2 bis 1,0 Mrd. Jahren an, die nach ANGINO & TURNER (1964) sowie DEUTSCH & WEBB (1964) mit dem Bunger-Orogen in der Ostantarktis korreliert. ELWORTHY (1982) sieht ein weiteres thermales Event vor etwa 500-400 Mio. Jahren, das ELLIOT (1975) mit dem Ross-Orogen vergleicht.

Aufgrund dieser zwei doch sehr verschiedener Provinzen bezüglich Deformationsgrad und Metamorphose wird die Jutulstraumen-Riftzone als tiefe Diskontinuität der Kruste mit möglicherweise größerem lateralen Versatz verstanden. Die jüngsten damit in Verbindung stehenden magmatischen Aktivitäten sind 155-140 Mio. Jahre alte Nephelinsyenite im nordöstlichen Teil der H. U. Sverdrupfjella. Im gesamten Dronning Maud Land sind auch 170 Mio. Jahre alte Dolerite bekannt, die dem Ferrar-Dolerit im Transantarktischen Gebirge ähneln.

Beinahe alle Rb-Sr- als auch K-Ar-Daten an Mineralen sowie Gesamtgesteinsproben von Kirwanveggen im Westen bis zum Wohlthatmassiv im Osten fallen in ein Zeitintervall zwischen 550 bis 330 Mio. Jahre (RAVICH & KYLOV 1964, KRYLOV 1972, ELSWORTHY 1982, MOYES 1989).

3.5.4 Die Schlussfolgerungen und Ergebnisse bisheriger Arbeiten

Rb/Sr-Messungen lassen, obwohl keine genügend hohe Spannbreite für eine Altersbestimmung vorhanden sind, die Vermutung zu, dass die felsischen Gneise von Jutulsessen in dieselbe Gruppe wie die Gneise der H. U. Sverdrupfjella fallen oder gar jünger sind.
Für die Metagabbros des nördlichen Jutulsessen liegen sehr ähnliche Rb/Sr-Verhältnisse vor, was eine Datierung vereinfacht. Gewisse Streuungen lassen sich durch Störungen im Isotopensystem erklären. Aus den hohen 87Sr/86Sr-Verhältnissen ergeben sich hohe Initialverhältnisse für die Metagabbros. Nach ELWORTHY (1982) und BARTON & COPPERTHWAITE (1983) können solche Werte unter Umständen durch krustale Kontamination interpretiert werden. Anzeichen einer solchen Kontamination könnten assimilierte Gneis- und Migmatit-Xenolithe sein, die entlang des Intrusionsrandes beobachtet werden konnten.
Bei den Charnockiten des Svarthamaren-Komplexes im östlichen Mühlig Hofmann-Gebirge erlauben große Streubreiten in den Rb/Sr-Verhältnissen keine Altersbestimmung am Gesamtgestein des mittelkörnigen Charnockits. Als Kristallisationsalter wurde 500 ± 24 Mio. Jahre angenommen. Dieses Alter gilt als das sicherste Alter für die Platznahme des großen Charnockitmassivs im Mühlig Hofmann-Gebirge. Dieses Event kann mit der Orogenese des Ross-Orogens des Transantarktischen Gebirges korreliert werden. Anzeichen für eine Deformation dieses Orogens im westlichen Dronning Maud Land ist die Faltung der unterpaläozoischen Sedimente, der Urfjellgroup bei Kirwanveggen.

3.5.5 Zusammenfassung bisheriger Arbeiten

Aus den Ergebnissen der bisherigen Arbeiten lässt sich feststellen, dass das Grundgebirge der Gjelsvikfjella und des westlichen MH-Gebirges in erster Linie aus zwei metamorph-magmatischen Gesteinstypen besteht: zum einen die meta-suprakrustalen Gesteine von Jutulsessen und der metamorphe Komplex von Snøtoa, zum anderen der Charnockit-Batholith von Svarthamaren.
Das Alter der Metamorphose konnte bislang nicht sicher bestimmt werden, sondern nur aus Analogieschlüssen hergeleitet werden. Auf dieser Grundlage wird das nachgewiesene Alter von 1,1 Mrd. Jahren (grenvillisch) für die Gesteine der H. U. Sverdrupfjella, Kirwanveggen auch für die felsischen Gneise der Jutulsessen-Gruppe angenommen.
Der Snøtoa-Komplex besteht aus granulitfaziellen gebänderten Gneisen und Migmatiten, in die Charnockite intrudiert sind. Das Intrusionsalter der Charnockite liegt bei etwa 500 Mio. Jahre. Der Abkühlungsprozeß lässt sich durch Mineralalter bis etwa vor 400 Mio. Jahren belegen.
Die regionale Metamorphose war ein Mitteldrucktyp, von der oberen Amphibolitfazies bis in die Granulitfazies hinein. Durch die Platznahme des Svarthamaren-Batholiths wurde durch die erhöhte thermische Komponente die Metamorphose in eine Hochtemperatur-Metamorphose umgeleitet.
Eine ähnliche zweiphasige Metamorphosegeschichte ist auch aus dem östlichen Dronning Maud Land bekannt und scheint wohl für das Dronning Maud Land, zumindest östlich der J-P-Riftzone typisch zu sein.

3.5.6 Erste Ergebnisse der deutschen Expedition von 1999 / 2000

Nach den Geländebeobachtungen dürften die sogenannten "Grauen Gneise", Gneise tonalitischer bis granitischer Zusammensetzung, die von dunklen Gängen durchschlagen werden, die ältesten Gesteine darstellen. Überlagert wird diese Sequenz von einer metamorphen Melange, bestehend aus Gneisen, Schiefern, Kalksilikatfelsen und Marmoren. Nach Intrusion granitischer Magmen wurde der ganze Komplex nach BAUER & JACOBS (2001) einer hochgradigen Metamorphose und tektogenen Überprägung unterzogen. Ob dieses Event grenvillisch oder aber panafrikanisch ist, ist unklar und bedarf noch näherer Untersuchungen.
Dieses migmatische Basement wurde von jüngeren Graniten intrudiert, die heute als Augengneise angesprochen werden müssen. Beide Intrusiv-Generationen sind nur wenig deformiert und höchstens grünschiefer- bis amphibolitfaziell metamorphosiert.
Eine dritte magmatische Suite sind die bereits oben ausführlich beschriebenen Charnockite, Granite und Gabbros. Sie sind nahezu undeformiert und lassen sich durch U-Pb-Messungen an Zirkonen (MIKHALSKY et. al., 1997) auf etwa 500-510 Mio. Jahre datieren. Eine weitere Migmatisierung könnte durch diese Intrusiva initiiert worden sein, wobei die Neosome eine hochgradige Metamorphose anzeigen.
Die jüngsten Magmatite in dieser Gegend sind jurassische Basalte, die hier recht verbreitet sind und das Zerbrechen des Gondwana-Kontinents und die damit verbundene erhöhte magmatische Aktivität anzeigen.

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