Diss ETH Zürich, 2008 ; Nr. 18081. / Zusammenfassung in Englisch und Französisch. Bibliogr.: p. 163-174.

The Bafoussam area in west Cameroon is located within the Cameroon Neoproterozoic orogenic belt (north of the Congo craton) which is part of the Central African Fold Belt (CAFB).The evolution of the CAFB is related to the collision between the convergent West African craton, the São Francisco – Congo cratons and the Sahara Metacraton. The outcrop area stretches over a surface of ~1000 km2 and dominantly consists of granitoids which intruded wall-rocks of gneiss and migmatite during the Pan-African orogeny. The Bafoussam granitoid emplacement was influenced by the N 30 °E strike-slip shear zone in the prolongation of the Cameroon Volcanic Line, but also by the N 70 °E Central Cameroon Shear Zone. In the field, these two shear directions are expressed in the schistosity and foliation trajectories, fault orientation and the alignment of the volcanic cones as well. In the Bafoussam area, four types of granitoids can be distinguished, including: (i) the biotite granitoid, (ii) the deformed biotite granitoid, (iii) the mega feldspar granitoid, and (iv) the two-mica granitoid. These granitoids occur as elongated plutons hosting irregular mafic enclaves (amphibole-bearing, biotite-rich, and metagabbroic types) and are frequently cut by late pegmatites, aplite dykes and quartz veins. Petrographically, they range in composition from syenogranite (major), alkali-feldspar granite, granodiorite, monzogranite, quartz-syenite, quartzmonzonite to quartz-monzodiorite. Potassium feldspar, quartz, plagioclase and biotite are the principal phases, in cases accompanied by amphibole and accessory minerals such as apatite,zircon, monazite, titanite, allanite, ilmenite and magnetite. Sericite, epidote and chlorite are secondary minerals. In addition, the two-mica granitoid contains primary muscovite and sometimes igneous garnet. In the granitoids, potassium feldspar is orthoclase (microcline and orthoclase: Or81–97Ab19–3), and plagioclase is mainly oligoclase with some albite and andesine (An3–35Ab96–64).Biotite is Fe-rich (meroxene and lepidomelane, with some siderophyllite), having high Fe2+/(Fe2+ + Mg) ratios of 0.40–0.80. It is a re-equilibrated primary biotite and suggests calc-alkaline and peraluminous nature of the host granitoids. Amphibole is edenitic and magnesian hastingsitic hornblende, with high Mg/(Mg + Fe2+) ratios of 0.50–0.62. The evolution of the hornblende was dominated by the edenitic, tschermakitic, pargasitic and hastingsitic substitution types. Primary muscovite is iron-rich [Fe2+/(Fe2+ + Mg) = 0.52–0.82] and has experienced celadonite and paragonite substitutions. Igneous garnet is almandine–spessartine (XFe = 0.99 and XMn = 0.46–0.56). The euhedral grain shapes of garnet crystals and the absence of inclusions coupled with the high Mn and Fe2+contents (2.609–3.317 a.p.f.u and 2.646–3.277 a.p.f.u,respectively) and low Mg contents (0.012–0.038 a.p.f.u) clearly point to its plutonic origin. The Mn-depletion crystallization model is suggested for the origin of the analyzed garnet, i.e. initial crystallization of garnet inducing early decrease of Mn in the original melt. Aluminum-in-hornblende and phengite barometric estimates show that the granitoids crystallized at 4.2 ± 1.1 to 6.6 ± 1.0 kbar, corresponding to emplacement depths of 15–24 km.Zircon and apatite saturation temperature calibrations and hornblende–plagioclase thermometry yielded emplacement temperatures between 772 ± 41 and 808 ± 34 °C. Except the two-mica granitoid, the titanite–magnetite–quartz assemblage gives oxygen fugacities ranging from 10–17 to 10–13, suggesting that the granitoids were produced by an oxidized magma. Since the twomica granitoid lacks magnetite, it was originated from a magma under reducing conditions, below the quartz–fayalite–magnetite buffer. Fluid inclusions in quartz from hydrothermal veins are secondary in nature and are found in trails along healed microcracks or in clusters. Two types of fluid inclusion have been recognized, mixed aqueous–non-aqueous volatile fluid inclusions subdivided into aqueous-rich mixed and non-aqueous volatile-rich mixed fluid inclusions, and pure aqueous fluid inclusions.The non-aqueous volatile-rich mixed fluid inclusions are one-, two-, or three-phase inclusions, whereas the aqueous-rich mixed fluid inclusions are exclusively three-phase inclusions. Both have similar low to moderate salinities (1 to 10 equiv. wt. %). The total homogenization temperatures of the aqueous-rich mixed fluid inclusions are slightly lower than those of the nonaqueous volatile-rich mixed fluid inclusions, ranging from 150 to 250 °C and 170 to 300 °C,respectively. They contain nearly pure CO2, or CO2 with addition of 4.1–13.5 mole % CH4 as volatile constituents. Pure aqueous fluid inclusions are two-phase with lower total homogenization temperatures (130–150 °C) and salinities ranging from 3 to 8 equiv. wt. %. They display mixing salt system characteristics, having NaCl as the dominant salt and considerable amounts of other divalent cations. Aqueous-rich mixed fluid inclusions and pure aqueous fluid inclusions exhibit a low geothermal gradient value of 18 °C/km, whereas the non-aqueous volatiles-rich mixed fluid inclusions have a high density which correspond to high geothermal gradient of 68 °C/km. The studied granitoids are intermediate to felsic in compositions (56.9–74.6 wt. % SiO2)and have high contents of alkalis K2O (1.73–7.32 wt. %) and Na2O (1.25–5.13 wt. %) but low abundances in MnO (0.01–0.20 wt. %), MgO (0.10–3.97 wt. %), CaO (0.37–4.85 wt. %), P2O5(up to 0.90 wt. %). They display variable contents in TiO2 (0.07–0.91 wt. %), Fe2O3* (total Fe = 0.96–7.79 wt. %) and Al2O3 (12.0–17.6 wt. %) contents. The granitoids show a wide range of high-field-strength elements (HFSE) and large ion lithophile elements (LILE) contents, with felsic granitoids being enriched in HFSE and the intermediate granitoids displaying in contrast high LILE concentrations. They exhibit chemical characteristics of non-alkaline to mid-alkaline, alkali-calcic, calc-alkaline, K-rich to shoshonitic, ferriferous affinities. Chondrite-normalized rare earth element (REE) patterns are characterized by a strong enrichment in light compared to heavy REEs [(La/Sm)N = 3.23–9.65 and (Ga/Lu)N = 1.45–5.54, respectively], with small to significant negative Eu anomalies (Eu/Eu* = 0.28–1.08). Ocean ridge granites (ORG)normalized multi-elements spidergrams display typical collision-related granites pattern, with characteristic negative anomalies of Ba, Nb and Y, and positive anomalies in Rb, Th and Sm. The granitoids under study are genetically I-type granitoids (biotite granitoid, deformed biotite granitoid and mega feldspar granitoid) and one S-type granitoid (two-mica granitoid). The I-type granitoids are metaluminous (ASI: 0.70–1.00) or moderately peraluminous if highly fractionated (ASI: 1.01–1.06). The geochemistry and petrological features of these I-type granitoids argue for close genetic relationships and it is suggest that they originated from a single parent magma. The observed variability in mineralogy and major and trace element compositions in these granitoids are then the reflection of the fractional crystallization that evolved separation of plagioclase, biotite, K-feldspar and accessory minerals at the level of emplacement. The two mica S-type granitoid is exclusively peraluminous (ASI: 1.07–1.25) and classified as a peraluminous leucocratic granitoid or leucogranite. It is marked in its CIPW normative composition by the permanent presence of corundum, ranging between 0.12 and 3.03. The Bafoussam granitoids were emplaced in a syn- to post-collisional tectonic environment. The observed deformational features and the concentrations in Y, less than 40 ppm, confirm that they are related to an orogenesis. Whole-rock Rb–Sr isochrons defines an igneous crystallization ages of 540 ± 27 Ma for the biotite granitoid and 587 ± 41 Ma for the mega feldspar granitoid. These ages fit with the range of Pan-African granitoid ages (650–530 Ma) in West Cameroon and correspond to the Pan-African D2 deformation event in the Neoproterozoic Cameroon orogenic belt. The two-mica granitoid yields an older Rb–Sr isochron age of 663 ± 62 Ma which is considered to be probably a mixing age. The Nd–Sr isotopic compositions indicate that the I-type granitoids have been produced by partial melting of a tonalite–granodiorite source in the lower crust. This is supported by their initial 87Sr/86Sr(600 Ma) ratios (0.705–0.709) and by their WNd(600 Ma) values (0.2 to –6.3, mainly < 0). The two-mica granitoid was generated by partial melting of a greywacke-dominated source involving biotite-limited, biotite dehydration melting. Chemical data of the two-mica granitoid that support this hypothesis are low CaO/Na2O (0.11–0.38) and Sr/Ba (0.20–0.30), the high Rb/Sr (2.26–7.00), the high initial 87Sr/86Sr(600 Ma) ratios ranging from 0.708 to 0.720, the large range in Al2O3/TiO2 (47–204) and the negative WNd(600 Ma) values (–9.9 to –14.0). Moreover,the higher initial 87Sr/86Sr(600 Ma) ratios of the two-mica granitoid are consistent with an upper crust origin. The depleted mantle Nd model ages (TDM) of 1.3–2.3 Ga indicate that the studied granitoids originated by partial melting of Paleoproterozoic and Mesoproterozoic crust, with limited mantle-derived magma contribution. The high initial 87Sr/86Sr(600 Ma) ratios of these granitoids coupled with the wide negative WNd(600 Ma) values strongly suggest a very long residence time in the crust of their protoliths before the melting event. The petrologic signatures of the Bafoussam granitoids are similar to those described in other Pan-African belts of western Gondwanaland such as the neighbouring provinces of Nigeria and the Central African Republic, as well as in the Borborema Province of northeastern Brazil. This supports the previous hypothesis that the Central African fold Belt including Cameroon, Nigeria and the Central African Republic provinces has a continuation in Brazil. / Die Region Bafoussam im westlichen Kamerun ist Teil des "Cameroon Neoproterozoic orogenic belt" (nördlich des Kongo Kratons), welcher zum "Central African Fold Belt" (CAFB)gehört. Die Entstehung des CAFB hängt ursächlich mit der Kollision zwischen dem konvergierenden Westafrikanischen Kraton, dem Sao Francisco – Kongo Kraton und dem Sahara Megakraton zusammen. Die untersuchten Gesteine, im wesentlichen Granitoide, die während der pan-afrikanischen Orogenese in Migmatite und Gneisse intrudierten, sind auf einer Fläche von ca. 1000 km2 aufgeschlossen. Die Platznahme der Bafoussam Granitoide wurde zum einen durch die N 30 °E verlaufende transversale Störungszone entlang der Verlängerung der "Cameroon Volcanic Line" beeinflusst, zum anderen durch die N 70 °E verlaufende "CentralCameroon Shear Zone". Im Gelände finden diese beiden Richtungen Ausdruck in der Schieferung und Foliation der Gesteine, der Orientierung von Störungen, sowie der Anordnung von vulkanischen Kegeln.Das untersuchte Gebiet in der Umgebung von Bafoussam beherbergt vier Typen von Granitoiden: (i) Biotit-Granitoid, (ii) deformierter Biotit-Granitoid, (iii) Mega-Feldspat-Granitoid und (iv) Zwei-Glimmer-Granitoid. Generell sind die Granitoide als ausgelängte Plutone mit eingeschlossenen Enklaven von Mafiten (amphibolführende, biotitreiche und metagabbroide Typen) aufgeschlossen und werden teilweise von jüngeren Quarz-, Pegmatit- und Aplitdykes durchzogen. Petrographisch reichen die Granitoide von dominierendem Syenogranit über Alkali-Feldspat-Granit, Granodiorit, Monzogranit, Quarz-Syenit, Quarz-Monzonit bis zu Quarz-Monzodiorit. Hauptgemengteile sind Kalifeldspat, Quarz, Plagioklas und Biotit, die zusammen mit teilweise vorhandenem Amphibol und Akzessorien wie Apatit, Zirkon, Monazit,Titanit, Allanit, Ilmenit und Magnetit auftreten. Serizit, Epidot und Chlorit sind Sekundärminerale. Der Zwei-Glimmer-Granitoid enthält zusätzlich primären Muskovit und gelegentlich magmatischen Granat. Die Granitoide enthalten als Kalifeldspat generell Orthoklas (Mikroklin und Orthoklas:Or81–97Ab19– 3), Plagioklas ist hauptsächlich Oligoklas mit etwas Albit und Andesin (An3–35Ab96–64). Biotit ist Fe-reich (Meroxene und Lepidomelan mit etwas Siderophyllit) mit hohen Fe2+/(Fe2++ Mg) Verhältnissen zwischen 0.40–0.80. Es handelt sich um reequilibrierten primären Biotit, der ein kalk-alkalines, peraluminöses Ausgangsgestein für die Granitoide anzeigt. Amphibol ist edenitische und magesium-hastingsitische Hornblende mit hohem Mg/(Mg + Fe2+) Verhältnis von 0.50–0.62. Die Entstehung der Hornblende wurde durch edenitische, tschermakitische,pargasitische und hastingsitische Substitutionen bestimmt. Primärer Muskovit ist eisenreich [Fe2+/(Fe2+ + Mg) = 0.52–0.82] und hat Celadonit- und Paragonit-Substitutionen erfahren. Granat ist Almandin-Spessartin (XFe = 0.99 und XMn = 0.46–0.56). Die idiomorphe Ausbildung des Granats und das Fehlen von Einschlüssen in Kombination mit hohen Mn und Fe2+ Gehalten(2.609–3.317 a.p.f.u und 2.646–3.277 a.p.f.u) und niedrigen Mg-Gehalten (0.012–0.038 a.p.f.u)liefern deutliche Hinweise für den plutonischen Ursprung des Granats. Für die Sprossung des Granats wird das Mn-Verarmungsmodell angenommen; danach wächst initialer Granat, was eine frühe Mn-Verarmung der Schmelze zur Folge hat. Aluminium-in-Hornblende- und Phengit-barometrische Abschätzungen zeigen, dass die Granitoide bei 4.2 ± 1.1 bis 6.6 ± 1.0 kbar kristallisierten, was einer Platznahmetiefe von 15–24 km entspricht. Temperaturbestimmungen über die Zirkon- und Apatit-Sättigung und Hornblende-Plagioklas Thermometrie ergeben Platznahmetemperaturen von 772 ± 41 bis 808 ± 34 °C. Mit Ausnahme des Zwei-Glimmer-Granitoids liefert die Paragenese Titanit-Magnetit-Quarz eine Sauerstoff-Fugazität zw. 10-17 und 10-13, was darauf schliessen lässt, dass die Granitoide einem oxidierten Magma entstammen. Da dem Zwei-Glimmer-Granitoid Magnetit fehlt, entstand er aus einem Magma unter reduzierenden Bedingungen unterhalb des Quarz-Fayalit-Magnetit Puffers. Fluideinschlüsse in Quarz aus hydrothermalen Gängen sind sekundärer Natur und als Spuren entlang verheilter Mikrorisse oder als Cluster zu finden. Zwei Sorten von Fluideinschlüssen wurden unterschieden, gemischte wässrige-nicht-wässrige volatile Fluideinschlüsse, die wiederum in wässrige gemischte und nicht-wässrige volatilreiche gemischte Fluideinschlüsse unterteilt werden und zweitens rein wässrige Einschlüsse. Die nichtwässrigen volatilreichen gemischten Fluideinschlüsse sind ein-, zwei-, oder drei-phasige Einschlüsse. Beide Sorten besitzen ähnlich niedrige bis mittlere Salinitäten (1 bis 10 equiv. wt.%). Die Homogenisierungstemperatur der wässrigen gemischten Fluideinschlüsse ist geringfügig niedriger als die der nicht-wässrigen volatilreichen, mit Werten zw. 150 bis 250 °C bzw. 170 bis 300 °C. Sie enthalten nahezu reines CO2, oder CO2 mit 4.1–13.5 mol % CH4 als flüchtigen Bestandteil. Reine wässrige Fluideinschlüsse sind zwei-phasig mit niedrigerer Homogenisierungstemperatur (130–150 °C) und Salinitäten zw. 3 und 8 equiv. wt. %. Sie zeigen Salzmischungscharakteristika mit NaCl als dominantem Salz sowie gewissen Mengen an anderen divalenten Kationen. Wässrige gemischte Fluideinschlüsse und reine wässrige Einschlüsse zeigen einen niedrigen geothermalen Gradienten von 18 °C/km, wohingegen nichtwässrige gemischte Fluideinschlüsse eine hohe Dichte aufweisen, was einem hohen geothermalen Gradienten von 68 °C/km entspricht. Die untersuchten Granitoide besitzen eine intermediäre bis saure Zusammensetzung(56.9–74.6 wt. % SiO2) und zeigen hohe Alkali-Gehalte (K2O = 1.73–7.32 wt. %, Na2O = 1.25–5.13 wt. %), aber niedrige Gehalte an MnO (0.01–0.20 wt. %), MgO (0.10–3.97 wt. %), CaO(0.37–4.85 wt. %) und P2O5 (bis zu 0.90 wt. %), zudem besitzen sie variable Gehalte an TiO2(0.07–0.91 wt. %), Fe2O3* (total Fe = 0.96–7.79 wt. %) und Al2O3 (12.0–17.6 wt. %). Die Granitoide zeigen ein weites Spektrum bezogen auf ihren Gehalt an high-field-strenght elements(HFSE) und large-ion-litophile elements (LILE), wobei saure Granitoide an HFSE angereichert sind und intermediäre Granitoide hohe Konzentrationen von LILE aufweisen. Die Granitoide zeigen chemische Signaturen nicht-alkaliner bis mittel-alkaliner, alkali-kalziumreicher, kalkalkaliner,K-reicher bis shoshonitischer und eisenreicher Magmatite. Chondrit-normalisierte Seltene Erden Element (SEE)-Verteilungsmuster sind durch eine starke Anreicherung der leichten SEE [(La/Sm)N = 3.23–9.65] verglichen mit schweren SEE [(Ga/Lu)N = 1.45–5.54]gekennzeichnet sowie durch geringe bis signifikante negative Eu Anomalien (Eu/Eu* = 0.28–1.08). Auf die Zusammensetzung von Ocean Ridge Granit (ORG) normalisierte Multielement-Spiderdiagramme zeigen Verteilungsmuster, die typisch sind für Granite aus Kollisionsorogenen,mit charakteristischen negativen Anomalien von Ba, Nb und Y sowie positiven Anomalien von Rb, Th, Sm. Die untersuchten Granitoide sind genetisch I-Typ Granitoide (Biotit-Granitoid, deformierter Granitoid und Mega-Feldspat-Granitoid) mit einem S-typ Granitoid (Zwei-Glimmer-Granitoid). Die I-Typ Granitoide sind metaluminös (ASI: 0.70–1.00) oder schwach peraluminös bei starker Fraktionierung (ASI: 1.01–1.06). Die geochemischen und petrologischen Merkmale dieser I-Typ Granitoide sprechen für eine enge genetische Verwandtschaft der Gesteine untereinander und lassen somit eine einzige Quelle als Ausgangsmagma vermuten. Die beobachteten Unterschiede in der Mineralogie und in Haupt- und Spurenelementzusammensetzung spiegeln somit die fraktionierte Kristallisation wieder, welche für die Trennung von Plagioklas, Biotit, K-Feldspat und Akzessorien während der Platznahme verantwortlich ist. Der S-Typ Zwei-Glimmer-Granitoid ist ausschliesslich peraluminös (ASI:1.07–1.25) und wird als peraluminöser leukokrater Granitoid oder Leukogranit klassifiziert. In der normativen CIPW Zusammensetzung ist er durch die durchgehende Präsenz von Korund gekennzeichnet, mit Werten zw. 0.12 und 3.03. Die Platznahme der Bafoussam Granitoide fand in einem tektonischen syn- bis post-Kollisions-Umfeld statt. Die beobachteten Deformationsmerkmale und die Konzentration an Y mit Werten meist unter 40 ppm bestätigen, dass die Granitoide mit einer Orogenese verbunden sind. Rb–Sr Gesamtgesteins-Isochronen ergeben ein Kristallisationsalter von 540 ± 27 Ma für den Biotit-Granitoid und 587 ± 41 Ma für den Mega-Feldspat-Granitoid. Diese Alter entsprechen denen anderer pan-afrikanischer Granitoide (650–530 Ma) in West-Kamerun und stimmen mit dem pan-afrikanischen D2 Deformationereignis im "Cameroon Neoproterozoic Orogenic Belt" überein. Der Zwei-Glimmer Granitoid liefert ein Rb–Sr Isochronenalter von 663 ± 62 Ma, was wahrscheinlich als Mischungsalter zu deuten ist. Die Zusammensetzung der Nd–Sr Isotope zeigt an, dass die I-Typ Granitoide durch partielles Schmelzen einer tonalitisch-granodioritischen Quelle entstanden sind. Dies wird gestützt durch ihr initiales 87Sr/86Sr Verhältnis (0.705–0.709) sowie durch ihre WNd(600 Ma) Werte(0.2 bis –6.3, meist <0). Der Zwei-Glimmer-Granitoid entstand durch partielles Aufschmelzen einer Grauwacken-dominierten Quelle mit Biotit-Entwässerungs-Schmelzen. Chemische Daten des Zwei-Glimmer-Granitoids, die diese Hypothese bestätigen, sind niedrige CaO/Na2O (0.11–0.38) und Sr/Ba (0.20–0.30) Gehalte, hohe Rb/Sr (2.26–7.00) Gehalte, sowie die grosse Spanne im Al2O3/TiO2 Verhältnis (47–204) und negative WNd(600 Ma) Werte (–9.9 bis –14.0). Desweiteren sprechen die höheren initialen 87Sr/86Sr(600 Ma) Verhältnissse des Zwei-Glimmer-Granitoids für einen Urspung aus der oberen Kruste. Die Nd-Modellalter eines verarmten Mantels (TDM) von 1.3–2.3 Ga geben Hinweise auf die Entstehung der untersuchten Granitoide durch partielles Aufschmelzen paläozoischer und mesoproterozoischer Kruste, mit eingeschränkter Zufuhr von Mantelmagma. Die hohen initialen 87Sr/86Sr(600 Ma) Werte der Granitoide, verbunden mit negativen WNd(600 Ma) Werten sprechen stark dafür, dass der Protolith dieser Granitoide eine sehr lange Zeit in der Kruste verbrachte, bevor es zum Schmelzereignis kam. Die petrologischen Signaturen der Bafoussam Granitoide ähneln denen von bereits beschriebenen Granitoiden des pan-afrikanischen Gürtels in West-Gondwana, z. B. aus den angrenzenden Provinzen von Nigeria und der Zentral Afrikanischen Republik sowie der Borborema Provinz im nordöstlichen Brasilien. Dies unterstützt die Hypothese, dass der "Central African Fold Belt" von Kamerun, Nigeria und der Zentral Afrikanischen Provinz seine Fortsetzung in Brasilien findet.

During the Mesoproterozoic large volumes of magma were repeatedly emplaced within the basement of NW Namibia. Magmatic activity started with the intrusion of the anorthositic rocks of the Kunene Intrusive Complex (KIC) at 1,385-1,347 Ma. At its south-eastern margin the KIC was invaded by syenite dykes (1,380-1,340 Ma) and younger carbonatites (1,140-1,120 Ma) along ENE and SE trending faults. Older ferrocarbonatite intrusions, the ‘carbonatitic breccia’, frequently contain wallrock fragments, whereas subordinate ferrocarbonatite veins are almost xenolith-free. Metasomatic interaction between carbonatite-derived fluids and the neighbouring and incorporated anorthosites led to the formation of economically important sodalite deposits. Investigated anorthosite samples display the magmatic mineral assemblage of Pl (An37-75) ± Ol ± Opx ± Cpx + Ilm + Mag + Ap ± Zrn. Ilmenite and pyroxene are surrounded by narrow reaction rims of biotite and pargasite. During the subsolidus stage sporadic coronitic garnet-orthopyroxene-quartz assemblages were produced. Thermobarometry studies on amphiboles yield temperatures of 985-950°C whereas the chemical composition of coronitic garnet and orthopyroxene indicate a subsolidus re-equilibration of the KIC at conditions of 760 ± 100°C and 7.3 ± 1 kbar. In the syenites Kfs, Pl, Hbl and/or Cpx crystallized first, followed by a second generation of Kfs, Hbl, Fe-Ti oxides and Ttn. Crystallization of potassium feldspar occurred under temperatures of 890-790°C. For the crystallization of hastingsite pressures of 6.5 ± 0.6 kbar are obtained. In order to constrain the source rocks of the two suites, oxygen isotope analyses of feldspar as well as geochemical bulk rock analyses were carried out. In case of the anorthosites, the general geochemical characteristics are in excellent agreement with their derivation from fractionated basaltic liquids, with the d18O values (5.88 ± 0.19 ‰) proving their derivation from mantle-derived magmas. The results obtained for the felsic suite, provide evidence against consanguinity of the anorthosites and the syenites, i.e. (1) compositional gaps between the geochemical data of the two suites, (2) trace element data of the felsic suite points to a mixed crustal-mantle source, (3) syenites do not exhibit ubiquitous negative Eu-anomalies in their REE patterns, which would be expected from fractionation products of melts that previously formed plagioclase cumulates and (4) feldspar d18O values from the syenites fall in a range of 7.20-7.92 ‰, which, however, is about 1.6 ‰ higher than the average d18O of the anorthosites. Conformably, the crustal-derived felsic and the mantle-derived anorthositic suite are suggested to be coeval but not consanguineous. Their spatial and temporal association can be accounted for, if the heat necessary for crustal melting is provided by the upwelling and emplacement of mantle-derived melts, parental to the anorthosites. In order to constrain the source of the 1,140-1,120 Ma carbonatites and to elucidate the fenitizing processes, which led to the formation of the sodalite, detailed mineralogical and geochemical investigations, stable isotope (C,O,S) analyses and fluid inclusion measurements (microthermometrical studies and synchrotron-micro-XRF analyses) have been combined. There is striking evidence that carbonatites of both generations are magmatic in origin. They occur as dykes with cross-cutting relationships and margins disturbed by fenitic aureoles, and contain abundant flow-oriented xenoliths. The mineral assemblage of both carbonatite generations of Ank + Cal + Ilm + Mag + Bt ± Ap ± pyrochlore ± sulphides in the main carbonatite body and Ank + Cal + Mag ± pyrochlore ± rutile in the ferrocarbonatite veins, their geochemical characteristics and the O and C isotope values of ankerite (8.91 to 9.73 and –6.73 to –6.98, respectively) again indicate igneous derivation, with the 18O values suggesting minor subsolidus alteration. NaCl-rich fluids, released from the carbonatite melt mainly caused the fenitization of both, the incorporated and the bordering anorthosite. This process is characterized by the progressive transformation of Ca-rich plagioclase into albite and sodalite. Applying conventional geothermobarometry combined with fluid-inclusion isochore data, it was possible to reconstruct the P-T conditions for the carbonatite emplacement and crystallization (1200-630°C, 4-5 kbar) and for several mineral-forming processes during metasomatism (e.g. formation of sodalite: 800-530°C). The composition and evolutionary trends of the fenitizing solution were estimated from both the sequence of metasomatic reactions within wallrock xenoliths in the carbonatitic breccia and fluid inclusion data. The fenitizing solutions responsible for the transformation of albite into sodalite can be characterised as of NaCl-rich aqueous brines (19-30 wt.% NaCl eq.), that contained only minor amounts of Sr, Ba, Fe, Nb, and LREE. / Die mesoproterozoische Entwicklung Namibias ist durch wiederholte magmatische Aktivität gekennzeichnet. Zunächst erfolgte vor 1385-1347 Ma die Platznahme von Anorthositen des Kunene-Intrusiv-Komplexes (KIK) innerhalb von hochgradig metamorphen Gesteinen des Epupa-Komplexes. Der KIK wurde nahe seiner südöstlichen Begrenzung von zahlreichen Störungen durchschlagen. In diese SE-NW und ENE-WSW streichenden Schwächezonen intrudierten Syenite (ca. 1380-1340 Ma) sowie jüngere Karbonatite (ca. 1140-1120 Ma). Hierbei erfolgte zunächst die Platznahme einer ersten Ferrokarbonatit-Generation, die in hohem Maße durch Anorthosit-Xenolithe kontaminiert ist („karbonatitische Brekzie“). Diese wird von jüngeren und annähernd Xenolith-freien Ferrokarbonatit-Adern durchschlagen. Metasomatische Wechselwirkungen den Karbonatit-Magmen und angrenzenden Anorthositen und Anorthosit-Xenolithen führten zur Bildung ökonomisch bedeutsamer Sodalith-Vorkommen. Die typische primär-magmatische Mineralogie in den Gesteinen des KIK umfasst: Pl (An37-75) ± Ol ± Opx ± Cpx + Fe-Ti-Oxide + Ap ± Zrn. Säume von Amphibol und Biotit umgeben Pyroxen und Ilmenit. Geothermometrische Untersuchungen ergaben Temperaturen von 985-950°C für die Kristallisation von Amphibol. Eine Reequilibrierung der Anorthosite unter granulit- bis amphibolitfaziellen Bedingungen (760 ± 100°C; 7.3 ± 1 kbar) wurde für Orthopyroxen-Granat-Quarz-Koronen um Olivin festgestellt. In den Syeniten kristallisierten zunächst Kfs, Pl, Cpx und Hbl, gefolgt von einer zweiten Generation von Kfs, Hbl, Fe-Ti-Oxiden und Ttn. Die Kristallisation von K-Feldspat fand unter Temperaturbedingungen von 890-790°C statt. Für die Kristallisation von Hastingsit wurden Drucke von 6.5 ± 0.6 kbar ermittelt. Mit dem Ziel, die Natur der Magmenquelle der Anorthosite und Syenite zu charakterisieren wurden geochemische Untersuchungen durchgeführt, sowie die Sauerstoff-Isotopie von Feldspat-Separaten bestimmt. Die Ergebnisse dieser Untersuchungen belegen, dass es sich bei den Stamm-Magmen der Anorthosite um fraktionierte basaltische Magmen handelt. Die d18O-Daten (5.61-6.13 ‰) legen nahe, dass diese Schmelzen durch partielle Aufschmelzung des Erdmantels entstanden sind. Die für die Syenite ermittelten Ergebnisse belegen, dass es sich bei Anorthositen und Syeniten um chemisch unabhängige Systeme handelt, da (1) keine chemische Kontinuität zwischen Anorthositen und Syeniten vorliegt, (2) die Spurenelementgehalte der Syenite auf eine gemischte Kruste-Mantel-Quelle hindeuten, (3) Chondrit-normierte Seltenerd-Element-Muster der Syenite keine negative Eu-Anomalie aufweisen, und (4) die d18O-Werte von Feldspat der Syenite mit 7.20-7.92 ‰ etwa 1.6 ‰ höher liegen als die der Anorthosite. Dementsprechend liegt die enge räumliche und zeitliche Assoziation von Anorthosite und Syeniten vermutlich darin begründet, dass der Aufstieg und die Platznahme der Stamm-Magmen der Anorthosite zum partiellen Aufschmelzen der Unterkruste und somit zur Bildung potentieller Stamm-Magmen der Syenite führten. Um eine umfassende Vorstellung über die genetische und zeitliche Stellung der Karbonatite und über die Sodalith-bildenden Vorgänge zu gewinnen, wurden verschiedene Untersuchungsmethoden angewendet (petrographische und Mikrosonden-analytische Bearbeitung von Dünnschliffen, Bestimmung der Gesamtgesteins-Geochemie, mikrothermometrische Untersuchungen sowie Synchrotron-XRF(SRXRF)-Untersuchungen von Fluid-Einschlüssen, Laser-ICPMS und SRXRF-Analysen der Spurenelement-Gehalte ausgesuchter Minerale sowie O-, C- und S-Isotopenanalytik). Die für die Karbonatite gewonnenen Ergebnisse belegen eindeutig, dass es sich hierbei um magmatische Kristallisationsprodukte fraktionierter Mantelschmelzen darstellen: Die Karbonatite treten als Gänge auf, welche ältere Gesteinseinheiten durchschlagen. Gesteine im Kontakt zu den Karbonatiten haben eine metasomatische Überprägung erfahren; Nebengesteinsklasten werden von Karbonat-reichen Lagen umflossen. Die Mineralogie beider Karbonatit-Generationen, i.e. (1) Ank + Cal + Mag + Bt ± Ilm ± Ap ± Pyrochlor ± Sulfide in der karbonatitischen Brekzie und (2) Ank + Cal + Mag ± Pyrochlor ± Rutil der Ferrokarbonatit-Adern, ihre geochemischen Signaturen sowie die O- und C-Isotopie von Ankerit (8.91-9.73 ‰ d18O und –6.73 bis –6.98 ‰ d13C) bestätigen diese Interpretation, wobei die O-Isotopendaten eine schwache hydrothermale Alteration der Karbonatite nahe legen. Die Ergebnisse von konventioneller Geothermometrie in Kombination mit den für Fluid-Einschlüsse kalkulierten Isochoren belegen, dass die Platznahme der Karbonatite unter P-T-Bedingungen von 4-5 kbar und 1200-630°C erfolgte. Unter Temperaturen von 800-530°C bewirkte die Zirkulation NaCl-reicher wässriger Fluide (19-30 Gew.% NaCl äquivalent) die Umwandlung von Albit der eingeschlossenen Anorthosit-Bruchstücke in Sodalith. Wie SRXRF-Analysen belegen, enthielten die fenitisierenden Fluide zudem geringe Konzentrationen an Sr, Ba, Fe, Nb und SEE.

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