Duktile Deformation granitoider Gesteine am Beispiel der Südarmorikanischen Scherzone

J.Wojatschke

TU Bergakademie Freiberg, Institut für Mineralogie, Brennhausgasse 14, 09599 Freiberg, Deutschland

Abstract – Das Thema der duktilen Deformation an granitoiden Gesteinen wird in der folgenden Abhandlung näher

betrachtet. Beispielhaft dient als Grundlage die Südarmorikanische Scherzone. Zunächst wird darauf eingegangen, wie sich

das Gestein im duktilen Bereich verhält und wie man das, was man sieht, theoretisch darstellt und einordnen kann.

Anschließend gibt es dazu eine kurze Einführung in die regionale Geologie. Durch Dünnschliffbilder und Nahaufnahmen des

Gesteines wird die Ausbildung der typischen Strukturen in der Südarmorikanischen Scherzone aufgezeigt.

Einleitung

Duktile Deformation

Duktile Deformation ist eine irreversible

Verformung, die ohne Kohäsionsverlust im Bereich

der Kristallkörner und größer abläuft, was bedeutet,

dass die Verformung im (sub-) mikroskopischen

Bereich stattfindet. Sie wird durch inter- und

intrakristalline Relativbewegungen ermöglicht.

Duktiles Verhalten ist ein Prozess bei der die

Verformungsrate vom Stress, bzw. einer

bestimmtem Differentialspannung (σ1 bis σ3)

abhängig ist.

Als Fließfestigkeit des Gesteins wird diejenige

Differentialspannung bezeichnet, bei der das duktile

Fließen unter einer konstanten Verformungsrate

einsetzt. Im spröden Bereich kommt es beim

Überschreiten der Festigkeit des Gesteins in der

Regel zu einem Bruch und somit zu einem

Spannungsabfall in dem betroffenen Bereich. Dies

findet im duktilen Bereich zumeist nicht statt. Es

kann jedoch zu einem Anstieg kommen, was man

dann als Verformungshärtung in der Rheologie

bezeichnet. Die Fließfestigkeit eines Materials ist

stark von der Temperatur und der Verformungsrate

abhängig, nicht aber unbedingt vom

Umschließungsdruck.

In Form von linearen und nichtlinearen

Fließgesetzen kann die Abhängigkeit von

Differentialspannung und Verformungsrate

dargestellt werden. Im Falle eines Newton’schen

Fluides z.B. würde die materialspezifische

Viskosität mit der Temperatur linear abnehmen.

Man unterscheidet im duktilen Bereich

Diffusionsfließen (beschrieben durch das lineare

Fließgesetz; korngrößenabhängig) und das

Dislokationsgleiten, bzw. – kriechen (beschreibbar

durch das nichtlineare Fließgesetz;

korngrößenunabhängig), welches eine Kombination

aus Gleiten und Klettern der Dislokationsstelle ist.

Da die duktilen Deformationsprozesse stark

temperaturabhängig sind, finden sie erst in größerer

Tiefe statt. Um Quarz bei geologischen

realistischen Bedingungen und Verformungsraten

zum Fließen zu bringen sind Temperaturen von

über 300°C nötig, beim Feldspat sind es 500ºC. Bei

normalen thermischen Bedingungen in der

Erdkruste setzt duktiles Fließen in einer Tiefe von

ca. 15 km ein.

Scherzonen

Man kann eine Scherzone als eine Verwerfung im

duktilen Bereich ansehen. Es werden wie im

spröden Bereich Gesteinsblöcke aneinander

vorbeibewegt, es kommt jedoch zu keiner

bruchhaften Verformung, sondern zu einer

J.Wojatschke

kontinuierlichen, da ausreichend hohe

Temperaturen und Drücke herrschen.

Deformationsmechanismen

Es werden drei Arten der Deformation im duktilen

angenommen. Zum einen Pure Shear (reine

Scherung oder auch koaxiale Deformation), Simple

Shear (einfache Scherung oder nicht-koaxiale

Deformation) und General Shear. Letzteres ist eine

Kombination aus den beiden zuerst genannten

Deformationsprozessen.

Als Ausdruck der Verformung nutzt man in der

Strukturgeologie den Strainellipsoid (auch

Verformungsellisoid). Er wird durch drei

orthogonal aufeinander stehenden Hauptachsen X,

Y und Z beschrieben. Dabei ist X konventionell die

Achse der größten Längung und Z die Achse der

stärksten Verkürzung des Ellipsoides.

Nehme man einen Würfel, dann würde beim Pure

Shear (Abb.1) daraus ein Rechteck werden, bei dem

die Hauptspannungsachsen mit den Hauptachsen

des Würfels, bzw. auch des Strainellipsoides

zusammenfallen. Es kommt bei diesem Prozess zu

keiner Rotation. Bei der Simple Shear Deformation

(Abb.2) findet diese rotationale Bewegung jedoch

statt. Aus einem Würfel würde ein Parallelogramm

werden, bei dem sich die Hauptachsen des

Strainellipsoides X und Z während des

Scherprozesses verändern. Es kann hier sowohl zu

einer Verkürzung als auch zu einer Längung im

Deformationsbereich kommen (Abb.4),

ausgenommen all der Ebenen, die sich parallel der

Scherzonengrenze bzw. -ebene befinden. Sie

ändern ihre Länge während des gesamten Prozesses

nicht. Außerdem kommt es zu einer

Winkeländerung, dem Scherwinkel ψ, der die

Änderung des rechten Winkels zwischen zwei

ursprünglich senkrechten Referenzlinien angibt.

Die Scherverformung γ (shear strain) ergibt sich

dann wie folgt: γ = tan ψ (Abb.3).

Abb.1: Pure Shear Deformation Abb.2: Simple Shear Deformation

Abb.3: Darstellung der Größen beim Simple Shear Abb.4: Gleichzeitiges Auftreten von Dehnung

und Verkürzung

Deformation von granitoiden Gesteinen der Südarmorikanischen Scherzone

Darstellung des Strainellipsoides

Die Einordnung des finiten Strainellipsoid kann mit

Hilfe des Flinn-Diagramms genauer beschrieben

werden (Abb.5). Diese Einteilung der Strain-

Geometrie erfasst das gesamte Gefüge im duktilen

Bereich. Hiermit kann die Einteilung von S-, L-und

S-L-Tektonit abgeleitet werden (Abb.5). Dabei

wird die Form jedes beliebigen Ellipsoides durch

nur zwei Verhältnisse (Elliptizitäten) der

Hauptdeformationsachsen zueinander darstellbar

(Abb.6). Zum einen durch das Verhältnis der

längsten Achse zur intermediären (Ordinate a =

X/Y) und zum anderen der kürzesten Achse zu

intermediären (Abszisse b = Y/Z). Allgemein ist die

Formel für die Elliptizität R = (1+ ε1) / (1+ ε2),

wobei ε für die Elongation steht.

Unterschieden werden drei Idealfälle (Abb.5). Zum

einen die oblate Verformung des Ellipsoides oder

auch flattening genannt, welches dem dargestellten

Fall auf der Abszisse entspricht. Dabei ist die X-

Achse gleich der Y-Achse und beide haben eine

Längung erfahren, wiederum ist die Z-Achse

wesentlich kleiner als die anderen beiden (X = Y >

1 > Z). Die Eins steht für die Ausgangssituation

eines angenommenen Einheitskreises der Länge 1.

Der zweite Fall ist die planare Deformation, auch

plain strain genannt, dargestellt durch die

Winkelhalbierende im Flinn-Diagramm. Hierbei hat

die X-Achse eine Längung erfahren und die Z-

Achse ein Verkürzung während die Y-Achse ihre

Länge beibehält. Es kommt also zu einer

Deformation, die nur in einer Ebene stattfindet (X >

Y=1 > Z). Der letzte Fall ist die konstriktionale

Verformung und damit die Entstehung eines

prolaten Ellipsoides. Es erfolgt hier eine Längung

in X-Richtung und Verkürzungen in Y- und Z (X >

1 > Y ≥ Z). Alle anderen Verformungstypen sind

dazwischen einzuordnen. Die Winkelhalbierende

(plain strain) bildet dabei die Trennung des

Bereiches der konstriktionalen Verformung zum

Bereich der Plättungsverformung.

Abb.5: homogene Verformungstypen von Würfel und Kugel Abb.6: Flinn Diagramm mit der Darstellung der

Verformung des Strainellipsoides und des Würfels;

durch K = (a-1) / (b-1) erfolgt die Unterscheidung der

verschiedenen Formen des finiten Ellipsoides

J.Wojatschke

Regionale Geologie (Keppie 1994; Neugebauer und Schönberg 1997)

Allgemeines

Die Armorikanische Scherzone (Abb.8) befindet

sich in der heutigen Bretagne und bildet einen

Ausläufer des Festlandes an der Westküste von

Frankreich (Abb.7). Geologisch gehört die

Bretagne zum Armorikanischen Massiv, welches

sich erst im Devon vollständig entwickelt hat. Das

Armorikanische Massiv umfasst in Gänze die

Bretagne, die westliche Normandie und Vendée. In

östliche Richtung taucht das Massiv in die

mesozoischen Deckgebirgseinheiten des Pariser

Beckens und in südlicher Richtung in die

mesozoisch - tertiären Einheiten des Aquitanischen

Beckens ein. Durch den Schelf der Biscaya wird

das Massiv im SW überdeckt.

Abb.7: Lage der Bretagne in Frankreich

Das Massiv besteht zum großen Teil aus einem

präkambischen kristallinen Sockel, in den sich

lange schmale Mulden einschneiden, die mit

paläozoischen Schichten bis zum Unterkarbon

verfüllt sind. Diese Schichten sind in Ost-West und

Südost-Nordwest gerichteten Faltenstrukturen

vorhanden. Postorogene Sedimente des oberen

Karbons und unteren Perms liegen unregelmäßig

auf älteren Einheiten und bilden kleine lakustrine

Becken. Das „Zentrale Synklinorium“ verläuft in E-

W-Richtung und ist bis an das randliche Pariser

Becken zu verfolgern. Es zeigt eine ehemalige

Tiefseerinne aus devonischer Zeit. Nördlich des

Armorikanischen Massivs wird angenommen, dass

es dort ozeanische Kruste gab, da im Lizard-

Komplex in Cornwall Ophiolithe vorhanden sind.

Aufgrund paläomagnetischer, paläontologischer

und fazieller Untersuchungen scheint die Trennung

vom englischen Variszikum jedoch nicht sehr groß

zu sein.

Während des Paläozoikums war das

Armorikanische Massiv mehr oder weniger ein Teil

des Nordgondwanarandes, da sich anhand der

Paläomagnetik und -klimatologie eine

Nordwärtsdrift während des Paläozoikums

rekonstruieren lässt. Kommend aus großen

Abb.8: Zeichnung, die die Scherzonen und die

Hauptblöcke im Armorikanischen Massiv zeigt

südlichen Breiten im Ordovizium erfolgte eine Drift

bis hin zu einer subäquatorialen Position im Karbon.

Deshalb lagerten sich im Altpaläozoikum eher

terrigene Sedimente mit schwach diversen Faunen

ab. Eine Riffentwickelung fand erst ab dem Devon

statt. Insgesamt handelt es sich bei den Sedimenten

in der Regel um Schelfablagerungen.

Alte proterozoische Störungssystem sind durch die

variszische Orogenese nur noch schwer auszuhalten.

Man kann aber sagen, dass es sich dabei um thrust

und wrench faults handelt, die die lithologischen

Deformation von granitoiden Gesteinen der Südarmorikanischen Scherzone

Einheiten durchziehen und unterteilen. Im

Allgemeinen zeigt der Faltengürtel mit seinen

Maßen von 250*100 km, dass die cadomische

Orogenese ein Ergebnis eines aktiven Plattenrandes

am Ende des Proterozoikums war. Der cadomische

Gürtel zeigt eine SW-NE-Orientierung.

Im Karbon sind anschließend verschiedene

Scherzonen entstanden, die das Armorikanische

Massiv durchschneiden. Insgesamt werden sieben

geographisch unterschiedliche Zonen ausgehalten,

die jeweils eine Charakteristik in Lithologie und

Tektonik aufweisen. Es werden konventionell aber

innerhalb des Variszikums nur drei

„Blöcke“ unterschieden, die eine eigenständigen

Entwicklungsgeschichte aufweisen: Der Nord-

Armorikanische Block, welcher hauptsächlich

cadomische Prägung zeigt, die Zentral-

Armorikanische Zone, welche stark variszisch

beeinflusst ist und dem Südarmorikanische Block

mit in erster Linie silurisch - devonischer Prägung.

Dabei wird der Nord- vom Zentralteil durch die

Nordarmorikanische Scherzone (N.A.S.Z.) und der

Süd- vom Zentralteil durch die Südarmorikanische

Scherzone (S.A.S.Z.) getrennt (Abb.8).

Die Gesteine und die Entwicklung der Teilblöcke

Im Nordarmorikanische Block sind höher

metamorphe Einheiten aus dem Icartien (ca. 2200-

1800 Ma) aufgeschlossen und weniger metamorphe

Einheiten des oberen Neoproterozoikums (660-540

Ma). Im SE befinden sich oft spätcadomische

Granitintrusionen, die diskordant von

Inlandmolasse und Vulkaniten überlagert werden.

Mit der Transgression im Ordovizium kommt es zu

einer Schelfsedimentation von Sandsteinen,

Schiefern und Kalken, die, wenn vorhanden, nur

schwach gefaltet sind. Nur entlang der

Bewegungszonen kann das Material stärk

beansprucht worden sein. Das obere Proterozoikum

fehlt weitgehend. Nur im Nordwesten befindet sich

ein Bereich, in dem paläozoische Eklogite,

Migmatite und Orthogneise vorhanden sind und in

dem sich karbonisch entstandene Granite

eingeschalten.

Der Zentral Armorikanische Block oder auch

Synklinorium zeigt eine kontinuierliche

Sedimentation vom Ordovizium bis zum Devon.

Durch eine Beckenabsenkung im Ordovizium/Silur

kam es im Südteil des Synklinoriums außerdem zur

Extrusion von Tholeiiten. Durch verstärkte

tektonische Bewegungen im Devon/Karbon hat sich

eine Gliederung von Becken und Schwellen

ergeben. Dabei bildeten sich zum Teil

Überschiebungen und Seitenverschiebungen mit

kurzeitigen aktiven „pull-apart“-Becken. In diesem

Zusammenhang stieg auch immer wieder Magma

auf, welches letztlich im Oberkarbon zur

Entstehung der Monzogranite und der jüngeren

Leukogranite führte.

Der Südarmorikanische Block besteht im SW zum

größten Teil aus Metamorphiten und im NE aus

schwach metamorphen Schichten des

Neoproterozoikiums und Paläozoikums. Im NE Teil

ist eine Sedimentation von Kambrium bis Karbon

vorhanden und an der Grenze zum Zentralblock

durch Olisthostrome (chaotische Sedimentation) im

Unterkarbon gekennzeichnet. Die stratigraphische

Abfolge des SW Teil ist sehr unvollständig bekannt.

Folgende Metamorphite sind in der Zone

anzutreffen: Migmatite, Gneise, Glimmerschiefer,

Glaukophanschiefer, Eklogite (ehemalige MOR

Basalte) und paläozoische Granulite. Die

Glaukophanschiefer und Eklogite sollen für einen

ehemaligen frühvariszisch subduzierten

Ozeanboden sprechen, da das Metamorphosealter

zwischen 440 und 385 Ma datiert worden ist. Die ±

vertikale Scherzone führte zu einer intensiven

Zerscherung der Gesteine und zum Aufstieg von

Leukograniten.

Als Trend lässt sich eine insgesamte Abnahme des

Deformationsgrades im Armorikanischen Massiv

von S nach N aushalten.

Die Südarmorikanische Scherzone

Die Südarmorikanische Scherzone wird nach

Jégouzo (1980) in zwei Teile aufgeteilt (Abb.8).

Der nördliche Teil (N.B.) zeigt einen Verlauf von

W nach ESE über eine Länge von 300 km. Die

Breite beträgt ungefähr 300 bis 400 m und besteht

hauptsächlich aus Myloniten und Ultramyloniten.

Die Scherzone fällt teilweise sehr steil nach Norden,

ist aber hauptsächlich vertikal. Genauso wie die

Scherzone liegt auch die Schieferung vertikal.

Erkennbare Dehnungslineationen sind

subhorizontal angeordnet (Abb.9c). Der südliche

Teil der Scherzone (S.B.) ist ebenfalls nahezu

vertikal. Sie ändert ihr Streichen jedoch um ca. 30°

von ESE (100°) nach SE (130°) in der Nähe von

Quimper (Q) (Abb.8). Auch zwischen den beiden

Teilbereichen sind etliche kleinere duktile

Scherzonenbereiche ausgebildet, jedoch nicht

immer einfach geologisch zu erfassen (Abb.9a).

Das abschnittweise Einfallen in nördlich Richtung

kann man sich nicht richtig erklären, da ein

Übergang von dem einen in den anderen Bereich

nicht existiert. Es gibt nach Jégouzo drei

Erklärungsmöglichkeiten, wobei er am Schluss als

allgemeine Aussage annimmt, dass eine anfängliche

Krustenbewegung später durch die dextrale

Scherzone überprägt worden ist.

Das Material, um das es hier hauptsächlich gehen

soll, sind die Granite, welche intrudiert sind und vor

der Scherung keinem anderen Prozessen

unterworfen waren. Bei den betrachteten

Gesteinskörpern handelt es sich um die

Leukogranite, welche sich im gesamten Bereich der

Scherzone befinden (Abb.9). Diese Granite sind in

ihrer Zusammensetzung sehr homogen, können

aber eine unterschiedliche Körnung in den

Bereichen aufweisen. Sie bestehen hauptsächlich

aus Quarz, Kalifeldspat, Plagioklas, Biotit,

Muskovit und einigen akzessorischen Mineralen.

Abb.9: (a) Karte der Bretagne, welche die

Südarmorikanische Scherzone zeigt; Herzynische

Leukogranite (schwarz) und (b) eine Bearbeiteten

Bereich durch Berthé und Brun (1979);

Hauptgesteinstypen: (1) undeformierter Granit, (2)

mylonitischer Leukogranit, (3) Neoproterozoische

Sedimente, (4) Paläozoische Sedimente, (5) Schiefer und

Arkosen von Bains; (c) zeigt eine untere

Halbkugelprojektion in der folgendes dargestellt ist:

Schichtungspole (Kreise), Schieferung (Dreiecke),

Dehnungslineation (Pfeile)

Man kann folgende Beobachtungen innerhalb der

Scherzone machen: der Schersinn ist dextral, der

Verformungsgrad nimmt vom Rand zur Mitte hin

zu (in nördlicheren Bereichen auch von Nord nach

Süd (Berthé et al. 1978)) (Abb.10) und es handelt

sich im Allgemeinen um eine „simple

shear“ Deformation (Berthé und Brun 1979).

Deformation von granitoiden Gesteinen der Südarmorikanischen Scherzone

Abb.10: Schematische Darstellung der Scherzone (a) in südlicheren Teilen und (b) in nördlicher gelegenen Graniten; (c)

Model einer duktilen Scherzone nach Ramsay & Graham (1970); erkennbar auch die unterschiedlichen Stadien in der

Entwicklung einer Scherzone

Beschreibung der Ausbildungsformen und der wirkenden Deformation

S-C-Flächen

Auffällig ist, das man zwei Flächen erkennen kann,

bei denen eine ihre Orientierung immer beibehält,

währen die anderen mit fortschreitender

Deformation zu rotieren beginnt. Dieses Bild ist im

Gelände in der Kartenebene sichtbar (Abb.11). Die

Fläche, welche sich in der Bewegungs-, bzw.

Scherebene befindet und sich nicht verändert,

bezeichnet man als C-Fläche und die Fläche,

welche eine sigmuidale Form aufweist, erhält die

Bezeichnung S-Fläche. Auf den C-Flächen sind

unter anderem Harnischstreifungen erkennbar, die

den relativen Bewegungssinn erkennen lassen.

Zu Beginn einer Scherung sind die Minerale alle

noch ungeregelt, durch Rotation der Minerale in

Scherrichtung mit zunehmender Deformation bildet

sich eine Vorzugsorientierung aus (Abb.16:). Dies

ist dann die S-Fläche, die erste Foliation. Hat die S-

Fläche nun einen Winkel von ca. 45° zur

Hauptscherebene, dann kommt es zur Ausbildung

der C-Flächen, die parallel der Scherebene sind und

im cm-Bereich liegen. Zu Anfang kann man auch

beobachten, dass sie keinen durchgängigen Verlauf

zeigen (Abb.11). Während die S-Flächen nun mit

zunehmender Scherung weiterrotieren, behalten die

C-Flächen ihre Orientierung immer bei. Ist der

Bereich der Ultramylonite erreicht, dann liegen die

S-und C-Flächen nahezu parallel. Außerdem kann

man noch etwas beobachten: Mit fortschreitender

Deformation nimmt die Dichte an C-Flächen zu

(die Anzahl an C-Flächen pro cm Dicke) (Abb.10).

Zum einen liegt das an sich immer neu bildenden

C-Flächen, zum anderen an der Aktivierung von S-

Flächen bei Erreichen eines bestimmten Winkels

zur Scherebene. Dieser Winkel beträgt ca. 10-15°.

Abb.11: Handstück (Länge 10 cm) zeigt eine noch relativ

niedrigen Stufe der Mylonitisierung mit sich beginnerder

Ausbildung von C-Flächen und den schon teilweise gut

erkennbaren S-Flächen; es ist orientiert und entspricht der

Kartenebene

Abb.12: Gezeigt sind hier schematisch die Entwicklungsstadien bei der Rekristallisation zu feiner Korngröße und der

Ausbildung weiterer C-Flächen; Darstellung eines asymmetrischen Druckschattens bei einem Feldspat

Korngrößenveränderung

Es ist bekannt, dass es mit zunehmender

Deformation zu einer Korngrößenverkleinerung

und zu einer Rekristallisation kommt. Diesen

Vorgang kann man auch hier beobachten und er

wird durch die Abnahme des Winkels zwischen der

C- und S-Fläche (Abb.12) begleitet.

Zu Beginn bestehen die C-Flächen hauptsächlich

aus Quarz und Glimmern. In den Bereichen

dazwischen kann man oft beobachten, dass die

Ausgangskorngröße noch erhalten bzw. die

Korngröße im Schnitt größer ist (Abb.13). Es kann

aber auch Ausnahmen geben, bei denen auch das

große Quarzkorn schon ein Rekristallisat darstellt.

Die Glimmer zeigen in der Regel eine Einregelung

entlang bzw. parallel der S-Flächen. Auf Grund

ihrer Form haben sie auch die Bezeichnung

Glimmerfische erhalten (Abb.14:). Sobald die

Glimmer in die C-Flächen auslaufen, werden sie

entweder abgeschnitten oder liegen zerkleinert vor

(Abb.15:).

Quarz rekristallisiert über den gesamten

fortschreitenden Prozess und nimmt zumeist die

Form von polykristallinen gestreckten Körpern an,

welche sich auch in der S-Ebene ausrichten.

Feldspat teilt sich oft entlang der Spaltbarkeit und

die entstehenden Risse werden dann wie so oft mit

Quarz verfüllt. Es kommt aber auch hier zu

Rekristallisationsprozessen. In der ultra-

mylonitischen Phase verbleiben oft nur wenige

Kalifeldspatklasten in der ansonsten feinkristallinen

Matrix. Hinter diesen Klasten kann es während des

Scherprozesses zu einer Ausbildung von

sogenannten Druckschatten kommen (Abb.12:).

Diese entstehen senkrecht zur Haupt-

spannungsachse σ1. Leichter mobilisierbares

Material (z.B. Quarz) sammelt sich in diesem

Druckschatten, der sowohl das neu ausgefallene als

auch das Klastmaterial enthalten kann. Der

Übergang zur sonstigen Matrix ist fließend. Wenn

es sich um eine scharfe Grenze handelt, dann

bezeichnet man dieses Phänomen auch als

Druckschattensaum. Da der Druckschatten

asymmetrisch ist, kann man daran auch den

Schersinn erkennen, der im Fall der

Südarmorikanischen Scherzone dextral ist.

Die feinen Lagen, die für die ultramylonitische

Phase typisch sind, übersteigen dann selten noch

eine Breite von einem Zentimeter. Es kommt dabei

zusätzlich zu einer Abwechselung von Lagen, die

Quarz- und Glimmerreich sind mit solchen, die eher

reicher sind an Feldspatklasten.

Abb.13: C-Fläche bestehen hauptsächlich aus Quarz und Glimmern; in dem Band ist die Korngröße schon stark verringert im

Gegensatz zu dem umliegenden Bereich

Abb.14: Glimmerfisch; am oberen Rand kann man zusätzlich einen großen undulös auslöschenden Quarz erkennen

J.Wojatschke

Abb.15: Glimmerfisch, bei dem man beim Übergang in die C-Ebene erkennen kann, dass er deutlicher fragmentiert ist.

a) b)

Abb.16: Gezeigt ist ein Quarzband, an dem man schon teilweise die Rekristallisation erkennen kann; Bild (b) soll die

Vorzugsorientierung verdeutlichen: unten links lässt sich z.B. ein Bereich mit Körner vorzugsweise blauer Färbung erkennen

und darüber ein Bereich mit vornehmlich gelben Farbtönen.

Falten

Beobachtbar sind nicht-zylindrische Falten, deren

Amplituden von 1-100 cm variieren. Die

Achsenebenen sind vertikal und subparallel zu den

Schieferungsflächen. Sie zeigen eine Asymmetrie

bezüglich ihrer Faltenschenkel, die auf einen

dextralen Schersinn schließen lassen. In Falten

gelegt wurden bei diesem Prozess die sich

ausbildenden Mylonitbänder.

Man kann die Entwicklung der Falten an den

vorhandenen Sedimentgesteinen der Umgebung

allerdings besser nachvollziehen und beobachten.

Deformation von granitoiden Gesteinen der Südarmorikanischen Scherzone

Darauf soll in dieser Schrift jedoch nicht näher

eingegangen werden.

Abb.17: asymmetrische Mikrofalten

Nicht-Koaxiale Deformation

Das wirkende Deformationsregime in dieser

Scherzone ist „simple shear“. Man kann im Mittel

keine Änderung der Y-Achse feststellen und ordnet

diesen Typ somit der „plain strain“ Deformation zu.

Allerdings lässt sich eine Fluktuation um einen K-

Wert von 1 feststellen und somit ein teilweises

Ausweichen in den „flattening“ bzw.

konstriktionalen Bereich. Deshalb nimmt man an,

dass es sich um eine „simple shear“ Deformation

mit einer begrenzten „pure shear“ Komponente

handelt (Berthé et al. 1979), wobei beide Kräfte

wahrscheinlich nicht getrennt gewirkt haben.

(Nicht-)Kontinuierliche Deformation

Anhand der mikroskopischen Bilder lassen sich

sowohl die nichtkontinuierlichen als auch

kontinuierlichen Deformationsmechanismen im

Korngrößenbereich nachweisen.

Für die Kontinuität in der Deformation spricht die

undulöse Auslöschung im Quarz (Abb.14 oben),

genauso wie die Biegung der Glimmer entlang der

S-Flächen. Allerdings zeigt die Fragmentierung von

Feldspäten sowie die Zerkleinerung der Glimmer in

der C-Ebene, dass der Vorgang auch

diskontinuierlich verlaufen ist. Beide

Deformationsmechanismen sind koexistent in jeder

Deformationsphase und scheinen ineinander

überzugehen (Berthé et al. 1979). Die S-Fläche ist

dabei der Bereich in dem Hauptsächlich die duktile

Deformation abläuft und die C-Ebene der Bereich

der diskontinuierlichen relativen Bewegung.

Allerdings ändert sich dieser Sachverhalt, sobald

die Ebenen nahezu parallel sind. Wenn dies der Fall

ist, dann kann man von einer nahezu

kontinuierliche Deformation im Korngrößenbereich

sprechen.

Zusammenfassung

Im vorhergehenden Text sind die wichtigsten

Ausbildungsformen in einer duktilen Scherzone

besprochen und dargestellt worden. Dazu wurde auf

die wichtigsten Begriffe im Zusammenhang mit der

duktilen Deformation eingegangen und die

regionale Geologie des Armorikanischen Massives

erläutert.

In der Scherzone kann anhand der Ausbildung der

Scherflächen, der Druckschatten und der

asymmetrischen Faltenbildung der dextrale

Schersinn nachvollzogen werden. Durch die

Veränderung der Minerale und der sich

ausbildenden S- und C-Flächen während der

Deformation lässt sich der Metamorphosegrad

nachvollziehen und teilweise auch quantifizieren.

Über Mineralstabilitätsfelder, Strainanalysen und

Modellierung kann diese Quantifizierung

unterstützt und verbessert werden. Da es jedoch

keine externen Marker in dieser Scherzone gibt,

kann man einen wahren Versatz nicht genau

bestimmen.

Weitestgehend handelt es sich in der beschrieben

Scherzone um eine „simple shear“ Deformation, bei

der man sagen kann, dass sie sowohl einen

kontinuierlichen als auch nichtkontinuierlichen

J.Wojatschke

Vorgang im Deformationsmechanismus

widerspiegelt.

Die möglichen Bedingungen, bei denen diese

Deformation abgelaufen ist, liegen bei

Temperaturen über ca. 400°C, aber kleiner 600°C

und einer wahrscheinlichen Versenkungstiefe von

mindestens 10 km. In einigen Bereichen, besonders

im Westteil, zeigt sich eine Kataklase, die für einen

in großer Tiefe begonnenen Deformationsvorgang

spricht, der nun oberflächennah fortgesetzt wird.

Referenzen und Bildnachweise

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