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
Berthé, D., Choukroune, P. & Jegouzo, P.
(1978); Orthogneiss, mylonite and non coaxial
deformation of granites : the example of the South
Armorican Shear Zone; Journal of Structural
Geology Vol. 1 No. 1, pp. 31 to 42 (verwendete
Abbildungen: 10, 12, 17)
Berthé, D. and Brun, J. P. (1979); Evolution of
folds during progressive shear in the South
Armorican Shear Zone, France; Journal of
Structural Geology Vol. 2 No. 1/2, pp. 127 to 133
(verwendete Abbildung: 9)
Burg, J.-P. (ETH Zürich und Universität
Zürich); Vorlesungsskript Strukturgeologie-
2006/2007 – Konzept der Verformung; (verwendete
Abbildungen: 1, 2, 3, 5, 6);
Internetadresse:
http://www.files.ethz.ch/structuralgeology/JPB/File
s/struk/
Jegouzo, P. (1980); The South Armorican Shear
Zone; Journal of Structural Geology Vol. 2 No. 1/2,
pp. 39 to 47 (verwendete Abbildung: 8)
Keppie, J.D. (Editor) (1994); Pre-Mesozoic
Geology in France and Related Areas; Springer
Verlag, Berlin- Heidelberg
Lexikon der Geowissenschaften (CD-ROM);
Spektrum Akademischer Verlag, Heidelberg -
Berlin
Neugebauer, J. & Schönberg, R. (1997);
Einführung in die Geologie Europas; Rombach
Wissenschaften Verlag, Freiburg im Breisgau,
7.Auflage (neu bearbeitet und erweitert)
Passchier, C. W. & Trouw, R. A. J. (2005);
Microtectonics; Springer Verlag, Berlin-Heidelberg,
Second Edition
Ratschbacher, L. (TU Bergakademie Freiberg);
Vorlesungsskript Strukturgeologie, Ch. 11-14;
Internetadresse:
http://www.geo.tu-
freiberg.de/tektono/downloadfiles/Vorlesung%20St
rukturgeologie%20Chapters%2011-14.doc
Wallbrecher, E. (Karl-Franzens-Universität
Graz); Vorlesungsskript Strukturgeologie – II;
(verwendete Abbildung: 4);
Internetadresse:
http://erdwissenschaften.uni-
graz.at/downloads/StrukturgeologieI/index_de.php
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