Bretagne Herbst 2009

Bretagne-Exkursion 15.09.09: Anne Bublitz & Verena Rodl
Aufschluss 1: Baie de St. Brieuc – Cesson
Beobachtungen im ersten Teil des Aufschlusses:
-
Meta-Konglomerat,
o große, Gerölle (Durchmesser von ca. 3 bis 20 cm)
o Einregelung der Gerölle in E-W-Richtung
o feine Matrix
o Schichten liegen horizontal
o immer wieder durchsetzt von Quarzgängen
Abb. 1: Metakonglomerat mit eingeregelten Geröllen
-
Meta-Sediment
o Wechsellagerung von Sand- und Siltsteinen
o Schichten stehen steil
o einige der siltigen Lagen enthalten kugelige Porphyroblasten
o Einschaltung einer ca. 50 cm mächtigen Bank mit Korngrößen von
Grobsand bis Silt
1
-
Dolerit-Intrusion mit einer Mächtigkeit von ca. 2-3 m
-
generelles fining-up von Konglomerat zu Sediment und auch innerhalb der
Einheiten. das aber im Bereich der Meta-Sedimente immer wieder von
kleinern Ereignissen unterbrochen wird
Abb. 2: Kontaktzone Metasediment (oker-farbene Gesteine rechts)– DoleritIntrusion (dunkelgraue Gesteine links)
Interpretation
Die Beobachtungen lassen darauf schließen, dass der Bereich des Konglomerats
den Ablagerungsraum an der Küste darstellt. Aufgrund der Mächtigkeit von einigen
10er-Metern kann man davon ausgehen, dass es sich nicht um einen Turbidit
handelt. Zudem gibt es innerhalb des Konglomerats fining-up, daher kann es als
Transgressionskonglomerat interpretiert werden. Die Gerölle im Konglomerat sind
eine Aufarbeitung des Untergrunds vor Ort. Die an das Konglomerat anschließenden
Sedimente mit Wechsellagerung von Sand und Silt bestätigen die Annahme der
Transgression. Der Ablagerungsraum der Sedimente liegt weiter in Richtung
Offshore. Die Wassertiefe nimmt zu, die Energie ab. So werden immer feinere
2
Korngrößen abgelagert. Die gröbere Bank mit fining-up, innerhalb der bereits
feinkörnigeren Sedimente ist ein Tempestit.
Fazit: Mit dem Verlauf des Aufschlusses folgen wir dem Ablagerungsraum von der
Küste in Richtung Offshore. Es ist ein Langzeit-Trend abnehmender Wasserenergie
zu beobachten, der immer wieder von kurzen Phasen mit erhöhter Wasserenergie
(wahrscheinlich Stürme) unterbrochen wird.
Anschließend wurden die Gesteine metamorph überprägt. Die Gerölle des
Konglomerats sind geschert und auch die Quarzgänge weisen auf starke
Beanspruchung des Gesteins hin. In den Sedimenten sind Strukturen vorhanden,
aber es ist schwer, zu unterscheiden ob es sich dabei um primäre Strukturen handelt,
oder ob sie durch die Metamorphose entstanden sind. Die metamorphe Schieferung
ist parallel zur Lamination des Gesteins.
Die Porphyroblasten in den siltigen Lagen der Sedimente (siehe Abb. 3) bestehen
aus feinen Glimmern. Vor der Metamorphose könnten sie Andalusit gewesen sein.
Die Sedimente werden von einem Dolerit-Gang durchschlagen, der nach der
Metamorphose intrudiert wurde.
Abb. 3: kugelige Porphyroblasten in siltigen Lagen des Metasediments
3
Die Meta-Konglomerate und Meta-Sedimente sind brioverischen Alters, sie wurden
während der Cadomischen Orogenese (700 – 450 Ma) gefaltet und geschert.
Beobachtungen im zweiten Teil des Aufschlusses:
-
große Gerölle von Granodiotit mit bis zu 1,5 m Durchmesser in einer tonigen
Matrix
Interpretation
Eingefügt in das Modell aus Interpretation 1 sind diese Gesteine noch proximaler,
also höher am Cliff mit
noch höherer Wasserenergie als das erste Meta-
Konglomerat. Die Gerölle bestehen aus erodiertem Basement. Aufgrund des starken
Kompetenzkontrasts zwischen den granodioritischen Geröllen und der tonigen Matrix
ist die Matrix sehr stark durchmischt, die Deformation ist hier stärker als im ersten
Aufschluss. Dieses Meta-Konglomerat wurde mehrphasig gefaltet und es wurden
Scherzonen angelegt.
Abb. 4 + 5: granodioritische Gerölle verschiedener Größen in toniger Matrix
Fazit: Die Gesteine des ersten Aufschlusses sind Briovérischen Alters (600-550 Ma).
Der Granodiorit im zweiten Teil des Aufschlusses wurde auf ca. 650 Ma datiert,
obwohl man lange Zeit davon ausging, dass er ca. 1 Ga alt ist. So unterscheiden sich
die Pentevièrische und die Briovérische Einheit zeitlich kaum voneinander.
Problematisch hierbei ist, dass die granodioritischen Gerölle, die erodiertes
Basement sind, bereits gerundet in der tonigen Matrix liegen. Der Zeitraum zwischen
Bildung, Erosion und Rundung der Komponenten scheint zu kurz zu sein. Diese stark
deformierten Gesteine werden, die nur in der Umgebung von St. Brieuc
4
aufgeschlossen sind, sollen einen Island Arc und Kontinentalrand darstellen (MILORD
ET AL., 2001).
Aufschluss 2: Erquy (Pointe de La Heussaye)
Beobachtungen im ersten Teil des Aufschlusses:
-
grünliche, dunkle Basalte, die metamorph überprägt sind
-
eingeschaltete Pillow-Laven
o Pillows haben einen hellen Rand
Abb. 6: Spilitisierte Pillow-Laven
Interpretation
Die
Basalte
und
die
eingeschalteten
Pillow–Laven
wurden
flach-marin,
wahrscheinlich in einem Back-arc-Becken abgelagert. Die Pillow-Laven sind
„spilitisiert“. Spilite sind alterierte Basalte mit Na-reichen Plagioklasen. Helle Ränder
um die Pillows waren früher Glas. Da Glas metastabil ist, wurde es stärker
angegriffen und denitrifiziert.
5
Beobachtungen im zweiten Teil des Aufschlusses:
-
feinkörnige Ton-Silt- und Sandsteine
-
Albit-Gang mit ca. 4 m Mächtigkeit
Abb. 7: Sill – Gang (weißer Pfeil) intrudiert in Tuffe
Interpretation
Der Ablagerungsraum der Gesteine ist Offshore (neritisch). Sandige Lagen können
nur im Bereich der Wellenbasis abgelagert werden, d.h. entweder war das Wasser
noch etwas flacher oder es gab starke Wellenbewegung.
Bei den feinen Lagen handelt es sich nicht um Silt- und Tonsteine, sondern um Tuffe
mit sedimentärer Schichtung (siehe Abb. 8), die heute E-W liegt. Entstanden sind die
Tuffe bei subaquatischen Eruptionen. In die Tuffe ist ein 4m mächtiger Sill-Gang
eingeschaltet. Sill ist das Produkt einer niedriggradigen, hydrothermalen Alteration
eines Albitophyrs. Die Gesteine des zweiten Aufschlusses sind Oberbriovérischen
Alters und wurden mit 608 +/- 7 Ma datiert.
6
Abb. 8: fein geschichtete Tuffe
Aufschluss 3: Cap d’ Erquy
Beobachtungen
-
ca. 20 m mächtiger Sandstein, quarzitisch gebunden, sehr hart
-
überlagert von einem ca. 8 m mächtigen breckziösen Konglomerat mit großen
Quarz Komponenten
-
innerhalb des Konglomerats Wechsel zwischen breckziösen und eher
sandigen Lagen
-
darüber wieder Sandstein
K
Abb. 9: Quarzitischer Sandstein überlagert von einem breckziösen Konglomerat (K)
7
Interpretation
Der Quarzit wurde auf jeden Fall aquatisch abgelagert, es kann aber nicht festgestellt
werden ob marin oder fluviatil. Das breckziöse Konglomerat ist fluviatil (Transport der
großen Komponenten muss aquatisch sein), liefergebietsnah abgelagert worden. Der
Wechsel zwischen breckziösen und sandigen Lagen ist rhythmisch.
Der direkte Kontakt der Einheiten ist bei einem Küstengebirge möglich und kann
durch Hebung der Geländeoberfläche und anschließende Erosion oder eine
Schichtlücke (Hiatus) erklärt werden.
Aufschluss 4: Cap Fréhel
Beobachtungen Cap Fréhel
-
flach liegendes cross-bedding in quarzitischem Sandstein
-
keine Konglomerate mehr
Interpretation
Das flachliegende cross-bedding spricht für marine Ablagerung der Gesteine. Die
quarzitischen Sandsteine sind gleich denen bei Cap d’Erquy.
Abb. 10: Quarzitischer Sandstein mir cross-bedding-Strukturen
8
Day 2:
Wednesday 16th September 2009
Stuart Spurlock and Beverley Tkalcec
-
Site 1
:
Pointe de L’Armorique
-
Site 2
:
Pointe de L’Armorique
Stuart Spurlock & Beverley Tkalcec
Britanny Excursion Day 2
Pointe de L’Armorique
Pointe de L’Armorique lies on
the west coast of Britanny (Fig. 1,
black circle) ca. 6 km southwest
of Plougastel, between the towns
of Brest and Crozon. It belongs
to the Central Armorican Terrane
between the North and South
Armorican Shear Zones. This
location consists of two sites
approx. 50 m apart.
Fig. 1: Pointe de l’Armorique between Brest and Crozon
Site 1: (Fig. 2)
Observations of Site 1
About 8 m high, this beachside exposure displays alternating sedimentary bedding
dipping WSW at 240/20. Dominant are beds of coarse-grained shelly sandy limestone,
displaying a thinning-upwards trend in thickness ranging from 120 cm to 25 cm.
These are interbedded with thinner layers of shale, marl and even sand, as depicted by
graphic log in Figure 3
N
S
Fig. 2: Interbedding of shelly sandy limestone and finer layers of shale
Day 2 / 1
Stuart Spurlock & Beverley Tkalcec
Britanny Excursion Day 2
Fig.3: Graphic log of Site 1 at Pointe de L’Armorique
Day 2 / 2
Stuart Spurlock & Beverley Tkalcec
Britanny Excursion Day 2
The limestone beds display abundant fossil fragments, dominated by brachiopods (eg.
schizophoria) and crinoid stem members (trochites). The fossil fragment size within
the individual limestone beds reveals a
fining-up trend, which is again reflected in
the upper part of each bed as the limestone
progresses into finer sandstone. The lower
part of each limestone bed reveals an accumulation of various fossil fragments with
little or no matrix, fitting the classification
as grainstone. The little remaining poreroom is filled with sparite. The frequency
of shell fragments decreases upwards with
increasing clastic content. Especially the
upper limestone beds are dominated by
sand (Fig. 4). Here sedimentary structures
include fine lamination and cross-bedding,
yet lack herring-bone cross-stratification.
Fig. 4: Shelly limestone fining up to
sandstone
The interbedded alternation of shale, silt, and
marl ranges from 2 to 20
cm in thickness. Some
layers show a coarseningup trend that approaches
fine sand. Some layers
display lenticular bedding
where sand is not continuous, but present in the
form of lenses (Fig. 5).
Fig. 5: Lenticular bedding within shale beds
Day 2 / 3
Stuart Spurlock & Beverley Tkalcec
Britanny Excursion Day 2
The contact between the beds is sharp, yet undulating and the individual beds wedge
out horizontally in trough-form (Fig. 6). There is little or no bioturbation evident.
Fig. 6: Sharp and undulating contact between wedging-out beds
Interpretation of Site 1:
The relatively thick-bedded shelly sandy limestone with its fining-up trend and abundance of fragmented shells is typical for tempestites, inferring the occurrence of
storms in a warm, shallow marine environment, in depths above storm wave base
(SWB). The grainstone could be interpreted as reef debris. The lack of pore-filling
again indicates high energy conditions. The alternation between shale, silt, marl and
even sand indicates a fluctuation between high and low flow energy, typical for tidal
influence. The presence of lenticular bedding infers subtidal rather than intertidal
conditions, which is supported by the lack of herring-bone cross-stratification in the
sandstone.
The sandy limestone infers direct coastal proximity with clastic sediment input. The
thinning-upwards in the thickness of the limestone beds as well as the progressively
increasing clastic content may suggest a progressive fall in relative sea-level. The
double-sided wedging-out bed structure (deeper in the centre and thinner at the sides)
indicates trough-forming processes with high energy flow.
Day 2 / 4
Stuart Spurlock & Beverley Tkalcec
Britanny Excursion Day 2
The sharp and undulating contacts between the limestone and shale beds are typical
for tempestites. They are erosive bases, formed as a result of a dramatic change from
low to high energy flow conditions, whereby the pre-existing mud layer is partially
scoured away by the subsequent increase in flow energy.
The lack of bioturbation and the immaculately preserved sedimentary structures
enable a pre-Mesozoic time constraint, since bivalves were not capable of burrowing
until the Triassic. Furthermore, the shear abundance of brachiopods and crinoids
infers a Devonian age, during which time these forms flourished, since later brachiopods decreased as bioturbation increased with the radiation of bi-valves. Indeed,
throughout the course of the early to mid-Mesozoic both brachiopods and crinoids
were progressively displaced from the shelf into the deep-sea by more efficient
filtering organisms. This Devonian time constraint further infers a warm, shallow,
marine environment, as preferred by Devonian crinoids, unlike their late Mesozoic
descendants.
Site 2:
Observations of Site 2:
This ca. 6 m high exposure (Fig. 7) lies about 50 m westwards of Site 1.
S
N
Fig. 7: Site 2: Fossiliferous limestone interbedded with shale, silt and sand
Day 2 / 5
Stuart Spurlock & Beverley Tkalcec
Britanny Excursion Day 2
Likewise it consists of massive limestone beds interbedded by thinner layers of alternating shale, silt and sand displaying distinct lenticular bedding. The contacts are
again sharp and undulating.
Yet compared to the first site, Site 2 displays a greater abundance of fossil fragments,
especially within the upper levels. Corals are represented by tabulata (thamnopora,
Fig. 8) and rugosa (Fig.9) and appear in various positions of different orientation,
including horizontal and subhorizontal, etc. and are thus not in life position. Bryozoa
are represented by Fenestella (Fig. 10), echinoderms by crinoidea, brachiopods by
schizophoria and porifera by large pieces of stromatopora (Fig. 11).
Fig. 8: Coral fragment: Thamnopora
Fig. 9: Coral fragment: Rugosa
Fig. 10: Fenestella fan fragment: Bryozoa
Fig. 11: Large Stromatopora fragment
Day 2 / 6
Stuart Spurlock & Beverley Tkalcec
Britanny Excursion Day 2
Interpretation of Site 2
The sandy shelly limestone again indicates a marine environment in coastal proximity
with clastic input from river runoff. The alternating shale, silt and sand beds as well as
the lenticular bedding again infer a subtidal environment, similar to Site1. The rugosa
and tabulata corals indicate coral reef building, which requires an environment permanently below the low water mark (LWM), again confirming a subtidal environment,
however in not quite as close proximity to the coast as Site 1.
Since the reef-building role of rugosa and tabulata corals as well as stromatopores
ceased at the Frasnian/Fammenian mass extinction, the age of this reef can be no
younger than this boundary, thus offering a mid to upper Devonian time constraint.
Coralites normally grow upwards towards the light, but here they are lying in various
(non-life) orientations. Together with their fragmented state, this infers the reef was
not intakt, having been battered by high energy conditions.
The large fragments of stromatopores indicate that this is the reef core. The relatively
small size of the core and the coastal proximity inidicate this was a fringing reef,
occasionally swamped by clastic sedimentation, inhibiting its growth and longevity.
Regular clastic swamping of a fringing reef confirms the shallow (<10 m) marine
environment with relatively strong river runoff, further inferring a wet, tropical
climate.
Conclusions:
Sites 1 and 2 have much in common. In both cases the depositional environment is
warm, shallow marine with a prevailing wet, tropical climate. At both sites there are
indications for regular cycles of high-energy storm events followed by fluctuating
(sub-tidal) energy conditions. In both cases the time is constrained to Mid-to-Upper
Devonian.
Day 2 / 7
Stuart Spurlock & Beverley Tkalcec
Britanny Excursion Day 2
The beds at Site 1 dip WSW towards the fringing reef at Site 2. This implies that Site
2 lies stratigraphically higher than Site 1. This is supported by the higher position of
the reef deposits at Site 2, ie. in the upper levels of the exposure. Whereas both sites
were deposited in close coastal proximity, Site 1 was slightly more proximal than Site
2, which, as the core of a fringing reef, was probably <10 m water depth, the core of a
fringing reef. A possible scenario could be that shell fragments (and possibly reef
debris from a more distal reef), resulting from battering by high energy or storm
events, were washed shorewards and deposited in direct coastal proximity at Site 1.
Between the storm events, tidal influences reworked the debris and deposited fresh
sediments in fluctuating energy conditions. This would have taken place in the subtidal zone. The gradual fall in relative sea-level (as evidenced in Site 1) strengthened
river runoff and increased the clastic input. However, the relative sea-level must have
subsequently begun to rise again in order to enable the development of a fringing reef
at Site 2.
Day 2 / 8
Bretagne Exkursion 2009
Protokolltag: 17.09.2009
Fuchs Michael, Bauer Benjamin
Unseren Exkursionstag verbringen wir auf der Crozon-Halbinsel, südlich von Brest. Sie
liegt im Central Armorican Terrane.
Der erste Aufschluss, Pen-ar-vir, befindet sich an der Rade de Brest, der zweite
Aufschluss, Plage de Raguenez liegt an der Baie de Douarnenz SE von Krozon.
Pen-ar-vir (Bihan Plage)
Am Strand ist ein grau-grünliches, teils stark bewachsenes Gestein (Bild 1)
aufgeschlossen. Es ist ein feinkörniges Sediment, das fast senkrecht gelagert ist.
Gemessen wurde: WSW 245/ 85°. Das Gestein ist leicht metamorph.
Bild 1: Sedimentgestein, Pen-ar-vir, 09:40h
Circa 100m zurück ist ein massiges Gestein aufgeschlossen: Pillow-Laven (Bild 2) des
Jung-Brioverian im Wechsel mit gleichalten Sedimenten (Bild 3) metamorpher Struktur.
Bild 2: Pillow-Lava, Pen-ar-vir, 09:55h
Bild 3:metamorphes Sediment, Pen-ar-vir, 10:05h
Die grünliche Farbe deutet auf Chlorid und somit auf niedriggradige Metamorphose der
unteren Grünschieferfazies. Deformation und Metamorphose liefen gleichzeitig ab.
50m weiter zurück, an einer steilen Wand ist ein feinkörniges Gestein (Bild 4) zu sehen.
Eine Schichtung ist in diesem Sediment erkennbar, eine Schieferung deutet auf eine
schwache Metamorphose. Die Wechselfolge von Sandstein / Tonstein liegt im dm-Bereich.
Auch fining up und erosive Sedimentation (erosive Basis) sind an einzelnen
Schichtgrenzen erkennbar.
Bild 4: Sandstein - Tonstein Wechselfolge, Pen-ar-vir, 10:20h
Dies spricht für ein hochenergetisches Ablagerungsereignis im marinen Schelf. Ein
solches Ereignis könnte ein Tempestit oder Turbidit im Wechsel mit Ruhephasen sein.
Zurück zum Treppenaufgang der Steilküste:
Wir betrachten rötliche Blöcke mit hellen Klasten (Bild 5). Diese Armoricanischen
Sandsteine führen Klasten aus Quarz und sind ein terrestrischer Abtrag bzw.
Gebirgsschutt und als Molassesediment des Unterordoviz (488-472 Ma - Grèss
Armorican) abgelagert.
Bild 5: Armoricanischer Sandstein, Quarzklasten, Pen-ar-vir, 10:45h
Falaises du Guern, Plage de Raguenez
Wir durchlaufen die Bucht von Ost nach West.
Zu Beginn sieht man Armoricanischen Sandstein (Lokalname: Grès Armorican) in sehr
reiner, quarzitischer Ausbildung. Teils sind Spurenfossilien von Monocrathereon, Scolithos
als Pfeifenquarzit (Bild 6) zu finden.
Bild 6: Pfeifenquarzit, Plage de Raguenez, 11:20h
Diese Spuren sind weltweit seit dem Kambrium (542-488,3 Ma) überliefert. Im marinen
Millieu sind sie typisch für sandige Flachwasserbereiche.
30m weiter entlang der Bucht ist ein Sandvulkan (Bild 7) aufgeschlossen. Ein Kegel, der
durch sandigen Auswurf um eine zentrale Stelle herum entsteht.
Bild 7: Sandvulkan, Plage de Raguenez, 11:30h
Es kann in wassergesättigten Schichten durch Druckentlastung zum Auswurf von sandiger
Suspension kommen. Als Auslöser kann auch Liquifaction, also Bodenverlüssigung im
Rahmen eines Erdbebens angenommen werden.
Etwa 20m weiter sieht man convolute bedding (Bild 8). Schichtflächen werden verwirbelt
und hochgedrückt. Dieses Ereignis ist meist marin oder in einer Bouma-Folge und deutet
auf rasche Schüttung.
Bild 8: convolute bedding, Plage de Raguenez, 11:35h
Ein weiteres Anzeichen für ein Flachwassermillieu ist eine Rinnenstruktur (Bild 9).
Bild 9: Rinne, Plage de Raguenez, 11:40h
Etwas weiter westlich, sieht man feinere Lagen siltig/toniger Sedimente (Bild 10) zwischen
Quarzit in Wechselschichtung.
Bild 10: siltig-tonige Lagen im Sandstein, Plage de Raguenez, 11.35h
Dies deutet auf den küstenfernen Schelfbereich als Ablagerungsort. Die planare
Schichtung lässt stärkere Wasserbewegung vermuten.
Etwa 10m weiter ist ein dunkles, noch feinkörnigeres Gestein mit hellen Kongretionen
aufgeschlossen (Bild 11) (Lokalname: Schistes de Postoloneque).
Bild 11: Schistes de Postoloneque, Plage de Raguenez, 11.45h
Das siltig-tonige Gefüge deutet auf einen noch küstenferneren Ablagerungsort.
Weiter sieht man sandige Pakete
in Linsen-/Flaserschichtung mit feinen tonig-siltigen
Sedimenten (Bild 12).
Bild 12: Linsen-/ Flaserschichtung, Plage de Raguenez, 11:50h
Als Ablagerungsbereich kann der subtidale Einflussbereich angenommen werden, wobei
die Sandpakete durch Tempestite oder Sturmereignisse abgelagert werden.
Als nächstes sind Schistes de Kermeur (Bild 13) als schwarzes Gestein erkennbar, ohne
Bioturbation. Durch sulfatreduzierende Bakterien in einem anoxischen Millieu entsteht die
schwarze Färbung. Organisches Material wird durch die Bakterien in Schwefelwasserstoff
H2S umgewandelt, was für die meisten Lebewesen toxisch ist. Durch Metallionen wie Fe2+
kann der H2S in schwarzes Eisenmonosulfid FeS und 2 H+ aufgespaltet werden.
Fe2+ + H2S → FeS + 2 H+
Bild 13: Schistes de Kermeur, Plage de Raguenez, 11.55h
Im Folgenden sehen wir Doleritgänge (Bild14). Es liegen auch gerundete Doleritblöcke
am Boden.
Bild 14: Doleritgang, Plage de Raguenez, 12.00h
Im Anschluss steigen wir die Steilküste auf und überqueren die Halbinsel in westlicher
Richtung, die der Île de l’Aber vorgelagert ist.
Hier sehen wir ein hellbraunes, magmatisches Gestein, das weiße Klasten enthält
(Bild15). Es ist keine Gradierung erkennbar. Dieses Gestein ist als lokales Ereignis
zwischen kalkigen Wechsellagen eingebettet.
Bild 14: Tuffs et Calcaires de Rosan, Plage de Raguenez, 12.20h
Bei dem braunen Material handelt sich um Tuffe, die weißen Klasten sind Bimsstein.
Beides ist auf einen Sauren, SiO2 reichen Vulkanismus zurückzuführen, der im Gegensatz
zu basaltischem Vulkanismus zu einer explosiven Eruption führt. Der SiO2-reiche
Vulkanismus und die basaltischen Doleritgägne sind auf unterschiedliche Vulkanismen
zurückzuführen.
Durch die chaotische Lagerung ist ein pyroklastischer Strom oder ein Lahar als
Ablagerungsmechanismus wahrscheinlich.
In der Literatur werden diese Gesteine als Tuffs et Calcaires de Rosan beschrieben.
Exfoliation (Bild 16) ist als Verwitterungsform gut zu erkennen.
Bild 16: Exfoliation, Plage de Raguenez, 12.25h
Auf dem Rückweg zum Auto laufen wir entlang eines Priels in nördliche Richtung und
treffen auf einen kleinen Aufschluss schwarzen geschieferten Tongesteins (Mudstone)
(Bild17). Beim Spalten findet man zahlreiche Fossilien, astig mit Zacken.
Durch Sulfatreduzierende Bakterien im anoxischen Milieu entsteht die schwarze Farbe.
Bioturbation durch Graptholithos, einem Wirbellosen, planktonischen Organismus der
koloniebildend auftritt und sich in der Kolonie aufgrund seiner Funktion differenziert.
Bild 17: Graptolithenschiefer, Plage de Raguenez, 12.45h
Lebensraum ist das Oberflächenwasser, nach dem Absterben folgt das Absinken auf den
Meeresboden. Stratigrafische Einordnung in das Silur, Lebensraum ist die pelagische
Randzone.
Interpretation:
Der Küstenaufschluss am Plage de Raguenez bildet eine komplette Schichtabfolge vom
Unterordoviz (488 Ma) bis in das Wenlock (428-423 Ma) im Silur.
Entlang des gesamten Aufschlusses sind einige Doleritgänge aufgeschlossen. Sie stellen
ein sekundäres Ereignis dar. Zudem weisen die Tuffs et Calcaires de Rosan auf
vulkanische Aktivität hin.
Die Kontinentaldrift, die in präkambrisch bis kambrischen Zeiten, Gondwana und
zahlreiche Mikrokontinente der europäischen Hun Terranes wie Armorica, aber auch
Avalonia neu ordnete und zur Cadomischen Orogenese führte, ist Auslöser dieses
Vulkanismus, der bis ins Ordoviz anhält. Die chemische Zusammensetzung des Basalts ist
mit den Basalten eines Island-Arcs identisch.
Dieses Rifting führt in Verbindung mit einer Transgression im Ordoviz zur Bildung des
Rhéiqu-Ozeans im Norden und des Zentralarmorikanischen Ozeans um 500 Ma. Die
Transgression führt zur Erosion des Cadomischen Orogens. Weitere Transgressionen
folgen im Silur und Devon.
Die Transgression im Ordoviz führt zur Überflutung weiter Teile des Festlandes. Typische
Sedimente sind der Grès Armoricain des Arening, Unterordoviz (488-472 Ma) als
Molassesediment, sowie in quarzitischer, sehr reiner Ausbildung als küstennahes
Sediment. Die Schistes de Postolonnec des Llanvirn & Llandeilo (Ordoviz, 472-461 Ma)
dokumentieren die maximale Transgression im Llanvrin. Die Grès / Schistes de Kermeur
des Caradoc, Oberordoviz (461-444 Ma) schließen sich an und werden vom
Graptolithenschiefer des Wenlock, Untersilur (444-428 Ma) abgeschlossen.
Für den gesamten Aufschluss lässt sich als Ablagerungsort der marine Schelfbereich
angeben, vom flachen Schelf bis in das Subtidal.
Spurenfossilien des Monocrathereon (Skolitos) im (Pfeifen-)Quarzit deuten auf einen
proximalen Ablagerungsraum und sind entsprechend in flache, küstennahe Gewässer
einzuordnen. Monocrathereon lebte als grabender Organismus im Substrat.
Die Schiefer der anoxischen Sulfatzone liegen sowohl im Welleneinflussbereich als auch
im tieferen Wasser.
Linsen- / Flaserschichtung entsteht unterhalb des Welleneinflussbereichs, im Subtidal und
wird durch extreme Ereignisse wie Stürme abgelagert (Tempestite).
Graptolithen leben distal als planktonische Organismen im oberflächennahen Wasser.
Sie sind insbesondere für Stratigraphie geeignet und lassen sich in das Silur einordnen.
Bretagne-Exkursion, 4.Tag
Dennis Brüsch, Eva Trogisch, Nicolas Thiemeyer
Crozon-Halbinsel
Aufschluss 1, 8:45 Uhr – 13:15 Uhr:
Plage de Veryac’h, westlichster Ausläufer der Crozon-Halbinsel, Bucht an S-Küste E’ von
Pointe de Pen Hir, S’ Parkplatz.
Am Plage de Veryac’h sind mehrere hundert Meter Gestein an der Südküste, W-E
verlaufend, aufgeschlossen, die aus einer lückenlosen Sedimentabfolge von Ordoviz bis Silur
bestehen. Im Westen beginnen die unterordovizischen Einheiten mit den mächtigen Grès
armoricain. Siltig-tonige Schiefer der Formation Schistes de Postollonec treten als massiges,
durch das Meerwasser schwarz gefärbtes Gestein auf, welches in trockenen Bereichen
gelblich und scharfkantig verwittert und steil nach E einfällt. Das Gestein führt
schichtbezogen Konkretionen aus Phosphat und Kieselsäure. Die Gesteinseinheit, die nach
LOI & DABARD (2002) als Schistes de Morgat eine Untereinheit der Schistes de Postollonec
darstellt, ist tektonisch stark beansprucht. Einzelne kompetente Bänke sind stark zerschert,
dünne Bänke oft verfaltet. Fossilreste sind in Form von Trilobiten-Pygidien von Asteropyge
vertreten.
Die im E anschließende Untereinheit der Grès de Kerarvail ähnelt der Schistes de Morgat,
führt aber Bivalvenfossilien und Reste von Grabspuren. Neben Eisen- und Mangankrusten
treten hier mineralisierte Kluftsysteme auf, die aus Quarz oder Kalzit bestehen, teilweise
Harnischstriemung erkennen lassen und durch ihre Kompetenz herauswittern.
Die Beobachtungen lassen Rückschlüsse darauf ziehen, dass das Ablagerungsmilieu als
subtidal zu charakterisieren ist und keinen Einfluss von Sturmereignissen zeigt.
Die SiO2- und Phosphat-Konkretionen sind als ein früh-diagenetisches Produkt zu verstehen.
Die Sedimente waren nach der Ablagerung noch nicht lithifiziert, wodurch Fluide zirkulieren
konnten, die durch Lösung und Fällung die Konkretionen formten. Diese Erscheinungen sind
in den Schistes de Postollonec öfter zu finden (Konkretionen aus: 85 % SiO2, 5 % PO43-, 10 %
Rest). SiO2-Knollen könnten auch während der späteren variszischen Orogenese entstanden
sein, genauso wie die Quarzgänge.
Tag 4, 18.09.2009
1
Nach Osten anschließend:
Mächtige, massige Sandsteinbänke verwittern hier teils bläulich und stellen in
Wechsellagerung mit feinklastischeren Sedimenten die Untereinheit Grès de Kermeur dar.
Diese sanddominierte Einheit lässt Reste von Schräg-, Flaser-, und Linsenschichtung
erkennen
und
beinhaltet
Entwässerungsstrukturen.
Teilweise
ist
horizontale
Schrägschichtung zu erkennen, die auf Fließgeschwindigkeiten > 1m/s schließen lässt, was
auch durch eine dazugehörige erosive Basis unterstrichen wird. „Blasen“ und „Gallen“ sind
als Hohlräume in Sandsteinen zu finden, die einst von Tonklasten ausgefüllt waren
(Tonresedimente). Diese wurden bei der Erosion durch hohe Wasserenergie aus ihrem
tonigen Sedimentverband gerissen, lagerten sich als Geröllfracht in sandigen Sedimenten
wieder ab und wurden anschließend gelöst, da sie verwitterungsanfälliger sind.
Eine teils starke Bioturbation (Planolites, Rhizocorallium, Zoophycos) ist auf den
Schichtoberflächen deutlich zu erkennen, ebenso vermeintliche puskulierte Thoraxreste von
Trilobiten (Phacops).
Die Wohnspuren wurden durch ein anderes Sediment verfüllt, wodurch sie erhaltungsfähig
wurden. Solche ehemals offenen Bauten dienten dem Organismus (Krebse) zum Schutz oder
wurden für Gardening oder Farming verwendet. Dabei nutzt der Organismus ein klebriges
Sekret, mit dem er die Innenseiten der Bauten auskleidet. Dieser „Klebstoff“ dient zum einen
zur Stabilisierung und zum anderen als Nahrungsquelle, da sich dort Bakterienfilme bilden,
die der Organismus abweiden kann.
Ein Schillkalk mit gelösten Schalenresten (Abb. 1) lässt Bruchstücke ehemaliger Zweischaler
erkennen, bei denen es sich meistens um Brachiopoden handelte. Die Schistes de Kermeur
sind durch ein erhöhtes Vorkommen von Fossilien gekennzeichnet: Bruchstücke von
Brachipoden, Trilobiten und Crinoiden (Abb. 3), sowie Schillkalke sind gegenwärtig.
Muscheln sind seltener, da die Gesteinsformationen ins Zeitalter des Ordoviziums zu stellen
sind, als Bivalven taxonomisch noch keine übergeordnete Rolle spielten.
Tag 4, 18.09.2009
2
Abb. 1: Schillkalk mit gelösten Schalenresten
Auch in dieser Untereinheit der Kermeur-Formation (je nach Einteilung auch zu Schistes de
Postollonec gehörig: siehe Abb. 2) sind Lagen von Konkretionen zu erkennen, die den Verlauf
der Schichtung nachzeichnen. Deutliche Störungsbahnen kreuzen die Schichtpakete. Die
Sedimente sind in mindestens zwei Richtungen verfaltet worden.
Abb. 2: Küstenprofil vom Plage de Veryac’h, nach LOI & DABARD (2002).
Tag 4, 18.09.2009
3
Das Einsetzen der Sandbänke repräsentiert ein charakteristisches Merkmal und einen
Fazieswechsel innerhalb der Schistes de Postollonec. Insgesamt sind die Gesteine in einem
variablen Ablagerungsraum entstanden. Ein flacher bis mittlerer Schelf mit einer
vergleichbar ruhigen Wasserbewegung ließ eine Wechsellagerung aus Sand- bis Tonsteinen
mit charakteristischen Sedimentstrukturen entstehen. Ein küstennaher Einfluss ist durch die
mächtigen Sandbänke, Tempestite und die episodisch
hohen Wasserenergien manifestiert, die teilweise eine
Erhaltung von Spuren verhinderte. Die Sandbänke könnten
Deltakanäle eines Flusssystems darstellen, wobei der
ungleiche Sandeintrag entweder auf switching oder
Meeresspiegelschwankungen zurückzuführen ist.
Die starke Bioturbation fand vermutlich auf einer Art
Sandbarre statt.
Abb. 3: Crinoidenstielglied, Ø 0,5 cm
Nach Osten anschließend:
Die Schistes de Cosquer aus dem Ashgill sind feinkörnige, dunkle Tongesteine, die vereinzelt
schichtungsbezogen gerundete, braune Sandsteine führen. Diese treten unregelmäßig auf
und sind neben ihrer Lithologie somit gut von Konkretionen zu unterscheiden. Außerdem
sind an wenigen Stellen die tonigen Schichten unter den Sandsteinen eingedellt, was auf
ihren sedimentären Ursprung hinweist.
Ein schwarzes, massig auftretendes Gestein ist plastisch verformt und stellt ein ehemaliges
Softsediment dar (soft sediment deformation), das durch slumping an relativ steilen Hängen
(eventuell durch Erdbeben ausgelöst) entstanden ist.
Die Feinkörnigkeit des Sedimentes ist ein Hinweis auf einen tieferen Ablagerungsraum. Die
als dropstones (Abb. 4) zu bezeichnenden Sandsteingerölle sind klassische Merkmale einer
Vereisungsphase. Abschmelzende Eisberge der endordovizischen Vereisung geben Sediment
frei, das in feinkörnige Sedimente größerer Tiefen eingebettet wird. Die Paläobreite kann
hier auf etwa 80 – 90 °S’ geschätzt werden.
Tag 4, 18.09.2009
4
Weiter nach Osten schließt die Einheit Grès de Ampelites Silurien (Wendlock, Ludlow) an.
Diese Schwarzschiefer zeigen massenhaft
Abdrücke organischer Strukturen und sind als
der
klassische
Graptolithenschiefer
zu
bezeichnen und somit im Silur anzusiedeln.
Die planktonisch, offenozeanisch lebenden
Graptolithen bestehen aus Skelettproteinen
und kommen deswegen erhaltungsbedingt
nur in Schwarzschiefern vor.
Abb. 4: Dropstone der endordovizischen Vereisung
Die Graptolithenschiefer (Abb. 5) sind anoxische Tiefwassersedimente, die durch ihre
kondensierte Sedimentation sehr geringmächtig ausfallen.
Abb. 6: Graptolithenschiefer des Silurs
Nach Osten anschließend:
Zoophycos, Korallen (Rugose Einzelkorallen), Brachiopodenschalenstücke (Benthos) und
Orthoceraten (Nautiloideen) führen hier eindeutig ins Zeitalter des Devons. Die
Orthoceraten als Nekton bilden hier mit anderen kalkigen Organismen Sedimente, die auf
einer Karbonatrampe, relativ weit draußen, ein flaches Ablagerungsmilieu anzeigen.
Tag 4, 18.09.2009
5
Aufschluss 2, 14:30 Uhr – 15:10 Uhr:
Hafen von Morgat, südlicher Küstenbereich.
Steilstehende Sandsteine der Grès armoricain im Übergang zu den Schistes de Postollonec
zeigen auf den Schichtoberflächen Spurenfossilien, sowie verzweigte und unverzweigte
Rippeln (Abb. 7): Asymmetrische Strömungsrippeln und symmetrische Wellenrippeln.
Trockenrisse (mudcracks) sind mit neuem Sediment verfüllt worden. Elemente der CruzianaFazies sind an den Schichtunterseiten zu
erkennen, genauso wie Ruhespuren von
Trilobiten (Rusophycus, Abb. 8).
Die Triloitenspuren sind ein klares Indiz für
einen
marinen
symmetrischen
Ablagerungsraum.
Die
Wellenrippeln,
die
bidirektional entstehen, zeigen sehr flaches
Wasser an (ca. 50 cm), wohingegen
asymmetrische
Strömungsrippeln
nicht
diagnostisch für Wassertiefen sind. Die
verfüllten Trockenrisse sind Zeugen von
einem
episodischen
Sedimente.
Abb. 7: Flachwasser-Rippeln im Grès armoricain
Abb. 8: Rusophycus, Ruhespur eines Trilobiten, Bildbreite 6 cm
Tag 4, 18.09.2009
6
Austrocknen
der
Aufschluss 3, 15:30 Uhr – 15:10 Uhr:
Lost marc’h, Felsklippe senkrecht zur Küste.
Pillowlaven sind teils auf Anschnittsflächen der Gesteinsrippe zu erkennen. Zwischen den
Pillows sind hellgraue, kalkige Sedimente als Zwickelfüllungen vorhanden (Abb. 9). Dabei
handelt es sich um mikritische Kalke, die teils Blasen beinhalten. Ferner sind grobe
Kalkkomponenten und Fossilreste enthalten. Die Kalke haben neben lila und grünlich
gefärbten Komponenten oftmals einen durch Frittung entstandenen Kontaktbereich, bzw.
Reaktionsrand, zu den Pillowlaven. Der Kalk ist an diesen Zonen teils umkristallisiert und
wurde gebrannt.
Unterhalb
dieses
Aufschlusses
sind Tuffe des gleichen Alters zu
finden, wie jene des Vortages.
Diese ordovizischen Tuffe der
Einheit
kommen
Calcaires
de
Rosan
vergesellschaftet
mit
Pillowlaven und Basalten vor, die
zur Zeit des Ordoviziums in
schlecht
konsolidierten,
flach-
marinen Kalkschlamm intrudierten. Hierbei kam es zur Entgasung
von CO2 aus den Kalken und zu
den blasigen Hohlräumen.
Abb. 9: Pillowlaven in gefritteten Kalken
Tag 4, 18.09.2009
7
5. Exkursionstag: Samstag, 19.09.2009: M. Krebs & M. K. Saßmannshausen
Thema: Metamorphose briovérischer Sedimente und variszische
Granitintrusion (CAT)
Aufschluss 5.1
Lokalität: Le Conquet (20 km westlich von Brest)
Uhrzeit: 11:10 Uhr
Das hier anstehende Gestein ist grau – bräunlich. Es ist eine sehr starke Deformation sichtbar,
die mit einer engen Foliation und einer relativ großen Härte einhergeht.
Es wechseln sich gröbere, sandige Schichten mit feineren, tonigen Schichten ab. Die
gröberen, quarzreichen Schichten lassen boudinage erkennen, d.h. große Quarzlinsen, die den
Schichten des Gesteins folgen. Es lassen sich ebenfalls Quarzgänge erkennen, die vermutlich
gefüllte Klüfte darstellen. Die tonigen Schichten sind reich an Glimmern. Auch die Granate
sind bevorzugt in den tonigen Schichten vorhanden.
Abb. 5.1: Hier ist die enge Foliation und die Wechsellagerung von quarzreichen, gröberen
Schichten und tonigen, glimmer- und granatführenden Schichten zu erkennen. Die
Schichten fallen hier nach SW ein.
Die Granate erreichen Größen von wenigen cm. Man kann in ihnen eine deutliche
Schneeballstruktur erkennen. Sie sind zusammen mit den Biotiten in der Foliation eingeregelt.
Die tonigen Bereiche sind z.T. stark gefaltet.
Im südlichen Teil der Bucht finden wir ebenfalls gröbere, quarzreiche Schichten, die sich mit
tonigen, glimmerreichen Schichten abwechseln. Die Granate sind hier jedoch um einiges
größer als im nördlichen Teil der Bucht. Eigentlich sollten hier auch Staurolithe mit einer
Größe von 4 – 5 mm vorhanden sein, es waren jedoch keine aufzufinden. Auch Andalusit soll
hier mit vielen Einschlüssen vorhanden sein, aber auch dieser fehlt.
Bei diesem Gestein handelt es sich um sehr stark deformierte, hochgradige Granat-GlimmerSchiefer, Le Schistes du Conquet genannt.
Vor der Metamorphose war das Gestein ein Sediment mit einer Wechsellagerung von
sandigen und tonigen Schichten. Die Glimmer und Granate sind bevorzugt in den tonigen
Schichten vorhanden, da diese reicher an Aluminium sind. Anhand ihrer Einregelung in der
Foliation kann man erkennen, dass diese subparallel zur primären Sedimentschichtung
verläuft. Die Verfaltungen der tonigen Bereiche zeigen, dass diese eher plastisch deformiert
wurden, die sandigen dagegen eher spröde.
Die Schneeballstruktur der Granate bezeugt, dass diese während einer Deformation
gewachsen sind. Bei der Scherung haben sich die Granate gedreht und die in den
Druckschatten gewachsenen Kristalle wurden jedes Mal mit etwas Granat überwachsen. Sie
wurden also durch die Scherung orientiert. Durch wiederholte Scherung bzw. Drehung
entsteht so für die Schneeballstruktur typische S-Form der Einschlüsse. Die Granate sind nicht
idiomorph, da sie in einem Spannungsfeld gewachsen sind.
Die Schiefer entstammen vermutlich dem Briovérien (Alter: 600-550 Mio. Jahre). Die das
Gestein prägende Metamorphose ist kadomisch, sie fand also während der Kadomischen
Orogenese vor etwa 650 - 550 Mio. Jahren (während des oberen Proterozoikums) statt. Die
Deformation spricht für Regionale Metamorphose, das syntektonische Wachstum der Granate
(Schneeball-Struktur) spricht ebenfalls für Tektonik.
Im nördlichen Teil der Bucht ist der im Gestein vorhandene Granat ein Indikator (IndexMineral) für den Metamorphosegrad des Schiefers. Anhand des Granat-BiotitGeothermometers kann die Temperatur während der Metamorphose bestimmt werden. Dieses
Geothermometer beruht auf der Verteilung von Fe und Mg zwischen Biotit und Granat. Der
Austausch von Mg und Fe zwischen Granat und Biotit ist von der Temperatur abhängig, vom
Druck nur sehr gering. So kann die Temperatur direkt aus dem Mg/Fe - Verhältnis abgeleitet
werden. Für die Metamorphose der Schistes du Conquet auf der südlichen Seite der Bucht
wurde eine Temperatur von ca. 500 – 550 °C ermittelt.
Auf der südlichen Seite der Bucht sind laut Literatur auch Staurolithe im Gestein vorhanden.
Es waren jedoch keine aufzufinden, was vermutlich daran lag, dass sie nicht regelmäßig
verteilt sind. Die chemische Zusammensetzung bestimmt, ob es Staurolith im Gestein gibt
oder nicht. Ist zuviel SiO2 im Gestein vorhanden, kann sich kein Staurolith bilden. Laut
Literatur wachsen die Staurolithe durch die Foliation durch, was auf eine post-tektonische
Bildung hindeutet.
Das Vorhandensein von Andalusit, laut Literatur, gibt uns Auskunft über den Entstehungsort
des Granat-Glimmer-Schiefers. Der Triplepunkt im System der Al2SiO5-Polymorphe
Andalusit, Disthen und Sillimanit liegt bei 3.7 kbar. Dies entspricht in etwa einer Tiefe von 10
km. Das Stabilitätsfeld von Andalusit liegt also bei einem Druck < 3.7 kbar. Der Schiefer
wurde also maximal in mittlere Bereiche der Kruste versenkt.
Aufschluss 5.2
Lokalität: Plage des Kerhornou (15 km nördlich von der letzen Lokalität)
Uhrzeit: 13:30 Uhr
Das hier anstehende Gestein hat eine grau – bräunliche Farbe. Es ist sehr stark deformiert und
weist eine sehr enge Foliation auf. Andeutungsweise lässt sich ein Wechsel von gröberen,
sandigen Schichten und feineren, tonigen Schichten erkennen. Stellenweise ist das Gefüge
gneisisch, d.h. körniger (wie Zucker).Die feineren Schichten sind dunkelgrau, während die
gröberen eine helle Färbung aufweisen, sie bestehen zum Großteil aus Quarz. In den tonigen
Schichten ist Glimmer deutlich sichtbar. Auch ist im Gestein ein weißes Mineral vorhanden,
das in schichtweisen Anhäufungen kleiner Nadeln vorkommt. Es lassen sich Strukturen
erkennen, die den Granatstrukturen ähnlich sind. Diese Strukturen werden von einem
Feldspat-Glimmergemisch gebildet.
Bei diesem Gestein handelt es sich, wie bei Le Conquet, um die Schistes du Conquet. Der
Glimmer-Schiefer ist hier jedoch stärker metamorph als bei Le Conquet. Das gneisische
Gefüge ist durch den höheren Metamorphosegrad bedingt.
Abb. 5.2: Hier ist das
Gefüge der Schistes du
Conquet eher
gneisisch. Es ist eine
Paralleltextur sichtbar,
die Kristalle sind
eingeregelt.
Bei dem faserigen, weißen Mineral handelt es sich um Sillimanit, genauer um Fibrolit, einem
Hochtemperatur - Al2SiO5 - Polymorph, der im Gegensatz zu Sillimanit feine Aggregate
ausbildet. Fibrolit hat messbar unterschiedliche thermodynamische Eigenschaften als
Sillimanit. Er ist stabiler, wird also bei niedrigerer Temperatur als Sillimanit und so früher
gebildet. Der Triplepunkt im System der Al2SiO5-Polymorphe Andalusit, Disthen und
Sillimanit verschiebt sich also etwas nach links. Da hier kein Andalusit, aber dafür Fibrolit im
Gestein vorhanden ist, war die Temperatur bei der Metamorphose dieser Schiefer etwas
höher, als bei den Schiefern von Le Conquet. Sie lag etwa bei 600 °C.
Bei den aus einem Feldspat-Glimmergemisch bestehenden Granatstrukturen handelt sich um
alterierte Granate. Die Granate haben vermutlich mit einer Fluidphase, die Alkali geliefert hat,
reagiert. Die Wechselwirkung des Schiefers mit einer Fluidphase deutet auf eine retrograde
Metamorphose hin.
Das hier vorliegende Gestein hat mehr Prozesse erfahren, als der Schiefer von bei Le
Conquet.
Grund dafür ist die Granitintrusion bei Roscumunoc, die im nächsten Aufschluss behandelt
wird. Eine Granitintrusion hat eine Temperatur von ca. 700 °C. Es kommt zur
Kontaktmetamorphose der Nebengesteine. Die Intrusion erklärt die höhere Temperatur von
Kerhornou im Vergleich zu Le Conquet. Die Schiefer bei Le Conquet wurden
kontaktmetamorph überprägt, die Schiefer bei Kerhornou regionalmetamorph.
Abb. 5.3: Granatstruktur in relativ hoch-metamorphem Glimmer-Schiefer, gebildet von einem
Feldspat-Glimmergemisch
Es gab hier bei Kerhornou also eine Regionalmetamorphose, die von einer
Kontaktmetamorphose überprägt wurde, ausgelöst durch eine Fluidphase, d.h. Metasomatose.
So bildete sich erst Sillimanit durch Kontaktmetamorphose, dann kam es während der
Metasomatose zur Umwandlung der Granate.
Eine Metasomatose bezeichnet einen Prozess, der eine volatile Fluidphase als Ergebnis
hat.Wenn eine Schmelze auskristallisiert gibt es eine Restschmelze, die Alkali-reich ist. Das
Wasser der Schmelze reichert sich in der Restschmelze an. Wenn eine Sättigung erreicht ist
bildet sich eine volatile Fluidphase, die noch mobiler als Magma ist. Eine Metasomatose ist
nicht isochemisch, d.h. sie kann auch Erzlagerstätten bilden.
Aufschluss 5.3
Lokalität: Roscumunoc
Uhrzeit: 14:25 Uhr
Das hier aufgeschlossene Gestein hat eine hellgraue Farbe. Es setzt sich aus Quarz,
Plagioklas, Hornblende, Kalifeldspat, Muskovit, etwas Biotit und Turmalin zusammen.
Im Gestein befinden sich mehrere Gänge, die feinkörniger oder grobkörniger sind als das
Umgebungsgestein und dieselbe Farbe aufweisen. Es lässt sich eine Scherzonenstruktur
erkennen. Zwei Gesteinskörper, die mehrere Meter groß sind, weisen eine gneisische Struktur
auf. An den Kontaktzonen von Xenolith und Umgebungsgestein befindet sich ein weicher
Übergang. Die zwei Phasen sind vermischt.
Das hier anstehende Gestein ist Zwei-Glimmer-Granit. Der lokale Name für das Gestein ist
St.-Renan - Granit.
Bei den feinkörnigen Gängen handelt es sich um Aplite, d.h. Gänge, die feinkörniger als der
Granit sind, aber die gleiche chemische Zusammensetzung haben. Die grobkörnigen Gänge
sind Pegmatite, Gänge, die grobkörniger als der Granit sind aber ebenfalls die gleiche
chemische Zusammensetzung haben.
Bei den 2 Gesteinskörpern im Gestein handelt es sich um Xenolithe. Diese sind GlimmerSchiefer wie er bei Kerhornou vorkommt, jedoch ohne Sillimanit.
Abb. 5.4: Rechts ist ein Aplit, ein
feinkörniger Gang im Granit, links ein
Pegmatit, ein grobkörniger Gang im
Granit, abgebildet. Beide haben die
gleiche chemische Zusammensetzung wie
der Granitkörper
Aus der großen Menge Muskovitim Gestein lässt sich ableiten, dass es sich um einen s-type
Granit handelt, d.h. ein Granit, der durch die Aufschmelzung von Sediment entstanden ist.
Der Aluminiumanteil ist hoch, während es an Magnesium und Eisen fehlt. So gibt es viel
Muskowit, aber nur sehr wenig Biotit. Die Aplite sind durch schnelle Abkühlung der
Restschmelze in aufreißenden Klüften des erkaltenden Granitkörpers entstanden. Die
Pegmatite geben Hinweis auf eine Fluidphase, da sie später abgekühlt sind, als der
Granitkörper.
Abb. 5.5: Man sieht
jeweils rechts und
links des Granits in
der Mitte des Bildes
einen Xenolith, bei
dem es sich um
Glimmer-Schiefer
handelt. Er hat einen
Durchmesser von
mehreren Metern
Der Xenolith, ein Stück des Nebengesteins, ist vermutlich beim Aufstieg des Magmas in die
Schmelze gefallen. Das Fehlen von Sillimanit in diesem Schieferstück ist durch eine hydrothermale Alteration bedingt, die der Xenolith erfahren hat. Diese fand bei einer Temperatur
von ca. 350 °C statt, bei der Sillimanit nicht stabil ist.
Abb. 5.6: Vermischung von Sediment
des Xenoliths und Granit an der
Kontaktzone von Xenolith und Granit,
hervorgerufen durch hydrothermale
Alteration.
Das Alter des Granitkörpers wurde auf spätvariszisch datiert. Die Scherzonenstruktur rührt
von einer Scherzone, deren Alter ebenfalls als spätvariszisch angenommen wird, aber etwas
jünger ist, als der Granit.
Tagesprotokoll 20.09.2009 (Burak Karakaya, Baris Aktas)
La Clarté (Nahe Côte de Granite rosé)
In
einem
Steinbruch
ist
hier
ein
grobkörniger
und
lachsfarbener
Granit
aufgeschlossen (Abb.1). Er ist nach der Lokalität „Granite de la Clarté“ benannt und
dient regional als Baumaterial. Wir befinden uns hier unweit vom äußeren Kontakt.
Der gesamte Granitkomplex heißt „Granite Ploumenac’h“.
Bestandteile des Granite rosé:
Bestandteil:
Anteil (in vol%):
Kalifeldspat
~50%
Plagioklas
~15%
Quarz
~15%
Hornblende+Biotit ~20%
+ geringer Anteil an Magnetit
Abb. 1: Granite rosé
Trégastel
Das Sattelitenbild (Abb.2) gibt einen Überblick über die Stationen in Trégastel.
Darauf sind folgende Symbole auf der Karte vermerkt:
1. Rotes X: öffentlicher Parkplatz und Ausgangspunkt für weitere Stationen
2. Rote Linien: Strecke der geologischen Rundwanderung
3. Blaues X: Küstenaufschluss nähe St. Anne
4. Grünes X: Küstenaufschluss nähe La Gréve blanche
Abb. 2: Sattelitenbild für die Region um Trégastel © Google-Earth
Trégastel-Plage (500m NE vom öffentlichen Parkplatz)
Ausgehend vom öffentlichen Parkplatz des Ortes wurde eine kleine Rundwanderung
gestartet.
Dabei wurde Folgendes gesehen:
1. Granit grobkörnig, isotropes Gefüge
2. Xenolithe im Granit (Abb.3) mafische Zusammensetzung
3. Typische Verwitterungsformen Exfoliation (Abb.4)
4. Meta-Sediment, Xenolith-Blöcke im Granit
5. Fließgefüge Orientierte Feldspäte, fast vollständig auskristallisiert.
Die im Granit eingelagerten mafischen Xenolithe deuten auf einen schnellen Aufstieg
der Granitschmelze hin. Da saure Schmelzen einen niedrigeren Schmelzpunkt als
basische besitzen, werden mafische Gesteinsbrocken oftmals als Relikte mit an die
Oberfläche
geführt.
Die
Exfoliation
deutet
auf
eine
Druckentlastung
des
Gesteinskörpers beim Aufstieg hin. Das Fließgefüge ist durch Konvektion
entstanden. Dies veranschaulichen orientierte Feldspäte. Da sie schon fast
vollständig auskristallisiert sind, sind sie etwas später entstanden, als der Rest.
Abb. 3: mafischer Xenolith im Granit
Abb. 4: Exfoliation
St. Anne (500m SE vom öffentlichen Parkplatz, Trégastel)
Am
Küstenaufschluss
in
St.
Anne
sind
zwei
verschiedene,
miteinander
verschmolzene Magmen zu erkennen (Abb.5). Zum einen ein grober i-type Granit
(ρ=2,7), welcher Enklaven aus mafischem Material beinhaltet und zum anderen ein
feines mafisches Gestein (ρ=3,0), welches grobe Kalifeldspäte enthält (Abb. 6).
Letzteres wird 2-Pyroxen-Gabbro-Norit genannt.
Des Weiteren sind Rapakivi-Strukturen zu erkennen.
Abb. 5: Magma-Mingling
Abb. 6: grobe Kalifeldspäte
Dieses Phänomen der Verschmelzung zweier Magmen wird Magma-Mingling
genannt.
Beide Schmelzen sind genetisch miteinander verknüpft und stammen ursprünglich
aus dem Erdmantel. Sie sind vermutlich leicht verzögert, im flüssigen Zustand
aufgestiegen. Wobei die granitische Schmelze wahrscheinlich ein wenig später
aufgestiegen
ist,
da
sie
bereits
ziemlich
auskristallisiert
war.
Da eine große Menge an Granit immer eine noch viel größere Menge an Gabbro
voraussetzt (wegen der Fraktionierung der Schmelze und der SiO2-Anreicherung),
wurden geophysikalische Untersuchungen betrieben, um einen Hinweis auf einen
mafischen Körper in der Kruste zu finden. Dabei wurde über eine Schwereanomalie
ein Körper im Untergrund entdeckt, welches die Granitmenge vermutlich erklärt.
Es gibt keine Magmenkammer, da die „Hochzeit“ bereits in der Kruste passiert ist.
Die Temperatur der Gabbro- + Granitschmelze liegt bei ~800° - 900°C, wobei der
Gabbro ein wenig heißer ist. Die Granitschmelze ist arm an Volatilen und somit
relativ trocken.
La Grève blanche (500m W vom öffentlichen Parkplatz, Trégastel)
Nach einem kurzen Stück an der Küste in Trégastel entlang, erreicht man den
nächsten Aufschluss.
Zu erkennen sind grobkörnige Granite mit >3cm großen Kalifeldspäten. Es ist ein
externer Granit aus dem äußersten Teil der Intrusion. Tropfenförmige, mafische
Enklaven sind darin zu beobachten (Abb.7). Ferner sind Exfoliationen zu sehen.
Etwa 300m W ist der nächste Aufschluss. Aufgeschlossen ist hier ein Granit, welcher
>5cm große xenolithische Metasedimente enthält. Des Weiteren sind erneut
Enklaven, Foliation und Mingling zu erkennen. Jedoch ist hier, anders als in den
vorherigen Aufschlüssen, eine Feinschichtung und Bioturbation zu beobachten. Die
Bioturbation beschränkt sich auf Spuren. Die Feinschichtung besteht aus einer
Wechselfolge von Ton und Sand. Zudem sind granitische Gänge in den
Metasediment-Brocken
aufgeschlossen.
zu
sehen.
Circa
50m
weiter
ist
ein
Aplit-Gang
Bei der Intrusion vom Granit wurden Blöcke vom Umgebungsgestein mitgezogen.
Diese
sind
relativ
eckig.
Das
deutet
auf
einen
kurzen
Transportweg.
Die feingeschichtete Wechsellagerung von Ton und Sand kennzeichnet einen
Gezeiteneinflussbereich in einem Flachwassermillieu. Da diese Schichten genau 14
Lagen enthalten (Abb.8), könnte es den Niptiden (Ton) – Springtiden (Sand) –
Rhythmus wiederspiegeln. Jedoch ist dies eine ungeprüfte Hypothese. Der feine
Aplit-Gang könnte ein Indiz für eine schnelle Abkühlung sein.
Abb. 7: tropfenförmige, mafische Enklaven
Abb. 8: 14 Lagen der Feinschichtung (Ton-Sand)
Porc Rolland
Am Küstenaufschluss sind grünfarbene quarzitische Metasedimente zu erkennen.
Ferner sind Gänge mit verschiedenen Korngrößen zu sehen. Gesteine aus Gabbro
und Dolerit bilden weitere Gesteinsschichten. Es sind keine Anzeichen für eine starke
Metamorphose vorhanden. Granitische, pegmatitische und mafische Gänge sind zu
beobachten (Abb. 9 + 10).
Wir befinden uns hier am äußersten Kontakt zum Nebengestein. Gänge aus feinen
Korngrößen deuten auf eine Fluidphase. Das feinkörnige Material stammt aus einem
nicht so tiefen Reservoir. Es ist älter als das Granit (~jungbrioverisch). Vermutlich
ähneln sie dem mafischen Material in St. Anne.
Abb. 9: Pegmatitgang
Abb. 10: Granitgang
Bretagne Exkursion 21.09.09: Anne Bublitz & Verena Rodl
Aufschluss 1: Toénot
Beobachtungen im südlichen Teil der Insel
-
Grobkristalliner Granite rosé ( i-type) mit mafischen Xenolithen oder Enklaven
in einem feinkristallinen Granit.
Der Kontakt zwischen den beiden Graniten ist überwiegend sehr scharf, weist
aber an manchen Stellen fingerartige Fetzen auf (siehe Abb. 1).
Abb.1: Kontaktzone der Granite
-
Gabbro-Gang im groben Granit, weist Mingling Strukturen auf und hat somit
das gleiche Alter wie der Granit. Der Gang endet, da der Granitkörper von
dem feinerem Granit abgeschnitten wird.
Feine Gänge die den Gabbro durchschlagen stammen voraussichtlich aus
einer späten Phase des groben Granits.
1
Abb.2:
Gabbro-Gang in
Granit rosé
Beobachtungen im nördlichen Teil der Insel
-
Heller fast weißer Granit mit Muscovit und Biotit (also s-Type Granit).
Der Zwei-Glimmer-Granit, auch Granit d’Ile Grande genannt, ist jünger als der
feine intermediäre Granit.
Interpretation
Auf Toénot liegen 3 verschiedene Granite vor, welche jeweils eine Intrusionsphase
desselben Plutons repräsentieren. Alle Granite gehören zu den Ploumenac’h
Graniten. Die zwei i-type Granite weisen dabei die gleiche Zusammensetzung auf.
Der Granit rosé liegt als riesige Enklave im feinen Granit und ist somit älter. Da die
Kontaktzone zum Teil scharfe Grenzen aber auch Finger-Fetzen aufweist, muss der
grobe Granit schon sehr fest gewesen sein aber noch nicht völlig erstarrt, als der
feine Granit intrudierte.
Der feine Granit bildet somit eine weitere Phase desselben Plutons.
2
Abb.3: Geologische Karte
und
Querschnitt
des
Ploumanac’h Granits
(Quelle: Exkursionsführer
Bretagne 09)
Wie Abb. 3 zu entnehmen ist, taucht der feine Granit zum Zentrum des gesamten
Granitkörpers vermehrt auf und bildet nahezu eine Zwiebelform. Da große Stücke
des groben Granits im feinen Granit großräumig vermehrt auftauchen, handelt es
sich hier um eine magmatische Megabreccie.
Der grobkristalline Granit ist ca. 300 Ma alt und bildet die älteste Phase. Darauf folgt
der intermediäre feine Granit. Die letzte Intrusionsphase ist durch den s-type Granit
vertreten.
Durch
die
große
Hitze
des
Plutons
wurden
Krustengesteine
aufgeschmolzen und intrudierten an der Oberfläche.
Abb.4:
s-type Granit mit
Muscovit und Biotit
3
Aufschluss 2: Ile de Milliau (nur bei Springtide zu Fuß erreichbar)
Beobachtungen
-
Grobkörniger Granit im Kontakt zum Nebengestein.
-
Das Nebengestein besteht aus hellen und dunklen Sand- und Ton-Lagen, die
metamorph überprägt sind. Die Lineation zeichnet sich deutlich durch den
Farbwechsel ab. Teilweise ist eine erosive Basis erkennbar.
Die dunklen Tonlagen weisen eine Körnigkeit auf, die durch Metamorphose
entstanden sein könnte. Leicht gewellte und linsenartige Schichten liegen hier
im Wechsel mit sehr regelmäßigen Schichten vor. Es ist keine Bioturbation
erkennbar. Manche Lagen im Sediment weisen dunkle Porphyroblasten auf.
Die bis zu Kaffeebohnen großen Blasten sind dabei vor allem in den dunklen
Schichten zu sehen. Das Nebengestein wurde durch den intrudierenden
Granit geschert. Stellenweise ist Verfaltung sichtbar, sowie Adern und Gänge
aus Granit im Nebengestein.
Abb. 4: Kontaktzone Granit zu Metasediment
4
-
Der Kontakt zwischen Granit und Metasediment ist sehr scharf. An
vereinzelten Stellen sind aber auch Mingling-Strukturen zu sehen. Außerdem
weisen Xenolithe aus Sediment im Granit ebenfalls unterschiedliche
Kontaktgefüge auf.
Abb. 5: Mingling-Strukturen in der Kontaktzone
-
Gänge durchschlagen beide Gesteine über die Kontaktzone hinweg. Die
Gänge haben unterschiedliche granitische Texturen von pegmatitisch bis
aplitisch.
5
Abb.6: Aplit-Gang der Kontaktzone durchschlägt
-
Im Granit sind auch Xenolithe mafischer Zusammensetzung enthalten.
Abb. 7: mafische und sedimentäre Xenolithe im Granit
6
Interpretation
Die regelmäßigen Schichten im Nebengestein sind subtidal während Hoch- und
Tiefstand entstanden. Da keine Bioturbtion vorhanden ist, wurden die Sedimente
noch während des Präkambriums abgelagert. Die Porphyroblasten, die meist in
den dunklen Lagen zu finden sind, waren ursprünglich Andalusit und Cordierit
und sind überwiegend zu pseudomorphem Glimmer umkristallisiert.
Abb. 8: Porphyroblasten in Metasediment
Cordierit weist auf nicht sehr großen Druck bei hoher Temperatur während der
Metamorphose hin. Andalusit liefert dabei die Obergrenze der Temperatur.
Die Metamorphose fand demnach nicht zu tief in der Kruste statt. Die Temperatur
war jedoch höher als unter grünschieferfaziellen Bedingungen.
Die Metamorphose fand wahrscheinlich während der cadomischen Orogenese
statt und damit lange vor der grobkristallinen Granitintrusion. Die jüngsten Phasen
bilden die Aplit- und Pegmatitgänge.
7
3. Aufschluss: Ile Grande
Beobachtungen
-
Zwei-Glimmer-Granit mit Hornblende (s-Type Granit). Der gleiche Granit,
welcher bereits auf Toénot zu sehen war.
Abb. 9. Hornblende-Aggregate auf Schichtfläche des Ile Grande Granit
-
In unmittelbarer Umgebung steht der intermediäre (zeitlich), feinkristalline
Granit an, was an einzelnen Bruchstücken zu sehen ist. Dieser unterscheidet
sich deutlich von dem Ile Grande Granit, da er keinen Muscovit aufweist und
eine andere Verwitterungsfarbe hat (eher grau blau, als rosé).
Interpretation
Der Ile Grande Granit besteht aus aufgeschmolzenem Gestein aus der Unterkruste.
Die benötigte Hitze für die Anatexis entstand dabei durch die Intrusion des I-Type
Granites. Der S-Type Granit schmilzt dabei sehr schnell durch den hohen
Wassergehalt des Krustengesteins. Die Mobiliät der Schmelze wird auch durch
Dekompression gefördert.
8
8. Exkursionstag: Dienstag, 22.09.2009: M. Krebs & M. K. Saßmannshausen
Thema: Orthogneis - Xenolith im Granitoidkomplex und
Lebensraum Watt (NACT)
Aufschluss 8.1
Lokalität: Port Beni (bei Pleubian)
Uhrzeit: 10:20 Uhr
Die im Aufschluss vorkommenden Gesteine zeigen Farben von hellgrau bis dunkelgrauschwarz. Ihre Körnigkeit reicht von mittel- bis grobkörnig.
Auffällig sind große Plagioklas- Einsprenglinge, die in mehreren Gesteinen vorhanden sind.
Diese wenige mm-cm großen Plagioklase weisen zum Teil Verzwillingung auf und sogar der
Zonarbau ist, ohne Mikroskop, zu sehen. Sie erscheinen richtungslos, teilweise ist jedoch ein
magmatisches Einregelungsgefüge zu erkennen. Weitere mineralische Bestandteile sind
Kalifeldspat, Quarz, Hornblende und Glimmer, hier Biotit. Der Anteil an Plagioklas
überwiegt deutlich und liegt schätzungsweise bei 40-50%. Der Anteil der mafischen Minerale
Biotit und Hornblende schwankt, dadurch auch die unterschiedliche Färbung. Die Gesteine
enthalten dunkle, feinkörnige Enklaven eines anderen Gesteins.
Abb.8.1: Mafische, feinkörnige Dolerit-Enklaven im Granodiorit
Im Gestein sind lachsfarbene, feinkörnige Gänge, sowie dunkle, feinkörnige Gänge
vorhanden, die den beobachteten Enklaven entsprechen. Auffällig ist, dass einige der
lachsfarbenen Gänge mit dem Umgebungsgestein stark deformiert, sogar teilweise gebrochen
sind, während andere makellos durch das Umgebungsgestein hindurchgehen.
Abb. 8.2: Stark beanspruchter Aplit im Orthogneis
Einige Meter weiter liegt ein anderes Gestein vor. Dieses ist dunkelgrau und hat eine fein- bis
grobkörnige Textur. Die makroskopisch erkennbaren, mineralischen Bestandteile des
Gesteins sind Glimmer (Biotit), Quarz und Kalifeldspat.
Das Gestein ist stark deformiert, die Bänderung ist nur an relativ wenigen Stellen noch
parallel. In manchen Partien sind unterschiedliche Schichten zu sehen, die verschiedene
Zusammensetzungen haben. Es ist ein deutlicher Wechsel zwischen grob- und feinkörnig
erkennbar. Die gröberen Schichten lassen wenige mm - cm große Kalifeldspäte erkennen und
weisen eine enge Foliation auf. Die Foliation ist durch Einregelung der Glimmer
gekennzeichnet. In manchen Bereichen des Gesteins ist boudinage zu erkennen.
In einigen Bereichen haben die Feldspäte eine seitlich ausgeschwänzte Form. Diese
verformten Feldspäte stecken in einer Matrix aus weiteren Feldspäten und Biotit.
In diesem Gesteinskomplex befindet sich zudem ein Gang aus großen, weißen, mineralischen,
relativ harten Komponenten, bei denen es sich um Kalifeldspat und Quarz handelt. An der
Kontaktzone von Gang und Umgebungsgestein befindet sich ein weicher Übergang. Die
verschiedenen Phasen sind vermischt. Auch lachsfarbene, feinkörnige Gänge sind hier zu
sehen. Im Aufschluss ist ein weiterer dunkelgrauer, feinkörniger Gang zu sehen, der beide
Gesteinseinheiten schneidet.
Abb.8.3: Feinkörniger, grauschwarzer Gang → Dolerit
Die in Port Beni zu findenden Gesteine sind u.a. Granodiorite, Diorite, Tonalite und Granite,
die dem Perros-Guirec Granitoidkomplex angehören. Die unterschiedlichen Farben sind durch
eine unterschiedliche Zusammensetzung der Granitoide zu erklären.
In der wissenschaftlichen Literatur wird dieser Granitoidkomplex als Batholith, d.h. als
Wurzel eines Vulkanischen Arcs interpretiert. Die Intrusion muss aus größerer Tiefe
stammen, da zum Ausbilden eines Granitoidkomplexes viel Zeit für Fraktionierung notwendig
ist. Der Komplex ist auf frühbriovérisch datiert. Das Alter ist jedoch umstritten, da man nicht
sicher ist, dass der Arc hier und der Back-Arc, der bei St. Brieuc liegen soll, zeitlich
zusammen passen. Vulkanite, die in früheren Zeiten auflagerten, sind bereits verwittert und
im Aufschluss nicht mehr vorzufinden.
Bei den beobachteten dunkelgrauen, feinkörnigen Enklaven als auch bei den gleichfarbigenund körnigen Gängen handelt es sich um Dolerit. Die lachsfarbenen, feinkörnigen Gänge sind
Aplite. Die Aplite haben verschiedene Alter und sind so auch unterschiedlich stark
beansprucht. Die stark deformierten Aplite sind sehr wahrscheinlich Zeuge der kadomischen
und variszischen Orogenese und müssen daher mindestens das Alter des Batholiths haben,
also ca. 670 Ma. Die wenig beanspruchten Aplite sind jünger.
Bei dem anderen im Aufschluss vorkommenden, fein- bis mittelkörnigen, dunkelgrauen
Gestein handelt es sich um Gneis. Laut Exkursionsführer und Literatur handelt es sich um
Orthogneise. Der magmatische Protolith hat eine Regionalmetamorphose von ca. 600°C
erfahren (Amphibolit-Fazies). Bei diesem Gneiskomplex handelt es sich um einen Xenolith
im Granitoidkomplex, der ca. 100m groß ist. Er ist sehr deformiert, es sind mehrere
Deformationsgenerationen erkennbar. Möglicherweise hat auch eine Umkristallisation
stattgefunden.
An manchen Stellen sieht man eine Augengneistextur, die durch die ausgeschwänzten
Feldspäte charakterisiert ist. Diese entstand durch Deformation von Magmatiten mit großen
Feldspat- Einsprenglingskristallen und sind Zeuge der Scherung. Anhand der Feldspatlinien
lässt sich die Scherung erkennen.
Bei den beobachteten feinkörnigen Schichten in der Wechsellagerung des Gneises handelt
sich es sich möglicherweise um Paragneis. Das Edukt wäre somit ein Sediment. Die
Feinkörnigkeit dieser Schichten könnte sich durch die mineralischen Bestandteile erklären
lassen.
Abb. 8.4: Struktur des Orthogneises: Gut erkennbar sind die zahlreichen Plagioklase, welche
eine Größe von wenigen cm erreichen. Teilweise sind die Feldspäte linear gestreckt.
Diese Partien haben durch einen hohen Quarzanteil nur kleine Kristalle ausgebildet. Bei den
gröberen Schichten war mehr Alkali vorhanden, was die großen Feldspäte erklären würde.
Dies würde der Literatur widersprechen, man sieht jedoch stellenweise Sedimentstrukturen,
was auch Paragneis hindeutet.
Abb.8.5: Unterschiedliche Schichtung des Gneises: Oben liegt eine feinkörnige
Partie auf. Darunter kommt eine Schicht mit großen Feldspäten in
grobkörniger Matrix. Das Muster wiederholt sich.
Der Quarz-Feldspat Gang ist vermutlich durch Metatexis entstanden. Die mineralischen
Bestandteile haben eine partielle Aufschmelzung erfahren, vermutlich ausgelöst durch eine
Fluidphase, wodurch die Vermischung beider Gesteinsphasen an der Kontaktzone von Gang
und Umgebungsgestein zustande kam.
Bei dem dunkelgrauen, feinkörnigen Gang, der beide Gesteinseinheiten schneidet, handelt es
sich um Dolerit. Dieser mafische Dolerit-Dyke ist jünger als die anderen Gesteine des
Aufschlusses, da er beide schneidet. Laut Literatur ist er variszischen Alters.
Der Ursprung des Gneises lässt sich zu diesem Zeitpunkt nicht genau bestimmen. Fest steht
jedoch, dass es einen kontinentalen Untergrund gegeben haben muss und nicht MORB
(Mittelozeanischer Rückenbasalt, aus oberen, verarmten Erdmantel). Beim Vulcanic Arc
muss es also ein kleines Stück kontinentale Kruste gegeben haben, vielleicht eine Art
kontinentaler Span.
Der Aufschluss beinhaltet Gesteine von 2 Ga bis 300 Ma. Da die incartischen Gneise nur als
kleinere Körper in der NACT aufgeschlossen sind, bleibt der weitere tektonische
Zusammenhang unklar.
Aufschluss 8.2
Lokalität: Piampol (Tour de Kerroc'h)
Uhrzeit: 14:10 Uhr
In diesem Aufschluss sind verschiedene Gesteine vorzufinden.
Ein brekziöses Gestein hat eckige, violette, grüne und schwarz-bläuliche Komponenten. Die
Matrix ist sehr grob. Zudem sind feine, flachgestreckte, weiße “Fetzen” im Gestein
eingeschlossen, die z.T. elongiert sind. Bei diesen handelt es sich um sogenannte Fiammes,
die aus Bimsstein bestehen. Weitere mineralische Bestandteile sind Quarz und Kalifeldspat.
Im Gestein sind stellenweise Fließstrukturen erkennbar.
Abb.8.6: Ignimbrite mit schwarz-blauen Komponenten, sowie Quarz und Kalifeldspat
Ein anderes Gestein im Aufschluss ist sehr dunkel und feinkörnig. Es weist eine glasige Haut
und eine ca. 1m große kissenartige Form auf.
Bei dem pyroklastischen Gestein handelt es sich um eine Tuffbrekzie (Ignimbrit). Die
Zusammensetzung der Gesteine geht Richtung rhyolithisch, d.h. sie enthalten relativ viel
Silizium. Die Ignimbrite sind auf 574 Mio Jahre datiert, d.h. sie sind jungbriovérisch.
Bei den kissenförmigen Gesteinen handelt es sich um Pillowlaven, die durch Ausfließen
basaltischer Lava unter Wasser entstehen. Die Kissenlaven sind auf 614 Ma datiert und sollen
laut Literatur der Kissenlava in Erquy entsprechen.
In Pointe de Guilbern, auf der anderen Seite der Bucht gibt es weitere Pillowlaven. Diese
sollen ebenfalls den Pillowlaven von Erquy entsprechen, jedoch liegen 100 Millionen Jahre
zwischen den Pillow-Laven des Pointe de Guilben und der Pillow-Lava hier. Als Grund wird
eine Scherzone vermutet, durch deren Versatz der Altersunterschied zustande kommt.
Abb. 8.7: Fiammes in Tuffbrekzie
Aufschluss 8.3
Lokalität: Watt Piampol
Uhrzeit: 14:25
Diesen Aufschluss bildet das Watt. Der erste Fund ist ein Schachtsystem des Arenicola
marina. Arenicola marina kommt als juveniles Tier im Schlick- bis Mischwatt vor, die adulten
Tiere bewohnen das Misch- bis Sandwatt. In einem gewissen Zeitintervall kommt der
Wattwurm an den Ausgang seiner Röhre
und scheidet das verspeiste Sediment wieder aus. Dadurch wird der Ausgangsbereich seines
Schachtes durch einen spagettiförmigen Sedimenthaufen markiert. Das andere Loch stellt den
Fresstrichter dar. Auffällig ist die dichte Ansammlung der Wattwurm- Ausscheidungen
entlang der Priele. Dies lässt sich durch die Abhängigkeit des Arenicola vom Wasser erklären.
Das Sediment wird nach ca. 0,5cm schwarz und riecht faulig. Dies liegt daran, dass das
Schlickwatt weniger als das Misch- und Sandwatt umgelagert wird. So ist es am
sauerstoffärmsten. Das Watt ist besonders dunkel, da aufgrund der Sauerstoffarmut der
Reduktionshorizont, bei dem Schwefelwasserstoff fein verteiltes Eisen als Eisensulfid ausfällt
und so den Boden schwarz färbt. Weiter von der Küste entfernt liegt die Redoxgrenze der
Sulfatzone tiefer. Je größer die Korngröße, desto tiefer liegt die Sulfatzone.
Abb. 8.8: Schachtsystem Arenicola marina und Arenicola marina persönlich
Auch Weidespuren von kleinen Schnecken, Hydrobia ulvae, sind zu sehen. Diese befinden
sich im Schlickwatt. Zudem ist ein Fraßmuster des Nereis diversicolor zu erkennen. Dieser
Wurm der zu den Polychaeta gehört, gräbt sich in das Wattsediment ein, kommt zum Teil
wieder hinaus und frisst den mit Bakterien angereicherten Schleim. Er lebt im Mischwatt.
Weitere Funde sind: Ostrea edulis und Ostrea crassostrea, Schwamm Leucon-Typ. Der
Leucon Typ ist der differenzierteste Bautyp bei Schwämmen, dessen Mesohyl von
Geißelkammern durchsetzt und verdickt ist. Dadurch entsteht eine optimale
Oberflächenvergrößerung. Die Austern leben auf den im Watt befindlichen Geröllen. Zudem
gibt es viele Miesmuscheln (Mytilus edulis) und Seepocken, welche ebenso wie die Austern,
ausschließlich auf Gesteinen zu finden sind, also vor allem im Felswatt. Sie brauchen einen
festen Untergrund (Hartsubstrat) als Lebensraum.
In den Prielen sind große Ansammlungen von Muschelgeröll zu finden. Ein Priel zeichnet
sich durch einen Prall- und Gleithang aus. Am Gleithang erfolgt, durch seitliche
Sedimentation, Schrägschichtung.
Auch eine Algen-Ansammlung aus Blasentang ist zu finden. Die Blasen des Blasentangs sind
für die Aufrichtung bei Flut vorhanden.
Andere Funde sind Cerastoderma edule, Crepidula moulinsi, Ensis ensis, Pecten maximus,
Chlamys varia sowie Patella vulgata. Diese Arten sind vor allem im Sandwatt anzutreffen.
Abb. 8.9: Porifera: Leucon-Typ
Weiter seewärts sind Rippel-Strukturen zu erkennen. Doch die Kämme stehen nicht mehr
(flattoped ripples), ein typisches Indiz für das Auftauchen der Rippel bei Ebbe.
Außerdem sind zahlreiche kleine Löcher im Watt vorhanden, dies sind Gas- bzw.
Luftbläschen. Das Gas stammt von Zersetzungsprozessen.
In Mulden, in denen noch ein wenig Wasser ist, wachsen bevorzugt Diatomeen und andere
Primärproduzenten.
Das hier in Paimpol vorzufindende Watt ist relativ homogen. Es ist keine deutliche Zonierung
bestimmbar. An den Randbereichen ist das Watt etwas schlickiger, da hier die
Wasserbewegung geringer ist. Es handelt sich um ein Misch- bis Sandwatt.
Folgende Aufteilung des Wattes ist möglich:
Der Anfang des Wattes liegt im Felswatt, welches u.a. durch den Algentang und die
bohrenden sowie byssalen Formen charakterisiert ist. Darauf folgt der schlickige Teil, wobei
das Schlickwatt Ton- und Schluffanteile von über 50% hat. Dann kommt das Mischwatt,
welches einen Ton- und Schluffanteil zwischen 10% und 50% hat.
Weiter seewärts ist der sandige Bereich; das Sandwatt hat weniger als 10% Schluff- und
Tonanteil. Hier können Strömungsgeschwindigkeiten von bis zu 5m/sec. herrschen.
Bretagne-Exkursion, 9.Tag
Dennis Brüsch, Eva Trogisch, Nicolas Thiemeyer
1.Aufschluss: Port de Binic ( 10 km nordwestlich von St. Brieuc)
Beobachtung:
An diesem Halt ist eine steilstehende Abfolge von Sand- und Ton/Siltsteinen aufgeschlossen.
Folgende Sedimentstrukturen können beobachtet werden:
a.) fining upward- Zyklen in den feinklastischen Partien aus Ton und Silt
b.) erosionale Vertiefungen an der Oberfläche von pelitischen Lagen, sog. “flute marks“
oder „Belastungsmarken“, an denen sich die darüber liegenden Sandlagen eingeschnitten
haben
c.) ausgehend von einer ideal ausgebildeten Bouma-Sequenz sind hier nur die Einheiten
D+E abgelagert, die Einheiten A-C fehlen
d.) Mächtigkeit der Sandbänke max. 1m, Ø 20-30cm; Ton-/Siltlagen max. 10cm, Ø 1-2cm
e.) keine Reste von Hartschalen
f.) Harnische, Jointing in Quarzgängen und Boudinage
g.) Fallwerte im Bereich 340/38
Interpretation:
Die
ersten
beiden
Punkte
gehören
zu
einem
typischen
Strukturinventar
von
Suspensionsströmen, in denen sich bei erneuter Schüttung zuerst das gröbere Material
ablagert und somit die signifikanten Belastungsmarken im darunter liegenden feineren
Material hervorruft. Die fining upward-Zyklen sind ebenfalls ein typisches Charakteristikum.
Diese entstehen, wenn die Fließenergie nachlässt und sich dadurch das gröbere Material des
Trübestromes an der Basis zuerst ablagert. Betrachtet man das Strukturinventar einer
Bouma-Sequenz, so zeigt sich, dass in diesen Sedimentablagerungen nur die feineren
Einheiten D+E ausgebildet sind, da sich die gröberen Einheiten A-C hier nicht ablagern
konnten. Dies ist jedoch nicht unüblich, da es sich bei einer Bouma-Sequenz um das
idealisierte Strukturinventar von Turbiditen handelt. In der Realität fehlen häufig eine oder
mehrere Einheiten, die vertikale Anordnung bleibt jedoch erhalten. Dass die Einheiten A-C
Tag 9, 23.09.2009
1
in diesem Aufschluss fehlen, spricht für einen eher entfernten Ablagerungsbereich, in dem
die Wasserenergie schon stark nachgelassen hat.
Das Fehlen von Hartschalen weist auf ein proterozoisches Alter hin, in dem die ersten
tierischen Formen keine Skelette oder Hartschalen besaßen.
Die aufgeschlossenen Gesteine legen den Schluss nahe, dass es sich aufgrund der oben
beobachteten
Sedimentstrukturen
um
eine
Abfolge
von
distalen
Turbiditen
(Suspensionsströme) handelt, die mindestens brioverisches Alter haben müssen.
Die in Punkt e.) beobachteten Strukturen zählen
nicht zu den primär entstandenen
Sedimentstrukturen. Im Zuge der Cadomischen Orogenese sind die Sedimentpakete dieser
Tubiditabfolge steil gestellt und leicht metamorph überprägt worden. Durch den
Kompetenzkontrast der einzelnen Lagen konnten sich Boudinage-Strukturen entwickeln
(siehe Abb.1.).
Abbildung 1: boudinierte Quarzlagen in spätbrioverischen Sedimenten
Tag 9, 23.09.2009
2
Allgemeines zu Turbiditen:
Turbidite sind die wichtigsten und häufigsten Sedimente am Fuß der Kontinentalhänge der
Tiefsee. Sie kommen aber auch in Seen und Randmeeren vor.
Turbidity currents (Suspensionsströme) entstehen, wenn durch Erdbeben oder Stürme
Rutschungen des Sedimentes ausgelöst werden oder wenn die Stabilitätsgrenze durch zu
große Sedimentmächtigkeiten am Rande des Schelfs oder dem Kontinentalhang selber
überschritten werden und dadurch bedingt spontane Rutschungen entstehen.
Suspensions- oder Trübeströme sind Strömungen aus einem Schlamm/Wassergemisch, die
über den Kontinentalhang hinabfließen. Wegen seiner in Suspension befindlichen
Schwebefracht aus tonigem Material, hat das trübe Gemisch eine höhere Dichte als das
darüber befindliche klare Wasser und fließt daher mit großer Geschwindigkeit (max. 100-200
km/h) unmittelbar über den Meeresboden unter dem sonst ruhigem Wasser entlang.
Am Fuß des Kontinentalhangs verringert sich die Inklination und somit auch die
Geschwindigkeit des Trübestromes, wobei ein Teil des gröberen Materials (Sand) sich
abzusetzen
beginnt.
Die
Sedimentschichten,
die
von
zahlreichen
Trübeströmen
übereinander abgelagert werden, bilden einen submarinen Fächer, die mit einem
Schwemmfächer auf dem Festland Ähnlichkeiten haben.
Viele Ströme setzen sich über den Fuß des Kontinentalhanges hinaus fort und schneiden,
wenn sie darüber hinweg strömen, Erosionsrinnen in die submarinen Fächer ein, bis sie
schließlich den ebenen Boden des Ozeans, das heißt die Tiefseeebene, erreichen. Dort
breiten sie sich aus und kommen in gradierter Schichtung aus Sand, Silt und Ton zur Ruhe
und bilden die für Turbidite typischen Sedimentstrukturen aus. Nahe dem Liefergebiet
abgelagerte (proximale) Turbidite sind in der Regel dickbankiger und grobkörniger als
liefergebietsfern abgelagerte (distale) Turbidite.
Das Strukturinventar von Turbiditen wurde von Bouma (1962) erstmals beschrieben. Eine
komplette Bouma-Sequenz setzt im unteren Teil mit strukturlosen, normalgradierten Sanden
und/oder Konglomeraten (Einheit A) ein. Es folgen horizontalgeschichtete Sande (Einheit B),
die von rippelgeschichteten Silten und Feinsanden, der Einheit C, überlagert werden. Die
meist siltig-feinsandigen Ablagerungen der nachfolgenden Einheit D sind horizontal
laminiert. Die Einheit E besteht aus laminierten Tonen. Eine komplette Bouma-Sequenz
repräsentiert das idealisierte Strukturinventar von Turbiditen.
Tag 9, 23.09.2009
3
In der Realität fehlen jedoch häufig eine oder mehrere Einheiten der Bouma-Sequenz. Die
zur Ablagerung der einzelnen Sedimentschichten benötigten Zeitspannen divergieren
zwischen den einzelnen Einheiten sehr stark. Die Einheiten A-C lagern sich in einen
Zeitintervall von wenigen Stunden ab, während die vierte Einheit D schon mehrere Monate
benötigt. Die Einheit E, die Hintergrundsedimente, werden in einem Zeitraum von bis zu
10.000 Jahren abgelagert. Ein paar weitere Merkmale (Sedimentstrukturen) von
Trübeströmen sind z.B. Gradierung, Kolkmarken, Gegenstandsmarken, Wickelschichtung,
Horizontalschichtung, Rippelschichtung und Belastungsmarken.
Abbildung 2: idealisierte Abfolge einer Bouma-Sequenz; Lexikon der Geowissenschaften
Tag 9, 23.09.2009
4
2.Aufschluss: Moulin plage-Südseite ( 7 km nordwestlich von St. Brieuc)
Beobachtung:
An dieser Station sind steilstehende Abfolgen von Sand- und Ton/Siltsteinen aufgeschlossen.
Folgende Sedimentstrukturen können beobachtet werden:
a.) stärkere Deformation und metarmorphe Überprägung der Turbidite; Schichtung kaum
bis gar nicht erkennbar
b.) Mächtigkeit der Sandbänke max. 1m, Ø 20-30cm; Ton-/Siltlagen max. 10cm, Ø 1-2cm
c.) Beginn einer Schieferung
d.) Porphyroblasten aus Cordierit
e.) Konkretionen
Interpretation:
Es handelt sich in diesem Aufschluss um die gleichen Gesteine wie am Hafen von Binic.
Aufgrund der Tatsache, dass wir uns geographisch der Intrusion von St. Quay genähert
haben, erscheint es nicht verwunderlich, dass die hier aufgeschlossenen Turbiditabfolgen
stärker metamorph überprägt worden sind und sich sogar schon der Beginn einer
Schieferung entwickeln konnte.
Ein weiteres Merkmal für den höheren
Metamorphosegrad
sind
porphyroblastisch
die
gesprossten
Cordieritkristalle, die durch metamorphes
Wachstum
größer
als
die
Durchschnittskorngröße der Grundmasse
sind. Die Entstehung von Cordierit ist oft
gebunden
an
Erdoberfläche
Prozesse
in
nahe
Gebieten
der
der
Kontaktmetamorphose, in Gneisen und
Pegmatiten.
Abbildung 3: steilgestellte Turbiditabfolge
Tag 9, 23.09.2009
5
3.Aufschluss: St.Quay Intrusion (ca. 700m in nordwestlich Richtung vom 2. Halt am Moulin
plage)
Beobachtung:
a.) Kontakzone (Randbereich) zwischen der Intrusion und dem Nebengestein
b.) mehrere Gesteinstypen: Hornblende-Quarzgabbro + Norit
c.) schwache Alteration der Gesteine der Intrusion
d.) große Xenolithe; teilweise mit metamorpher Überprägung
e.) Staurolith vermutet (nicht gefunden)
Interpretation:
Bei den Gesteinen von St. Quay handelt es sich um eine Intrusion, die entlang von
Schwachstellen ins anstehende Gestein eingedrungen ist und dabei die während des
Magmenaufstieges mitgerissenen Xenolithe (siehe Abb. 3.) teilweise metamorph überprägt
hat, so dass in den Fremdgesteinseinschlüssen Glimmer (Muskovit) gesprosst sind. In der
ersten Phase ist Hornblende-Quarzgabbro (Diorit) in das hier anstehende Gestein intrudiert,
während bei der zweiten Phase Norit (ein Gabbro, der an Stelle von Klinopyroxen
überwiegend Orthopyroxen führt) eingedrungen ist. Das Intrusionsalter wird hier mit 570560 Mio. Jahren (spät brioverisch) angegeben.
Die Gesteine der Intrusion sind nur schwach
alteriert und wenig tektonisch beansprucht
worden, was ein Hinweis dafür ist, dass die
Platznahme der Intrusion gegen Ende der
Cadomischen
Orogenese
stattgefunden
haben muss. Der Staurolith, der jedoch
nicht gefunden worden ist, wäre ein Indiz
für
amphibolithfazielle
Metamorphosebedingungen (0,3-1 GPa und
ca. 500-700ºC).
Abbildung
4:
Xenolithe
Quarzgabbro (Diorit)
Tag 9, 23.09.2009
6
in
Hornblende-
Protokolltag: 24.09.2009
Fuchs, Michael / Karakaya, Burak / Bauer, Benjamin
St. Jacut de la Mer
Beschreibung:
Wir betrachten die anstehenden Gesteine entlang des Strandes. Das Gestein ist
metamorph und stark deformiert. Auffallend sind hellere, grobkörnige Bereiche mit hohem
Anteil an Quarz und Feldspat und dunkle Bereiche mit leichter Foliation, die in Lagen bzw.
linsenförmig (Biotit) im Gestein verteilt auftritt.
Interne Strukturen, insbesondere Falten-, Schlieren-, und nebulöse Strukturen, aber auch
Schollenstrukturen (eher lokal und maßstabsabhängig) sind anfangs gut erkennbar.
Entlang des Aufschlusses nimmt der Anteil an Quarz und Feldspat auffallend zu. Interne
Strukturen werden weitgehend zerstört bis das Gestein fast homogenisiert erscheint.
Bild 1: Schlierenstruktur im briovèrischen Migmatit / St. Jacut, 13:15h
Bild 2: Faltenstruktur in briovèrischem Migmatit / St. Jacut, 13:30h
Bild 3: Migmatit mit hohem Leukosomanteil / St. Jacut, 13:40h
Interpretation:
Wir befinden uns hier im St. Malo Terrane (SMT). Das Fresnaye - Scherzonen - System
trennt das SMT vom St. Brieux Terrane.
Das beschriebene Gestein ist ein Briovérischer Migmatit (536±14 Ma), der während des 2.
Cadomischen Orogens abkühlte. Den grobkörnigen, hellen Anteil bezeichnet man als
Leukosom, der dunkle, schwarze Anteil wird Melanosom (bzw. Restit) genannt. Entlang
des Aufschlusses nimmt der Anteil an Quarz und Feldspat auffallend zu. Interne
Strukturen werden weitgehend zerstört bis das Gestein fast homogenisiert erscheint. Es
vollzieht sich der Übergang von einem Metatexit zu einem Diatexit.
Teils aufgeschmolzene, plastisch verformte Leukosome werden durch krustale Schmelze
mit entsprechend hohem Quarz- und Feldspatanteil gebildet. Die Wärme für diese
Anatexis kann beispielsweise aufgrund der Entfernung zum granitischen Pluton bei Côte
Îie Grande nicht von jenem geliefert worden sein. Wahrscheinlicher ist gemäß einem back
arc Modell eine lokale thermische Anomalie in Form einer Krustenverdickung, die die
Wärme des Mantels für eine Anatexis ausreichend isoliert. Zudem deutet das Fehlen von
hellem Glimmer in leucosomdominierten Bereichen auf eine Dehydratisierung des
Muskovits
hin.
In
der
Folge
wird
die
Schmelztemperatur
reduziert
und
die
Leukosombildung begünstigt. Es entsteht ein Diatexit, der durch eine Zunahme der
Korngrößen, aber auch durch Auftreten von Schlierenstrukturen charakterisiert ist. Als
Ausgangsgestein kann ein Gneis oder Metasediment dienen.
Plage de Quatre Vaux (8km S. St. Cast le Guildo)
Beschreibung:
Der „Plage de Quatre Vaux“ ist ein ca. 200m langer Küstenbereich, welcher an beiden
Rändern aufgeschlossen ist. Zunächst wurde der westliche Rand der Küste untersucht.
Zu erkennen sind Metasedimente in Blöcken. Das Alter wird als brioverisch angegeben
(~540Ma). Die Gesteine sind deformiert. Boudinierte und verfaltete Quarzgänge neben
sandigem Band sind häufig anzutreffen (Bild 4). Zudem wurden kleinere hellere Blöcke
gesehen, welche reich an Quarz und Feldspat sind und einen pegmatitischen Anteil
aufweisen. An einem Block wurde außerdem eine „stromatic structure“ erkannt (Bild 5).
Bild 4: Boudenierte, verfaltete Quarzgänge neben sandigem Band, wenig kompetent, 15:10h.
Bild 5: Metatexit neben Leukosomblöcken, im Block stromatic structure, 15:15h
Interpretation:
Es handelt sich hierbei um einen Migmatit. Die Zusammensetzung gleicht den Migmatiten
in „St. Jacut“ auf der gegenüberliegenden Seite der Bucht. Da jedoch an diesem Gestein
deutliche Strukturen (z.b. stromatic structures) zu erkennen sind, welche vor der
Migmatisierung gebildet worden sind, kann man es als Metatexit bezeichnen. Hiefür
spricht ebenfalls der geringe Anteil an Leucosom. Dies ist ein Indikator für einen
geringeren Aufschmelzungsgrad.
Beschreibung:
Als nächstes wurde der gegenüberliegende Küstenrand untersucht.
Aufgeschlossen sind siltig-tonige Metasedimente, welche geschiefert sind, sowie
metamorph überprägte Quarzgänge (Bild 6), zum Teil boudiniert. Womöglich ist eine
schwach erkennbare Gradierung zu erkennen. Darüber ist dickbankiger Quarzit
abgelagert, den man an hellerer Farbe und gröberer Korngröße erkennt.
Des Weiteren liegen zahlreiche magmatische Blöcke verteilt. Sie sind dunkel, feinkörnig,
mafisch und nicht deformiert.
Bild 6: Metasedimente neben quarzitischem Gestein und magmatischen Blöcken, 15:45h
Interpretation:
Die Wechselfolge von Metasedimenten zu Quarziten spricht für eine Tempestit/TurbiditAbfolge. Es fehlen weitere Informationen um dies genau zu klären. Das Fehlen von
Migmatit ist ein Indiz für eine mögliche Scherzone (Verwerfung). Die magmatischen
Brocken bestehen aus Dolerit und sind jünger als das Brioverian. Da diese in St. Jacut
aufgeschlossen sind, wurden sie wahrscheinlich hergespült.
Point de la Guard / St. Cast-le-Guildo
Der letzte Aufschluss liegt in derselben Bucht, ca.4 km nördlich vom Plage de Quatre
Vaux, direkt am südlichen Stadtrand von St. Cast-le-Guildo
Beschreibung:
Die Bucht von St. Cast liegt auf dem St. Malo Terraine (SMT). Sie wird von der St. CastScherzone in Richtung NE durchzogen. Südöstlich und Nordwestlich befinden sich
briovèrische Metasedimente.
Man erkennt Mylonite (mit 50-90% feinkörniger Matrix)
in stark deformiertem,
migmatischem Gneis (Bild 7).
Die Mylonitisierung bezeichnet die Zerkleinerung von Gestein an tektonischen
Bewegungsflächen
im
Zuge
duktiler
Deformation
unter
Kornzerkleinerung
und
syntektonischer Rekristallisation.
Als Tektonit versteht man ein Gestein, das ein herausragendes Verformungsmuster zeigt.
Die
Deformation kann sich sowohl als Schieferung (S) als auch als
Lineation (L)
ausbilden.
Schieferung und Lineation, in Form von LS-Tektonit und L-Tektonit, sind im Quarz und im
quarzitischen Feldspat zu erkennen.
Bild 7: mylonitisierter Gnes, Point de la Guard, 16 :10h
Weiter abwärts am Meer wird die Gesteinsmatrix feinkörniger und geht in mylonitisierten
Schiefer (Bild 8) über. Die tektonische Beanspruchung des Ursprungsgesteins ist hier
wesentlich intensiver verlaufen, als im oberen Bereich des Aufschlusses. Verstärkt sind
hier Ultramylonite (mit über 90% feinkörniger Matrix) entstanden.
Bild 8: mylonitisierter Schiefer, Point de la Guard, 16:25h
Der mylonitisierte Schiefer wird von einem mafischen Gang (Bild 9) durchzogen, es ist
dunkler, feinkörniger Dolerit. Dieser Gang ist ohne Versatz, also jünger als die Störung.
Bild 10: Dolerit, Point de la Guard, 16:35h
Interpretation:
Im Zuge von Orogenesen und Kontinentaldrift haben sich in Armorica
zwei
Hauptstörungen in OW-Richtung eingestellt, die North/South Armorican Shear Zone
(NASZ/ SASZ). Sie gliedern die Bretagne in drei Ablagerungsterranes.
Zwischen Tregor und le Mont St. Michel, im NACT (North Armorican Composite Terraine),
befinden sich weitere Scherzonen, wie die Fresnaye Shear Zone System (FSZ) oder die
Cancale Shear Zone System (CSZ). Sie verlaufen von der North Armorican Shear Zone
nahezu in Nordöstlicher Richtung und unterteilen die Küste in kleinere Terranes wie das
Tregor-la Hague Terrane (TLHT), St. Brieuc Terrane (SBT), St. Malo Terrane (SMT) oder
das Mancellian Terrane (MT). Südlich der NASZ schließt sich das Central Armorican
Terrane (CAT) an. Dieses Terrane wird durch die SASZ nach Süden vom South Armorican
Terrane (SAT) abgegrenzt.
Die Mylonitisierung der Gesteine der St. Cast Shear Zone kann auf das Ende der zweiten
Cadomischen Orogenese mit einem Alter von ca. 540 Ma angenommen werden.
Day 11:
Friday 25th September 2009
Stuart Spurlock, Beverley Tkalcec, Barish Aktas
Rance Valley
-
Site 1
Site 2
Site 3
Site 4
Site 5
Site 6
Site 7
:
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Port Picain, Cancale
Tréfumel
Léhon, close to Dinan
Grève de Morlets
La Landrais
La Richardais
Plage St. Enogat, Dinard
Stuart Spurlock, Beverley Tkalcec, Baris Aktas
Britanny Excursion Day 11
Day 11 took us to several sites
along the Rance Valley (Fig. 1).
After the first site at Port Picain,
near Cancale on the northern coast,
we travelled south to Tréfumel,
from where we began our journey
northwards, examining various
sites en route.
Site 1: Port Picain, Cancale
Directly in front of the youth
hostel near Cancale, this site is
located on the St. Malo Terrane
(SMT) in close proximity to the
border of the Marcellian Terrane
(MT). The SMT and MT are
separated by the Cancale Shear
Zone (CSZ).
Fig. 1: Rance Valley
Google Maps
Observations:
Low tide at Port Picain exposes an outcrop of alternating metamorphic bedding with an almost
gneissic texture. A relatively coarse fabric dominates; a finer fabric plays a subordinate role (Fig 2).
The coarser fabric creates beds 20-40 cm in thickness, with grain sizes not exceeding 5 mm. The
finer fabric creates beds 15-25 cm in thickness, with grain sizes not exceeding 2 mm. Both fabrics
share an almost identical lithology, dominated by feldspar, quartz, and phyllosilicates. However, the
finer beds seem to have a greater abundance of phyllosilicates such as biotite and muscovite, as well
as a noticeably lower quartz content than the coarse beds. The coarse fabric is tight, planar to subplanar and contains sigmaoide feldpar porphyroblasts (Fig. 2), as well as S-C structures (Fig.2),
both revealing a sinistral shear direction. Numerous quartz veins, many of which display boudinage, are parallel to foliation and have a NE (040) orientation. The fine beds are tightly foliated and
parallel. Their texture is much more homogenous than that of the coarse beds; here the feldspars are
small and disrupt the phyllosilicate foliation very little.
Day 11/ 1
Stuart Spurlock, Beverley Tkalcec, Baris Aktas
Britanny Excursion Day 11
Fig. 2: Port Picain : clockwise from top left: S-C structures showing sinistral shear direction;
sigma clasts also showing sinistral shear direction; coarse and fine fabrics; site overview
Interpretation:
The collective grain size, as well as the alternating nature of the bedding suggests a sedimentary
protolith. An alternating sedimentary bedding of pelitic and psammitic material as a possible protolith would explain the contrast in grain size and texture between the two metamorphic fabrics. The
fine metamorphic fabric most likely originated from pelitic material; which justifies the abundance
of phyllosilicates, as well as the lack of quartz in comparison to the coarse metamorphic fabric. The
coarse fabric most likely originated from psammitic or at least silty material; phyllosilicates are still
abundant, but quartz and feldspar porphyroblasts are much larger and more frequent. The quartz
veins were most likely created in the early phases of metamorphism as pressure solution.
The feldspar sigma clasts as well as the S-C foliation indicate ductile shear deformation, both revealing a sinistral shear direction. Brittle deformation in the form of boudinage followed, enabled
by the contrast in viscosity to the surrounding fabric and increasing NW/SE compression (σ1) perpendicular to the NE orientation of boudinage (σ3). This conforms with the sinistral movement of
the CSZ that strikes NE/SW (040), reconfirmed by the S-C foliation and sigma clasts.
Day 11/ 2
Stuart Spurlock, Beverley Tkalcec, Baris Aktas
Britanny Excursion Day 11
The nature of the metamorphic fabric, ie .planar foliation, stretched quartz, sigma clasts and S-C
foliation, allows the interpretation that this is a (sub-)mylonitic texture. This, however, was not as
mylonitic as the texture found at Pointe de la Garde the day before, thus inferring a weaker degree
of shear deformation at Port Picain.
Site 2, Tréfumel
Observations:
From afar it is immediately obvious that the small abandoned quarry at Tréfumel bears calcareous
material. An exposure 6 m high by 20 m long reveals a light-colored chalky hue, typical for limestone. The limestone is overlain by recent sediments, and relics of permafrost are present as a
distinct zig-zag boundary between the two beds (Fig. 3).
Closer inspection of the
sediment reveals that it
is almost entirely composed of biogenic material. Poorly cemented, it
lacks micritic porefilling. It is rich in fragments of benthos fauna,
such as brachiopods,
echinoderms, bryozoans,
gastropods and bivalves.
Rare calcareous ooids
Fig.3: Tréfumel biogenic grainstone
represent what is perhaps
the only non-biogenic CaCO3 content of the sediment. Fossilized calcitic bivalve shell fragments are
common, frequently represented by the Pecten arca and Glycimeris, with heterodontic shell rims.
Aragonitic gastropod shells are only present as casts; their original shell having been dissolved and
replaced with a stone core. Spectacular are occasional sea urchin needles that have recrystallized
into monocrystals of calcite, as large 1.5 cm. Traces of bioturbation are present as tunnel structures
filled with buff-colored sediments. Round calcareous bodies are evident as intraclasts or grapestones. There is no evidence of terrigenous input.
Day 11/ 3
Stuart Spurlock, Beverley Tkalcec, Baris Aktas
Britanny Excursion Day 11
Interpretation:
During the Miocene (11 MA ago), the Rance Valley, as well as parts of the Parisian Basin, were
submerged by an interior seaway, the Mer des Faluns (Fig. 4). The global sea-level at this time was
roughly 70 m higher than today. Great extents of Western Europe were covered by shallow epicontinental oceans.
The biogenic limestone found in
Tréfumel originated in such an
ocean basin. The bio- and lithofacies enable a reconstruction of
the conditions existing in the
basin during sedimentation. The
fossil concentration and the lack
of micritic pore-filling justify a
lithological classification as
grainstone. Together with the
fragmented nature of fossils, this
absence of micritic porefilling
infers high flow-energy, above the
Fig. 4: The interior seaway, the Rance river and Tréfumel
fair weather wave basis (FWWB),
where the fine micrite would have been constantly washed away. The presence of calcareous ooides
also confirms agitated, shallow waters. The stenohaline organisms such as Pecten arca, sea urchins,
or various bryozoans, suggest euhaline, fully marine conditions with salinity between 30-40‰. This
is further supported by the great diversity of organisms and infers this epi-continental ocean basin
environment enjoyed uninterrupted interchange with the open ocean. Further signs of a flourishing
eco-system at the time of sedimentation are present in the form of bioturbation, most likely from
polychaets, whose mortal remains are not capable of fossilization. Intraclasts, or so-called grape- or
lumpstones are concretions created by green algae and are proof of increased bacterial production,
inferring a warm climate and again shallow waters. The high eustatic sea level suggests high global
temperatures. The shallow depth infers coastal proximity, yet there is no terrigenous input. This
indicates a lack of river runoff and infers a dry, thus sub-tropical climate, which is inducive for
strong carbonate building.
Day 11/ 4
Stuart Spurlock, Beverley Tkalcec, Baris Aktas
Britanny Excursion Day 11
Site 3: Léhon, near Dinan
Observations:
This site is located to the south of Dinan on a side canal of the river Rance, on the ascent to the
Castle of Léhon. The small exposure (3 x 3 m) reveals a magmatic fabric and a lithology
dominated by quartz, feldspar and both biotite and muscovite.
Interpretation:
The magmatic rock upon which the castle of Léhon is perched can be classified as two-mica
granite (s-type). This so-called Granite de Dinan formation is located on the Marcellian Terrane
(MT). The formation has been dated at 540 MA, slightly younger than the upper Brioverian migmatites of the St. Malo Terrane (SMT). Migmatization on the SMT led to leucosome accumulation,
which melted the overlying country rock during the late Cadomian Orogenisis, creating the intrusive body of Dinan.
Bordering to the west of the Granit de Dinan is a much younger s-type granite, dated 300 MA. The
so-called Granite de Bobital ascended during the Variscan Orogenesis. This Variscan granite simply
took the path of least resistance, the path that the Cadomian granite had paved 240 MA earlier.
Thus, the significance of this site is that it represents a reactivated route of ascent for intrusive
magmatic migration. At least two different intrusions, 240 m.y. apart, are known to have exploited
this ascent route.
Site 4: Grève de Morlets
Observations:
This site is situated on the west bank of the Rance valley, several km to the north of (thus downstream from) Dinan. It is striking how wide the Rance valley becomes approaching Grève de
Morlets. The incised valley was created during the last ice-age, as the global sea-level was much
lower than that of today, forcing rivers to erode deep channels on their path to the ocean.
Day 11/ 5
Stuart Spurlock, Beverley Tkalcec, Baris Aktas
Britanny Excursion Day 11
An outcrop 6 m high by 20 m long reveals
alternating bedding of metamorphic fabrics
(Fig. 5). The two fabrics contrast greatly in
grain size, thickness and competence. The
finer fabric is tightly foliated, flaky and
crumbles with ease. It consists of thin (few
cms) beds displaying a dull micaceous
sheen. The coarser fabric appears as thicker
(up to 20 cm) metapsammite beds.
Both fabrics are folded (Fig. 6) with fold axes
Fig. 5: Greve de Morlets
030 to 040 stretched to the north-east. However fold wavelengths vary, due to the contrasting thicknesses of the two materials.
Quartz veins riddled with folds are also frequent, especially in the finer fabric. The
outcrop displays a variety of fold structures,
including concentric folds, similar folds,
chevron folds, conjugated kink folds and
fault-tip folds. They appear in both symmetrical and asymmetrical form, upright and
recumbent. Especially in the coarse fabric
fracture cleavage is common in the hinges.
Fig. 6: Variety of folds in two metamorphic fabrics
A protruding anticline, about 1 x 1 m in size, provides a 3D view of a fold displaying polyphase
deformation. Pre-existing folded layers of the coarse/fine interbedding have been collectively
folded into a concentric fold structure, where the a/c surface, the b-axis and also the bedding surface
are all visible. The bedding surfaces are dominated by minor s- and z-folds, striking parallel to the
b-axis, yet slickenside striae perpendicular to the b-axis are also vaguely discernable.
Day 11/ 6
Stuart Spurlock, Beverley Tkalcec, Baris Aktas
Britanny Excursion Day 11
Interpretation:
The grain size and lithology of both coarse and fine fabrics, as well as the interbedded nature of the
sequence, suggest a sedimentary protolith. Considering the surroundings on the St Malo Terrane
(SMT), it is safe to presume that young Brioverian sediments served as parent material. The tight
phyllosilicate foliation of the fine fabric, as well as the absence of larger porphyroblasts of any sort,
suggest a greenschist facies deformation. This is further supported by the evidence of brittle deformation in the coarse fabric i.e. fracture cleavage etc. The tightly foliated fine metamorphic fabric
appears to be a mica-schist. Retrograde chloritisation would offer an explanation for the fabric's
pale blue-green hue. The structural attributes at Grève de Morlets allow the reconstruction of a
poly-phase deformation: Foliated bedding with quartz veins are folded on a small scale before
large-scale folding of the entire sequence occurs. The first stage of deformation (D1) is manifested
in the foliation and the consequent formation of quartz veins due to pressure solution. The second
phase of deformation (D2) created the small-scale folds in both metafabrics. In further phases of
deformation, both coarse and fine fabrics, as well as quartz veins are folded in multiple forms and
geometries, inferring different stress fields and strain rates.
Site 5: La Landrais,
Observations:
A few kilometers north of Grève de Morlets, this exposure adjacent to the dry docks of La Landrais
resembles the mica-schist at the last site. However, the grain size is generally coarser at this site,
rendering it an almost gniessic texture and especially the mica crystals are larger here. Two fabrics
compose a sequence of alternating
metamorphic bedding. A finer
fabric is psammitic with grain sizes
no larger than 1 mm and homogenous in appearance. In the coarser
fabric feldspar porphyroblasts 2-4
mm spread the phyllosilicate foliation. Sillimanite crystals can be
identified with a hand lense. The
fabric is folded, whereby a distinct
thickening in the hinges can be
Fig. 7: La Landrais, coarse grained folded mica-schist
Day 11/ 7
observed (Fig. 7)
Stuart Spurlock, Beverley Tkalcec, Baris Aktas
Britanny Excursion Day 11
Interpretation:
The nature of the mica-schist at La Landrais resembles that of Grève de Morlets yet has a more
gneisic appearance. Several factors infer an increase in metamorphic grade, relative to the Gève de
Morlets. Increased porphyroblast formation implies accelerated dynamic recrysallization. The
presence of sillimanite infers higher temperature metamorphism (at least 500 °C). The folds with
thickened hinges imply a constrictional deformation in a middle to lower crustal level. The almost
gneisic fabric at La Landrais was infers it middle to upper grade amphibolite facies metamorphism.
Site 6: La Richardais
Observation
This site is located a few km northwest of La Landrais in the core of an anticline. The outcrop
reveals a partial melting of the gneissic material with light and dark mineral accumulations. The
leucosomes have separated from the melanosome mineral components, creating a much broader
foliation. Both are strongly and erratically folded. Occasional blocks (ca. 50 cm) that resemble
xenoliths (Fig.8) appear within the separated metatexite fabrics. They resemble the metasediments
at Grève de Morlets and do not appear to have undergone partial melting, except for their margins,
which display leucosome accumulation..
Fig. 8: La Richardais migmatite with large paleosome
Day 11/ 8
Stuart Spurlock, Beverley Tkalcec, Baris Aktas
Britanny Excursion Day 11
Interpretation
The erratic fabric of La Richardais infers migmatization. This occurred when muscovite is heated,
destabilizes and begins to dehydrate. The released fluids reduce the solidus of the system. Felsic
minerals are the first to undergo melting and begin to flow, migrating into leucosome accumulations. This segregation from the mafic minerals, whose higher solidus delays their anatexis, results
in the formation of melanosome accumulations. The fold structures with no apparent geometrical
relationship were formed as the leucosomes began to flow. The metasediment blocks are paleosomes (Fig. 8) that have remained unaffected by the progressing migmatisation. Their partially
melted margins are witness to the temperature of the surrounding migmatite body. The fabric can
be classified as metatexite; relictic structures of the gneissic fabric from which it was migmatized
are still visible. Relative to La Landrais the migmatites of La Richardais represent an increase in
metamorphic grade due to a rise in temperature. Thus, the heat increased northwards along the
Rance valley. .
Site 7: Plage de St. Enogat, Dinard
Observations:
La Plage de St. Enogat is located northwest of La Richardais, in Dinard, just west of St. Malo. On a
beachside promenade several hundred meters long, migmatites are exposed. In comparison to La
Richardais the leucosomes at St. Enogat.have gathered into great accumulations. Relictic structures
of the former metafabric are still present over much of the outcrop. However, some leucosome
accumulations are so great that
all traces of the parent fabric
have been erased. Dominating
migmatic structures include
surreitic (Fig. 8), phlebitic and
stromatic. The entire outcrop is
extremely micaceous. Large
crystals of quartz, feldspar and
also mica are displayed in
pockets and veins of pegmatites.
The outcrop has been cut by at
least two large dolerite dykes, 3
m and 8 m wide respectively.
Fig. 9: Plage St. Enogat, Dinard : surreitic migmatite structure
Day 11/ 9
Stuart Spurlock, Beverley Tkalcec, Baris Aktas
Britanny Excursion Day 11
Interpretation:
The migmatites of Dinard at Plage St. Enogat reveal metatexis in some places and diatexis in other
places. Thus all stages of migmatisation are represented here: the transition from metasediments
(paleosomes) to metatexites and finally to diatexites. With a greater degree of anatexis relative to
the last site at La Richardais, the exposure at Plage St. Enogat climaxes the trend of progressive
increase in temperature towards the north along the Rance valley.
Day 11/ 10