pdf - Geowissenschaftlichen Museum Göttingen

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GÖTTINGER
ARBEITEN
ZUR
GEOLOGIE
UND
PALÄONTOLOGIE
Nr.38
Gerd Zarske
Gefügekundliche und kristallingeologische
Untersuchungen zur alpinen Störungskinematik
im Umbiegungsbereich von
Tonale- und }udicarien-Linie
1989
Im Selbstverlag der Geologischen Institute
der Georg-August-Universität
Göttingen
Göttingcr Arb. Gcol. Paläont.
142 S., 73 Abb., 28 Tab., 13 Taf.
Göttingen, 17.1. 1989
•••
38
Gerd Zarske
Gefügekundliche und kristallingeologische Untersuchungen
zur alpinen Störungskinematik im Umbiegungsbereich l'on
Tonale- und Judicarien-Linie
Als Dissertation eingereicht am 23.09.1988
bei den Mathematisch-Naturwissenschaftlichen
der Georg-August- Universität
Fachbereichen
erscheinen in unregelmäßiger Folge
im Selbstverlag der Geologischen Institute
der Georg-August- Universität Göttingen:
Institut und Museum für Geologie und Paläontologie
Institut für Geologie und Dynamik der Lithosphäre
are issued irregularily
by the Geological Institutes
(until 1985: Geol.-Paläont. Inst.)
of Göttingen University:
Institute and Museum of Geology and Palaeontology
Institute of Geology and Dynamlcs of the Lithosphere
Redaktion
Dr. Helga Uffenorde
Institut und Museum für Geologie und Paläontologie
Goldschmidt-Straße 3
D-3400 Göttingen
ISS
N 0534-0403
@) Geologische Institute, Universität Göttingen
Offsetdruck KINZEL, Göttingen
ZARSKE,
G. (1989): Gefügekundliehe
und kristallingeologische
Untersuchungen
zur alpinen Störungskinematik
im Umbiegungsbereich von Tonale- und Judicarien-Linie
(Structural and petrographie investigations of the Alpine fault kinematics at the be nd of
Tonale- and Giudicarian Line] - Göttinger Arb. Geol. Paläont., 38:
142 S.,?3 Abb., 28 Tab., 13 Taf.; Göttingen
The kinematics of late Alpine shear zones at the bend of the Insubric
Line and the metamorphie evolution of parts of the Campo unit are
investigated. A kinematic model, resting on a sinistral dis placement of
a formerly straight Insubric Line, is proposed for the region.
Alpine-orogeny,
regional-tectonics,
Alto-Adige, kinematics,
slip-fault, shear, nappe, mylonite, poly-metamorphism
G. Zarske, Institut für Geologie und
Goldschmidtstr. 3, D3400 Göttingen.
Dynamik
strike-
der Lithosphäre,
ZUSAMMENFASSUNG
Die vorliegende Arbeit befaßt sich mit der kinematischen Entwicklung der Scherzonen im Umbiegungsbereich der
Insubrischen Linie von der Tonale- zur Judicarien-Linie.
Neben diesen beiden Störungszonen wird besonderes
Schwergewicht auf die Peio-Linie und ihre Rolle gelegt. In diesem Zusammenhang wird auch die metamorphe
Entwicklung der von diesen Scherzonen begrenzten ostalpinen Kristallinserien untersucht.
Das Kristallin N' der Peio-Linie zeichnet sich durch eine einphasige prograde präalpine Metamorphose in
Amphibolitfazies aus und erlebte eine durchgreifende altalpidische Diaphthorese, deren Intensität mit Annäherung
an den Schneeberger Zug zunimmt.
Das als "Tonale-Peio-Ulten-Serie"
zusammengefaßte
Kristallin S' der Peio-Linie
erfuhr eine mindestens
zweiphasige präalpine Metamorphose. Deren älteres Stadium wurde durch die Platznahme der sog. Granoblastitserie
in ihrem jetzigen Rahmen ausgelöst. Zu diesem Zeitpunkt herrschten Bedingungen an der Grenze zum high grade;
dieses Metamorphosestadium bedeutete für die Granoblastitserie das Einfrieren eines bereits retrograden Zustandes,
während es für ihren Rahmen der Höhepunkt einer prograden Entwicklung war. Das jüngere präalpine
Metamorphosestadium lag im Bereich der Amphibolitfazies und stand mit einer gemeinsamen Deformation aller SBlock-Gesteine im Zusammenhang. Alpine Diaphthorese ist S' der Peio-Linie an diskrete Scherzonen gebunden.
Die Peio-Linie ist eine duktile Scherzone, an der das Kristallin S' der Störung relativ nach ENE bewegt wurde. Die
älteren duktilen Gefüge werden vielfach von jüngeren Gefügen überlagert, die NNW-gerichtete Einengungen und
Aufschiebungen unter spröd-duktilen Bedingungen bezeugen. Diese beiden Stadien der kinematischen Entwicklung
der Scherzone sind Ausdruck der Anfangs- und Endzustände einer kontinuierlichen
Veränderung in der
Orientierung des regional wirksamen Spannungstensors.
Die Judicarien-Linie
zeigt im untersuchten
Abschnitt hauptsächlich
Gefüge, welche eine
Aufschiebung des Kristallins S' der Peio-Linie auf das Südalpin unter spröd-duktilen Bedingungen
Es finden sich aber auch Hinweise auf die Beteiligung sinistraler Scherung.
SE-gerichtete
nachzeichnen.
Die E' Tonale-Linie
bietet das Bild einer dextralen duktilen Scherzone,
Deformation zurückgehende Gefügeelemente stark von den Effekten einer
stärkster Verkürzung subnormal zur Scherzone überlagert werden.
nicht-koaxiale
mit Richtung
deren ältere, auf
koaxialen Plättung
11
Tonale-, Peio- und Judicarien - Linie werden. als genetisch zusammengehöriges kinematisches System interpretiert.
Die Peio-Linie ist in diesem Modell die laterale Rampe einer ENE-gerichteten
Deckenüberschiebung,
die ihre
Ursache in Raumproblemen hatte, die im Oligozän beim sinistralen Versatz der bis dahin stetig verlaufenden
Insubrischen Linie an der Judicarien-Linie zwischen den beiden versetzten Störungsabschnitten entstanden.
SUMMARY
This work describes the kinematic evolution of the shear zones at the bend in the Insubric Line from the Tonaleto the Giudicarian Line. Special attention is paid to the Peio Line and its role. In this context, the metamorphic
evolution of the Austroalpine crystalline series bordered by the mentioned shear zones is investigated.
The crystalline unit N of the Peio Line shows aprealpine,
facies and suffered a penetrative eoalpine diaphthoresis
Complex.
single-phase, prograde metamorphism of amphibolite
that increases in intensity towards the Monteneve
The crystalline unit S of the Peio Line (here referred to as "Tonale- Peio- Viten Series") suffered at least two phases
of prealpine metamorphism. The older stage was initiated by the emplacement of the so-called Granoblastite-Series
into its actual framework. At this time, metamorphic conditions were high grade at the lower boundary. This
metamorphism signified the preservation of an already retrograde stage within the granoblastites, while it was the
peak of a prograde development for their surrounding. The younger prealpine stage of metamorphism was within
the amphibolite facies and Iinked to a common deformation of all rocks of the S-block. Alpine diaphthoresis S of
the Peio Line follows discrete shear zones.
The Peio Line is a ductile shear zone, along wh ich the crystalline S of the fault was transported to the ENE. In
many cases, the older ductile fabrics are overprinted by younger structures reflecting NNW -directed shortening
and thrusts under brittle-ductile conditions. Those two stages of the kinematic evolution of the shear zone should
be seen as the end members of a continous change in orientation of the regional stress tensor.
In the investigated area the Giudicarian Line shows mainly fabrics reflecting a SE-directed reverse movement of
the crystalline S of the Peio Line onto the South Alpine under brittle-ductile conditions. There are some indicators
pointing towards the participation of sinistral shear.
The E Tonale Line shows as a dextral ductile shear zone, whose older, non-coaxial fabric elements are strongly
overprinted by the effects of coaxial f1attening with the direction of greatest shortening subnormal to the shear
zone.
The Tonale, Peio, and Giudicarian Lines are interpreted as a genetically consistent kinematic system. In this model,
the Peio Line is the lateral ramp of an ENE-directed nappe-thrust caused by the space problems between parts of
the Insubric Line arising from the sinistral displacement of the formerly straight fault at the Giudicarian Line in
Oligocene times.
III
DANKSAGUNG
Eine große Anzahl von Personen war mir bei der Fertigstellung
hiermit. Einige von ihnen möchte ich namentlich aufführen:
dieser Arbeit behilflich.
Ihnen allen danke ich
Herr Prof. Dr. K. Weber und Herr Dr. H. Ahrendt gaben mir die Anregung zu dieser Arbeit und unterstützten
mich durch Rat und Tat. Herr Prof. Dr. B. Storre übernahm freundlicherweise das Korreferat für diese Arbeit und
steuerte einige wertvolle Hinweise zur Petrologie bei.
Herr Dipl.-Geol. K. Ullemeyer führte mich in die Arbeit mit dem Röntgentexturgoniometer
Schneider half mir bei der Durchführung der Mikrosondenmessungen.
Herr Dr. W. Skrotzki half mir mit der Anfertigung von TEM - Aufnahmen
steuerte einige Kathodenlumineszenzaufnahmen
von Myloniten bei.
von Quarzen, und Herr Dr. R. Neuser
Frau Dipl.-Geol. S. Schütte und Herr Dipl.-Geol. J. Adam waren mir bei der Textbearbeitung
Herr Faber fertigte einige der Dünnschliffe
einiger Abbildungen.
Mein besonderer Dank gilt meiner
insbesondere im Gelände.
für mich an, und Frau Kaubisch
Frau Christiane
Diese Arbeit wurde im Rahmen des DFG-Projektes
ABKÜRZUNGEN
Die Abkürzungen
Act
Ab
Aln
Alm
And
An
Ap
Bt
Cpx
Chi
Cld
Czo
Crd
Dol
Ep
Grt
Hem
Hbl
Kfs
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von Mineralnamen
Aktinolith
Albit
Allanit
Almandin
Andalusit
Anorthit
Apatit
Biotit
Klinopyroxen
Chlorit
Chloritoid
Klinozoisit
Cordierit
Dolomit
Epidot
Granat
Hämatit
Hornblende
Kalifeldspat
Kyanit
für ihre Geduld
Ungeduld
und finanziert.
UND DARSTELLUNGSKONVENTIONEN
folgen größtenteils einem Vorschlag von KRETZ (1983):
01
Or
Opx
PI
Py
Pyr
Pr!
Qtz
Rt
Srp
Sph
St
Top
Tur
Zrn
Zo
Limonit
Muskowit
Olivin
Orthoklas
Orthopyroxen
Plagioklas
Pyrit
Pyrop
Pyrophyllit
Quarz
Rutil
Serpentin
Sphen
Staurolith
Topas
Turmalin
Zirkon
Zoisit
behilflich.
half mir bei der Verkleinerung
mit meiner
WE 488/20-1 angefertigt
Lm
Ms
ein, und Herr Dr. A.
bei der Arbeit,
IV
Zusätzlich und abweichend werden verwendet:
Cc
Fsp
Gli
Grp
Kalzit
Feldspat
Glimmer
Graphit
Gross
Opq
Ser
Spess
Grossular
Opakminerale
Serizit
Spessartin
Physikalische Größen sind in SI-Einheiten angegeben; abweichend davon:
P
T
(Druck) in kbar; Pf = Druck der fluiden Phase
(Temperatur) in Grad C
(Zeit) in Jahren (a); I Ma = 106 a
Weitere Abkürzungen, z.T. im Text weiter erläutert:
K,Kd
K
MSA
S,L
C
ecc
X,Y,Z
B
a,b,c
Gleichgewichtskonstante einer Reaktion
magnetische Suszeptibilität (Kap. 8)
Magnetische Suszeptibilitätsanisotropie
Foliation und Lineation, in Übereinstimmung mit einem
Teil der englischsprachigen Literatur groß geschrieben
diskrete Scherfläche in Myloniten
Dehnungsschieferung
Achsen des finiten Strainellipsoids; x> Y>Z
Faltenachse
Kristallachsen
Geographische und geologische Namen:
IL
PL
TL
Insubrische Linie
Peio-Linie
Tonale-Linie
JL
PuL
Judicarien - Linie
Pustertal-Linie
Tektonische Richtungsdaten sind nach CLAR (1954) angegeben. Alle Projektionen beziehen sich auf die untere
Halbkugel im Schmidt'schen Netz. Belegungsdichte-Diagramme sind fast durchwegs mit ARiAne (ADAM 1988)
erstellt; einige Diagramme von Qtz-<a>-Achsen-Regelungen sind von Hand gezeichnet. Diagramme von Texturen
wurden so orientiert, daß die Gesteinslineation E- W' liegt, und daß die geographischen Relationen des
Kartenbildes beibehalten werden (z.B. ist für nach S oder SE einfallende Gesteine im Diagramm das tektonisch
Liegende im N).
Geographische Koordinaten sind im für die Italienische Topographische Karte gebräuchlichen System GAUSSBOAGA angegeben. Sie können nach folgendem Schema in UTM-Koordinaten transformiert werden: Sowohl beim
Rechts- als auch beim Hochwert jeweils die beiden ersten und letzten Stellen weglassen und die Sektorenkennung
"32TPS" voranstellen (z.B. 16lli50/5146950 = 32TPS 231469).
INHALTSVERZEICHNIS
EINLEITUNG
1
Fragestellung, Auswahl des Arbeitsgebietes und Untersuchungsmethoden
2
Erforschungsgeschichte und geologischer Rahmen
2.1
Die Insubrische Linie
2.2
Das östliche Campo - Kristallin
2.3
Der regionale Rahmen des Arbeitsgebietes
II
3
3
4
4
6
8
DIE KRISTALLINSERlEN N' UND S' DER PEIO-LINIE
Gesteins bestand und Gelände beo bach tungen
Mikroskopie und Mineralparagenesen
Mikrosondenuntersuchungen
und Geothermometrie
9
9
14
22
DIE MYLONIT ZONEN
Beobachtungen im Gelände: Makro- und Mesostrukturen
Die Peio- Linie
Die Judicarien - Linie
Die Tonale- Linie
Genese, geologische Bedeutung und Nomenklatur von Myloniten
Mikroskopie: Mineralbestand - Edukte - Diaphthorese
Die Peio- My lonite
Kathodenlumineszenz
Mikrosonden un tersuch ungen
Calci t- Dolomit - Thermometrie
Die Tonale- Linie
Die Judicarien - Linie
Die R umo- Linie
30
30
30
38
42
42
45
45
50
51
53
54
55
58
IV
MIKROGEFÜGE,
58
V
1
2
3
4
5
6
UNTERSUCHUNGEN
AN QUARZGEFÜGEN
Quarzgefügeen twickl ung
Quarz-c-Achsen in Myloniten der Peio-Linie
Quarz-<a>-Achsen in Myloniten der Peio-Linie
Quarz-c-Achsen an der Tonale-Linie
Quarzkorngrößen und Paläostreß an der Peio-Linie
Versetzungsstrukturen
in Quarzen der Peio-Mylonite
1
2
3
4
MAGNETISCHE GEFÜGE AN PEIO-, JUDICARIENZur Meßmethode und Interpretation
Qualitative Vergleiche
Gefügeregel ung
Beweg ungsanal ysen
1
2
3
III
I
1.1
1.2
1.3
2
3
3.1
3.1.2
3.1.3
3.1.4
3.2
3.3
3.4
VI
DEFORMATIONSMECHANISMEN
UND SCHERSINN
67
67
70
76
78
79
82
UND TONALE-LINIE
83
83
89
93
95
2
VII
1
2
2.1
2.2
3
3.1
3.2
3.3
3.4
INTERPRET ATION DER ERGEBNISSE
Zeitliche Einordnung der Störungsbewegungen an Peio-, Tonale- und Judicarien-Linie
Ein Modell der räumlichen und zeitlichen Entwicklung des Störungssystems
Die Mechanik diskontinuierlicher Scherzonen
Anwendung auf die bearbeiteten Scherzonen
Konsequenzen des Modelles
Die Adamello- In trusion
Die südliche Fortsetzung der Judicarien-Linie
Das Westende der Pustertallinie
Die Größe dextraler Horizontalversätze an der Insubrischen Linie
Li tera turverzeichnis
Anhang: Mikrosondenanalysen,
Tafeln I - 13
98
98
101
101
104
106
106
108
108
108
111
verwendetes Programm zur Grt-PI-Barometrie,
Karten
121
3
I EINLEITUNG
1.1 Fragestellung,
Auswahl des Arbeitsgebietes
und Untersuchungsmethoden
Die Insubrische Linie (IL) durchzieht als ein zumeist E-W-verlaufendes Störungssystem über mehr als 700 km die
Alpen und trennt die Südalpen von den Zentralalpen ab. Die vorliegende Arbeit soll einen Beitrag zum Verständnis
ihrer räumlichen und zeitlichen Entwicklung liefern.
Trotz der bedeutenden Rolle der IL für den Bauplan der Alpen ist die Kenntnis der Bewegungen, die an ihr
abliefen, lückenhaft. Das gilt besonders für den Abschnitt E' des Bergells, also für den gesamten Ostalpenraum.
Folgende Fragen stehen im Vordergrund:
-
Ab wann war die IL aktiv?
Welche kinematische Funktion hatte die IL ?
Gab es neben Vertikalbewegungen auch horizontale Versätze und wie groß waren diese?
Haben alle Abschnitte der IL die gleiche Bedeutung?
Abbildung 1 gibt einen Überblick über den Verlauf der IL.
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Dinariden
Abb. 1: Verlauf der Insubrischen Linie und Benennung ihrer Einzelabschnitte (CL=Canavese-Linie,
TL=TonaleLinie, JL=Judicarienlinie,
PuL=Pustertal-Linie,
GL=Gailtallinie).
Geologische Übersichtskarte
nach
BÖGEL & SCHMIDT (1976)
Den Ansatz für die Auswahl des Untersuchungsgebietes
bildete die Möglichkeit horizontaler E-W-gerichteter
Bewegungen an der IL. Wenn diese stattgefunden haben, so ist vor allem in den Bereichen, in denen die Störung
merklich ihren Verlauf ändert, mit Komplikationen im Bewegungsbild zu rechnen.
Solche Bereiche findet man an zwei Stellen (Abb. 2):
- am Westende der IL, das heißt an der Canavese-Linie im Westalpenbogen
- am Ostende der Tonale-Linie (TL), wo diese scheinbar von der Judicarienlinie
Pustertal-Linie versetzt wird
(JL) abgeschnitten
und gegen die
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Abb. 2: Mögliche (und in der Literatur
Gebiete für Horizontalversätze
diskutierte)
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kinematische
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Modelle für die IL und die Lage kritischer
Das erstgenannte Gebiet ist seit langem ein Forschungsschwerpunkt des Geologischen Institutes (heute IGDL) der
Universität Göttingen. Seine Geologie ist entsprechend gut untersucht.
Über das zweite Areal -das östliche Campo-Kristallinwar sehr viel weniger bekannt. Jedoch versprach
insbesondere die Mylonitzone der Peio-Linie (PL), die einen Kristallinkeil zwischen JL und TL nach NW begrenzt,
wertvolle Hinweise auf die Kinematik dieses Raumes zu enthalten.
Diese Vermutung erwies sich im Verlauf der Untersuchungen als richtig, und entsprechend ihrer Bedeutung ist den
Myloniten der Peio-Linie der größte Anteil dieser Arbeit gewidmet. Weil es in erster Linie um eine
Bewegungsanalyse geht, nehmen mikrostrukturelle Untersuchungen unter den angewandten Arbeitsmethoden den
wichtigsten Platz ein: neben der Auswertung unter dem Lichtmikroskop erkennbarer Gefügeelemente kamen
Kathodenlumineszenzbilder
zum Einsatz.
Quarz-cund <a>-Achsen-Regelungen
wurden
optisch und
röntgenographisch gemessen und die Anisotropie der magnetischen Suszeptibilität (MSA) der Gesteine untersucht.
Petrographische
Einzelprobleme,
gelöst.
und petrologische
Ergebnisse
basieren
auf konventionellen
Dünnschliffuntersuchungen.
insbesondere Geothermometrie, wurden gezielt mit der Mikrosonde oder durch Röntgenverfahren
1.2 Erforschungsgeschichte
und geologischer Rahmen
Dieses Kapitel gibt einen Überblick über Arbeiten an der Insubrischen Linie und im östlichen Campo-Kristallin.
Es stellt die bestehenden Vorstellungen kurz dar, bleibt aber für das engere Arbeitsgebiet auf grobe Umrisse
beschränkt. Aus der Literatur bekannte Details werden -soweit sie für diese Arbeit relevant sind- in den
entsprechenden Einzelkapiteln genannt.
1.2.1 Die Insubrlsche
Linie
wurde bereits zu Ende des 19. Jahrhunderts als bedeutende Störung zwischen Zentral- und Südalpen erkannt und
unterschiedlich benannt. TARAMELLI (1882) und SUESS (1885) sprachen von der "Periadriatischen Naht", später
wurde dann "alpin-dinarische Naht" (SUESS 1901) bzw. "alpin-dinarische Grenze" (SALOMON 1905) gebräuchlich.
Den Begriff "Judicarienlinie"
Störung ein.
prägte bereits 1879 MOJSISOVICS,und auch SUESS (1885 : 3 I9 ff.) ging auf diese
'5
Von der "Insubrischen Linie" sprach 1919 erstmals SPITZ, der damit zunächst nur den westlichen Abschnitt aus
Canavese- und Tonale-Linie
meinte. Heute ist dieser Name international für das gesamte Störungssystem
gebräuchlich und umfaßt von W nach E Canavese-Linie,
Tonale-Linie,
Judicarienlinie,
Pustertal-Linie
und
Gailtal-Linie (Abb. 1). Synonyma sind "Periadriatische Linie" und "Periadriatisches Lineament" (siehe AHRENDT
1980, BÖGEL 1975).
Die IL trennt die "alpin metamorphen oder wenigstens teilweise alpin-metamorph beeinflußten Gebiete der Ostund Westalpen von den Südalpen, denen eine solche Beeinflussung fehlt, ..." (BÖGEL 1975 : 165). Mit dieser klaren
Feststellung präzisierte BÖGEL die Ansicht CORNELIUS', der die Grenze zwischen Zentral- und Südalpen als ein
"formales Ordnungsprinzip" sah, an dem der "im wesentlichen S-vergente S-Flügel der Alpen ..." nach N begrenzt
wird (CORNELIUS 1949). Allerdings darf die Definition BÖGELs nicht z~ eng ausgelegt werden, denn es gibt
nördlich der IL einige Gebiete, in denen alpidische Metamorphose fehlt oder nur sehr schwach ist. Das sind z.B.
das E' Campo-Kristallin (diese Arbeit), Thurntaler Quarzphyllit und Teile des Deferegger Altkristallins (BORSI et
al. 1973,1978, SCHULZ 1988) und der Drauzug. Die fehlende alpidische Metamorphose dieser Gebiete äußert sich
auch in den dort ermittelten radiometrischen Altern (AHRENDT 1980).
Als Schwächezone der Kruste ermöglichte die IL zweimal in ihrer Geschichte (im Oligozän und im Permokarbon)
die Intrusion granitischer und granodioritischer
Magmen. Eine Zusammenstellung diesbezüglicher Altersdaten
findet sich bei EXNER (1976). Auch paläogeographisch machte sich die IL seit dem Oberkarbon bemerkbar (z.B.
van BEMMELEN 1965, de JONG 1967, BÖGEL 1975: 173).So war die Judicarienlinie seit dem Perm die Grenze
zwischen Lombardischem Becken und Tridentiner Schwelle (BOSSELINI 1965, VECCHIA 1957); das ist auch in
den seismischen Profilen, die DEICHMANN et al. (1986) veröffentlichten, erkennbar.
Nach wie vor stehen die Bewegungsabläufe an der IL zur Diskussion. Beträchtliche Hebungen der Zentralalpen
relativ zu den Südalpen sind unbestritten, und die Größe der Hebungsbeträge läßt sich an hand petrologischer und
isotopengeologischer Argumente einengen. Als Größenordnung für die Westalpen nannte AHRENDT (1980) 25 km.
Die absoluten Vertikal verwürfe variieren aber scheinbar entlang der Störung. Das zeigen die Arbeiten von
WAGNER et al. (1977,1979) und von PURDY & JÄGER (1976). Die größten Hebungen liegen im Tessin und
betragen über 20 km, während für das Bergeller Massiv eine Heraushebung um 10 km wahrscheinlicher ist. Die in
den Ostalpen geforderten
Vertikalversätze
sind geringer und meist nicht direkt an der IL, sondern an
Begleitstörungen zu finden. Beispielsweise gaben BORSI et al.(1978) "not less than 5 km" für den Westteil der
Deferegger Hauptstörung an. Möglicherweise sind dazu aber noch differentielle Hebungen an weiteren Störungen
(Kalkstein-Vallarga-Linie,
Markinkele-Linie ; HEINISCH & SCHMIDT 1984) zu addieren.
Die meisten Autoren betrachteten die Vertikalbewegungen an der IL als eine Aufschiebung der Zentralalpen auf
die Südalpen. Dem widerspricht ein von der Schule van BEMMELENs vertretenes Modell: hierin ist die IL eine
Abschiebung der Südalpen, die erst später in ihre heutige steil nach N einfallende Lage verkippt wurde (DIETZEL
1960, van BEMMELEN 1965 ). Dieses Modell sollte Phänomene, die scheinbar eine Dehnung verlangen, besser
erklären: das Vorkommen unmetamorpher
eingeklemmter Trias-Späne (FURLANI
1919, GANSSER 1968,
AHRENDT 1972, FUMASOLI 1974 ) und das Eindringen granitischer Schmelzen entlang der Linie.
Mögliche Horizontalbewegungen an der IL sind umstritten. Flach abtauchende Harnischstriemungen stellen einen
Hinweis darauf dar und wurden mehrfach beschrieben (z.B. FUMASOLI 1974, GANSSER 1968, SASSI et al. 1974).
Sie zeigen meist dextralen Bewegungssinn, geben aber wahrscheinlich nur einen letzten Bewegungsakt wieder und
erlauben keine Aussagen über Gesamtstrain und Versatzbeträge.
SASSI et al.(1974) fanden an Begleitstörungen der IL südlich des Tauernfensters asymmetrische Falten mit
vertikalen Achsen, die ebenfalls auf dextrale Scherbewegungen schließen lassen. Zu gleichen Schlüssen kamen auch
FUMASOLI (1974) und HEITZMANN
(1986) an der Tonale-Linie
sowie SCHMID et al.(1987) nach
Detailuntersuchungen an der W' Tonale-Linie und der Canavese-Linie.
Als Argumente
gegen größere
Horizontalbewegungen
an der IL führte
AHRENDT
(1972, 1980) die an der
6
Canavese-Linie zu beobachtenden Lagebeziehungen zwischen oligozänen Andesiten, gleichalten Intrusivgesteinen,
deren Nebengesteinseinschlüssen
und den Sesia-Gneisen an. Ein Teil der (Vertikal-)Tektonik
lief bereits vor der
Effusion der Vulkanite ab (AHRENDT 1980).
WAGNER et al.(1979) untersuchten
die Hebungsgeschichte
der Bergeller Intrusion und deren Bezüge zu
Granitgeröllen in der Molasse von Corno. Aus den Ergebnissen läßt sich ableiten, daß der Bergeller Granit seit
Einsetzen der Erosion um nicht mehr als 20-30 km dextral gegenüber den Südalpen bewegt worden ist. Diese
Möglichkeit wog bereits FUMASOLI(1974) gegen ein völliges Fehlen lateraler Bewegungen ab. Dazu ist zu sagen,
daß beide obengenannten Einwände gegen Horizontalbewegungen zum einen nur für den Bereich der CanaveseLinie und zum anderen nur für den Zeitraum ab der beginnenden Erosion des Bergeller Granites gelten.
Andere geologische Indizien sprechen für dextrale Bewegungen im 100-km-Bereich an der IL. TOLLMANN
(1978) leitete sie aus Vergleichen der Triasfazies beiderseits der Störung ab und SCHERIAU-NIEDERMAIR
(1977)
führte lagerstättenkundliche
Argumente ins Feld. Auch die Verteilung von Intrusivgesteinen, deren z.T. extreme
Auswalzung (EXNER 1962, 1976) und die Einschuppung von Triasvorkommen an der Linie lassen sich so erklären.
Palinspastische Rekonstruktionen LAUBSCHERs (1971a,b, 1973, 1983)-der überdies auf die Interferenz von N-Sund E-W-Bewegungen
E'der Judicarienlinie hinwies- fordern dextrale Verschiebungen von ca. 300 km. Dieser
Gesamtbetrag wurde nach LAUBSCHER durch "Bewegungsdiffusion" an Nebenstörungen "gegen W sukzessive
abgebaut". Mit dieser Vorstellung lassen sich möglicherweise Strukturen wie die Deferegger Stö~ung und KalksteinVallarga-Linie (BORSI et a1.1973), Jaufen-Linie (deI MORO et a1.1982), Passeiertal-Störung(THÖNI
1983) und
Peio- Linie (ANDREA TT A 1948) erklären.
RATHORE & HEINZ (1979) und RATHORE (1980) maßen an der Pustertal-Linie und an der Gailtal-Linie die
magnetischen
Suszeptibilitätsanisotropien.
der Gesteine. Für weite Bereiche konnten sie daraus dextrale
Scherbewegungen ableiten. Zudem stellten sie eine Abnahme der Kompressionskomponente
an der Störung von E
nach W fest.
Aus paläomagnetischen Messungen abgeleitete Horizontalversätze von 1000 km und mehr an der IL (de BOER
1965, de JONG 1967) sind mittlerweile durch neuere Beobachtungen widerlegt worden: der Übergang von den
Magnetisierungsrichtungen
der Gesteine auf der Adriatischen Platte zu denjenigen in "stable Europe" vollzieht sich
nicht sprunghaft an einer scharfen Grenze (FÖRSTER et a1.1975 SOFFEL 1975).
Für die Judicarienlinie drängt sich aus dem Kartenbild sofort der Eindruck einer sinistralen IIIersetzung auf. Die
Pustertal-Linie erscheint gegenüber der Tonale-Linie um ca. 75 km nach N verschoben (TOLLMANN 1970). Die
in diesem Fall zu erwartende N-Fortsetzung der JL bei Sterzing gibt es aber offenbar nicht (SCHINDELMAIR
1968). Vielmehr wies TOLLMANN (1977) auf eine mögliche Fortsetzung der Pustertal-Linie bei Mauls nach W
hin. Dieser in Satellitenbildauswertungen
begründete Schluß scheint durch gezielte MSA- Untersuchungen in diesem
Gebiet (RATHORE & HEINZ 1979) unterstützt zu werden.
MSA - Messungen RATHOREs (1980) an der nördlichen JL belegen aber sinistrale Scherung an dieser Störung.
Andererseits ist die südliche JL keine junge Blattverschiebung (CASTELLARIN & SARTORI 1982).
Nach SEMENZA (1974) spiegelt die räumliche Lage von Pustertal-Linie und von Judicarienlinie lediglich die
primäre Geometrie eines Plattenrandes bei der alpidischen Orogenese wider, was auch DOGLIONI & BOSSELINI
(1987) bestätigten.
Seit wann die Insubrische Linie als Störung wirksam war, läßt sich bislang nicht zweifelsfrei sagen. Weil pliopleistozäne Schotter der Poebene und des Ungarischen Beckens nicht von ihr betroffen wurden, haben seit dieser
Zeit keine Bewegungen mehr stattgefunden (TRÜMPY 1980).
1.2.2 Das östliche
Campo-KristalIin
erfuhr
Vergangenheit
in
der
vergleichsweise
wenig
Beachtung.
Erste
petrographische
Beschreibungen
7
veröffentlichte
HAMMER (1899, 1902,1904, 1905). Er wies auf die teilweise hochgradig metamorphen
Mineralgesellschaften
und auf Olivingesteine, die vereinzelt Granat führen, hin. HAMMER schilderte auch
"Zerquetschungen der Gesteine" (= Mylonitzonen) im Bereich der Peio-Linie.
Die Bedeutung
unterschiedlichen
Interpretation
dieser zunächst
"Bäderlinie" benannten
Störung als Trennfläche
Gebieten betonten AMPFERER & HAMMER (1911), aber HAMMER
zwischen
strukturell
(1938) widerrief diese
später.
Im Südostteil des Gebietes untersuchte SCHMIDEGG (1936) Falten um steile Achsen.
Italienische Geologen nahmen die detaillierte kartographische Aufnahme des Gebietes vor. Neben den Arbeiten
ANDREATTAs (1936, 1948, 1952, 1953, 1954) ist die Untersuchung des unteren Ultentals und des KreuzbergGranits durch DAL PIAZ (1942) zu nennen. Die Veröffentlichungen
ANDREATTAs liefern jedoch bei weitem
den vollständigsten Überblick über die lokale und die regionale Geologie und sind die Grundlage der offiziellen
geologischen Karte.
Die petrologischen Erkenntnisse über das Kristallin S' der Peio-Linie wurden bislang fast ausschließlich aus den
Paragenesen der Ultramafite in dessen Zentral bereich abgeleitet. BRENNEIS (1970) und ROST & BRENNEIS
(1978) waren dabei noch auf optische Mikroskopie und naßchemische Analytik angewiesen, während HERZBERG
et al.(1977) und MORTEN & OBATA (1987) sich auf Mikrosondenanalysen stützen konnten. Dennoch kamen alle
Autoren prinzipiell zu ähnlichen Ergebnissen, nämlich Bildung der Granate in den Peridotiten nach deren
tektonischer Einschuppung aus dem oberen Mantel in die Unterkruste bei Drucken erheblich über 15 (bis 25) kbar
und Temperaturen von 700 bis 800 Grad C.
Bezüge zu anderen Gebieten mit Granatperidotiten
(1978) und ROST et al.(197 8) her.
(Ivrea-Zone,
Alpe Arami) stellten ROST & WANNEMACHER
Die petrologisch-tektonische
Entwicklung der Paraserien schilderten HACK & SCHMIDT (1983). Das gleiche
Thema, allerdings mit dem Schwerpunkt auf K/ Ar- und Rb/Sr-Datierungen
haben die Arbeiten von THÖNI
(1980, 1981) und von HOINKES & THÖNI (1982, 1983). Diese behandeln das hier betrachtete Gebiet innerhalb
eines größeren Rahmens nur am Rande, aber dennoch enthält besonders die Zusammmenstellung radiometrischer
Alter durch THÖNI (1981) sehr wertvolle Detailinformationen. V.SEIDLEIN (1988) nahm auf petrographischer und
tektonischer Grundlage eine Seriengliederung des Kristallins S' der PL vor.
Datierungen am Iffinger-Kreuzberg-Massiv
stammen von BORSI et al. (1972),
Ganggesteinen im westlichen Südtirol befaßten sich GATTO et al.(1976).
Aus den vorgenannten
RAHMENS (Karten):
Arbeiten
ergibt sich das nachfolgend
und
skizzierte GESAMTBILD
mit
den
alpidischen
DES GEOLOGISCHEN
Das Untersuchungsgebiet
ist ein Teil der Oberostalpinen Kristallindecken (Mittelostalpin im Sinne TOLLMANNs,
z.B. 1987), namentlich der Campo-Decke,
welche nur schwer von der W' benachbarten
Languard-Decke
abgrenzbar ist. Die höchste Einheit der Campo-Decke ist eine Quarzphyllitserie ("Marteller Quarzphyllit"), die vom
Ortlermesozoikum überlagert wird (TRÜMPY 1980). Letzteres umfaßt Sedimente vom Perm bis zur Oberkreide
(Cenoman, maximal Unterturon, CARON et a1.1982). Es erfuhr eine nur sehr schwache eoalpidische Metamorphose
(FREY et a1.1974) und wurde tektonisch in einen komplizierten Schuppenbau zerlegt. Der unterlagernde
Quarzphyllit hat diaphthoritische Mineralbestände von Qtz+Ms+Chl:!:Bt:!:Grt:!:Ab/Pl:!:Akzessorien und weist GIimmeralter von etwa 85 M.a. auf (THÖNI 1981).
Quarzphyllit und Ortler-Mesozoikum
werden in der vorliegenden Arbeit nicht untersucht.
Im Liegenden des Quarzphyllits unterschied ANDREATTA (1952, 1953,1954) "meso-epizonale" und "mesozonale
Paragneise und Glimmerschiefer", welche durch die Peio-Linie (ANDREATTA 1948) von der tiefsten Einheit, den
8
"katazonalen Paragneisen und Glimmerschiefern", getrennt werden. Diese werden hier als "Tonale-Peio-UltenSerie" zusammengefaßt (Karte I). Die Trennung "meso-epizonaler" und "mesozonaler" Serien N'der PL ist
offensichtlich nicht weiter aufrecht zu halten (THÖNI 1981 und diese Arbeit).
Nach E begrenzt die JL das Arbeitsgebiet und trennt es vom Etschbuchtgebirge (VECCHIA 1957, BONNEAU
1969, HLAUSCHEK 1983 : 455 ff.). Das Südalpin dieses Bereiches wird vom Bozener Quarzporphyr und
(hauptsächlich karbonatischen) Sedimenten des Permomesozoikums, vereinzelt auch Tertiär, aufgebaut und erfuhr
keine alpidische Metamorphose. Die tektonischen Strukturen dieser Zone streichen fast ausnahmslos NNE und
weichen damit stark vom "normalen" südalpinen Bauplan ab (TREVISAN 1939, DOGLIONI & BOSSELINI 1987).
Am NE-Eck des Arbeitsgebietes liegt E' der Judicarienlinie das Iffinger-Kreuzberg-Massiv,
Granodiorit verbundener permokarbonischer Intrusivkörper.
ein mit dem Brixener
Die Tonale-Linie ist die Südgrenze des Campo-Kristallins. Südlich dieser Störung folgt im hier betrachteten
Bereich sofort der Adamello-"Tonalit", eine oligozäne Intrusion, die aus einer Vielzahl unterschiedlicher
Intrusivgesteine besteht (CALLEGARI & DAL PIAZI973); es findet sich kein den Edolo-Schiefern vergleichbares
kristallines Basement der Südalpen wie weiter im W (CORNELIUS & FURLANI-CORNELIUS 1930).
Im N grenzt das Ötztalkristallin an die Campo-Einheit. Wie die Lagerungsbeziehungen zwischen beiden Komplexen
sind, ist nachwievor unklar, weil im Vinschgau die postglazialen Ablagerungen der Etsch den Kontakt zwischen
ihnen überdecken. Die Ötztaldecke selbst wurde nach Ansicht von HAAS (1986) vor der sog. Schneeberger
Kristallisation entlang der Schlinig- Überschiebung von ESE nach WNW in ihre jetzige Position transportiert. Der
thermische Höhepunkt dieser Metamorphose wurde vor etwa 100 M.a. erreicht, K/ Ar- Abkühlalter an Glimmern
liegen bei 85 M.a. (SATIR 1976, THÖNI1980, 1981). THÖNI (1980) betrachtete allerdings die Schlinig- Überschiebung als klar jünger als die Metamorphose.
Der Höhepunkt der eoalpinen Metamorphose dieses Raumes ist mit alpinem Staurolith im zentralen Schneeberger
Zug dokumentiert (HOINKES & THÖNI 1982). Wie die Autoren zeigten, nimmt der Einfluß der Metamorphose
von ihrem Zentrum in alle Richtungen scheinbar kontinuierlich ab, was bei den radiometrischen Altern dem
Übergang .von einer Zone mit alpidischen Altern über eine Mischalterszone zu Bereichen mit variskischen Altern
entspricht. Das Campo-Kristallin ist ein Teil der Mischalterszone (THÖNI 1981).
1.2.3 Der regionale Rahmen des Arbeitsgebietes
Wegen ihrer großen Bedeutung für die geologische Interpretation des Ostalpenbaues seien noch einige tektonische
Großstrukturen des weiteren Rahmens genannt: im NW befindet sich das Engadiner Fenster, in dem unter dem
variskisch amphibolitfaziellen Silvrettakristallin unterostalpine und penninische Serien aufgeschlossen sind.
Silvretta- und Ötztalkristallin werden allgemein als eine Großeinheit betrachtet.
Mit Annäherung an das Fenster treten auch hier Mischalter der Glimmer in der oberostalpinen Silvrettadecke auf.
Sie sind nach THÖNI (1981) Zeugen einer transportierten eoalpinen Metamorphose, weil die tertiäre Metamorphose
des penninischen Fensterinhaltes maximal die untere Grünschieferfazies erreichte und für eine Öffnung der
Isotopensysteme in den überlagernden Einheiten nicht intensiv genug war. Die Datierung von Feinfraktionen der
Hellglimmer in penninischen Gesteinen des Fensterinhalts ergab K/ Ar-Alter von 26-29 M.a.(THÖNI 1980).
Solche Alter sind praktisch zeitgleich mit der Tauernkristallisation im Zentralbereich des genetisch und strukturell
gleichwertigen Tauernfensters. Dort erreichte die Metamorphose allerdings die obere Amphibolitfazies (OXBURGH
et aI.1966). Dennoch kann für beide Fenster eine synchrone Heraushebung angenommen werden. Gesteine des
Tauernfensters wurden ab dem Miozän erodiert und in der Molasse sedimentiert. Diese Heraushebung ging mit
tektonischer Krustenausdünnung einher (SELVERSTONE & HODGES 1987).
Nach W setzt sich der S- Teil des Kristallins des Arbeitsgebietes in der Tonale-Serie (CORNELIUS & FURLANICORNELIUS 1930) bis zum Ostrand des Bergeller Plutons fort, welcher vor 30 M.a. intrudierte (GULSON &
9
KROGH 1979, zit. in WAGNER et a1.l979).
Im Bergell sind sehr hoch metamorphe Bereiche der Lepontin-Metamorphose aufgeschlossen, obwohl diese Zone
nach der Metamorphose bemerkenswert langsam herausgehoben wurde, wie WAGNER et a1.(1977) mit ApatitSpaltspurdatierungen
nachwiesen. Der Bergeller Granit wurde hingegen früher und schneller als seine
Nebengesteine nach oben transportiert und seit dem ausgehenden Oligozän abgetragen. Er zeigt nur in seinem
Nord- und Ostteil einen Kontakthof, während die Kontaktaureole nach W in die normale Regionalmetamorphose
übergeht. Der Westteil des Intrusivmassivs hat schiefrige Gefüge (TROMMSDORFF in TRÜMPY 1980: 86-87).
Am NW-Eck des Plutons setzt mit der Engadiner Linie eine sinistrale Blattverschiebung, die sich bis über den SERand des Engadiner Fensters hinaus ins Inntal verfolgen läßt, an. Sie erhält nach E zunehmend den Charakter
einer (nach NW gerichteten) Überschiebung (TRÜMPY 1975, 1980: 77).
11 DIE KRISTALLINSERlEN N' UND S' DER PEIO- LINIE
sind die Ausgangsgesteine der Mylonite. Das Kristallin beiderseits der PL unterscheidet sich im Bauplan und im
Gesteinsbestand deutlich. Im Gegensatz zum S-Block (unter diesem Begriff sind Tonale-, Peio- und Ulten-Serie
zusammengefaßt) erlebte der N-Block (das sind die Paraserien N' der PL) eine kräftige penetrative altalpidische
Diaphthorese.
Die Hauptmetamorphose beider Einheiten war variskisch und erreichte in beiden Fällen die Amphibolitfazies. Die
PT-Regimes waren einander ähnlich. Das Granat-Biotit- Thermometer liefert für beide Einheiten vergleichbar hohe
Werte, wird aber vielfach durch die retrograden Überprägungen beeinflußt.
Der S-Block enthält Zeugen älterer höhergradiger Metamorphosestadien.
11.1 Gesteinsbestand und Geländebeobachtungen
Bereits die geologische Karte des Gebietes (Dal PIAZ 1951, 1953) verdeutlicht den wesentlichen Unterschied
zwischen den Kristallinserien beiderseits der PL.
Nördlich der Mylonitzone herrschen in weiten Bereichen einförmige Zweiglimmer-Schiefer
mit variablen
Quarzgehalten vor. Sie enthalten meist Granat und lokal Staurolith. Ihre Quarzgehalte steigen vereinzelt stark an, so
daß bereits Glimmerquarzite vorliegen. Obwohl auf der geologischen Karte diskrete Quarzitzüge dargestellt sind,
handelt es sich dabei aber um fließende Übergänge. In diese Metapelit-Metapsammit-Folge sind nur selten andere
Gesteine eingelagert. Neben einem größeren Komplex granitoider (Augen-) Gneise N' des Pso.Cercen finden sich
stark ausgewalzte kleinere Linsen granitischer, bisweilen pegmatitischer Gneise und geringmächtige Amphibolite.
Erst NE' des Rabbijoches treten einzelne Marmorzüge hinzu, und die Häufigkeit von Amphiboliten und
Amphibolgneisen steigt an.
Der diesem "N-Block-Kristallin" auflagernde Quarzphyllit findet S' der PL kein Äquivalent. ANDREATTA(l952)
beschrieb einen kontinuierlichen Übergang vom "mesozonalen" Kristallin zum Quarzphyllit infolge dessen
progressiver Phyllonitisierung. Dieser Ansicht stehen aber eigene Beobachtungen im Bereich N' oberhalb des Lago
Corvo am Rabbijoch entgegen, wo die Grenze zwischen beiden Einheiten scharf ist.
Südlich der PL ist die Gesteinsfolge insgesamt "bunter". Hier bilden Zweiglimmer-Schiefer und -Gneise, die im
Vergleich zum N- Block gröberkörnig sind und bei deren Glimmern meist deutlich der Biotit vorherrscht, das
Grundgerüst der Serie. Granat tritt stets auf, Staurolith häufig, und auch Kyanit und Sillimanit sind oft schon mit
freiem Auge erkennbar.
In diese Paragesteine eingelagert findet man granitische und pegmatitische Orthogneise, die vielfach diskordant
liegen. Die Pegmatite enthalten zum Teil große Turmaline. Besonders in ihren Randzonen kommen stellenweise
Augengneis-Gefüge vor.
10
Ein typischer Augengneis
zu verfolgen ist.
ist der Stavel-Gneis,
der E' des Tonalepasses als durchgehender
Zug ca. 15 km nach E
Der SW-Teil des Kristallins S' der PL ist die östliche Fortsetzung der Tonale-Serie (CORNELIUS & FURLANICORNELIUS 1930) und zeigt dementsprechend eine große Anzahl von Amphibolit- und Marmorvorkommen.
Nach E geht die Tonale-Serie ohne scharfe Grenze in die "obere Peio-Serie" HAMMERs (1905) über, in der die
Häufigkeit der Marmore deutlich abnimmt. Mit Annäherung an das Val di Rabbi gewinnt dafür die Assoziation
von granitischen Orthogneisen und Amphiboliten an Bedeutung. Nur vereinzelt kommen hier Ultrabasite vor
(östlich des Sass delI' Anel).
Diese Gesteine (meist Lherzolithe) kennzeichnen den Zentral bereich der E'des Rabbi-Tales beginnenden
Serie (ANDREATTA 1948, 1954). Sie kommen meist im Verband mit KyjSil-Grt-Kfs-Zweiglimmergneisen
die ANDREA TT A (1936) als Kinzigitgneise ansprach.
Ultenvor,
Die Paragesteine
aller drei genannten (und hier als "Tonale-Peio-Ulten-Serie"
oder "S-B1ock-Kristallin"
zusammengefaßten)
Serien sind im Gegensatz zum N-B1ock nur selten quarzitisch. THÖNI (1981) sah starke
Ähnlichkeiten
dieses Kristallins zu Gesteinen in der Strona-Ceneri-Zone.
Darauf wiesen vor ihm schon
ANDREATTA (1936: 221) und HACK & SCHMIDT (1983) hin.
Tab. 1 zeigt die durch v.SEIDLEIN (1988) vorgenommene Seriengliederung
Migmatit-Granoblastit-Serie
entspricht dem Kern der Ulten-Serie.
des Kristallins
S' der PL. Die
Auch der tektonische Bau ist beiderseits der PL unterschiedlich. Das zeigen bereits die in beiden Serien
dominanten mesoskopisch erkennbaren Foliationen. Diese können wegen der im Streichen weitgehend homogenen
Struktur der Blöcke in zwei Sammeldiagrammen (Abb. 3) verglichen werden. Im N-Block herrschen flach nach SE
einfallende S-Flächen vor, die im lOer-und im lOOer-m-Bereich um flachliegende ENE-WSW-Faltenachsen seicht
gewellt sind.
Tab. 1: Seriengliederung
des Kristallins S' der PL (v. SEIDLEIN 1988)
Schlingenserie
Migmatit-Granoblastit-Serie
Bt-Pl-Gneis-Serie
Pegmatit-Gli-Sfr-Serie
Grt-Ky-St-Glimmerschiefer/Paragneise
Amphibolite
Quarzite
Orthogneise
Pegmatite
Diatexite
Migmatite
Metatexite
Grt-Ky-Gneise
Pegmatite
Peridoti te
Bt-Pl-Gneise
Amphibolite
Quarzite
Marmore
Pegmatite
Glimmerschiefer
Diaphthorite
Pegmatite
Demgegenüber
meist steil mit
Existenz zweier
S-B1ockes kann
stehen die Foliationen im S-Block nahe der PL und insbesondere im Zentralteil der Ulten-Serie
Einfallen nach SE. lOer-m-Falten sind NW-vergente Spitzfalten, die im Diagramm durch die
mit den Faltenschenkeln korrespondierender Submaxima wiedergegeben werden. Der Großbau des
gut als Antiklinorium mit ENE-WSW-verlaufender Achse verstanden werden (Abb. 4).
Von dieser Interpretation muß allerdings der SE-Teil der Serie, d.h. die Anteile' im Hangenden der Rumo-Linie,
ausgenommen werden (v.SEIDLEIN 1988), welcher neben einem etwas geringeren Metamorphosegrad lokal auch
Falten mit steilen Faltenachsen zeigt (SCHMIDEGG 1936).
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Abb.3: Lage der Foliationen S'(a) und N'(b) der PL
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AbbA: Struktureller Bau des Ulten-Kristallins
nach ROST & BRENNEIS (1978)
n - 130
12
Im Detail ist die Tektonik beider Blöcke erheblich komplexer als oben dargestellt. Im N-Block können nach den
Kriterien Faltenstil, Faltenorientierung und Faltengröße mindestens vier Faltengenerationen unterschieden werden:
1) SSE-vergente spitze Falten mit rn-Dimensionen mit ENE-WSW-verlaufenden,
flach in beide Richtungen
abtauchenden Achsen sind bisweilen reliktisch in quarzit ischen Lagen erhalten. Sie weisen "s-" und"z-"Geometrien
auf, die sie als parasitäre Falten zu übergeordneten Großfalten in m- bis lOer-m-Bereich ausweisen. Letztere sind
aber nicht vollständig aufgeschlossen.
2) enge liegende Isoklinalfalten von rn-bis lOer-m-Größe um ENE- WSW-Faltenachsen sind die dominierenden
Strukturen und N' oberhalb des Lago Corvo und S' des Lago Pian Palu (W' von Peio) gut aufgeschlossen. Ihre
Achsenflächen fallen flach nach SE ein. Von dieser Faltung wurden auch Pegmatoide mitbetroffen (Abb. 5, 6).
Marmore reagierten auf diese Verformung mit kontinuierlichen Überfaltungen.
3) Offene Falten und nach NW aufsteigende Knickfalten um ENE-WSW-Faltenachsen im rn-Bereich sind selten
und dann an Quarzitlagen ausgebildet. Sie verfalten die F2 zuzurechnende Hauptfoliation der Gesteine.
4) N' und NW' des Lago Corvo sind offene Wellungen um NE-SW-Achsen sichtbar. Sie verfalten auch den
Kontakt zwischen Quarzphyllit und N-Block-Kristallin. Mit ihnen können möglicherweise Feinfältelungen um NESW-Achsen in phyllosilikatreichen Gneisen direkt im Liegenden der PL parallelisiert werden, die am E' Ausgang
des Val Montozzo beobachtet wurden. ANDREA TI A(l952) betrachtete den gesamten Quarzphyllit-Komplex
als
weitspannige Synkline um eine ENE-verlaufende Muldenachse.
Eine Vielzahl diaphthoritischer
des tektonischen Aufbaues.
Bewegungshorizonte
innerhalb des N-Blockes
verursacht
weitere Komplikationen
Im S-Block-Kristallln
(N' der Rumo-Linie) herrschen in den Gneisen die bereits erwähnten :l:aufrechten Isoklinalund Spitzfalten vor, bei denen neben NW- Vergenzen auch WNW-Vergenzen vorkommen. Das betrifft aber LW. nur
den unmittelbaren Grenzbereich zur PL. Über die Komplexität des tektonischen Baues gibt Tab.2 Auskunft.
Tab.2:Tektonischer
Stil im Kristallin S' der PL (v. SEIDLEIN 1988):
Schlingenserie
Migmatit-Granoblastitserie
"Schlingen" mit
Sattel- und Mulden'etrukturen
- Ubergang von stei-len zu flachen
Achsen
Bt-PI-Gneis-Serie
Pegmatit-Gli-Sfr-Serie
Isoklinale Faltung
mit starker Durchsetzung mit Pegmatiten
Durchschieferung
In einem Marmorkomplex S' von Bagni di Rabbi treten sheath-folds
W bis ESE-WNW-orientiert.
im dm-Bereich
auf. Ihre Längsachsen sind E-
Flexurzonen und Knickzonen mit unterschiedlichen Orientierungen sind scheinbar immer an die Nähe größerer
Störungszonen gebunden und dementsprechend besonders nahe der PL anzutreffen.
Beide Gesteinsblöcke werden von oligozänen Gangschwärmen durchsetzt (BECCALUV A et a1.1983, GATTO et
a1.1976), die vereinzelt (magmatisch gebildeten) Granat enthalten. Es handelt sich um kalkalkalische Andesite, die
nach Abschluß der Gebirgsbildung intrudierten. Sie sind Teil einer überregional entwickelten Differentiationsreihe,
die systematisch von tholeiitisch bis zu sehr K-reich variiert (BECCALUV A et a1.1983). Unmittelbar im tektonisch
Hangenden der PL zwischen Rabbijoch und Ultental kommen Hornblendeporphyrite unsicheren Alters vor.
Abb. 5: Liegende Isoklinalfalte im Kristallin N' der PL, N' des Lago Corvo/Haselgruber
See (Rabbijoch)
Abb. 6: Verfaltete Pegmatoide im Kristallin N' der PL, S' oberhalb des Weilers Taisten, Ultental
14
11.2 Mikroskopie und Mineralparagenesen
Um die Metamorphosen beiderseits der PL zu charakterisieren, wurden aus beiden Kristallineinheiten
Proben
genommen. Der größte Teil der angefertigten Dünnschliffe stammt aus Metapeliten, weil gerade in diesen
Gesteinen die für die erreichten metamorphen Grade typischen Mineralgesellschaften erwartet werden.
Die Proben sind so gewählt, daß sie trotz ihrer geringen Anzahl als repräsentativ für den gesamten betrachteten
Raum gelten können. Jeder Probe entspricht ein Paar von senkrecht zueinander geschnittenen Schliffen senkrecht
zur Foliation und senkrecht bzw. parallel zur Lineation. Die Verteilung der Probenpunkte kann der Karte
entnommen werden.
Einen Überblick über die Mineralbestände
die Tafeln 10 -13.
der Gesteine geben die Tabellen 3 und 4; typische Schliffbilder
zeigen
Die Gefüge der Metapelite
sind folgendermaßen
charakterisiert:
Im N-Block
dominieren
feinkörnige
lepidoblastische Gneise und Schiefer. Die typischen Korngrößen betragen einige Zehntelmillimeter, Granate meist
ein bis einige mm, Glimmer maximal einige mm. Lediglich präalpin gebildeter Staurolith weicht davon mit bis zu
cm-großen Kristallen stark ab.
Die Glimmer haben planar geregelte offene Teilgefüge, so daß keine perfekte Schieferung entwickelt ist. Sie
stehen in Wechsellagerung mit mm- mächtigen quarzreichen (und teilweise plagioklasführenden)
Lagen. Die
Quarzaggregate sind parallel zum so entstandenen Lagenbau geplättet.
In den Gesteinen erkennbare Lineationen sind Streckungslineare der Quarzaggregate und parallel dazu liegende
Runzelungen
der Glimmer.
In nematoblastischen
Hornblendegneisen
sind die Amphibole
mit ihren
morphologischen Längsachsen :tparallel zur Lineation eingeregelt.
Für den S-Block sind Metamorphite
mit lepidoblastischen
und granoblastischen
Gefügen (und
Übergangsformen dazwischen) typisch. Nur selten liegen Schiefer vor; meist handelt es sich um Gneise.
mit
allen
Das Korngrößenspektrum
liegt eine Größenordnung über dem des N- Blocks. Quarze und Feldspäte haben meist
Durchmesser von Imm und darüber, Glimmer, Granate, Staurolithe und Kyanite sind meist einige mm bis über
lcm groß.
Auch hier ist ein stofflicher Lagenbau (Qtz/Fsp-Glimmer)im
mm-Bereich zu beobachten. Zusätzlich zur Plättung
der Mineralaggregate
in dieser Foliation kommen häufig Diskenquarz-Individuen
vor. Mikroskopische
Verfaltungen der oft als anastomosing cleavage entwickelten S-Flächen sind scheinbar seltener als im N-Block;
deshalb ist die Lineation der Gesteine hauptsächlich als Mineralstreckung definiert.
In beiden Gesteinsserien
vor.
kommen nahe an den Scherzonen erst mikroskopisch
Nachfolgend
hingewiesen:
auf
wird
kurz
einige
erst
unter
dem
Mikroskop
erkennbare
deutliche
shear-band-Foliationen
Merkmale
N-Block: Quarz ist meist randlich verzahnt und zeigt schwache Korngrenzrekristallisation.
schwach undulös. Meist treten die Einzelkörner zu Ribbons zusammen.
wichtiger
Minerale
Größere Körner sind
In die Quarzmatrix sind vereinzelt Plagioklase eingestreut. Sie sind meist idiomorph, nur schwach verzwiIIingt und
kräftig serizitisiert. Es handelt sich um feinkörnigen Albit und Oligoklas.
Die Glimmer liegen als mm-große Scheiter im S und zeichnen vereinzelt Faltungen nach. Neben Kinks an
Glimmern und polygonalen Glimmerbögen fällt sehr oft eine Zerscherung der Glimmer ins Auge. Während Serizit
das Umwandlungsprodukt des Muskowits ist, erfährt der Biotit eine randliche Umkristallisation zu Chlorit.
15
Tabelle 3
Mineralbestände von Paragesteinen im N-Block
0
"
'""
"
rl'"O
rl'rl
Ol~..c
p.,o
~rl~
>l..-l s::~
O'P-4X::S::QO~:X:~CI)<CI)C
Probe-Nr. Koordinaten
7.7.4
5.7.5a
5.7.5b
9.7.2
4.9.1a
10.7.4a
2.6.6
12.7.9
15.8.1a
15.8.1b
12.7.10
13.7.9
24.5.3
21.8.1
+>
M
(R/H) Gestein
1623150/5130950
1628675/5133900
1628675/5133900
1632550/5139330
1635840/5138965
1635700/5141760
1641300/5143350
1640235/5145165
1639330/5145000
1639335/5145000
1640410/5145370
1643600/5147330
1647400/5153125
1647975/5151775
2-Gli-Gneis
2-Gli-Sehiefer
Hbl-Gneis
Chl-2-Gli-Gneis
Ser-Ep-Gneis
St-2-Gli-Gneis
Chl-2-Gli-Sehiefer
Chl-2-Gli-Gneis
Hbl-Gneis
2-Gli-Sehiefer
Grt-2-Gli-Gneis
Grt-2-Gli-Gneis
Grt-Ms-Gneis
2-Gli-Gneis
Akzessorien
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x x
x
x
x
x
x
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x
x
x
x
x
x
x
x
x
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x x x
x
x x
x
x
x
x
x x
x
x
x x x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x x
x
x
x
Opq, Tur, Sph
Opq, Sph, Ap
Opq, Sph, Ap
Opq, Sph
Ce, Opq, Py, Sph
Opq, Tur, Sph
Crd
Opq, Grp
Opq, Tur, Sph
Opq, Sph
Opq
Opq, 11m, Harn, Sph
Opq, Tur
Opq, 11m, Hern, Ce
Tur, Ap
Tabelle 4: Mineralbestände von Gesteinen im S-Block
0
'""
" "
O'p.,;x;::e::QO~::C;X;CJ)<CI)O
~
Probe-Nr.
6.7.5
8.7.2
8.7.3
3.9.3
5.9.1
5.9.2
5.9.5
17.7.5
12.7.5
17.7.10
14.7.2b
14.7.3
14.7.4
21.8.2a
21.8.2e
21.8.2e
16.8.2
16.8.3
27.5.9
27.5.3
27.5.6
11. 7 .1.1
11.7.1.4
4.6.7
30.5.2
30.5.5b
2.7.4
Koordinaten
••••• ~
Ol ~
rl'rl
.s: 0..0
rl'"O
C ~
>lI ••.••
+>
M
Akzessorien
(R/H) Gestein
1629275/5132375
1632905/5137785
1632910/5137775
1632900/5137760
1639450/5136875.
1693525/5137000
1693625/5137150
1642040/5144805
1642325/5144630
1642225/5144785
1648025/5150000
1648140/5149875
1647900/5150250
1650900/5149675
1650900/5149675
1650900/5149675
1657525/5158975
1657375/5158950
1656200/5158225
Bt-PI-Gneis
Ky-2-Gli-Gneis
St-2-Gli-Gneis
Ky-2-Gli-Gneis
2-Gli-Gneis
Bt-Gneis
Grt-2-Fsp-Gneis
diaphthor. Gneis
2-Gli-Gneis
2-Gli-Gneis
Ky-Grt-Bt-Gneis
Grt-2-Gli-Gneis
diaphthorit. Gneis
Grt-Ky-Granitgneis
x
x
x
x
x
x
Grt-Granitgneis
x
x
x
x
x x x x 0
x x
x
x x x x
x x
x
x x x
x x x
x
x x
x x x x x
x x x x 0
x x x x x
x x x 0
x x x x x
x
x
x
x
x
x
x x
x x x x x x
x x x x x
1657850/5157775
2-Gli-Sehiefer
2-Gli-Gneis
x
x
x
x
x
x
1657550/5157025
1645575/5141950
1645375/5141825
1649000/5137700
1653625/5147375
1652430/5146400
1636000/5129650
2-G1i-Gneis
diaphthorit. Gneis
Grt-Sil-2-G1i-Gneis
2-Gli-Gneis
Sil-2-Gli-Gneis
St-Grt-Gneis
Si1-St-Grt-Gneis
x x
x x 0
x x x x x x
x x x x x
x x x x x 0
x x x x x
x x x
x x
x x x x x
Grt-Granitgneis
St-Grt-2-Gli-Gneis
diaphthorit. Gneis
x
x x
x x
x x x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
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x
x
x
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x
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x
x
x
x
x 0
x x
x x
x
x x
x
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x
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x
x x
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x
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x
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x
x
x
x
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x
x
x
x x
x x
Opq,
Opq
Opq
Opq
Sph,
Opq
Opq,
Czo
Opq
Opq,
Opq
Sph,
Sph.
Sph
Sph
Opq,
Opq,
Opq,
Opq.
Opq,
Opq,
Opq,
Opq,
Opo.
Opq,
Opq
Opq
Sph, Czo
Crd
Crd
Tur
Sph, Czo
Tur,
Ap
Crd
Tur
Ap
Sph, Ap
Grp
Grp
Tur
Sph
Tur
Sph
Crd
Sph
Hem
Sph, Tur, Zr
16
Dieser sekundär gebildete xenomorphe Chlorit ist fast überall in feinen Filzen und Blättchen
wurde auch aus Granat und Staurolith gebildet.
anzutreffen
und
Staurolith ist jedoch selten. Seine idiomorphen Kristalle wurden nicht nur chloritisiert, sondern auch stark
serizitisiert und sind oft nur als Pseudomorphosen erhalten. Das gleiche gilt für die Sillimanite. Sie waren wohl
schon primär selten und bildeten Fibrolithe. Nicht-serizitisiert findet man sie als feine Nadeln in Quarz gepanzert
vorliegen.
Der als Übergemengteil fast immer vorhandene Granat ist häufig kataklastisch und stark chloritisiert;
Klinozoisit sind meist idiomorphe kleine Prismen, die mehrfach wiederholten Zonarbau zeigen.
Epidot und
S-Block: Qym ist auch hier lagig angereichert. Er zeigt vielfach Spuren kalter Deformation und ist meist schwach
undulös. In der Nähe von Scherzonen kommt es aber bis zu extremer Ausbildung von Deformationslamellen, Kinks
und Subkornbildung besonders bei Großkörnern.
Die Korngrößen sind bereits innerhalb von Schliffbereichen sehr variabel und die Einzelkörner (wie auch die
Kornaggregate) sind deutlich geplättet. Einzelne große Diskenquarze kommen vor, zerfallen aber meist in kleinere
Rekristallisate. Gerade Korngrenzen mit Tripelpunkten sind verbreitet. Kornverzahnungen wurden durch kräftige
Korngrenzrekristallisation
begradigt.
Plagioklase liegen isoliert in einer Quarzmatrix oder treten in feldspatreichen Gneisen mit Orthoklasen zu
Feldspatlagen, die Quarz in Zwickeln führen, zusammen. Die Individuen sind leistenförmig-idiomorph
oder
hypidiomorph-körnig
und meist scharf polysynthetisch verzwillingt. Der Anorthitgehalt liegt bei An25 (Messung
mit der Mikrosonde; U-Tisch-Messungen
nach der Zonenmethode von RITTMANN ergaben Werte zwischen An23
und An50)' Die Plagioklase sind unterschiedlich stark -aber insgesamt viel schwächer als im N-Block- serizitisiert
und, wie auch der Kalifeldspat, oft poikiloblastisch von Quarz durchsetzt. Sie zeigen bisweilen schriftgranitartige
orientierte Verwachsungen mit Quarz. Vereinzelt wurden sie bruchhaft deformiert und zeigen jetzt Quarz auf
durch hydraulic fracturing gebildeten Rissen. Xe nomorphe PlagioklasbIasten sind Oligoklase (An13Ab860r<l;
Mikrosondenmessung)
Der Kalifeldspat bildet meist xenomorphe
Vereinzelt weist er Mikroklingitterung auf.
bis hypidiomorphe
Orthoklas-Körner
und ist i.A. stark serizitisiert.
Die Glimmer sind lagig angereichert. Es sind gerade Scheiter, welche parallel oder sperrig angeordnet sind, und die
selten Deformationsspuren in Form von Kink-bands zeigen. Sie sind nur sehr vereinzelt randlich zerschert.
Biotit entmischt
chloritisiert.
parallel
zu seinen Basisflächen
kräftig
Ilmenit.
Muskowit kommt häufig in Nestern vor, welche möglicherweise
diesem Falle sind die Gefüge trotz des hohen Glimmergehaltes
steht vielfach mit Orthoklas im Gleichgewicht, greift aber auch
oder schließt ihn ein. Öfter werden allerdings auch idiomorphe
Verbreitet sprossen dicktafelige Muskowite quer zur Foliation.
Auf Kosten von Biotit und Staurolith sowie um kataklastischen
wie die Glimmer Kink-bands zeigt.
Er wird nur in der Nähe von Scherzonen
die Kornformen von Kalifeldspat nachzeichnen. In
granoblastisch und nicht lepidoblastisch. Muskowit
in diesen über, ist an Endflächen mit ihm verzahnt
Muskowitplättchen in Kalifeldspat eingeschlossen.
Kyanit wurde grobblättriger
Solche Knickzonen weisen auch viele der Disthenstengel und der Staurolithprismen
werden. Staurolith schließt bisweilen kleine idiomorphe Granate ein.
Chlorit gebildet, der
auf, die lokal auch serizitisiert
17
Sillimanit bildet Fibrolithe,
die vereinzelt ebenfalls zu
synkinematische Sillimanitsprossung aus Kyanit anzunehmen.
Serizitfilzen
umkristallisierten.
Lokal
ist
eine
Andalusit kommt nur sehr selten vor, und zwar in kleinen Idioblasten, die auf Kosten von Sillimanit und Kyanit
gesproßt sind.
Die Qm.rullkörner sind ebenfalls großenteils idioblastisch und poikiloblastisch mit Quarz und Biotit durchsetzt. In
der Nähe von Störungszonen sind sie stark kataklastisch und chloritisiert. Es lassen sich zwei Granattypen
unterscheiden; grobkörnige, farblose bisblaßrosa Granate sind nach Mikrosondenuntersuchungen
pyropreich (Kerne
bis 25 Mol% Pyr). Sie sind randlich korrodiert (abgerundet), aber meist nicht kataklastisch und kommen im
hochmetamorphen metagranitoiden Kernbereich der Ultenserie vor. Gelblich-rötliche Granate sind dagegen meist
idiomorph, aber häufig kataklastisch und in den Metapeliten des gesamten S- Blockes verbreitet; sie sind
pyropärmer und spessartinreicher (vgl. 11.3). Solche Granate liegen lokal auch als idiomorphe Individuen in St-und
Pl-Blasten sowie von Crd umschlossen vor.
Cordierit-Xenoblasten
überwachsen alle anderen Minerale und sind bräunlich getrübt bzw. pinitisiert.
nur ganz vereinzelt vor.
Die folgenden wichtigen Mineralparagenesen
N-Block:
a)
b)
c)
d)
e)
f)
und Mineralreaktionen
Sie kommen
treten auf:
Bt-Grt-Ms-Qtz
Bt-Pl-Ms-Qtz
EP/Czo-Act-Bt-Ms-Qtz
Ep/Czo-Bt-Cc-Ms-Qtz
Act-Grt-Bt-Qtz
St-Bt-Grt-Ms-Qtz
Chlorit tritt jeweils bei Bildung retrograder
Ilmenit.
Ungleichgewichte
hinzu. Er entmischt im Falle der Bildung aus Biotit
Die oben angeführten Paragenesen lassen sich wegen des Auftretens von Staurolith bei Fehlen von Kalifeldspat in
den medium grade WINKLERs (1979) einordnen (Abb. 7). Paragenesen mit Ep/Czo sind Folge der
Karbonatgehalte ihrer Edukte und widersprechen dem nicht.
Als Staurolith-bildende
Reaktionen kommen
a) Chl+Ms+Grt <=> St+Bt+Qtz+H20 und
b) Chl+Ms <=> St+Bt+Qtz+H20
in Frage, während nichts auf die Beteiligung von Chloritoid hinweist. Diese Reaktionen laufen bei ca. 550 Grad C
ab (HOSCHEK 1969) und sind nur schwach druckabhängig.
Das seltene Auftreten gepanzerter Sil-Relikte verlangt ebenfalls diese Mindesttemperatur.
Bei Verwendung der
Al2Si05-Tripelpunkte
von HOLDAWAY (1971) und von MÜLLER & SAXENA (1977) ist innerhalb eines
Temperaturbereiches
von 50 Grad C über und unterhalb 550 Grad C (vgl. Mikrosondenuntersuchungen)
die SilBildung auf Drucke zwischen ungefähr 4 und 6 kbar beschränkt.
Wichtige und kräftig entwickelte retrograde Umwandlungen
=>
Bt
Grt
=>
St
=>
Sil
=>
entsprechen dem low grade und sind insbesondere:
Chl+Ilm
ChI
Ser+Hem
Ser
18
Alle diese Umwandlungen verlangen Stoff transporte über fluide Phasen, insbesondere Zufuhr von Wasser und
Alkalien und Abfuhr von Magnesium,Calcium und Eisen. Letzteres wurde meist sehr schnell ausgefällt, was sich in
der intensiven Imprägnierung der Gesteine mit Limonit und Hämatit widerspiegelt.
Die Mineralgesellschaften
im S-Block sind vielfältiger
überprägt worden. Es sind:
S-Block:
und weniger
stark durch
retrograde
Ungleichgewichte
a) Ky-Kfs-Grt-Bt-PI-Ms-Qtz
b) Sil-Kfs-Grt-Bt-Qtz
c) Ky/Sil-Bt-Grt
d) Kfs-Grt-Bt-Ms
e) Ky-Sil-Bt-Grt-Ms-Qtz
f) St-Bt-Ky-Ms-Qtz
g) St-Bt-Grt-Ms-Qtz
h) Crd-Grt-PI-Ms-Qtz
i) Crd-Bt-Grt-Ms-Qtz
j) Grt-Bt-PI-Qtz
k) And-Bt-PI-Qtz
Zusätzlich ist auf das Auftreten "schriftgranitischer"
orientierter Qtz- Fsp- Verwachsungen hinzuweisen,die im
höchstmetamorphen
Zentralbereich
(Ilmenspitze) vorkommen
und belegen, daß in chemisch geeigneten
Kleinbereichen vereinzelt PT -Bedingungen nahe zur Anatexis erreicht wurden.
Die Mineralgesellschaften a-d sprechen für Bedingungen, die an der Grenze zum high grade (sensu WINKLER)
lagen (Abb. 8), insbesondere, wenn man der Interpretation HERZBERGs et aI. (1977) folgt. Sie machten für die
Entstehung des Kfs und des Ky in der Granoblastit-Serie eine Schmelzreaktion von Ms und Qtz bei Drucken über
10 kbar und Temperaturen über 750 Grad C verantwortlich.
Scheinbar ist aber durch die Reaktion
ein großer Teil des Muskowits erst retrograd wieder aus Kalifeldspat (rück- )gebildet worden, worauf die
Gesteinsgefüge
hindeuten.
Das setzt Wasserzufuhr
nach dem absoluten
thermischen
Höhepunkt
der
Metamorphose(n) voraus.
Vereinzelt ist aus den Wachstumsformen der Granatkristalle
Bt-Aggregaten (Paragenese c) auf die Reaktionen
und den Wachstumsbeziehungen
zwischen Grt-Sil/Ky-
St+Qtz <=> Grt+Sil+H20 (2, RICHARDSON 1968)
St+Ms+Qtz <=> Bt+Sil+H20 (2', HOSCHEK 1969)
zu schließen.
Die Paragenesen e,f,g liegen im Almandin-medium-grade
Die "Paragenesen" hund
anderen Minerale.
und entsprechen damit geringeren PT -Bedingungen.
i stellen keine Bildungsgleichgewichte
dar; vielmehr überwachsen Cordieritxenoblasten
die
Die Crd-Bildung fällt in den Crd-Alm-medium
grade und entspricht, verglichen mit dem Alm-medium-grade,
geringeren Drucken. Damit korrespondiert gut die Bildung von (späten) Andalusit-Blasten in Mineralassoziation k.
19
PI
N -BLOCK
kbar
10
Ky,And,SiI
5
o
400
500
600
700
Abb. 7: Paragenesen und metamorphe Entwicklung des Kristallins N' der PL. Gleichgewichtskurven aus MÜLLER
& SAXENA 1977; Al2Si05-Tripelpunkte nach HOLDAWAY(1971; "H") und nach MÜLLER & SAXENA
(1977; "M"). Durch Paragenesen oder Reaktionen belegte Bereiche sind schraffiert; der Bereich ermittelter
Grt-Bt- Temperaturen ist durch Dreiecke eingegrenzt."X": Sil in Qtz gepanzert
HOSCHEK (1969) untersuchte die Reaktion
in einem Temperaturintervall von 590-670 Grad C. Ihre Mindesttemperatur im Stabilitäts bereich des Sillimanits
beträgt 590-630 Grad C, und ihr Eintritt ins Sillimanitfeld liegt je nach gewähltem AI2Si05- Tripelpunkt bei 2,5
bis 3,5 kbar. Reaktion (2) ist kaum druckabhängig und läuft bei ca. 700 Grad C ab.
Mit den Reaktionen und Paragenesen lassen sich die Bildungsbedingungen der Metamorphite im S-Block einengen
(Abb. 8): Peak-Temperaturen liefert die Reaktion (2). Im Kern des Ultener Kristallins wurden anatektische
Bedingungen erreicht. Stabile Al2Si05-Phase war Disthen.
Die Mehrzahl der Gesteine zeigt Staurolith im Stabilitäts bereich des Disthen und Ms neben Qtz ohne Kfs-Bildung
aus diesen Mineralen. Die Staurolith bildung wird durch Reaktion (3) :
Chl+Ms <=> St+Bt+Qtz+H20 (HOSCHEK 1969)
beschrieben, die bei Temperaturen über 550 Grad C abläuft. Die Drucke müssen mindestens 5-6 kbar betragen
haben. Dieser Abschnitt der Metamorphosegeschichte ist bei weitem am häufigsten in den Gesteinen dokumentiert.
Besonders in stark deformierten Bereichen wurde Ky durch Sil ersetzt, was auf PT-Bedingungen im Grenzbereich
zwischen diesen Phasen schließen läßt.
20
5 - BLOCK
PI kbar
10
CD
M$" Otz
=
Sil,Ky
AI2SiOS'" Kh .• H20
Q)
S,+Oh:Grt+sa+H2o
o
S'.Ms-QI:r:=Bt+AI2SiOS+H20
C!>
Chi. M$ = St .• 81 .•atz .H20
o
Pri= And+Qtz+H20
.•Kfs
.Otz
!Pl
!Hag
!ltm
FeO
F
5
M
Sil,And
.Hs
.Otz
M
o
400
500
600
700
TI oe
Abb. 8: Mineralassoziationen
und metamorphe Entwicklung im Kristallin S' der PL unter Einbeziehung der
ermittelten Grt-Bt-Temperaturen.
Gleichgewichtskurven
aus MÜLLER & SAXENA 1977. AI2SiOSTripelpunkte nach HOLDA WAY (1971; "H") und MÜLLER & SAXENA (1977; "M"). Durch Paragenesen
oder Reaktionen belegte Bereiche sind schraffiert; der Bereich ermittelter Grt-Bt- Temperaturen ist durch
Dreiecke
begrenzt.
GB
Granoblastitserie,
S
"Schlingenserie"
v.SEIDLEINs,
Ml,2
Metamorphosestadien, R = Retrogression
Die dargestellten Verhältnisse werden als Ausdruck zweier getrennter Abschnitte in der metamorphen Entwicklung
des S-Blockes interpretiert ("MI" und "M2"). Die Paragenesen und Reaktionen von "MI" sind in der GranoblastitSerie v.SEIDLEINs (1988), aber auch in den tiefsten Partien der ihr auflagernden "Schlingenserie" angetroffen
worden, während für die nicht im unmittelbaren Grenzbereich zu den Granoblastiten stehenden höheren Anteile
letzterer die Mineralgesellschaften und Reaktionen von "M2" typisch sind. Weil aber innerhalb der Granoblastite
anhand der Grt-Biotit- Thermometrie nicht nur "Ml"- Temperaturen, sondern vereinzelt auch für "M2" typische
Werte gefunden wurden, wird dieser Umstand hier nicht als Ausdruck eines Temperaturgradienten
während einer
einphasigen Metamorphose, sondern als Effekt der Überprägung von MI durch M2 gesehen.
Aufgrund der bisher vorliegenden Kenntnis über die Verteilung der durch MI dominant geprägten Bereiche wird
diese Metamorphose als Folge der Platznahme der "wärmeren" Granoblastite in ihrem jetzigen Rahmen gedeutet.
Die einsetzende beschleunigte Auskühlung der Granoblastite bewirkte ein Einfrieren der zu diesem Zeitpunkt
stabilen Mineralparagenesen und temperaturabhängigen Mg-Fe-Austauschgleichgewichte
zwischen Grt und Bt. Für
den Rahmen
der Granoblastite
bedeutete
diese Phase dagegen
den Höhepunkt
eines prograden
Metamorphosepfades. M2 hängt mit der gemeinsamen Deformation der Serien zusammen, weil die bezüglich MI
bereits retrograden amphibolitfaziellen Reaktionen, insbesondere die SiI-Bildung an "high strain-" Zonen gebunden
sind; ältere Kyanite und Staurolithe wurden vielfach deformiert. Die gute Erhaltung von MI-Paragenesen in der
Granoblastitserie geht darauf zurück, daß sich diese Einheit als kompetenter Körper verhielt, der während M2 nur
in Randbereichen merklich verformt wurde, intern aber seinen ererbten Zustand bewahren konnte.
21
Die späte Blastese von Andalusit gehört bereits zum weiter absteigenden Ast des in Abb. 8 skizzierten PT-Pfades.
Die in Diaphthoresezonen
zu beobachtende Serizitisierung von Al2Si05 ist in Abb. 8 durch Reaktion (4)
dargestellt, in welcher allerdings Pyrophyllit das Abbauprodukt ist.
Ein solcher Metamorphoseverlauf läßt sich gut mit dem von HERZBERG et al.(l977) anhand der Granatperidotite
entwickelten Modell vergleichen (Abb. 9). Die Gesteine enthalten in der Granoblastitserie Zeugen der Entwicklung
ab Abschnitt 3/4 des PT -Pfades der Ultramafite. Frühere Stadien sind in den -verglichen mit den Peridotitenreaktionsfreudigeren
Meta-Peliten und -granitoiden nicht dokumentiert, weil die Hebung bei Aufrechterhaltung
hoher Temperaturen ablief und kontinuierliche Anpassungen des Mineralbestandes an die durchlaufenen Milieus
stattfanden. Die Temperaturen der Ultramafite nach deren Platznahme in der Unterkruste (Stadium 2) wurden in
ihren Nebengesteinen
ohnehin großenteils nicht erreicht, sonst wären mehr Granoblastite (und reliktische
granoblastische Gefüge) entwickelt. Abschnitt 4/5 läßt sich mit Heraushebung infolge von Krustenausdünnung
unter anorogenen Verhältnissen deuten.
Die ab Phase 5 einsetzende raschere Abkühlung und Druckentlastung des Gesteinspaketes führte zum Einfrieren
der in diesem PT -Bereich stabilen Paragenesen (M2), die darum nun vorherrschen. Diese Phase entspricht
möglicherweise einem Zeitraum orogener Deformation und Heraushebung.
/ ..•..••.. /\!!!'.~J!!Y!j~.'.~n
.•.•
1500
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w
I-
'3\
f'o<P'
/'
500
mantle
10
20
PRESSURE
30
40
KILOBARS
Abb. 9: metamorphe Entwicklung der Ultrabasite und ihrer Nebengesteine in der Ulten-Serie (HERZBERG et aI.
1977); Vergleich der Entwicklung in der Ultenserie (Val Clapa) mit derjenigen der Granatperidotite von
Almklovdalen (Norwegen).
Die epizonalen retrograden Reaktionen im S-Block entsprechen denen im N-Block. Sie sind zum Teil dem letzten
Abschnitt des geschilderten stetigen (präalpinen) Metamorphosepfades zuzurechnen. Da sie besonders in der Nähe
jüngerer Scherzonen verstärkt auftreten, sind sie aber größtenteils unabhängig von diesem. Insgesamt sind diese
diaphthoritischen Umkristallisationen jedoch sehr viel seltener als im N-Block.
Es sind:
Bt => Chl+Ilm
Grt => Chi
St => Ser+Hem
St => Chl+Opq
Crd => Ser+Opq
PI => Ser
Kfs => Ser
Ky => Ser
Zusammenfassend läßt sich also die metamorphe Entwicklung
Metamorphosestadien
nach einer Peak-Metamorphose
unter
erreichten die N-Block-Gesteine
metamorphe Bedingungen,
pro graden Metamorphosepfad.
des S-Blocks als Abfolge einer Reihe retrograder
Unterkrustenbedingungen
deuten. Demgegenüber
die "M2" im S-Block entsprechen, auf einem
22
II.3 Mikrosondenuntersuchungen
und Geothermometrie
Um weitere Aussagen über die Metamorphosen der beiden Kristallinblöcke machen zu können, wurden einige
Minerale mit der wellenlängendispersiv arbeitenden ARL-SEMQ-Mikrosonde des geochemischen Instituts der
Universität Göttingen untersucht.
Die Messungen erfolgten bei einer Beschleunigungsspannung von 5KV und einem Probenstrom von 200 nA auf
dem verwendeten Kaersutitstandard.
Effekte durch
Elektronenrückstreuung
und -Abbremsung
durch das Probematerial,
Absorption
von
Röntgenstrahlung und sekundäre Fluoreszenz, welche die Meßergebnisse beeinflussen, wurden durch das
Rechenprogramm MAG 4 und teilweise durch die weniger Rechenzeit beanspruchende Korrektur nach BENCE &
ALBEE (1968) minimiert.
Häufiges Anfahren des verwendeten Standards ermöglichte die Berücksichtigung der Gerätedrift und von
sprunghaften Veränderungen der Meßbedingungen. Dabei konnte die Elementverteilung des Standards La. mit
einer Genauigkeit von :!:3%reproduziert werden; eine Ausnahme machten lediglich die Elemente Al und Si (s.u.),
für die lediglich eine Genauigkeit von :!:7%angenommen werden kann.
Eine Problematik der ermittelten Analysen ergibt sich aus dem verwendeten Standard. Er wurde als Kompromiß
ausgewählt, um mehreren gleichzeitig an der Mikrosonde arbeitenden Personen mit verschiedenen Fragestellungen
gerecht zu werden. Ein optimaler Standard sollte aber den untersuchten Mineralen möglichst ähnlich sein.
In diesem Zusammenhang spielt es eine Rolle, daß der Standard (Kaersutit) z.T mit wasserhaltigen Mineralen
(Glimmer und Chi) verglichen wurde. Daraus resultieren zu niedrige Analysesummen (Glimmeranalysen um 96% (:!:
3%) und Chloritanalysen um 90% (:!:3%».
Erheblich zu hohe Gesamtanalysen für Granate mit der Mikrosonde sind ein verbreitetes Phänomen; sie hängen mit
der Natur des Granates als schlechter elektrischer Leiter und mit der Güte der Probenbedampfung zusammen. Der
Granat erfährt U.U. im Verlauf der Messungen eine zunehmende elektrostatische Aufladung und baut ein Feld auf,
das die relativen Intensitäten von Proben- und Strahlstrom beeinflussen kann. Da aber die Intensität des
Strahlstromes zur Normierung der gemessenen Röntgenimpulse verwendet wird, bewirkt dann eine relative
Schwächung des Strahlstromes insgesamt zu hohe Analysewerte. Dieser Fehler wurde rechnerisch korrigiert
(Normierung von Analysegruppen auf 100 %). Dieses Problem würde sich bei der Verwendung eines dem
Probematerial in der Zusammensetzung und den physikalischen Eigenschaften ähnlicheren Standards nicht stellen.
Die Analyse von Biotiten leidet nicht unter diesem Umstand (bessere Leitfähigkeit des Minerals), wie ein
Vergleich der im Anhang dargestellten Messungen mit publizierten Analysen (z.B. CHIPERA & PERKINS 1988)
zeigt. Hier spielen vielmehr vereinzelt Defizite bei den Alkalien (dampfen unter dem Elektronenstrahl leicht ab)
eine Rolle.
Hinzu kamen mechanische Probleme mit der Mimik des Spektrometers 5 für AI und Si, das im Verlauf der
Messungen schließlich völlig ausfiel und ausgewechselt wurde. Als Folge ergaben sich Ungenauigkeiten bei der AI,
Si-Bestimmung. Zur Interpretation der Analysen sind darum die folgenden Überlegungen wichtig:
- Der Hauptfehler der Analysen liegt im A1203- und Si02-Gehalt. Der Einfluß auf die Berechnung von GrtEndgliedern ist minimal. In diesem Zusammenhang ist zu erwähnen, daß sich auf eine Granatformel mit 12 fast
durchwegs 5 Einheiten von (Si+Al) ergeben (vgl. Tab. 5,6), die Abweichungen hiervon betragen meist unter 4%.
°
- Defokussierungseffekte beeinflussen die Messungen von Mg,Fe,Ca und Mn kaum; für Temperaturberechnungen
ist der Fehler für unmittelbar nacheinander im gleichen Kleinstbereich durchgeführte Messungen linear und
beeinflußt darum die KD-Werte nicht (Quotientenbildung).
- Die Absolutwerte der AI-und Si-Gehalte (insbesondere der Glimmer) weisen relativ große Unsicherheiten auf.
Wegen der daraus folgenden insgesamt geringen Präzision der Gesamtanalysen ist die Berechnung eventueller Fe3+_
/
23
Gehalte der Minerale nicht möglich (DROOP 1987). Auch dieser Umstand ist für die Grt-Bt- Thermometrie
zweitrangig, da ohnehin allgemein das Gesamteisen als FeO verrechnet wird (vgl. z.B. FERRY & SPEAR 1978,
CHIPERA & PERKINS 1988).
Die im folgenden verwendeten
Analyseergebnisse
sind im Anhang dokumentiert.
Granat kommt als typisches Mineral mittel- und hochgradiger Metamorphose in beiden Kristallinserien vor. Seine
chemische Variabilität und weitentwickelte thermobarometrische
Modelle für granatführende Paragenesen lassen
ihn für den hier angestrebten Vergleich der Gesteine ideal erscheinen.
Die Tabellen 5,6 zeigen die Granatzusammensetzungen,
die sich aus der Verrechnung
Sauerstoffatome ergeben. Diese Analysen stammen von Granaträndern.
der Analysen auf 12
Wegen der relativ großen Fehler bei der Al,Si-Bestimmung sind dem die Zusammensetzungen im System PyropAlmandin-Spessartin-Grossular
(A3B2R3012) mit vollständiger Besetzung der Oktaederplätze durch Al, der
Tetraederplätze durch Si und der A-Position durch Mg, Fe, Mn, Ca ohne Berücksichtigung des Ti mitdargestellt.
Das ist deshalb berechtigt, weil die Summe der Si- und Al-Einheiten 5 beträgt und die Abweichungen hiervon
gering sind.
Bereits hier zeigen sich deutliche Unterschiede zwischen den Serien: zwar liegen in beiden Fällen AlmandinGranate vor (Alm ca. 70%), jedoch enthalten diese im S-Block häufig höhere Gehalte an Spessartin (bis ca. 15%),
um 10% Pyrop und meist unter 5% Grossular, während die N-Block-Granate oftmals erhebliche Gross-Anteile (bis
20%), ähnlich hohe Pyr-Gehalte und nur wenig Spess in Randbereichen haben.
Der vergleichsweise geringe Ca-Einbau im S-Block ist darauf zurückzuführen, daß Ca hier hauptsächlich für die
Bildung der An-reicheren (und häufiger vorkommenden) Plagioklase verbraucht wurde. Ca-Austauschreaktionen
zwischen Granat und Plagioklas wurden mehrfach beschrieben, z.B.:
3An <=> Gross + 2Al2Si05 + Qtz (NEWTON & HASEL TON 1981)
Bei gegebenem Druck favorisieren höhere Temperaturen den Einbau von Ca in Plagioklas, was die Beobachtungen
Qualitativ erklären kann. Auf der starken Druckabhängigkeit der Reaktion beruht das Grt-PI-Geobarometer
(z.B.
NEWTON & HASELTON 1981).
In den untersuchten Gesteinen des S-Blockes ist ein ehemaliger thermodynamischer
Gleichgewichtszustand
zwischen Grt und PI für den S-Block, und dort für Grt-Kerne und nicht-serizitische Plagioklase in Paragenesen
mit Ky in der Granoblastitserie anzunehmen. Mikrosondenanalysen solcher Plagioklase ergaben An-Gehalte von 25
Mol% (siehe Anhang), während Granatkerne relativ hohe Grossulargehalte von 10 Mol% aufweisen (Abb. 12).
Druckbestimmungen mit dem von HOLLAND & POWELL (1988) rekalibrierten Grt-PI-Barometer
liefern Drucke
um 10kbar (In diese Rechnung geht die Bestimmung der Aktivitäten von An in PI und von Gross in Grt nach
NEWTON & HASEL TON (198 I) ein). Das verwendete Rechenprogramm für die Druckbestimmung ist im Anhang
enthalten.
Möglicherweise spielt ein insgesamt größeres Ca-Angebot im N-Block eine Rolle, worauf das Vorkommen von
Epidot-Mineralen
und von Amphibolen hindeutet (teilweise mergelige Edukte). Diese beiden Mineralgruppen
waren auch Senken der Mangangehalte im N-Block, so daß ihr Wachstum die Spessartinbildung in Granat
erheblich behinderte. Ca wurde hier nicht für die Bildung An-reicher Plagioklase verbraucht. Weitere Aussagen
ermöglichen Betrachtungen der Granat-Zonierungen
(Abb. 10 - 11):
Die N-Block-Granate
zeigen durchwegs einen deutlich entwickelten
Zonarbau,
der stark schwankende
physikochemische Bedingungen während ihres Wachstums widerspiegelt. Dabei folgt Mn dem einfachsten
24
Tab. 5 : Granatzusammensetzungen
im N-Block
GRANATE der Ana1ysengruppe
Mg
.37
.24
.29
.29
.3
.24
.28
.26
.35
.31
.26
.27
.25
.24
.32
.34
.38
.24
.29
.24
.26
.25
.27
.36
.27
.32
Fe
2.22
1.91
1.98
1.99
1.91
1.9
1.92
1.92
2.23
2.13
1.97
1.92
1.91
2.3
2.36
2.21
2.05
2.3
1.95
1.92
1.97
1.9
2.04
2.33
2.04
2.03
Ca
.23
.71
.57
.58
.57
.74
.6
.7
.28
.35
.64
.61
.68
.38
.36
.28
.43
.38
.5
.72
.63
.64
.6
.12
.65
.58
Mn
.12
4E-2
3E-2
3E-2
3E-2
3E-2
3E-2
6E-2
.16
8E-2
7E-2
7E-2
48-2
88-2
68-2
9E-2
3E-2
8E-2
88-2
48-2
48-2
78-2
.14
.17
3E-2
68-2
11
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
Tab. 6 : Granatzusammensetzungen
Fe
2.36
.2.29
2.37
2.28
2.33
2.26
2.34
2.25
2.17
2.24
2.25
2.27
2.46
2.38
2.39
2.35
2.38
2.38
2.44
2.37
1.94
1.9
1.93
1.93
2.24
2.25
2.24
2.16
2.23
2.28
2.16
2.14
2.19
2.16
2.29
2.11
2.22
2.26
Ca
.39
.22
.24
.29
.23
.39
.18
.16
.12
.14
.14
.15
.15
.14
.14
.15
.16
.12
.13
.13
.29
.31
.22
.24
.2
.22
.23
.21
.23
.2
.11
.1
.1
.11
.12
.23
.16
.17
11
1E-2
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
Al
2.16
2.19
2.27
2.35
2.25
2.23
2.21
2.12
1.95
2.13
2.05
1.9
2.15
2.33
2.33
2.1
2.34
2.33
2.11
2.23
2.38
2.43
1.97
2.06
2.03
2.02
X3 Y2 Z3 012
Si
2.89
2.89
2.84
2.77
2.88
2.85
2.91
2.92
3.01
2.95
2.97
3.12
2.92
2.73
2.68
2.95
2.78
2.73
.2.99
2.84
2.75
2.72
2.98
2.94
2.96
2.97
Pyr
.12
8E-2
.1
.1
.1
8E-2
9E-2
8E-2
.11
.1
8E-2
9E-2
8E-2
8E-2
.1
.11
.13
8E-2
.1
88-2
88-2
88-2
8E-2
.12
9E-2
.1
Alm
.75
.65
.68
.68
.67
.65
.67
.65
.73
.74
.67
.66
.66
.76
.76
.75
.7
.76
.69
.65
.67
.66
.66
.78
.68
.67
Spess
4E-2
1E-2
1E-2
1E-2
1E-2
1E-2
1E-2
2E-2
5E-2
2E-2
2E-2
2E-2
18-2
2E-2
'lE-2
3E-2
1E-2
28-2
2E-2
18-2
18-2
2E-2
48-2
5E-2
18-2
28-2
Grass
7E-2
.24
.19
.2
.2
.25
.21
.23
9E-2
.12
.21
.21
.23
.12
.11
9E-2
.14
.12
.17
.24
.21
.22
.19
4E-2
.21
.19
X
2.94
2.9
2.87
2.89
2.81
2.91
2.83
2.94
3.02
2.87
2.94
2.87
2.88
3
3.1
2.92
2.89
3
2.82
2.92
2.9
2.86
3.05
2.98
2.99
2.99
HZ
5.05
5.08
5.11
5.12
5.13
5.08
5.12
5.04
4.96
5.08
5.02
5.02
5.07
5.06
5.01
5.05
5.12
5.06
5.1
5.07
5.13
5.15
4.95
5
4.99
4.99
Alm
.77
.76
.77
.74
.76
.75
.77
.78
.74
.77
.78
.78
.81
.82
.82
.81
.8
.82
.82
.81
.66
.66
.69
.68
.74
.73
.73
.72
.75
.77
.69
.69
.69
.69
.76
.72
.75
.77
Spess
28-2
6E-2
2E-2
68-2
78-2
6E-2
68-2
7E-2
68-2
78-2
78-2
78-2
28-2
2E-2
28-2
2E-2
28-2
3E-2
38-2
2E-2
.1
78-2
98-2
88-2
48-2
3E-2
2E-2
1E-2
48-2
7E-2
.16
.16
.15
.16
9E-2
7E-2
88-2
4E-2
Grass
.12
78-2
78-2
9E-2
7E-2
.12
58-2
58-2
4E-2
48-2
48-2
58-2
4E-2
48-2
4E-2
58-2
5E-2
48-2
48-2
4E-2
9E-2
.1
7E-2
88-2
6E-2
78-2
7E-2
7E-2
7E-2
6E-2
3E-2
3E-2
38-2
3E-2
3E-2
78-2
5E-2
5E-2
X
3.06
2.99
3.05
3.06
3.04
3.01
3.01
2.85
2.91
2.9
2.85
2.9
3.02
2.88
2.9
2.89
2.94
2.9
2.94
2.9
2.9
2.84
2.78
2.8
2.99
3.06
3.03
2.97
2.97
2.94
3.11
3.06
3.13
3.09
3.01
2.93
2.96
2.92
HZ
4.94
5
4.97
4.97
4.97
4.97
4.98
5.07
5.05
5.07
5.09
5.08
4.95
5.09
5.06
5.07
5.04
5.06
5.03
5.06
5.04
5.09
5.11
5.11
4.97
4.95
5
4.99
5.02
5.03
4.92
4.95
4.92
4.95
4.98
5.01
5
5.06
im S- Block
GRANATE der Ana1ysengruppe
Mg
.21
.3
.36
.28
.26
.17
.28
.24
.42
.31
.24
.26
.32
.29
.3
.32
.33
.31
.27
.32
.36
.43
.36
.4
.43
.49
.48
.55
.38
.25
.34
.33
.34
.32
.31
.36
.32
.35
Grt_Ränder_N:
Grt_Ränder_S:
Mn
9E-2
.18
8E-2
.21
.22
.19
.21
.2
.2
.21
.22
.22
98-2
78-2
78-2
78-2
78-2
98-2
.1
88-2
.31
.2
.27
.23
.12
.1
8E-2
5E-2
.13
.21
.5
.49
.5
.5
.29
.23
.26
.14
Al
1.99
2.06
2.04
2.04
2.05
2.03
2.04
2.06
2.07
2.17
2.14
2.17
1.95
2.19
2.11
2.12
2.14
2.14
2.08
2.13
2.02
2.08
2.07
2.11
1.91
2.04
2.15
1.98
2.06
2.1
1.99
2.01
2.06
2.03
1.98
1.98
1.99
2.17
X3 Y2 Z3 012
Si
2.95
2.94
2.93
2.93
2.92
2.94
2.94
. 3.01
2.98
2.9
2.95
2.91
3
2.9
2.95
2.95
2.9
2.92
2.95
2.93
3.02
3.01
3.04
3
3.06
2.91
2.85
3.01
2.96
2.93
2.93
2.94
2.86
2.92
3
3.03
3.01
2.89
Pyr
68-2
.1
.11
9E-2
88-2
5E-2
98-2
8E-2
.14
.1
88-2
88-2
.1
.1
.1
.11
.11
.1
98-2
.11
.12
.15
.12
.14
.14
.16
.15
.18
.12
88-2
.1
.1
.1
.1
.1
.12
.1
.11
25
Verteilungsmuster in Form kontinuierlicher
Abnahme vom Kern zum Rand. Solche Mn-Verteilungen
erklärte
HOLLISTER (1966, zit. in MEAGHER 1982: 55 ff.) mit im Laufe der Kristallisation zunehmender Verarmung der
Gesteine an diesem Element. Es ist allerdings fraglich, ob das seinen quantitativen Berechnungen zugrunde
liegende Modell einer RA YLEIGH-Fraktionierung
strikt auf natürliches Granatwachstum anwendbar ist.
Mg ist ebenfalls häufig am Rand etwas abgereichert, was tendenziell mit einer gleichzeitigen Abnahme des FeGehaltes und einem deutlichen Anstieg des Ca korrelierbar ist. Das legt den Schluß nahe, daß die Fe-MgVerhältnisse in erster Linie eine Funktion der Temperaturentwicklung
während des Granatwachstums sind, daß sie
aber durch das jeweilige Ca-Angebot deutlich beeinflußt werden.
Der hohe Ca-Einbau am Rand der Granate entspricht möglicherweise einer plötzlichen Ca-Zufuhr in die Gesteine.
Eine Ca-reiche fluide Phase erscheint wegen der häufigen Marmore in tieferen Bereichen dieser Deckeneinheit
(Laaser Serie, vgl. Z.B. THÖNI 1981) plausibel. Alternativ ist auch eine Temperaturabnahme
bei der Reaktion
Gross+2AI2Si05+Qtz <=> 3An als Ursache der Grossularzunahme denkbar; wegen des seltenen Vorkommens von
Al Si0 im N-Block ist diese Reaktion aber nicht häufig zu erwarten.
2 5
Als weitere Möglichkeit kommt die Freisetzung von Ca aus Plagioklasen bei deren Serizitisierung unter bereits
abnehmenden PT -Bedingungen in Frage. Angesichts der Plagioklasarmut der Gesteine erscheint das aber weniger
wahrscheinlich.
Ca-Anreicherungen
Austauschreaktionen
in Kernbereichen
von Granaten
mit einer fluiden Phase erklärbar ist.
folgen
Rißbildungen,
was
ebenfalls
eher
durch
Demgegenüber zeigen die meisten Granate im S-Block
einheitliche Aufbau der Granate bedeutet ein relativ
Temperaturen, was zur Einstellung thermodynamischer
diese Gleichgewichte vielfach auch in Randbereichen
schnelle Temperaturabnahme.
kaum Zonarbau (Abb.ll, Profil X6-8). Der insgesamt sehr
langes Verbleiben der Gesteine unter einheitlich hohen
Gleichgewichte innerhalb von Einzelkristallen führte. Daß
erhalten blieben, spricht für eine nachfolgend einsetzende
Eine Ausnahme machen Granate aus dem Kernbereich
sehr pyrop- und grossularreichen Kernen.
des Ultener Kristallins (Granoblastitserie,
Gronotprofil
Ptr
o
AlmSpe5~r05S
55
0
006\7
Mol"fo
Abb. 10 :Zonierungen
R
X7-4b
X 7-40
K
0
0
R
390
R
0
(K=Kern. R=Rondl
von Granaten im Kristallin N' der PL
Gronotprofil
K
R
325
R
Profil X4-6) mit
X9-2
K
R
270
xNm
26
Granatprofil
Pyr AlmSpes~ross
Granatprofil
X6-8
R
R
K
X 4-6
R
K
R
A
o
o
v------__
o
55
0
oo6Q
Mol %
1000
m
(K=Kern, R=RandJ
Abb. 11: Zonierungen
von Granaten im Kristallin S' der PL
Granatzusammensetzungen
in Gesteinen mit der Mineralassoziation Grt-Sil-Crd-Qtz-Kfs
erlauben Abschätzungen
der Bildungsdrucke der Metamorphose, wenn unabhängige Temperaturabschätzungen
möglich sind. Fehlt der
Cordierit, und es liegt die Gesellschaft Grt-Bt-AI2SiOS-Qtz
vor, sind immer noch die Abschätzungen minimaler
Drucke möglich (TRACY et a1.l976, Abb. 12). Diese Bedingung ist für die Analysen von Granaträndern im SBlock erfüllt, während der Chemismus der Gesteine im N-Block (AI2SiOS nur selten gebildet) solche
Betrachtungen nicht zuläßt.
Abb. 12: Druckabhängigkeit der Zusammensetzung von Granaten nach TRACY et al. (1976); die dargestellten Isoplethen
gelten für Gegenwart von Sil; die Pfeile am Rand gelten für
Ky.
Fe
Im S-Block mit Kyanit als vorherrschender
stabiler Al2SiOS-Modifikation
und metamorphen
zwischen SOO und 700 Grad Cergeben sich Mindestdrucke von S-6 kbar. Kernzusammensetzungen
der Granoblastitserie spiegeln noch höhere Werte wider(Abb. 13).
20Mn/
e
Mg
Mg
R
'.
.'\
'.
.lI\- ..
. ..•.
•
100 Fe
'"..tlil'WtK
40 Mg
S -Block, 39 Messungen
Abb. 13: Grt-Zusammensetzungen
im S-Block im Dreiecksdiagramm
Profil X4, 31Messungen
nach TRACY et aI. (1976);
Temperaturen
von Granaten
27
Profilmessungen im S-Block (X4) zeigen für .Kernbereiche (K) von Granaten der Granoblastitserie höhere Drucke
als für Kornränder (R). Das deutet darauf hin, daß die dominierende Metamorphose (M2) im S-Block Drucke von
5-6 kbar erreichte; Relikte der Metamorphose MI in der Granoblastitserie weisen auch hier auf höhere Drucke
hin, was mit den Ergebnissen der Grt-PI-Barometrie übereinstimmt.
Aus der Vielzahl der mittlerweile existierenden Verfahren zur Bestimmung von Metamorphosetemperaturen
ist in
diesem Fall das Granat-Biotit-Geothermometer
besonders geeignet, weil einerseits die Paragenese Grt-Bt in beiden
Kristallinserien vertreten ist,und diese Minerale andererseits ausreichend oft ohne mikroskopisch deutliche Spuren
retrograder Überprägung vorkommen.
Das Thermometer basiert auf dem temperaturabhängigen
nach der Reaktion
Phlogopit+Almandin
Magnesium-Eisen-Austausch
zwischen Granat und Biotit
<=> Annit+Pyrop
Die Bedeutung dieser Reaktion für geologische Temperaturbestimmungen
wurde schon früh erkannt (z.B. FROST
1962, PERCHUK
1967, SAXE NA 1969, zit. in INDARES & MARTIGNOLE
1985) und ihre Temperaturabhängigkeit ist mehrfach untersucht worden.
Am gebräuchlichsten sind die Kalibrierungen THOMPSONs (1976) und diejenige von FERRY & SPEAR (1978).
THOMPSON erarbeitete
auf empirischer
Basis eine lineare Korrelation
von InKD und l/T
(KD
=(Mg/Fe)Grt/(Mg/Fe)Bt
). Grundlage seiner Arbeit waren natürliche Mineralparagenesen
in niedrig- und
mittelgradig regionalmetamorphen
Metapeliten, in denen er an hand bekannter Mineralreaktionen unabhängig von
Granat und Biotit die Metamorphosetemperaturen
abschätzen konnte.
FERR Y & SPEAR untersuchten die Reaktion experimentell an synthetischen Granaten und Biotiten, wobei sie
Granat-Biotit-Mischungen
im Verhältnis 49 : I benutzten, um die rasche Einstellung von Reaktionsgleichgewichten
zu begünstigen. Sie führten die Experimente unter einem Druck von 2,07 bar durch. Ihre Ergebnisse verknüpften
sie mit einer thermodynamischen Berechnung des Gleichgewichtes zwischen beiden Mineralen.
Die von ihnen entwickelte Gleichung lautet:
12454 - 4,662T(K) + 0,057P(bar) + 3RTInK
mit K
=
Ein Umstellen der Gleichung und Einsetzen von R
T
=
=
1,986cal/(K*mol)
(2089 + 0,00956P(bar»
Diese Beziehung findet hier Verwendung,
=
0
(Mg/Fe)Grt/(Mg/Fe)Bt
liefert
/ (0,78208 - InK)
weil sie gegenüber derjenigen THOMPSONs folgende Vorzüge hat:
- Sie berücksichtigt den Druck.
- Sie basiert auf kontrollierten Experimenten.
Besonders der zweite Punkt ist ausschlaggebend, da bei der Verwendung empirischer Geothermometer
Fehlergrenzen sehr stark ausgeweitet werden (HODGES & CROWLEY 1985, HODGES & Mc KENNA 1987).
die
FERRY & SPEAR (1978) betrachteten ihr Thermometer, das für binäre Fe-Mg-Granat-Biotit-Systeme
aufgestellt
wurde, als für Granate mit bis zu 20 Mol% Grossular- und Spessartinanteilen gültig. Diese Einschränkung ist für
die S-Block-Granate erfüllt, für den N-Block aber nicht immer.
Eine Berechnung der KD-Werte in Granatprofilen
im N-Block (Abb.14) zeigt, daß der Ca-Einbau einen
deutlichen Einfluß ausübt. Es kommt zu einer Erniedrigung der berechneten Werte, wie sie INDARES &
MARTIGNOLE (1985) für hohe Ca- und Mn-Substitution im Granatgitter begründeten.
28
X7-4b
Granatprofil X9-2
Grass
20
...••. /
Abb.
14:
._/\
/ .K'
\...•.
Abhängigkeit
des Mg/Fe-Verhältnisses
1OO*(Pyrop/ Almandin)
vom
Ca-Einbau
in
Granaten
im
N-Block;
K*
Versuchsweise wurde darum die von HOINKES (1986) für Granat-Biotit-Paare
im Ötztalkristallin empirisch
gefundene Ca-Korrektur
angebracht. Dadurch ergaben sich aber unrealistisch hohe Temperaturen, und zudem
nahm ihre Schwankungs breite stark zu. Die Korrektur ist darum hier nicht anwendbar. Das kann daran liegen, daß
die von HOINKES untersuchten Granate bei gleichbleibenden physikochemischen Bedingungen wuchsen, während
im vorliegenden Fall das Ca-Angebot sprunghaft anstieg und zu Austauschreaktionen
mit bereits vorher
equilibrierten Granaten fl.ihrte. Der Grossulargehalt wird hier offenbar stark vom lokalen Ca-Angebot beeinflußt.
Weil die Minerale im S-Block in einem Frl.ihstadium ihrer Entwicklung möglicherweise granulitfazielle PTBedingungen erfuhren (HERZBERG et aI.1977), wurden ebenfalls die Auswirkungen der von INDARES &
MARTIGNOLE (1985) vorgeschlagenen Korrekturen für die Substitution von Ti und AI auf Oktaederplätzen des
Biotits getestet. Auch hierbei stieg die Streuung der Werte an, und die Temperaturen wurden teilweise unrealistisch
niedrig.
Nachfolgend sind darum die Temperaturen nach FERRY & SPEAR (1978) ohne weitere Korrekturen
Als Drucke wurden im N-Block 5 kbar und im S-Biock 6 kbar angesetzt.
Gemessen wurden Granat-Biotit-Paare,
dargestellt.
die folgende Kriterien erfl.illen:
-Gleichgewicht zwischen beiden Phasen, d.h. gerade Korngrenzen ohne Beteiligung einer weiteren Phase
-idiomorphe Ausbildung des Granats
-keine retrograden Umkristallisationen im Umkreis des untersuchten Kleinbereiches
Besonders das letzte Kriterium
ein.
ist im N-Block recht selten und schränkte die Anzahl möglicher Messungen stark
Die unaufbereiteten Meßwerte sind im Anhang aufgefl.ihrt. Abbildung 15 zeigt einen Überblick l.iber die daraus
ermittelten Temperaturen. Die in Myloniten der PL gemessenen Werte sind bereits hier mitdargestellt, werden aber
erst später eingehend diskutiert.
29
Die Proben Xl und X2 stammen aus Ky-St-Grt-Gneisen
S' des Pso.Cercen, also unmittelbar aus dem tektonisch
Hangenden der Peio-Mylonite
(Schlingenserie v.SEIDLEINs 1988). Sie weisen leichte Spuren retrograder
Metamorphose
in Form von Serizitisierungen
der Kyanite und Staurolithe
und vereinzelter
schwacher
Chloritbildung aus Granat und Biotit auf. Staurolithe und Kyanite sind stark gekinkt und Granat bisweilen
kataklastisch.
X3, X4 und X5 sind granoblastische Gneise ohne Staurolith. X3 und X4 enthalten groben Kyanit, der kräftig
serizitisiert ist. Der z.T. kataklastische Granat ist aber nur ganz selten etwas chloritisiert. Diese Proben stammen
vom Grat S' des Spiel (NE' der Cma. Trenta), und die kalte Deformation und Diaphthorese sind auch hier in der
relativen Nähe der PL begründet.
X5 stammt von der Ilmenspitze; der granoblastische Zweiglimmer-Granat-Gneis
keine Spuren von Diaphthorese, der Granat ist jedoch z.T kataklastisch.
enthält etwas Kyanit und zeigt
Die Proben X7 und X9 sind feinkörnige lepidoblastische Zweiglimmer-Gneise N' der PL. X7 wurde unmittelbar
nördlich der Mylonitzone am Pso. Cercen entnommen, und X9 stammt aus einer analogen Lage nördlich des
Rabbijoches. X7 ist stark chloritisiert, X9 kaum.
Die in Abb. 15 dargestellten Grt-Bt-Temperaturen
repräsentieren drei unterschiedliche Entwicklungsstadien der
Metamorphose,
die gut mit den Aussagen, welche sich aus den Mineralparagenesen
ableiten lassen,
übereinstimmen.
Ein Rückblick auf die aus den Paragenesen ablesbare Metamorphosegeschichte
verdeutlicht dieses (Abb. 7, 8).
"MI "- Temperaturen stammen aus Gesteinen der Granoblastitserie, in denen auch die höchstgradigen Paragenesen
anzutreffen sind, und dort aus Bereichen mit nicht-kataklastischem
Granat. "M2"- Temperaturen
kommen
beiderseits der PL in Bereichen vor, die durch die Stabilität von St gekennzeichnet sind. Man findet "M2"- Werte
aber auch als bereits retrograde Temperaturen in der Granoblastitserie; dort sind sie an Bereiche mit Grt-Kataklase
gebunden. Beispielsweise stammt die tiefste Temperatur in X3 von einem auf einem Riß im Granat gebildeten
Biotit. Auch in X4 und X5 stammen Temperaturen unter 600 Grad. C aus Teilbereichen mit kataklastischem
Granat.
Granat-Biotit-Temperaturen
400
500
. ... . -
Prob.
.
X7
X9
.
X10
X12
X1
X2
X3
X4
X5
nach FERRY&SPEAR(1978)
600
700'C
N-B1DCk
?oiD-L,nie
. . . .
. .. ... .
- ... - .. .....
..
.
... . . ..
\---Ml--
•••••
Abb. 15: Verteilung berechneter
O;aph'a,'"
-.q--M2--L..j
Grt-Bt-Temperaturen.
S-BIDCk
30
Allgemein ergeben sich aus den Mineralparagenesen jeweils etwas höhere Temperaturen als man mit der Grt-BtThermometrie ermittelt. Daß sich das Grt-Bt- Thermometer noch relativ lange an die sinkenden Temperaturen nach
einem Metamorphosehöhepunkt
anpaßt, ist weithin bekannt und beschrieben worden.
Die Ausdeutung
der beiden Metamorphosen
im S-Block wurde bereits in einem vorhergenden
Im N - Block korrespondieren die Grt- Bt- Temperaturen
Höhepunkt der einphasig-prograden
Metamorphose.
gut mit dem durch das Auftreten
Abschnitt erläutert.
von St gekennzeichneten
Wertestreuungen, die in S-Block-Gneisen nahe der PL bis unter 500 Grad C hinabreichen, sind ein Ausdruck
diaphthoritischer Austauschreaktionen.
Die Bindung an Gesteine nahe der PL und das Auftreten des gleichen
Trends in den Myloniten zeigen, daß Diaphthorese in diesem Bereich des S-Blocks und die Mylonitisierung an der
PL zusammenhängen.
Das seltene Auftreten derartig tiefer Werte im N-Block, obwohl dort eine starke retrograde Metamorphose ablief
(X7 !), legt demgegenüber den Schluß nahe, daß die Diaphthorese hier nichts mit der Mylonitisierung zu tun hat
und wahrscheinlich lliter ist.
III. DIE MYLONITZONEN
111.1 Beobachtungen
im Gelände: Makro- und Mesostrukturen
Die Betrachtung der Mylonitzonen (Karte I) konzentriert sich auf die Peio-Linie als interessanteste (und bisher
weitgehend unbeachtete) Struktur, auf die östliche Tonale-Linie und auf den Südteil der N' Judicarien-Linie. Über
diese beiden Bereiche liegen nur wenige Untersuchungen vor, jedoch existieren neuere Arbeiten an der TL westlich des Tonalepasses (FUMASOLI 1974, LARDELLI 1981, HEITZMANN 1986, SCHMID et a1. 1987) und an der
nördlichsten und südlichen JL (RATHORE 1980, CASTELLARIN & SARTORI 1982), die teilweise auf das
Arbeitsgebiet übertragen werden können.
Die Rumo-Linie,
auf deren Bedeutung C.v.SEIDLEIN (1988) hinwies, wird nur kurz angesprochen.
Die weiteren in Karte I dargestellten Störungs zonen sind aus den geologischen Karten des E' Campo-Kristallins
(DAL PIAZ 1951, 1953) und aus ANDREATTA (1948,,1952, 1954) zusammengestellt.
111.1.1 Die Peio - Linie
ANDREA TT A beschrieb erstmals diese Störung :"Sono studiate le rocce interessate dei movimento e dalla triturazione e le miloniti che ne derivano. Si fa notare l'importanza delle differenze petrografiche, geologiche e tettoniche
delle formazioni che si estendono ai due lati della grande dislocazione."(ANDREATT A 1948 : 5).
Er kartierte unter diesem Namen eine Störungszone, die er von der Forc. Montozzo bis ins Ultental mehr als 50
km weit verfolgen konnte, und mit der er das Vorkommen zahlreicher Mineralquellen in direkten Zusammenhang
brachte. Als Mylonite sah er "zermahlene" metamorphe Gesteine an, und der von ihm als Mylonitzone zusammengefaßte Bereich entspricht den Zonen, in welchen die Gesteine sehr stark brecciös sind, vielfach grusig zerfallen
und mit Fe-haltigen Lösungen imprägniert wurden. Heute ist das Verständnis der Entstehung von Myloniten
weiter fortgeschritten, weshalb eine Ergänzung der Felduntersuchungen ANDREA TI As notwendig war. Die hier
benutzte Nomenklatur entspricht den Vorschlägen von BELL & ETHERIDGE (1973) und von WISE et aI. (1984);
sie wird im Abschnitt III.2 eingehend erläutert.
Die Peio-"Linie" ist eine mehrere hundert Meter mächtige Serie von Proto-, Ortho- und Ultramyloniten,
streicht und mit 30-40 Grad nach SSE einfällt (Abb. 16, Karten).
die ENE'
31
Die Aufschlußverhältnisse
entlang der Störung sind sehr unterschiedlich; während die Mylonite in Hochlagen oftmals frisch anstehen, sind sie in Tälern meist von Boden und Hangschutt bedeckt und können nur in vereinzelten
isolierten Aufschlüssen beobachtet werden. In diesen ist dann nicht immer klar, ob die vorliegenden Gesteine
tatsächlich zur PL gehören, oder ob sie Teile der vielen zweitrangigen Scherzonen sind, welche die Kristallinblöcke
durchsetzen.
Gute und fast kontinuierlich aufgeschlossene Profile über die PL bieten die Forc. Montozzo, der Pso. Cercen und
der Bergrücken zwischen Rabbijoch und Cma. Trenta. Im Bereich zwischen Forc. Montozzo und Val di Peio sind
die Gesteine ebenfalls meist gut sichtbar, besonders dort, wo die PL kleinere Bergkämme schneidet.
Im Val di Peio gibt es einige Aufschlüsse
und E' der Ortschaft Celledizzo.
an Weganschnitten
und in kleinen Bachbetten an den Bergflanken W'
Demgegenüber findet man zwischen Val di Peio und Val di Rabbi -mit Ausnahme des Pso. Cercen- kaum Aufschlüsse. W' des Passes sind die Hänge mit Boden bedeckt und bewaldet, E' verläuft die Mylonitzone zum größten
Teil in der Sohle des Val Cercen oder N' davon. Die Gesteine fallen hier fast parallel zum Hang ein und sind wegen ihrer tiefgründigen Verwitterung von Alm- und Waldböden verdeckt. Lediglich in einigen Bachbetten N'des
Tales und an der Mündung des Val Cercen stehen Teile der Mylonitzone an.
Zwischen Val di Rabbi und Rabbijoch sind die Verhältnisse erneut sehr schlecht. Erst oberhalb der Waldgrenze
bieten vereinzelte Klippen in den Wiesenhängen Aufschlüsse, bei denen aber oft unsicher ist, ob die Gesteine unver kipp te Lagerung zeigen.
Erst am Bergkamm SE' des Rabbijoches verbessert sich die Situation wieder. Das hier aufgeschlossene Profil über
die PL läßt sich in den Hängen oberhalb des Kirchbergtales bis zu dessen Einmündung in das Ultental bei St.
Gertraud durchgehend weiterverfolgen. In diesem Abschnitt stehen unmittelbar S' der PL schwach metamorphe
und nur randlich stark deformierte Pegmatit-Körper und ebenfalls nur schwach metamorphe, aber meist intensiv
deformierte Chlorit-Plagioklas-Mylonite
(möglicherweise Metarhyolithe) an, die sich klar vom sonstigen Gesteinsverband des S-Blockes abheben.
Von der Einmündung des Kirchbergtales in das Ultental an verläuft die Talrichtung nicht mehr -wie bis hierhin
meist- parallel zum Streichen der PL sondern in spitzem Winkel dazu. Das hat zur Folge, daß die Ausbisse der PL
in immer tiefere Lagen ziehen, wo die Aufschlüsse sehr spärlich und schlecht sind. ENE' der bereits von
ANDREA TIA (1948) erwähnten Lokation "Spiel" können die isoliert aufgeschlossenen Mylonite nicht mehr sicher
zugeordnet werden.
E' des Zoggler-Stausees
sind im Talgrund nochmals Protomylonite aufgeschlossen,
während an der von
ANDREATTA (1948) genannten Lokation "Zuwasser" N' des Talgrundes nicht-mylonitische Gneise des S-Blockes
anstehen. Die PL muß also zwischen diesen beiden Stellen das Ultental überquert haben. Sie kann aber N' des
Tales nicht weiterverfolgt werden.
Die von ANDREA TT A vorgeschlagene Fortsetzung in die Mylonitzone am Halsmannjoch
die Raumlage dieser Mylonite eher dem Verlauf der Judicarienlinie entspricht.
ist nicht plausibel, weil
Obwohl sich der Übergang von Gneisen beiderseits der PL zu Myloniten als kontinuierlich
Kriterien finden, die eine Abgrenzung der Mylonite im Gelände erlauben. Das sind:
erweist, lassen sich
- sehr starke Betonung der Foliationen verglichen mit den Gneisen N' und S' der PL. Dem entspricht in quarzitischen Gesteinen eine intensive mylonitische Bänderung, die nicht als Spaltbarkeit der Gesteine betont sein muß. In
phyllosilikatreichen Partien entwickelt sich demgegenüber eine deutliche Schiefrigkeit, die bis zu blättrigem Zerfall
der Gesteine führt.
2200
Q~
"
~590m
F.Monto zzo
SE
2200
2500
NN
L:::::J
r-:=:=:=:::l
~
~
111
und Mylonite
SSE
2000
2500
P.270S
E
Abb. 16: Schematische Profile über die Mylonitzone der Peio-Linie; Lage der Profile siehe Karten
Tonale -Peio-Ulten-Serie
Paragneise N' der Peio - Linie
Kataklasite
Myloni te und Ultramylonite
Protomylonite
Pso.Cercen
W Rabbijoch
33
_ zumeist deutliche Streckungslineationen. Diese werden vielfach von parallel dazu liegenden Harnischstriemungen
begleitet.Ihre Natur als Mineralstreckungen offenbart sich erst unter dem Mikroskop.
_ sheath-folds von mm-Größe liegen mit ihren streng parallel ausgerichteten Längsachsen parallel zur Streckungslineation.
_ die Korngrößen in den Myloniten sind gegenüber denjenigen beider Kristallinserien deutlich reduziert.
_ bereits im Gelände fällt in phyllosilikatreichen Myloniten die starke Chloritisierung der Gesteine auf. Vielfach
ist feinstkörniger Muskowit ("Serizit") auf S-Flächen angereichert
_ die Mylonite sind meist intensiv mit Limonit imprägniert und von Calcit-Gängchen durchsetzt.
_ im Zentral bereich der Störungszone wurden die Mylonite brecciiert und zerfallen zu feinem Detritus. Es wurden
Kakirite gebildet, die aber nur selten anstehen (Abb. 5.4).
_ in Randbereichen der Störungszone sind mm- bis cm-mächtige Pseudotachylite anzutreffen, besonders dort, wo
Pegmatite in die Störungszone gerieten (Strainkonzentration um rigide Einschlüsse).
_ die Liegendgrenze der Mylonitzone äußert sich deutlich als Kante in der Morphologie. Wegen der leichten Erodierbarkeit der Gesteine sind die Grate verflacht und in Bergflanken haben sich Terrassen gebildet. Mit dieser
Kenntnis ließ sich die PL auch auf den vorliegenden Luftbildern (Maßstab ca. 1:50.000) kartieren.
Zu beachten ist, daß innerhalb der Mylonitfolge vielerorts auch von der Deformation verschonte Partien vorliegen,
und daß die Mylonitzone lokal in verschiedenen Scherbahnen aufgespalten ist (beispielsweise S' des Rabbijoches).
Der anhand der beschriebenen Kriterien ermittelte Verlauf der PL ist in der Karte dargestellt. Die Abb. 16 zeigt
drei schematische typische Profile. Die darin enthaltene Unterscheidung der Gesteine nach ihrem Deformationsund Rekristallisationsgrad war allerdings nicht nur nach Beobachtungen im Gelände möglich, sondern basiert auch
auf der Auswertung von Dünnschliffen. Die dargestellten Flächenlagen sind Mittelwerte, die aus jeweils etwa 1015 Einzelmessungen im selben Aufschlußbereich auf vektorstatistischer Grundlage und unter Berücksichtigung ihrer Natur als axiale Richtungsdaten
berechnet wurden.
Im Gelände zeigen die Mylonite der PL meist nur ein S-Flächensystem
schnitt "Mikroskopie" noch weiter erläutert werden.
und eine dominante Lineation, die im Ab-
Die Foliationen äußern sich in der je nach Phyllosilikatgehalt verschieden gut entwickelten Teilbarkeit der Gesteine und erweisen sich vielfach mikroskopisch als C-Flächen, die S-Flächen parallel liegen ("S" und "C" im Sinne
von LISTER & SNOKE 1984). S-Flächen und' C-Flächen/extensional
crenulation cleavages (PLATT & VISSERS
1980, PLATT 1984) lassen sich allgemein erst im Dünnschliff sicher abgrenzen und sprechen für einen ENETransport des S-Blockes relativ zum N-Block (vgI. Kap. 6).
Die Raumlage der im Gelände gemessenen Foliationen und Lineationen in Teilbereichen
stellt Kte.2 dar, während
Abb.l? alle Meßwerte gemeinsam zeigt.
Es wird deutlich, daß sowohl Foliationen als auch Lineationen an der PL im Streichen sehr einheitlich sind und
daß deutliche Abweichungen vom flachen Einfallen der S-Flächen nach SSE und von ENE-orientierten
Lineationen erst mit Annäherung an die JL auftreten.
Selten sind innerhalb der PL-Mylonite zweite Schieferungen zu beobachten (Abb. 5.4), welche NW- bis N-gerichtete Einengungen und aufschiebende Bewegungen in Bereichen spröd-duktiler Verformung belegen.
34
Knickzonen sind ebenfalls nur lokal erkennbar, und mit ihnen gemeinsam kann eine zweite Schieferung entwickelt
sein (Abb. 18c). Sie wurden W' der Forc.Montozzo, am Palon deI Val Comasine S' von Peio, am Pso.Cercen und
S'des Rabbijoches, d.h. praktisch entlang der gesamten Störungszone, beobachtet.
ARiAne
[0.88 B-T]
Er
m
••
UNTERE
>
3.0
>
7.0 '"
'"
> 10.0 ,
13.8 •
HALBKUGEL
SCHMIDT' SCHES KETZ
(pro
1.0"
der
Halbkuqeltläche)
n - 455
(pro
1.0 '" der
HalbkuCJeltlache)
n.
195
Abb. 17: Raumlagen von Foliationen (n=455) und Lineationen (n= 195) in den Myloniten der PL
N
N
N
•• ~ +
a
Abb. 19: Lagebeziehungen zwischen mylonitischer Foliation und zweiter Schieferung in einigen Beispielen von der
PL im Val di Peio (a), S' des Rabbijoches (b) und am Breitbühel (c)
Abb. 20: Deutung der Anlage konjugierter Knickzonen in Myloniten der PL als Folge von WSW-ENE-gerichteten
Einengungen
Abb. 18a: zweite Schieferung und Kakiritbildung in Myloniten der PL (Schwarzbachtal, S' des Ultentals
Abb. 18b: Anlage einer zweiten Schieferung (steilstehendes Flächensystem) in Myloniten der PL (Val Peio, S'von
CeIIedizzo)
Abb. 18c: Knickfalten in Myloniten der PL (A :S'des Rabbijoches, Aufsch1.12.7.8; B: W' der F. Montozzo); der
Hammerstiel zeigt die Lage von Knickbändern an; Bezug zwischen beiden vg!. Abb. 20
- ../....
', •..
..t
0~'
-~
18c
B
36
Sie bilden unterschiedliche Teilbewegungen der Gesteine ab, die sich in einem Spätstadium der Entwicklung der
Mylonite abgespielt haben. Einerseits können Transporte der Hangendscholle nach NE (Abb. 18c;B) und andererseits nach WSW (l8c;A) abgeleitet werden. Daneben gibt es in steilstehenden Diaphthoriten S' der PL Kinks, welche vertikalen Einengungen entsprechen (Abb. 21).
Obwohl keine Überprägungs-Beziehungen
zwischen den verschiedenen Knickzonen festgestellt werden konnten,
lassen sich logische Beziehungen zwischen den unterschiedlichen Orientierungen finden. Die nach ENE und nach
WSW aufschiebenden Kinks in Bereichen mit flachliegenden Foliationen sind ein konjugiertes Flächensystem, das
die Reaktion der Mylonite auf WSW-ENE-Einengung nach der duktilen Mlonitisierung manifestiert (Abb. 20).
Demgegenüber sind die in Abb.21 dargestellten Kinks von steilstehenden Schieferungen keine konjugierten Flächen, sondern spiegeln zwei unterschiedliche Entstehungszeitpunkte wider.
Die Entstehung von Knickzonen diskutierte WEBER (1978:257-262). Sie bilden sich in
stenstockwerk bei Einengung in der Foliationsebene (oder dieser sehr nahe ). Wenn die
einen kleinen Winkel mit der s-Fläche einschließt, so bilden sich keine konjugierten
Fläche, welche mit der Foliation den größeren Winkel bildet. Die Lage der Knickzonen
geometrischen Beziehung zwischen Spannungstensor und Foliation.
Die Richtung der größten Hauptnormalspannung
tektonischem Spannungstensor.
Veränderungen in der geometrischen
terschiedliche Ursachen haben:
ergibt sich aber durch eine Addition
Konfiguration
einem relativ hohen KruEinengungsrichtung dabei
Kinks, sondern diejenige
ist also eine Funktion der
von lithostatischem
maximale Hauptnormalspannung-Foliation
und
können darum un-
a) eine Abnahme des lithostatischen Druckes infolge einer Hebung
b) eine Externrotation der Foliationen relativ zum Spannungs tensor
c) Variationen des tektonischen Spannungstensors
@
"C5
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--------
Aufschluß
Gleitl!!l\l~
Abb. 21: horizontal dehnende Knickzonen in steilstehenden
Erläuterung der Kinematik im Text
Diaphthoriten
6.7.4
S' der PL (Val Peio, W' von Celledizzo);
Diese Vorgänge sind voneinander abhängig und lassen sich als Folge einer einheitlichen Bewegung auffassen (Abb.
21): Einengung in NNW-SSE-Richtung erzeugt zunächst Schieferungsgefüge. Nach Überschreiten einer kritischen
Spannung kommt es zu Überschiebungen an der PL, was zu einem Abfall der einengenden Spannung führt; als
Folge wird dann tektonische Einengung vorübergehend von Gravitationstektonik
(horizontal dehnend) abgelöst.
Nach dem Abklingen der Bewegungen an der PL und einem damit verbundenen neuerlichen Anstieg des Rei-
37
bungswiderstandes der Störungs zone baut sich erneut Spannung auf, und der Vorgang wiederholt sich. Dabei wurden die älteren Gefüge (KBl, Abb. 20) rotiert und (im Falle einer günstigen Orientierung) erneut betätigt oder
durch neue Gefügeelemente (KB2) abgelöst. Die aus der jetzigen Raumlage der Knickzonen 1 und 2 abzuleitende
Rotation des Gesteinspaketes
zwischen den Zeitpunkten
ihrer Entstehung setzt eine listrische Form des
Abscherhorizontes voraus (der Winkel zwischen Foliation und größter Hauptachse des Spannungsellipsoids wird für
beide Knickzonen als annähernd gleich vorausgesetzt).
Abb. 22 stellt den Bezug zur hier beobachteten zweiten Schieferung der Gesteine her.
N
., KB1 :130120
-i~KB2:31/30
Abb. 22: Lagebeziehungen zwischen dehnenden
Schieferung in Myloniten der PL im Val Peio
Kinks und zweiter
Wie man sieht, schneiden sich Kinks und Schieferung in der gleichen Lineation, welche die gemeinsame "B"-Achse
kompressiver und gravitativer Strukturen ist.
Die generellen Zusammenhänge, die in Orogenen zwischen einengenden und gravitativ bedingten dehnenden
Strukturen bestehen, und die auch die Entstehung der vorangehend beschriebenen Knickzonen und Schieferungen
kontrollierten,
stellte PLATT (1986) dar.
Weitere Falten sind -abgesehen von den bereits erwähnten mm- großen sheath-foldsnur selten erkennbar. Es lassen sich vier Gruppen unterscheiden:
innerhalb der Mylonitzone
- offene, fast zylindrische monokline dm-Falten treten in protomylonitischen Bereichen auf und sind recht
gut in Quarziten und Amphibolgneisen erkennbar. Ihre Faltenachsen liegen auf einem Großkreis, welcher in
etwa der durchschnittlichen
Lage der mylonitischen Foliationen entspricht (Abb. 23). Solche Falten treten
auch in Chlorit-Protomyloniten
auf und verfalten dort Pseudotachylite; ihre Achsen liegen meist :tparallel zur
Streckungslineation.
_ Achsen enger, orthorhombischer, kongruenter Falten besetzen ebenfalls den Großkreis der Foliation mit
bevorzugter Lage parallel zur Lineation.
- die Achsenlage intrafolialer Isoklinalfalten liegt scheinbar in großem Winkel zur Lineation. Möglicherweise
wurden aber die Lagen parallel zur Lineation im Gelände lediglich nicht beobachtet (Anschnitteffekt).
_ "sheath-Falten"(z.B. COBBOLD & QUINQUINS 1980) von dm-Dimensionen wurden in Marmoren in der
Mylonitzone beobachtet. In einem dm-mächtigen Marmorvorkommen S' der Forc. Montozzo weist ihre
Längsachse eine Lage von (X=) 245/30 auf. Einige Hundert m S' von Bagni di Rabbi sind in einem einige m
mächtigen Marmor mit eingeschuppten Chloritschiefern ebenfalls sheath-folds erkennbar. Aus mehreren im
Winkel zueinander orientierten zweidimensionalen
Anschnitten ergibt sich in diesem Aufschluß eine
abgeschätzte Lage der X-Achse von 110/0:t15.
Die Anzahl der beobachteten Falten reicht nicht für statistisch abgesicherte Aussagen aus. Die Beobachtungen erlauben aber folgende Interpretation:
Die beiden ersten Gruppen beinhalten möglicherweise Falten des Altbestandes
der Gneise, die in der Mylonitzone unterschiedliche Rotationen erlitten, ohne in wesentlichem Ausmaß weiteren
Strain zu erfahren. Das gilt aber nicht für die erwähnten offenen Falten in den Chlorit-Protomyloniten.
Diese sind
vielmehr nach Beobachtungen an gesägten Anschnitten als synmylonitisch einzustufen, weil sie lokal Pseudotachylite verfalten, die ihrerseits noch Spuren jüngerer Mylonitisierung zeigen . Damit ergibt sich das Problem,
38
nach Faltungsmechanismen
zu suchen, welche die Anlage von B-Achsen parallel zur Hauptbewegungsrichtung
er-
klären.
N
+.,
0
0
~
Fallenform
alfen
eng
isoklinaL
shealh
0
•
.,..
Abb. 23: Achsenlagen unterschiedlicher
Faltentypen in Myloniten
der PL (Großkreis = mittlere S-Fläche der PL-Mylonite)
Einen Ansatz liefert das von SANDERSON & MARCHINI (1984) ausgearbeitete Transpressionsmodell, in dem als
Folge der (primären) Einengung der Gesteine in einem aus Plättung und simple shear kombinierten System (sekundäre) Ausweichbewegungen
senkrecht zu den Richtungen minimaler und maximaler finiter Dehnung resultieren
müssen.
Tatsächlich liegt der aus diesen Falten ableitbare finite strain um ein bis zwei Größenordnungen unter dem Verformungsgrad, der sich aus intrafolialen Isoklinalfalten und sheath-folds ergibt, wie es nach diesem Modell zu
erwarten wäre.
Als weitere Lösungsmöglichkeit dieses in Scherzonen weitverbreiteten
Überfaltung von primär unebenen ("anastomosing") Foliationen.
Phänomens
diskutierte
BELL (1984) die
Die anderen Faltentypen wurden im Scherregime der PL neu gebildet und finden auch bei den mikroskopischen
Strukturen ihre Entsprechungen.
111.1.2 Die Judicarien
- Linie
Die Judicarienlinie bietet vergleichsweise schlechte Aufschlüsse, was in der leichten Erodierbarkeit der Gesteine
und in der meist tiefen Lage der Störungsanschnitte unter der Waldgrenze begründet ist. Ihre Mylonite und Protomylonite stehen zwischen der Einmündung des Marauner Tals ins Ultental und der Ruine La Rocca NE' von Male
an mehreren Stellen, von denen nur die wichtigsten genannt werden, an.
Am Ausgang des Marauner Tales, direkt unterhalb der Staumauer des Lago Alboreto, sind einige lOer-Meter protomylonitischer Gneise aufgeschlossen. Im Saigerriß wird hier deutlich, daß die Foliationen der Gneise durch eine
steilstehende zweite Schieferung ("Schubklüftung") überprägt werden. Das aus dem Verschnitt beider Flächen
resultierende Phacoidgefüge dokumentiert nach SE gerichtete Aufschiebungen an der JL.
Auf horizontalen Aufschlußflächen sind shear bands (Nomenklatur z.B. PLATT 1984) deutlich, welche die Interferenz der Aufschiebungen mit sinistralen Lateralversätzen belegen.
39
Shear bands und Schubklüftung
gen nicht um Anschnitteffekte
Abb.24 wiedergegeben.
liegen mit ganz unterschiedlichen Größen vor, so daß es sich bei den Beobachtunan nur zwei verschiedenen Flächen handelt. Die Beziehungen sind schematisch in
N
Abb. 24: Shear-bands
SW' von St.Pankraz)
und Schieferung
an der JL (Marauner
Tal,
I km SSW' tale inwärts findet man im Talgrund stark brecciierten Bozener Quarzporphyr in einem kleinen Steinbruch aufgeschlossen (Abb. 27a), während oberhalb am Westhang des Tales stark blättrige Mylonite der JL anstehen.
Ein fast vollständig aufgeschlossenes Profil über die JL bietet der Bergrücken, der vom Hofmahd-Joch zum
Kornigl (E' der Hochwart) hinaufleitet. Das Profil beginnt in brecciierten südalpinen Kalksteinen und endet am
Gipfel des Berges in nicht-mylonitischen Gneisen und Ultramafititen.
Weitere gute Aufschlüsse befinden sich am Südende des Kirchbachtales (N' von Proveis), wo auf der orographisch
rechten Seite des Baches eine steile Lawinenrinne einige hundert Meter protomylonitischer Gneise erschließt, auf
die nur wenig ESE' extrem brecciöse unmetamorphe Kalksteine folgen (Abb. 27b)
Isolierte Aufschlüsse an den Mündungen des Val dei Rio Valle und des Val di Lavazze (N' und W' von Rumo)
erlauben die weitere Verfolgung der JL bis ins Val di Bresimo, wo N', W' und S' des Cast. Altaguardia Mylonite,
breccierte unmetamorphe Kalke und südalpine Ton- und Siltsteine anstehen. In letzteren zeigen Verschuppungen
("duplex structures") im Störungsbereich erneut von WNW nach ESE gerichtete Aufschiebungen an der JL an
(Abb.27c).
Im betrachteten Raum ist die Judicarienlinie letztmals S' und W' der Burg La Rocca gut aufgeschlossen. Hier findet man -neben den bereits genannten Gesteinen- an der Störung eingeschleppte intensiv brecciierte, chloritisierte
und serizitisierte Tonalite. Auf dieses Vorkommen wies bereits Dal PIAZ (1926) hin. Während es erneut Lateralversätze an der JL andeutet, zeigt Abb. 25 die in Tonschiefern und Siltsteinen gemessenen Beziehungen zwischen
Schieferung und Schichtung, welche SE-gerichtete Einengungen belegen.
Petrographisch unterscheiden sich die Mylonite der JL vom Kristallin der Ulten-Serie durch die starke Chloritund Serizitbildung auf den dominierenden verzweigten Schieferungsflächen, durch die Entwicklung eben dieses
Flächensystems und durch den daraus resultierenden flachlinsigen, oft blättrigen Zerfall der Gesteine. Zwischen
diesen Flächen sind die gneisigen Gefüge weitgehend erhalten (siehe "Mikroskopie"), was bereits unter der Lupe
deutlich wird.
Die Lineationen sind nicht immer deutlich und treten als Harnischstriemungen
als parallel dazu liegende feine Runzelungen in Erscheinung.
auf den chloritbelegten
Flächen und
40
Die Orientierung sowohl der Lineationen als auch der Foliationen unterscheiden
Kristallin und auch von der PL. Sie sind in Abb. 26 dargestellt.
die JL deutlich vom angrenzenden
Die JL wird möglicherweise durch die zu ihr parallel verlaufende Mylonitzone am Halsmannjoch (N' des L. Alboreto im Ultental) ergänzt. Dort liegen durchgreifend duktil verformte und syndeformativ re kristallisierte ChloritSerizit-Mylonite mit Plagioklasaugen vor. Ihre mittlere s-Flächenlage ist 305/70. In ihnen wurden um B=285/65
Knickfalten gebildet, welche sinistrale Relativbewegungen in den Gesteinen anzeigen.
Runzelungslineationen
im selben Aufschluß haben die Lage L=220/10.
N
Schieferung _
Schichtung 0
o
o
o
0
o
D~1
o
-
Abb. 25: Schieferung und Schichtung in Ton- und Siltsteinen an der
JL SSW' der Ruine La Rocca (N' von Male)
ARiAne
[0.88 B-T)
ml
UNTERE HALBKUGEL
SCHIUDT'
seHES
HETZ
(pro
1.0 \; der Halbkugelfläche)
n"
51
(pro
1.0 \; der
•
>
ß
> 10.0 \;
••
25.0
7.0'
HalbkugelUäche)
•
n -
16
Abb. 26: Foliationen (n=51) und Lineationen (n=16) in Myloniten der JL
Abb. 27a: brecciierter
Quarzporphyr
an der JL; Marauner Tal, SW' von St. Pankraz
Abb. 27b: Aufschluß von stark tektonisch brecciierten unmetamorphen
Proveis
Abb. 27c: Duplex-structures
Abb. 27d: disharmonische
an der JL SSW' der Ruine AHa Guardia/Val
Falten in Myloniten der JL
südalpinen Kalksteinen
Bresimo
im Kirchbachtal/
42
111.1.3 Die Tonale - Linie
Weil die Tonale-Linie in anderen Gebieten bereits gut untersucht ist, geht es hier nur darum, zu überprüfen, ob
und wie sie sich östlich des Tonalepasses fortsetzt. Die zu dieser Fragestellung von CORNELIUS & FURLANICORNELIUS (1930) gemachten Angaben sind lückenhaft.
Tatsächlich sind östlich des Passes an einigen Stellen auf der Südseite des Val di Sole duktil verformte Mylonite
aufgeschlossen. Der westlich des Passes mehrfach beschriebene Kakirithorizont (z.B. GANSSER 1968) wurde allerdings hier nirgends gefunden. Das ist möglicherweise lediglich in den schlechten Aufschlußverhältnissen begründet.
Gesteinsproben wurden 2 km östlich der Paßhöhe, und zwar einige hundert Meter S' und SW' des Albergo Paradiso
(Carta d'Italia 1:25000, Foglio 20IVNE :R=1624000/H=5124550) und auf der Westseite des Val Piana (Foglio 20INO
: R=1634000/H=5l28000) genommen.
Es stehen hier meist blättrige Serizit-Chlorit-Mylonite mit variablen Quarzgehalten an. Im Aufschluß S' des Alb.
Paradiso kommen feinkörnige, kompakte, helle Quarzite vor, die eine strenge mylonitische Bänderung zeigen.
Mikroskopisch erweisen sie sich als Quarz- Ultramylonite.
Auch der Stavel-Gneis -ein granitoider Augengneis- ist an seinem S-Rand deutlich mylonitisch.
m
(pro
1.0 \; der Halbkugsl!läche)
n"
35
(pro
1.0 \; der
)0
J.O\;
•
)0
7.0 \;
11
> 10.0 \;
•
- '0.7'
Halbkugeltläche)
n - 27
Abb. 28: Foliationen (n=35) und Lineationen (n=27) in Myloniten der TL
Wie Abb. 28 zeigt, streichen die Foliationen der Tonale-Mylonite ENE-WSW und fallen steil nach S ein. Die dargestellten Lineationen äußern sich im Gelände als Harnischstriemungen und feine Wellungen (die mikroskopisch
den Firstenbereichen kleiner sheath-Falten zuzuordnen sind) auf phyllosilikatreichen Flächen und in den Quarziten
als deutliche Streckungslineation. Sie sind grob ENE-orientiert und tauchen flach in beide Richtungen ab.
Im Gelände konnten in den Myloniten der TL keine Rückschlüsse auf die Richtung von Relativbewegungen an der
Störung gezogen werden.
111.2 Genese, geologische Bedeutung und Nomenklatur yon Myloniten
Der Terminus "Mylonit" wurde von LAPWORTH (1885) für Störungsgesteine an der Moine thrust in den schottischen Kaledoniden eingeführt. Die Namensgebung impliziert seine Vorstellung von der Genese dieser Gesteine,
welche er als die Produkte einer spröden Deformation ansah. Diese Ansicht setzte sich zunächst durch und beeinflußte lange Zeit nicht nur die gebräuchliche Nomenklatur (z.B. HIGGINS 1971) sondern behinderte auch das
Verständnis der Entstehung von Mylonitzonen. Erst mit der Übernahme des Konzeptes duktiler Verformung und
kristall-plastischer Deformationsmechanismen,
insbesondere intrakristalliner Deformation durch Versetzungs-
43
gleiten, aus den Erkenntnissen der Werkstoffkunde und Metallphysik in die Geologie (zusammenfassende Darstellungen liefern NICOLAS & POIRIER 1976 und POIRIER 1985) wurden die Entstehungsbedingungen
von
Myloniten besser verstanden.
BELL & ETHERIDGE (1973) veröffentlichten einen grundlegenden Beitrag zu diesem Thema. Sie unterschieden in
Myloniten Deformationsstrukturen
(undulöse Auslöschung, Deformationslamellen), Erholungsstrukturen
(Polygonisierung und Subkornbildung) und Rekristallisationsphänomene
(Neukornbildung, Verzahnung von Korngrenzen und
Kink-band-Grenzen)
und stellten heraus, daß diese bis dahin teilweise als Anzeichen kataklastischer Prozesse gewerteten Mikrostrukturen besser mit den obengenannten Mechanismen erklärt werden können. Die strikte Unterscheidung von Erholung und Rekristallisation ist noch darauf zurückzuführen, daß lange Zeit Keimbildung und
Korngrenzwanderung als einzig möglicher Rekristallisationsprozeß, der infolge der unterschiedlichen strain-Energie
deformierter und und~formierter Körner einsetzt, gesehen wurden (POIRIER 1985 : 179-180).
Als Konsequenz schlugen sie eine neue Definition vor: "A mylonite is a foliated rock, commonly lineated and containing megacrysts, which occurs in narrow, planar zones of intense deformation. It is often finer grained than the
surrounding rocks, into which it grades."
Diese Definition ist rein deskriptiv und beinhaltet noch keine Aussage über die Deformationsmechanismen.
Sie
enthält lediglich mesoskopisch erkennbare Kriterien und beruht zu einem großen Teil auf den Unterschieden zwischen Mylonitzone und Nebengestein, wie sie im Gelände erkennbar sind. Deshalb eignet sie sich besonders für die
Feldansprache von Myloniten, und in dieser Arbeit entspricht in allen Abschnitten, die sich nicht mit mikroskopischen Kriterien befassen, der Terminus "Mylonit" diesem Gebrauch.
"Mylonit" kann somit für eine Reihe von deformierten Gesteinen stehen, die sich sowohl im Deformationsgrad als
auch im Deformationsstil voneinander unterscheiden, aber die durch fließende Übergänge miteinander verbunden
sind. Die Unterschiede sind vielfach erst anhand der Mikrogefüge erkennbar und eine weitere Unterteilung kann
darum erst im Dünnschliff erfolgen.
Auf dieser Basis beschrieben WHITE et al.(1982) "Fault Rocks of the Moine Thrust Zone ..."aus dem Umkreis der
Typlokalität LAPWORTHs. Sie unterschieden zwei Entwicklungsreihen.
Einerseits Protomylonit-BlastomylonitMylonit- Ultramylonit und andererseits Protokataklasit-BlastokataklasitUltramylonit.
Die Reihe ProtomylonitUltramylonit zeichnet sich demnach durch duktile Deformation aus, die von Neomineralisation begleitet wird,
während Proto- und Blastokataklasite zunächst spröd verformt werden ("grain refinement by cataclasis") und sich
aus ihnen mit zunehmender Neomineralisation später ein Ultramylonit bildet. Im Gegensatz zu Kataklasiten sind
Mylonite foliiert.
CHESTER et al.(1985) wiesen demgegenüber darauf hin, daß auch Kataklase
Foliationen erzeugen kann und es demnach auch foliierte Kataklasite gibt.
an spröden Störungen
deutliche
Während die Unterteilung der "fault rocks" durch WHITE et al. vor allem qualitativ war, entwickelten WISE et
al.(1984) eine Terminologie, die auf Gesteinsgefügen und den quantitativen Verhältnissen zwischen Mineral-Altbestand und Rekristallisatanteil beruht.
Wie man sieht, deuteten sie die Bildungsgeschichte der Gesteine als Prozeß, in dessen Verlauf die Deformationsgeschwindigkeit und das Ausmaß der beteiligten Erholungsvorgänge die steuernden Faktoren sind. Sie zeigten, daß
sich Gneise und Schiefer nicht grundsätzlich von Myloniten unterscheiden sondern lediglich einen größeren Anteil
(statischer) Erholung erfahren.
Auf dieser Einteilung beruhen die im Weiteren verwendeten Gesteinsnamen. Sie entsprechen der derzeit weltweit
üblichen Nomenklatur, wie sie sich aus einer Vielzahl neuerer Arbeiten über Mylonitzonen ergibt (z.B. SIBSON
1977, BELL 1978, LISTER & PRICE 1978, BOUCHEZ & PECHER 1981, BELL & HAMMOND 1984, BURG
1986, BRUNEL 1986, DAVIS et al.l986, sowie eine Reihe weiterer Arbeiten, z.B. J.Struct.Geol., 2.(5/6), 1987 ).
44
Der Terminus "S-C-Mylonit"
(LISTER & SNOKE 1984) wird bei der Beschreibung der Mikrostrukturen
COHERENT BVT UNFOLlATED ROCKS PROOUCEO BY MleRO~~AUY
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Abb. 29: Entstehungsbedingungen
und Nomenklatur von Myloniten nach WISE et al. (1984)
Mylonitzonen sind Bereiche, in denen die Deformation konzentriert ist, und sie bilden sich erst, wenn lokal materialerweichende Prozesse einsetzen (WHITE et al. 1980, KIRBY 1983).(Das ist z.B. mit Spannungs-DehnungsExperimenten an Metalldrähten vergleichbar: nach Überschreiten der kritischen Bruchspannung eines Materials
konzentriert sich die Verformung in einer schmalen Zone, wobei entweder die Verformungsgeschwindigkeit
bei
gleichbleibender Zugspannung zunimmt oder die Spannung bei konstanter Deformationsrate abfällt. Eine solche
Materialerweichung wird erst dann erreicht, wenn die Deformationsmechanismen,
welche elastisches Materialverhalten bedingen -d.h. die geometrische Verzerrung eines als insgesamt ungestört zu betrachtenden Kristallgitters
unter Beibehaltung der elektrostatischen Bindungskräfte- von anderen Vorgängen abgelöst werden. Dafür kommt
in erster Linie intrakristalline Abgleitung auf definierten Gitterebenen in Frage, die durch die Bewegung von
Versetzungen (zweidimensionalen Gitterdefekten) energetisch am günstigsten bewerkstelligt wird. In polykristallinen Aggregaten kommen weitere Möglichkeiten hinzu.)
Für Mylonite gelten ganz ähnliche Bedingungen. Da es sich aber nicht nur um polykristalline, sondern zumeist
auch um polymineralische Systeme handelt, sind die Vorgänge komplexer: neben dem Versetzungsgleiten können
Mikrorissbildung, Diffusionskriechen und Korngrenzgleitung erhebliche Bedeutung erlangen (TULLIS et a1.1982).
Alle diese Prozesse werden durch die Zustandsgrößen des dynamischen Systems gesteuert; dabei sind Temperatur,
Überlagerungsdruck und deviatorische Spannung (bzw. die Verformungsgeschwindigkeit)
nur die offensichtlichsten
Parameter. Ebenso müssen Mineralogie, Korngrößen und Gefüge des unmylonitischen Ausgangsmaterials, Art und
Menge der fluiden Phase sowie die Wegsamkeit für Fluidtransporte berücksichtigt werden. Dabei ist es offensichtlich, daß diese Größen durch verschiedene Rückkoppelungseffekte miteinander verknüpft sind.
In höheren Krustenstockwerken
gehen Mylonitzonen in seismisch aktive Störungen mit bruchhafter
über. Hauptsächlich in diesem Bereich entstehen Pseudotachylite (TULLIS et a1.l982).
Verformung
Pseudotachylite können sich aber auch in tiefen Krustenbereichen, die im allgemeinen aseismisch reagieren, bilden.
Das geht aus der Beobachtung der Tiefenlage rezenter Erdbebenherde hervor und ist auch in Mylonitzonen dokumentiert (SIBSON 1980). Pseudotachylitgenese fand dort bevorzugt um starre Einschlüsse statt. Rekristallisation, die
besonders durch das Vorhandensein einer fluiden Phase gefördert wird, kann Pseudotachylite in Ultramylonite
überführen (SIBSON 1980).
45
111.3 Mikroskopie:
Mineralbestand
Die im folgenden
beschriebenen
Hinblick
auf ihre Mineralogie.
späteren Kapitel
- Edukte - Diaphthorese
Beobachtungen
Die Gefüge
charakterisieren
einzelne
werden kurz angesprochen,
Gesteinstypen
jedoch
in den Mylonitzonen
bleibt ihre weitere
Erörterung
vorbehalten.
111.3.1 Die Peio - Mylonite
Die Tabellen
Tab. 7
7-9 geben einen Überblick
Mineralbestände
Probe-Nr.
über die Mineralbestände
in Protomyloniten
Koordinaten
in den Peio-Myloniten:
an der PL:
(R/H) Gestein
Relikte
Neubildungen
Rissfül-
Akzess.
lungen
2-Gli-Protomyloni
Ser,Chl,Ilm
Qtz
Czo/Ep-Protomyl.
Ser,Chl
ChI
Ser,Chl
Lm,Chl
Opq
Opq
Opq,Sph
Opq
Opq,Tur
t Qtz.Ms ,Bt ,PI ,Sil
Czo/Ep, Qt z, PI ,Bt ,Hbl
Qtz,Hbl,Bt,Ms,Grt,Czo/Ep
Hbl-Protomyloni
t
2-Gli-Protomyloni
t Qtz ,Bt ,Ms, Grt
Qtz,Ms,Grt,Pl
Ms-Protomyloni
t
1621330/5129515
1628700/5133900
1632880/5137835
9.7.3
9.7.6
1632775/5138200
1632740/5138<50
9.7.1
1632590/5138515
1632910/5137780
1632880/5137850
1632880/5137860
2-Fsp-Protomyl.
Ser-Chl-Protomyl.
Ms-Qtz-Protomyl.
Chl-Ser-Protomyl.
1642330/5144640
1640315/5144875
1640425/5144800
1647825/5150225
Chl-PI-Protomyl.
Ms-Chl-Protomyl.
2-Gli-Protomyl.
Chl-PI-Protomyl.
Chl-Ser-Protomyl.
Ser-Chl-Protomyl.
3.9.1
3.9.4
3.9.6
12,7.5b
15.7.3
15.7.5
14.7.4
21.8.1
KAr8b
Tab. 8
1621410/5129460
4.7.7
4.7.8
5.7.5b
8.7,6
1647975/5151775
1632910/5137810
Mineralbestände
Probe-Nr.
Chl-Ms-Protomyl.
in Orthomyloniten
Koordinaten
Ser,Chl
Lm
Lm
Ce
Qtz ,Ms,Grt .Bt ,PI
Qtz,Kfs,Pl,Ms,Ep,Bt
Ser,Chl
Ser ,ChI
Qtz
Qtz ,Ms.Bt ,Grt ,PI
Qtz ,Ms.Bt, Grt ,PI
Ser.Chl,Dm
Ser,Chl
Lm
Qtz
Mus,Qtz,Bt,Grt,Pl
Pl,Qtz,Ms,Bt
Qtz ,Ms,Bt ,Grt ,PI
Qtz ,Ms,Bt, Grt, PI
Ser,Chl,nm
Ser, ChI, Dm
Ser,Chl,Ilrn
Ser,Chl,Dm
Ser,Chl,Dm
Ser, ChI, Dm
Ser,Chl
Opq
Opq, Zr
Opq
Lm
Lm
Lm
Lm
Opq
Opq,Tur
Qtz .Pl.Kfs ,Ms.Bt. Grt
Qtz ,Bt .Ms.Kfs .Pl ,Sil ,St
Qtz ,Pl,Ms .Bt. Grt
Opq,Sph.Tur
Opq.Tur
Opq,Sph.Ap
Opq.Sph .Ap
Qtz,Chl,Lm Opq
an der PL:
(R/H) Gestein
Neubildungen
Relikte
Rissfül-
Akzess.
lungen
3.7.5
4.7.2
7.7.1e
7.7.1b
M2
6.9.7
5.7.5a
8.7.5
8.7.7
9.7.8
9,7,10
4.9.1b
12.7.6
15.7.1
15.7.2
15.7.4
15.7.11
14.8.1
14.8.3
KArla
KAr3a
KAr4e
KAr5a
1620940/5129110
1621450/5129335
1620930/5129970
1620930/5129790
1621155/5129555
1621450/5129355
1628700/5133900
1632900/5137780
1632880/5137905
1632700/5138305
1632620/5138435
1635840/5138965
1640976/5144755
1640275/5144880
1640300/5144885
1640350/5144865
1641080/5144685
1645325/5148840
1645480/5149120
1640340/5144870
1641080/5144670
1621030/5129670
1621160/5129560
Chl-Ms-Myloni t
Chl-Ser-Myloni t
2-Gli-Myloni t
Chl-2-Gli-Myloni t
Ser-Chl-Myloni t
Ser-Chl-Mylonit
Ms-Qtz-Myloni t
Ser-Chl-Mylonit
Chl-Ser-Myloni t
Chl-Ms-Myloni t
Fsp-Ser-Myloni
t
Qtz ,Ms,Bt, Grt ,PI
Qtz .Ms,Bt, Grt ,Sil,Ep
Qtz,Ms,Bt,Pl,Grt
Qtz ,Bt ,Ma. PI, Grt
Qtz ,Ms
Qtz ,PI ,Ma
Qtz ,Ma .Bt,
Ser,Chl,Ilm
Grt,
Czo ,PI
Qtz,Bt,Grt,Ky
Qtz ,Ms.Bt ,PI
Qtz ,ioJ:::. Grt ,Bt ,PI
Qtz ,Pl,Kfs
Ser,Chl
Ser, ChI, Dm
Ser, ChI, Dm
Ser,Chl
Ser, ChI, Dm
,MB ,Grt
Ep-Ser-Chl-Mylonit
Qtz, Czo/Ep, PI, Ce,Dol,Bt
Qtz ,Ms,Pl,Ep
Chl-Ser-Mylonit
Ep-Ser-Chl-Myloni t Qtz, Czo/Ep, PI ,Ms,Bt
Qtz ,Ms,Bt, Grt ,PI
Ms-Chl-Myloni t
Ms,Qtz, Grt ,Bt ,PI
Chl-Ser-Myloni
t
Ep-Ser-Chl-My'.oni t Qtz,Czo/Ep,Pl
Qtz,Ser,Pl
Ms-Ser-Myloni
t
Qtz-SE:r-Myloni
t
Qtz .Ma ,PI ,Bt, Grt
Qtz ,Ms,PI, Grt ,Bt
Ms-Ser-Myloni
t
Qtz ,P1.Ms
Chl-Ser-Myloni
t
Qtz.Ms.P1.Czo
Chl-Ser-Myloni t
PI-Ep-Ser-Myloni
t
Qtz .Pl.Ep/Czo .!l.s,Bt
Ser ,ChI
Ser ,Chl,Dm
Ser,Chl
Ser,Chl,Dm
Qtz,Chl
Lm
Opq.Tur
Opq,Tur
Opq,Tur
Lm,Qtz
Opq,Tur
Opq,Tur
Opq
Opq,Sph,Ap
Opq
Lm
OPo
Opq
Lm
Ce,Qtz
Ser ,11m
Ser,Chl
Ser, ChI, Dm
Ser,Chl,Dm
Ser,Chl
Ser,Chl,Dm
Ser,Chl,Dm
Ser,ChI
Ser,Chl,Ilm
Ser,Chl,Dm
Ser, ChI, Dm
Ser,Chl,Dm
Ser, ChI, Dm
Ce
Opq,Sph
Opq,Sph
Ce,Qtz
Opq
Ce,Qtz,Lm Opq
Lm
Opq,Sph, Tur
Ce,Lm
Opq
Opq
Lm,Qtz
Lm
Opq,Sph
Opq,Sph.Tur
Lm
Opq.Tur
Qtz
Opq.Tur
Qtz,Lm
Opq
im
einem
46
Die Tafeln 1 bis 5 zeigen Beispiele typischer Gesteine.
Die Protomylonite weisen innerhalb
Rekristallisation auf.
dieser Entwicklungsreihe
die schwächsten
Spuren
von Deformation
und
Quarz zeigt von allen Mineralen am leichtesten Rekristallisation, ist aber vielfach noch in stark undulösen AItkörnern anzutreffen. Seine Zerlegung in Subkörner führt zu intensiver Parkettierung, und die Anlage von Deformationslamellen ist ebenfalls häufig. Die Quarzklasten sind vielfach von Fluid-dekorierten
Mikrorissen und Aufreihungen bläschenförmiger Fluideinschlüsse durchsetzt. Auf Korngrenzen und Rissen fand Rekristallisation statt.
Die dabei entstandenen Neukörner sind isometrisch und mit Durchmessern bei 10 Mikrometern um Größenordnungen kleiner als die Klasten.
Die Glimmer werden von den Rändern ausgehend umgewandelt. Muskowit geht in feinschuppigen Serizit über,
während sich auf Kosten des Biotits ~
bildet, der auf seinen Basisflächen Ilmenit und Hämatit entmischt. Die
Muskowite sind meist besser erhalten als der Biotit.
Während die Kornformen der Quarze und Quarzaggregate in die Foliation eingeregelt sind, liegen besonders die
Basisflächen der Muskowite häufig spitzwinklig dazu. Glimmerreiche Lagen zeigen vielfach extensional crenulation
c1eavages.
Feldsoäte und Granate stellen rigide Einschlüsse dar. Die Feldspäte sind häufig serizitisiert und zeigen nur selten
Zwillingslamellen. Sie sind mikroskopisch nicht sicher bestimmbar. Die Feldspatkörner sind meist mechanisch unzerstört, während der Granat oft stark kataklastisch zerbrochen wurde. Er ist von Korngrenzen und Rissen ausgehend chloritisiert.
Daneben stellen Kyanit und Staurolith Porphyroklasten dar. Diese beiden Minerale sind aber -wie auch der Sillimanit- fast vollständig umkristallisiert. Aus ihnen bildeten sich feinkörnige Serizitfilze, vielfach als Pseudomorphosen, was belegt, daß diese Gesteine keine allzu hohe Scherdeformation erfahren haben.
Hornblenden in Protomyloniten zeigen auf Korngrenzen vereinzelt Anwachssäume. Die neugebildete Phase unterscheidet sich nur in der kristallographischen Orientierung; Lichtbrechung, Pleochroismus und Doppelbrechung sind
gleich.
Zusammenfassend läßt sich sagen, daß in den Protomyloniten schwache Quarzrekristallisation
einsetzt und die
Neubildung von Serizit, Chlorit (und Ilmenit) aus verschiedenen instabilen Mineralphasenbeginnt.
Die Gefüge
entsprechen noch weitgehend denen der Ausgangsgesteine. Zusätzlich treten Dehnungsschieferungen auf.
In den Qrthomyloniten verstärken sich die beschriebenen Vorgänge erheblich. Die Quarze re kristallisieren bereits
fast vollständig: dabei bleiben vielfach die Umrisse der Altkörner (bzw. Kornaggregate) erhalten, werden jedoch
stark ausgelängt und von kleinen equigranularen Neubildungen ausgefüllt. Diese haben überwiegend gerade Korngrenzen, oft mit Tripelpunkten. Sie sind isometrisch oder schwach gestreckt; im zweiten Fall weisen sie Schrägquarzregelungen auf.
Extrem gestrainte Altkörner ohne Rekristallisation sind so orientiert, daß ihre kristallographische Lage einer optimalen Orientierung der aktiven Gleitsysteme (Basisgleitung) relativ zum Spannungstensor entspricht (Klasten zeigen
ähnliche optische Orientierung wie .umliegende Rekristallisate; vgl. WHITE et al. 1980: 176).
Biotit und Muskowit werden ebenfalls kräftig umgewandelt, so daß die Neubildungen Serizit und Chlorit dominieren. An Scherflächen zerrissene Glimmer sind durch Aufreihungen feiner Rekristallisate und Neubildungen
("mica trails", PLATT & VISSERS 1980) miteinander verbunden. Die Serizitisierung der Feldspäte nimmt zu, und
auch die Granate sind vielfach zu über 50% durch Chlorit ersetzt. Aus der An-Komponente des PI entstanden
vielfach kleine Czo-Körnchen.
47
Alumosilikate sind nur ganz vereinzelt in Spuren nachzuweisen, und Staurolith wurde in Orthomyloniten nicht
mehr beobachtet.
Im Gegensatz zu den Protomyloniten ermöglichte die durchgreifende syndeformative Rekristallisation des Mineralbestandes der Orthomylonite eine weitgehe~de Neuprägung der Gesteinsgefüge. Die mylonitische Foliation ist
durch eine Absonderung phyllosilikatund Quarzreicher mm-mächtiger Lagen gekennzeichnet; parallel dazu sind die
aus fast isometrischen Einzelkörnern bestehenden rekristallisierten Quarzaggregate geplättet (und in einer Richtung
schwach gelängt) und die neugebildeten Phyllosilikate mit ihren Basisflächen geregelt. Dazu kommen C-Flächen
und extensional crenulation cleavages, die gewöhnlich mit Chlorit und/oder Serizit belegt sind.
In den Orthomyloniten sind praktisch überall synmylonitische intrafoliale mm-Falten erkennbar. Sie zeigen in
Schnitten parallel zur Minerallineation einheitliche Vergenzen, sind oft mehrfach überfaltet und teilweise als sheath
folds entwickelt.
Die Ultramylonite lassen nur noch selten Rückschlüsse auf ihre Protolithe zu, denn Minerale der Altbestände sind
nur spärliche Relikte. Die Gesteine bestehen im allgemeinen aus einer mm- Wechsellagerung feinstkörniger SerizitChlorit-Gemenge mit Quarzreichen Lagen.
Tab. 9 : Mineralbestände in Ultramyloniten an der PL:
Probe-Nr.
Koordinaten
(R/H)
Neubildungen
Relikte
Gestein
Rissfül-
Akzess.
lungen
5.7.8
1628425/5131925
Chl-Ser-Ul
Qtz,Bt.Grt.Pl
Ser ,ChI
Lm
7.7.2
1621030/5129670
Qtz-Ul
tramylc.ni
t
Qtz
Ser,Chl,11m
Lm,Ce
Opq
Qtz-Ul
tramyloni
t
Qtz ,Ms ,Bt ,PI
Ser.Chl,11m
Lm
Opq ,Sph
MI
,1621155/5129555
tramyl.
Opq,Sph,Tur
M3
1621155/5129555
Chl-Qtz-Ul
tramyl.
Qtz ,Ms .Bt ,PI
Ser,
Lm,Qtz
Opq. Sph. TUT
M4
1621155/5129555
Ser-ChI-UI
tramyl.
Qtz,Ms,Bt,Pl
Ser. ChI. 11m
Lm,Qtz,Cc
Opq,Tur
6.9.3
1621455/5129335
Chl-Ser-Ul
tramyl.
Qtz,Ms,Pl,St.Ky
Ser,Chl,11m
Lm,Qtz
Opq,Tur
6.9.5
1621450/5129350
Ser-Chl-Ul
tramyl.
Qtz ,Ms .Et,
Ser,Chl.11m
1m,Ce
Opq.Ap,Zr
8.7.9
1632820/5138070
Qtz-Ser-Ul
tramyl.
Qtz ,Ms ,PI
Ser ,ChI
Lm
Opq,Tur
12.7.8
1641060/5144680
Qtz-PI-Ul
Ser,ChI,11m
Lm,Ce
Opq,Tur,Ap
12.7.8b
1641060/5144680
Qtz-Ul
12.7.8e
1641065/5144675
Chl-Ser-Ul
tramyl.
tramyl.
tramyl.
Qtz .Ms ,PI,
t
tramyloni
12.7.8d
1641065/5144675
Chl-Ser-Ul
15.7.6
1640610/5144800
ChI-UI tramyloni
15.7.9
1640910/5144755
19.8.1
Grt ,PI
Grt ,Czo
ChI, 11m
Qtz .Ms ,PI
Ser,Chl
Qtz,Ce
Opq
Qtz ,Ms, Grt, PI
Ser ,ChI ,11m
Lm
Opq
Qtz,Ms,Grt.Pl
Ser,ChI,11m
Lm
Opq
t
Qtz,Ms,Grt.Pl
Ser,Chl.11m
Lm,Cc
Opq, Sph, Tur
Ser-ChI-UI
tramyl.
Qtz,Ms,Grt,Pl
Ser,ChI,11m
Lm,Qtz
Opq
1641030/5144720
Qtz-Chl-Ul
tramyl,
Qtz,Ms ,Ep/Czo
Ser,ChI
Lm,Ce
Opq.Tur
19.8.4
1641080/5144705
Qtz-Ser-Ul
tramyl.
Qtz,Ms ,Grt ,PI
Ser,Chl
1m,Ce
Opq
14.8.2
1645550/5149175
Qtz-Pl-Ser-Ul
Qtz, Pl.Ms
Ser,Chl,11m
Ce
Opq.Sph
3.6.4e
1630575/5133425
Ser-Chl-Ul
Qtz ,Pl.Ms
Ser,Chl,11m
Qtz,Lm
Opq
KAr2a
1641060/5144680
Ser-Ultramylonit
Opq,Tur
1621460/5129340
Chl-Ser-Ul
Ser,Chl,1lm
Ser,Chl,1lm
Ce,Lm
KAr6
Qtz,Ms,Pl,Grt
Qtz,Pl,Ms,Grt
Lm,Qtz,Ce
Opq.Tur
tram.
tramyl.
tramyl.
,Grt ,PI
,Bt, Grt ,Ep/Czo
Die Phyllosilikate sind meist parallel zum Lagenbau geregelt.
Quarz ist vollständig rekristallisiert und extrem feinkörnig.
Verglichen mit den Orthomyloniten sind die Ultramylonite vielfach sehr stark mit Limonit imprägniert. S-CRelationen sind meist undeutlich und mit sehr spitzen Winkeln der Flächen entwickelt, was auf die weitgehende
Rotation von S in C bei hohem Strain zurückzuführen ist. Vereinzelt kommen ecc's vor. Die Lineationen der
Ultramylonite äußern sich als starke Streckung der intern re kristallisierten Quarzaggregate. Auch in Ultramyloniten
sind intrafoliale (sheath-) Falten erkennbar.
48
Kataklasite findet man an der PL in deformierten Randbereichen feldspatreicher
untersuchten Proben stammen vom S-Rand der Störung südlich des Rabbijoches.
Der primäre Mineralbestand
etwas Biotit mit Korngrößen
Pegmatite. Die im Dünnschliff
dieser Gesteine umfaßt Quarz (30-35 %), Feldspäte (60-65%), etwas Muskowit und
von einigen mm. Akzessorien sind Zirkon und Qpakminerale.
Diese Minerale sind intensiv deformiert und umgewandelt: der Quarz ist vielfach plastisch verformt und dynamisch
rekristallisiert, aber auch die Rekristallisate sind deutlich undulös.
Die Feldspäte wurden spröd zerbrochen und sehr stark saussuritisiert und serizitisiert. Ihre intensive Trübung verhindert eine genaue Bestimmung. In Einzelfällen sind lamellare Verzwilligungen der Plagioklase und Mikroklinvergitterungen von Kalifeldspäten sichtbar.
lliQti1 wurde fast vollständig chloritisiert und ist nur noch in einzelnen reliktischen Fetzen erhalten. Hingegen löst
sich der Muskowit relativ schwach von den Rändern her in feine Serizitfilze auf.
Die Gefüge der Gesteine werden vom bruchhaften Deformationsverhalten der Feldspäte bestimmt,
Klasten zunächst richtungslos verteilt in einer feinkörnigen Qtz-Ser-Chl-Matrix
liegen, aber mit
Verformung nach der Kornform parallel eingeregelt werden. Gleichsinnig damit entwickelt auch
verformte Quarz eine Foliation. Deren weitere Verstärkung geht mit einer Korngrößenreduzierung
einher, und aus den Kataklasiten entstehen zusehends Mylonite.
Die Kataklasite sind naturgemäß von einer Vielzahl von Rissen durchsetzt,
dendritisch vordringendem Limonit ermöglichten.
Pseudotachylite (Ta£. 4d) sind ebenfalls häufig im Randbereich
nicht ausschließlich an sie gebunden.
die als große
zunehmender
der plastisch
der Feldspäte
die eine sehr starke Imprägnation
der Mylonitzone zu Pegmatiten anzutreffen,
mit
aber
Die Gesteine bestehen aus einer feinstkörnigen bräunlichen Matrix, die bei gekreuzten Polarisatoren unter dem
Mikroskop teilweise regelmäßige Aufhellungen zeigt. Röntgenographisch
wurden ihre Bestandteile als Quarz,
Chlorit und Muskowit bestimmt. Die einheitliche Aufhellung in Diagonalstellung belegt die kristallographische
Einregelung der Phyllosilikate mit ihren optischen Achsen subnormal (resp. subparallel) zur S-Fläche. In diesem
Fall liegt also bereits ein Übergang der Pseudotachylite in Ultramylonite vor. Teilweise verhalten sich die Pseudotachylite optisch isotrop. (Tatsächlich liegen die Pseudotachylite in einem untersuchten Beispiel von der Forc.
Montozzo parallel zur mylonitischen Foliation ihrer Nebengesteine. Eine Erklärung für diese auch von SIBSQN,
1980 an Myloniten des Quter Hebrides Thrust gemachte Beobachtung ist die episodische Entstehung von
Pseudotachyliten bereits während der Phase überwiegend duktiler Deformation und ihre nachfolgende Einregelung
in die S-Fläche mit Rekristallisation.)
In der Matrix eingestreut findet man serizitisierte Plagioklasklasten unterschiedlicher
Quarzaggregate, die Formregelungen parallel zur Foliation erkennen lassen.
Größe und rekristallisierte
Die untersuchten Pseudotachylitproben
zeigten, daß diese Gesteine bei gleichem Mineralbestand unterschiedlich
stark re kristallisiert sind und in verschiedenem Maße deformiert wurden, was für unterschiedliche Bildungsalter
spricht.
Die relativ jüngsten Pseudotachylite sind mm-mächtige, die Mylonite diskordant schneidende und lokal Netzwerke
bildende Vorkommen am S-Rand der PL. Auch diese zeigen noch Verfaltungen und bruchhafte Deformation an
Kleinstörungen.
49
Für die zeitliche Einstufung der Peio-Linie sind Ganggesteine, die in die Mylonite intrudierten, von großer
Bedeutung. BECCALUVA et al. (1983: 343) beschrieben sie als basaltisch-andesitisch,
teilweise auch dazitischrhyolitisch, wobei letztere Granat-Einsprenglinge
aufweisen können. Diese Gesteine rechneten sie dem oligozänen
Magmatismus (30-35 M.a.) zu.
Tabelle 10 charakterisiert
die Mineralbestände
der am Pso. Cercen in der Mylonitzone anstehenden
deformierten
Gänge.
Tab. 10 : Mineralogie deformierter
Probe
. 8.7.8
3.9.8
Nr.
Gänge an der PL:
Umwand1ungsprod.
Koordinaten
Einsprenglinge
Matrix
1632850/5138000
P1,Bt,Grt,Opq
Qtz,Bt,P1
Ch1,Ser
1632830/5138010
Pl,Hbl,Grt,Opq
Qtz
Ep,Cc,Ch1
In beiden Fällen liegen primär holokristallin-gleichkörnige
Gefüge vor; die Matrix macht weniger als 5% aus. Die
Gesteine sind mittel körnig mit Korngrößen von einigen mm.
Daß die Gesteine deformiert wurden, äußert sich in mehrfacher Hinsicht:
- Sie sind deutlich foliiert und liniiert, was auf die Formregelung von Hornblenden, Plagioklasen und Biotit und
die Plättung der Quarze zurückgeht. Probe 8.7.8 zeigt anastomosing cleavage.
- Der Quarz ist teilweise stark undulös und (in 8.7.8) auch dynamisch re kristallisiert.
- Die Granate, in geringerem Maße auch die Plagioklase, wurden kataklastisch zerbrochen; letztere weisen auch
verbogene Zwillingslamellen auf.
- Einzelne Granate haben Druckschatten
- Die Gesteine werden von quarz- und karbonatgefüllten Rissen durchschlagen.
Insgesamt sind sowohl die Verformung der Gesteine als auch deren Umkristallisation
barten Metapeliten. Sie sind aber deutlich.
Daß diese oligozänen Intrusiva an der PL noch Deformationen
dest eines Teiles der Bewegungen.
erfuhren,
schwächer als in den benach-
ist ein Indiz für das junge Alter zumin-
Zusätzlich ist auf die Beobachtungen STREITs (Dipl.-Arb. IGDL, 1988 in Vorber.) hinzuweisen, der an der PL
zwischen Rabbijoch und Ultental hochdeformierte Hornblende-Plagioklas-Mylonite/Kataklasite
fand, deren trotz
der weitgehenden Umkristallisation noch ableitbarer primärer Mineralbestand dem von undeformierten Hornblende-Porphyriten im Kristallin nördlich der Störung entspricht.
Aus den geschilderten Beobachtungen
ergeben sich folgende Entstehungsbedingungen
der Peio-Mylonite:
Die Mylonitisierung fand unter den Bedingungen niedriggradiger Metamorphose statt und bedingte eine durchgreifende Anpassung des Mineralbestandes an retrograde Bedingungen. Die wichtigsten Mineralumwandlungen
Bt => ChI + Um
waren:
Ms => Ser
Grt => ChI
Pli => Ser + PI2
St => Ser, Chi
Ky => Ser
Sil => Ser
Diese Umwandlungen verlangen durchwegs eine Wasserzufuhr. Die aus den Mineralreaktionen
peraturen liegen unter 350 Grad C (Bt ist durchwegs instabil).
abzuleitenden Tem-
50
Die plastische Deformation
des Quarzes setzt eine hydrolytische
Entfestigung
voraus (NICOLAS & POIRIER 1976:
206 ff.).
Relativ spät durchschlugen Quarz- und Calcitgänge die Störungsgesteine. Sie wurden teilweise spröd, teilweise aber
auch noch duktil verformt.
Phasenweise während und nach der Mylonitisierung war die Störung seismisch aktiv und bildete Pseudotachylite.
Synmylonitische Pseudotachylite sind Ausdruck kurzzeitig erhöhter Strainraten, jüngere bildeten sich unter zunehmender Versprödung des Materials (Abnahme von lithostatischem Druck und Temperatur bei tektonischem Transport in höheres Niveau).
In einer späten Phase ihrer Entwicklung wurde die Mylonitzone von andesitischen Gängen intrudiert.
Die Ausgangsgesteine der Mylonite sind in den Kristallinserien beiderseits der PL zu suchen. An den Mineralen
Kyanit, Staurolith, Sillimanit und in geringerem Umfang Granat kann gut die zunehmende mechanische Zerstörung
und chemische Umwandlung beim Eintritt in die Mylonitzone beobachtet werden. Die höchstdeformierten Gesteine
lassen aber keine Aussagen über ihre Herkunft zu.
III.3.1.2 Kathodenlumineszenz
Kathodenlumineszenzaufnahmen
sind zur Ergänzung der mikroskopischen Mineral- und Gefügeuntersuchungen an
Myloniten gut geeignet, denn sie ermöglichen die Unterscheidung lichtoptisch sehr ähnlicher Mineralphasen aufgrund ihrer unterschiedlichen
Lumineszenzeigenschaften.
Interessant ist vor allem die Abgrenzung des Quarzes
(Lumineszenzfarbe violett-braun) von Plagioklasen (blau-weiß). Wegen ihrer unterschiedlich intensiven Lumineszenz heben sich aber darüberhinaus auch Plagioklase mit verschiedenen Ca-Gehalten voneinander ab, und oftmals
ist es möglich, mehrere Quarzgenerationen
zu erkennen. Das ist auf den unterschiedlichen
Einbau von
Verunreinigungen -vielfach von Wasser- und den Deformationsgrad des Kristallgitters zurückzuführen; violette
Lumineszenz tritt bevorzugt bei gestörtem Gitter auf (ZINKERNAGEL 1978). Von 4 Gesteinen (Protomylonit/Pso.
Cercen; Zweiglimmer-Mylonit/F.Montozzo;
Chl-Ser-Mylonit/Rabbijoch;
Chl-Ser- Ultramylonit/Rabbijoch)
wurden
Kathodenlumineszenzaufnahmen
angefertigt.
In Protomyloniten zeigt sich das Aufbrechen der Quarz-Altkörner an feinen Netzwerken unregelmäßig orientierter
Risse, auf denen Rekristallisation einsetzt. Die Rekristallisate haben rötliche Lumineszenzfarben, während die Relikte mit ihren stark verzerrten Gittern ins bläulich-violette spielen. Die Klasten erscheinen deutlich stärker zerlegt
als das unter dem Lichtmikroskop erkennbar ist; die Altkornrelikte sind zehntelmillimetergroße
diffus begrenzte
und abgerundete Bereiche in einer Matrix aus hundertstelmillimetergroßen
Kleinbereichen. Der ZweiglimmerMylonit (Ms und Bt sind Relikte) hat eine starke Quarzrekristallisation
erfahren: bräunlich lumineszierende
Einzelkörner mit geraden, scharfen Korngrenzen sind zumeist zwischen 50 und 70 Mikrometer groß. Die Korngrenzen sind einige Mikrometer breite Bereiche mit gelbbrauner Lumineszenz. In den geplätteten Quarzaggregaten
sind zehntelmillimetergroße Plagioklasklasten mit blauweißer Lumineszenz verteilt.
Die Quarzgefüge des Chl-Ser-Mylonites sind dem sehr ähnlich. An diesem Gestein wird zudem die Verformung
und Umwandlung des Plagioklases deutlich: Ein 0.8 mm langer Plagioklaskristall zerbricht an einem System unregelmäßiger Risse in HundertstelmilIimeter-große
Teilbereiche. Von diesen Brüchen geht die Umwandlung zu einer
weniger intensiv bläulich lumineszierenden (albitreicheren) Feldspatphase aus. Auf Hundertsteimillimeter-breiten
Rissen dringt Quarz, der von allerfeinsten Epidoten und ungeregelten Glimmerplättchen durchsetzt ist, in den
Feldspat vor. Mit zunehmender Deformation wird der Plagioklas in feinen Schlieren in die Quarzfoliation eingeschleppt; dabei erfahren die Glimmer (Serizit) ebenfalls eine Einregelung.
51
Dieser Trend verstärkt sich in den Ultramyloniten. Der Quarz luminesziert hier gelblich-braun.
Praktisch alle
Quarzlagen enthalten Plagioklasschlieren, in denen Einzelkristalle hypidiomorphe Tafeln von ca. 20 Mikrometern
Länge sind, die schwächer lumineszieren als größere Feldspatklasten. Die Glimmer und Chlorite sind streng in die
Foliation eingeregelt und das Gestein ist von einer Vielzahl rundlich-ovaler hell lumineszierender Epidotminerale
durchsetzt.
Zusammenfassend
verdeutlichen
die Kathodenlumineszenzbilder:
- die zunehmende Rekristallisation des Quarzes
- das Deformationsverhalten
und den Umwandlungsmechanismus der Plagioklase
- die progressive Gefügeentwicklung von Protomyloniten zu Ultramyloniten
111.3.1.3 Mikrosondenuntersuchungen
Mikrosondenuntersuchungen
an Granaten und Biotiten ermöglichen die Beurteilung retrograder Vorgänge in den
Myloniten; weitere Messungen erlauben die genauere Bestimmung anderer Minerale sowie deren Vergleich zwischen den Kristallinserien. Eine Übersicht über die Analysen befindet sich im Anhang der Arbeit.
In' zwei Protomyloniten (Probe XI0, N-Rand der PL an der F. Montozzo und Xl2, S-Rand der PL am Pso.
Cercen) wurden Granat-Biotit- Temperaturen an Korngrenzen, die im Rasterelektronenmikroskop
ungestört erscheinen, ermittelt. Als Bildungsdruck sind aus Gründen der Vergleichbarkeit mit den Kristallinserien 5 kbar veranschlagt. Tatsächlich sind 2-3 kbar realistisch, da eine Bildung in ähnlicher Tiefenlage mit den Tonale-Myloniten
anzunehmen ist, deren Entstehungsniveau in etwa der Intrusionstiefe des Adamello entspricht. Die Ergebnisse dieser Messungen zeigt Abb. 4.14 (KapA). Es ist offensichtlich, daß auch in von der Chloritisierung verschonten
Kleinbereichen ein intergranularer Ionenaustausch zwischen Granat und Biotit stattfand. Dabei wurde natürlich
kein neuer thermodynamischer Gleichgewichtszustand erreicht. Vielmehr spiegeln die ermittelten "Modelltemperaturen" Werte zwischen der Metamorphose im Kristallin (variskisch) und dem Temperaturfeld der Mylonitisierung
wider. Die Mylonitisierung ist also zumindest teilweise bei Temperaturen deutlich unter 400 Grad C abgelaufen.
Detailuntersuchungen an Granaten zeigen, daß diese einerseits Merkmale der Kristallinserien,
men, enthalten, daß aber andererseits Stoffverschiebungen stattgefunden haben müssen.
aus denen sie stam-
In zwei Profilen über Granate in Probe Xl2 (Abb. 30, 31) fällt zunächst der relativ hohe Grossulargehalt (der für
den S-Block mit Ausnahme der Granoblastitserie, die am P.Cercen nicht ausbeißt, atypisch ist) auf. Der Spessartingehalt schwankt und deutet auf'inverse" Zonierung (die es im S-Block, nicht aber im N-Block gibt) hin; er ist
ist insgesamt relativ hoch. Die höchsten Mg:Fe- Verhältnisse sind im Kern der Granate anzutreffen.
Probe XlO (Abb. 31) weist ebenfalls "inversen" Zonarbau mit relativ spessartinarmem Kern und Anreicherung am
Rand auf. An Kornrändern kommt es lokal zu sehr hohen Grossulargehalten über 20 Mol%; Pyr, Alm und die
Mg:Fe- Verhältnisse fallen deutlich ab.
Granate in Ultramyloniten lassen sich kaum noch einer von beiden Kristallinserien zuordnen (Abb. 32). Der
Grossulargehalt ist über den gesamten Kornbereich fast gleichbleibend hoch, aber auch der Spessartinanteil ist bedeutend; er zeigt "normalen" Zonarbau und fällt am Rand ab. Der Quotient Mg:Fe variiert nur geringfügig.Pyrop
und Almandin nehmen am Rand zu.
Diese Beobachtungen
führen zu folgenden Schlüssen:
- die Mylonitisierung
betrifft sowohl S-Block- als auch N-Block-Gesteine
52
- auch in Bereichen ohne erkennbare Chloritisierung fanden zwischen Grt und Bt Austauschreaktionen statt
- es gibt synmylonitisch rekristallisierte grossularreiche Granate.
Letzteres ist ein ,Hinweis darauf, daß die Geschichte der Mylonitzone auch höhertemperierte Abschnitte, als sie
sich aus den retrograden Reaktionen und aus dem Deformations-Rekristallisations-Verhalten
anderer Einzelminerale (Kap. 6,7) ergeben, umfaßt.
Granatprofil
Pyr AlmSpes~ross
o
55
X12-3
R
R
K
0
006'\7
Mol %
850
0
x/lJrn
(J(=Kern, R=Randl
Abb. 30: Zusammensetzung und Variation von Granaten in Probe X12 (Protomylonit, PL); vgl. auch Abb. 31 mit
weiterem Profil.
Granatprofil
Pyr AlmSpes~ross
o
55
Xl0
K
X 12-7
R
R
0
006'\7
Mol %
0
280 0
R
K
500
x/lJrn
(J(=Kern, R=Randl
Abb.31: Zusammensetzung' und Variation von Granaten in Probe XI0 (Protomylonit, PL) und in Probe X12, vgl.
Abb.30
Chlorite in Myloniten der PL sind nach der Nomenklatur von HEY (1954, zit. in TRÖGER 1967) überwiegend
Rhipidolithe (Analysen im Anhang), wobei keine systematischen Unterschiede zwischen aus Biotit und aus Granat
gebildeten Chloriten festgestellt werden konnten (Abb. 33). Eine solche Ansprache der Chlorite ergab sich auch aus
Röntgenuntersuchungen an Mineral-Feinfraktionen der Peio-Mylonite.
Die aus Biotit entwickelten Chlorite haben allerdings durchwegs geringe K20-Gehalte zwischen 0.1 und 0.5 Gew%,
Aus dem Rahmen fallen lediglich zwei als Diabantite berechnete Minerale, deren KZO-Gehalte von 3.35 bzw. 1,04
Gew% unterschiedliche Stadien der noch nicht vollständigen Umwandlung Bt=>Chl wiedergeben.
Fast alle Chlorite führen etwas Mn. "Höhere" Gehalte über 0.3 Gew% sind an Umwandlungsprodukte der Granate
gebunden. Eine Ausnahme hiervon macht nur aus Biotit gebildeter Chlorit in einem Ganggestein in der Mylonitzone am Pso. Cercen.
53
Geringe Ca-Gehalte auch in den aus Biotit gebildeten Chloriten sind ein weiterer Hinweis auf CaO-Zufuhr
Mylonitzone bzw.auf eine Calciummobilisation und -umverteilung.
Granatprofil
Pyr AlmSpes~ross
R
in die
X14-3a
K
v~v
o
o
55
0
0
£:, \)
Mol'Yo
0
520 X/11m
125
(K=Kern. R=Randl
Abb. 32: Zusammensetzung
und Variation von Granaten in Ultramyloniten
6.G
der PL (Probe X14)
tb'ntn für .GJ,idilfl.- Chloritt,
D•••••• l
ChOlTlO~t
Thut"",t
....~
'.G
'D
&runl
vigil
~
~
•
•
• 1;••:.
•
Fykno'
thlorit
DiQbanht
tD
Corundo.
Pennin
0.0
•
•
Abb. 33: Zusammensetzung
"1£'J_O,5
G
IClino~l
G.•
q.
G.I
Sheri.
chlor:
,
aus Biotit
+.
~~
D.6!r
dolith
phi/it
Tolk.
aus Granat
G.I
~hipl-
Chlorit
Chlorite
heudo.
thuringit
o
donit
I.D
und Nomenklatur von Chloriten der PL
111.3.1.4 Cc- Dol- Thermometrie
Entlang der PL (und im Kristallin beiderseits) wurden an mehreren Stellen Marmore beprobt. Sie sind jedoch
größtenteils fast reine Ce-Marmore mit geringen Dol-Anteiien und enthalten keine diagnostischen Mineralparagenesen, die weitere Aussagen zur Metamorphose erlauben würden.
Eine Ausnahme hiervon machen lediglich die Proben 3.6.3a und b, die von der PL ENE' der Ortschaft Celledizzo
(Val di Peio) stammen. Es sind grobkörnige Dolomitmarmore, welche intensiv brecciiert wurden, und die von Dolund jüngeren Ce-Gängen durchschlagen werden (TaL 5a). Unmittelbar in ihrer Nachbarschaft anstehende Calcitmarmore sind durchgreifend duktil deformiert worden (Ce-Mylonite mit Tr-Klasten).
54
Aufgrund der Verwachsungsverhältnisse von Dol und Cc (mengenmäßig mehr als 90% Dol, Cc in feinen Gängen
und somit mit großer Grenzfläche zu 001) kann angenommen werden, daß für den gesamten Cc die Möglichkeit zu
Mg-Einbau bestand, und daß darum das Cc-Dol-Solvus- Thermometer nach NEWTON & GOLDSMITH (1969) anwendbar ist.
Der Mg-Einbau in Cc wurde röntgenographisch nach der von HUTCHINSON (1974: 217) vorgeschlagenen Methode bestimmt und beträgt 1,3 Mol% (Probe 3.6.3a) bzw. 1,6 Mol% (3.6.3b).
Das Cc-Dol- Thermometer liefert dann für I kbar Druck Temperaturen von 325 und 365 Grad C, die sich für höhere Drucke (2-3 kbar) zu geringfügig niedrigeren Werten verschieben würden (das Thermometer ist für 1, 9 und
20 kbar kalibriert, vgJ. Abb. 34).
600
ccII +001
CcI+Ool
-
~500
I-
400
Ce! +001
Arag+ 001
300
5
10
15
Mol % Mg[03
Abb. 34: Cc-Dol-Solvus- Thermometer nach NEWTON &
GOLDSMITH (1969); weitere Erläuterung im Text
Ein Temperaturbereich um 350 Grad C wird als typisch für die ausklingende duktile Verformung der Peio-Mylonite angesehen. Zu diesem Zeitpunkt intrudierten Karbonatgänge nicht nur in Marmore, sondern auch in metapelitische Mylonite; sie wurden vielfach nur noch schwach parallel zur Streckungslineation dieser Gesteine sinistral
versetzt (vgJ. Kap.6).
Eine weitere Marmorprobe (26.5.2) stammt aus dem Kristallin N' der PL (Kirchbergtal, 1820 Hm, W' des Vorderen
Alplahner). Es handelt sich dabei um einen granoblastischen Calcitmarmor mit mm-mächtigen Scherzonen, in
denen eine starke Kornzerkleinerung des Cc stattgefunden hat. Das Gestein führt in undeformierten Nestern Silikatminerale. Es liegt die Paragenese Cc- Tr-Chl(Mg-reich)-Qtz vor; vereinzelt tritt Sph auf.
Aufgrund dieser Paragenese ist auf das ehemalige Vorhandensein geringer Mengen von Dol zu schließen, die aber
für die metamorphen Reaktionen vollständig verbraucht wurden.
In diesem Gestein weist der Cc einen MgC03-Einbau von 3,2 Mol% auf, was auf Temperaturen von ca. 450 Grad
C schließen läßt, wenn man von 5 kbar Druck ausgeht; da aber wegen der geringen Dol-Anteiie nicht mit dem
maximal möglichen Mg-Einbau in Cc gerechnet werden kann, ist das lediglich eine Mindesttemperatur der Metamorphose N' der PL. Dieser Wert zeigt aber, daß diese Metamorphose älter als die Mylonitisierung an der PL sein
muß.
111.3.2 Die Tonale
- Linie
Die Mylonite der Tonale-Linie östlich des Tonalepasses sind sowohl im neugebildeten Mineralbestand als auch in
ihrem Deformations-Rekristallisations- Verhalten den Gesteinen an der PL sehr ähnlich, was Tab. II belegt.
Die Gefüge der Gesteine werden durch die mylonitische Bänderung im mm-Bereich und die Ausbildung einheitlich orientierter Streckungslineationen geprägt. Oft sind die Umbiegungen enger bis isoklinaler Intrafolialfalten
55
(teilweise sheath folds) mit mm- Wellenlängen in Schnitten parallel zur Lineation deutlich. Wie Schnitte senkrecht
dazu zeigen, fungiert die Lineation aber gleichzeitig als Faltenachse offener bis spitzer polyklinaler Fältelungen.
Bereichsweise sind in Tonale-Myloniten
Tab. 11: Mineralbestände
Probe-Nr.
S-C-Gefüge
entwickelt (vgI.Kap.6).
in Myloniten der TL:
Koordinaten
(R/R) .Gestein
Relikte
Neubildungen
Rissfül-
Akzess.
lungen
,sn ,Ep
1. 7. 3e
1. 7.6
8.9.1
1624050/5124200
1625625/5125890
1624055/5124180
2-Gli-Protomyl.
Qtz ,Ms,Bt ,PI
"Stavel-Gneis"
Quarzrnyloni t
Qtz,Pl,Ms,Kfs
Qtz ,PI ,Bt ,Ep/Czo
8.9.2
8.9.2b
2.7.1
1623875/5124200
1623875/5124205
1634000/5128000
Quarzmylonit
Quarzmylonit
"Stavel-Gneis"
Qtz ,Bt ,Ep/Czo
2.7.2
2-Gli-Mylonit
2.7.3
1633775/5128460
1633825/5128300
xaufgrund
der optischen
gitischer
Berieit
Ser-Mylonit
Daten
(2 V klein,
Qtz ,Ms
Qtz,Pl,Kfs,Ms
Qtz ,Ms,Bt ,PI
Qtz,Ms ,n ,Bt
grünlicher
,sn
Pleochroismus)
liegt
Ser,Chl,11m
Serx,Ilm
1m
Ser
Ser,Chl,Ilm
Ser
Ser
Serx
Serx ,Chl,Ilm
Ce
Opq,Tur
Opq
Opq,Sph
Opq,Zr
Opq
Qtz,1m
1m
Qtz
wahrscheinlich
Opq
Opq
Opq,Tur,Rt
teilweise
phen-
vor.
Sehr wichtig ist der Umstand, daß auch in den Tonale-Myloniten der größte Teil des Mineralbestandes
dere der Quarz- dynamisch re kristallisiert ist. Beispiele zeigen die Tafeln 5 - 7.
-insbeson-
Verglichen mit Quarzgefügen an der PL fällt auf, daß die Korngrößen vollständig rekristallisierter QuarzpfIaster
um Faktoren von 2-4 über denen vergleichbarer Peio-Mylonite liegen. Eine mögliche Erklärung dafür liefert die
synmylonitische Platznahme des Adamello-Massivs (erhöhte Temperatur und Fluidzufuhr können durch eine Herabsetzung der Viskosität die effektiven Scherspannungen in den Gesteinen reduzieren und größere RekristaIIisatdurchmesser bedingen, vgI. Kap.7).
111.3.3 Die Judicarien
- Linie
Die nachfolgend beschriebenen Mylonite der Judicarienlinie unterscheiden sich in ihren Gefügen und ihrem
Umkristallisationsgrad
klar von den Gesteinen an PL und TL, während ihr syndeformativ gebildeter Mineralbestand sehr ähnlich ist. Ihre Ausgangsgesteine sind Gneise und Schiefer des S-Block-Kristallins,
und die wichtigsten
Umkristallisationen sind
Bt
=>
ChI + Um
=>
Ser
Ms
=>
Pl2 + Ser
PlI
Die Chloritisierung von Granaten und die Bildung von Serizit und Chlorit aus Alumosilikaten und Staurolith sind
verglichen mit den Peio-Myloniten nur sehr schwach ausgeprägt und auf schmale Säume an den Kornrändern
beschränkt. Auch die Rekristallisation der Quarze ist sehr unvollständig und die stark undulösen Altkörner weisen
meist lediglich beginnende Korngrenzrekristallisation
auf. Deformationslamellen und bruchhafte Deformation der
Körner sind dagegen häufig.
Demgegenüber ist die Umkristallisation der Glimmer oft sehr vollständig
Mikroskop nur noch feine Serizit-Chlorit-Filze
erkennbar.
abgelaufen,
und es sind unter dem
Weil nur ein recht kleiner Anteil des Mineralbestandes syndeformativ rekristallisiert ist, können die meisten der
Gesteine an der JL lediglich als Protomylonite angesprochen werden; vereinzelt liegen Orthomylonite vor.
56
Ihre Foliation ist am besten mit der Einregelung linsiger Altkornaggregate zwischen verzweigten phyllosilikatreichen Schieferflächen ("anastomosing cleavage") beschrieben. Die im Gelände als Runzelung oder Harnischstriemung
entwickelte Lineation ist kein deutliches Streckungslinear. Vereinzelt wurde das mylonitische Gefüge um Achsen
senkrecht zu dieser Lineation offen verfaltet.
In den Myloniten sind mm-mächtige Pseudotachylite -oft parallel zur Foliationund Ser zu re kristallisieren und werden selbst an Mikrostörungen versetzt.
verbreitet.
Sie beginnen zu Chi
Der wesentliche Unterschied der JL-Mylonite zu denen an PL und TL liegt in den verglichen mit duktilen Gefügen bedeutenden Anteilen spröder Deformation. Weitere Einzelheiten enthält Kap.6.
Tab. 12 vermittelt einen Überblick über die Mineralogie der JL-Mylonite.
Tab. 12: Mineralbestände
in Myloniten der JL:
Probe-Nr.
Koordinaten
25.5.4
29.5.2
1.9.3b
1.9.30
1.9.4
1.9.5
28.5.3
28.5.4a
28.5.4b
28.5.40
1658550/5159350
1655375/515ll20
1656510/5153325
1656500/5153325
1656340/5153280
1656250/5153240
31.8.1
31.8.2
31.8.3
(R/H) 'Gestein
1654790/5149525
1653590/5150460
1653595/5150460
1653590/5150465
1654780/5149530
1654775/5149535
1654410/5150150
Relikte
2-Gli-Protomylonit
P1-Ser-Protomy1.
2-Gli-Protomylonit
t Qtz ,PI ,M8 ,Kfs
2-Gli-Protomyloni
t Qtz,Pl,Kfa
Ser,Chl,Ilm
Ser,Ch1,11m
Ser,Chl,Ilm
Lm
Lm
Qtz,Ch1
1m
Lm
Ser ,ChI ,11m
protomyl.
Qtz,Bt,Pl,Y-fs,Sil,Grt
Ser,Chl,Ilm
Qtz,Pl
Ser,Chl,Ilm
Gneis
Ser-Chl-Myloni
t
2-Gli-My1oni t
30.5.ll
2.9.1a
1652260/5142790
1652300/5142820
1652300/5142820
Amph-Protok1asi t
Ser-Ch1-My1onit
Ser-Ch1-My1onit
1652375/5142940
1652425/510140
Ser-Ch1-My1oni t
1649000/5137575
1m,Ch1,Qtz
Qtz,Pl,Ms,Bt,Grt,Sil
Qtz.P1.Ms,Bt,Kfs
Qtz,Pl,Kfs,Bt,Ms,Grt,Ky
Qtz,Ms,Bt,Pl,Kfa
Qtz ,PI,Kfs ,Ms
2-G1i-Protomy1onit
2.9.3a
4.6.7
,Bt ,Me ,Grt
Ma-Ser-Protomyl.
Ser-My1oni t
,Kfs ,Et
Qtz ,Bt ,Ms,PI ,Kfs ,Ky,Sil,
Grt
Qtz,P1,Kfs,Bt,Ms,St,Ky,
And,Grt
P1,Hb1,Qtz
Qtz ,P1,Kfs ,Ms,Sil,St
Qtz,P1,Kfs
Qtz,P1,Kfs
Qtz,P1,Kfs
Qtz,P1,Kfs
Rissfü1lungen
Ser,Chl,Ilm
Ser,Chl
PI-Ms-Mylonit
Ser-Ch1-My1onit
2-Gli-Protomylonit
protomyl. Gneis
P1-Qtz-Katak1asi t
1652440/5146400
2.9.2a
Qtz,Pl,Ms,Bt
Qtz.P1.Bt
Qt7.,Pl,Bt,Ms,Sil,Grt,St
Ser-PI-Protoklasi
30.5.50
2.9.1b
Neubildungen
Ser,Ch1,Sph
Ser,Chl,Ilm
Ser,Chl,Ilm
Ber,Chl
Opq,Tur,Ep
Opq
Opq,Sph,Tur
Opq
Opq,Sph
Opq
Opq,Tur,Czo
Opq
Opq,Py
Qtz
Opq
ChI
Lm
0pQ,Tur
Ser,Ch1,11m
0pQ,Tur
Opq ,Tur
Ser,Chl,Ilm
Lm
Opq,Tur
Ser,Chl
Qtz,Lm
Opq
Opq
Opq
Ser,Chl.Ilm
Ser,Chl,Ilm
Ser,Ch1,nm
Lm
Lm
Ser,Chl.Ilm
,Ms,Bt ,Sil
Akzess.
Ser,Chl,Ilm
Lm
Opq
Opq
Opq
Weil die Störungsbewegungen an der JL auch Gesteine des Südalpins betreffen, wurden einige ausgewählte Handstücke solcher "unmetamorpher" Gesteine untersucht. Sie sind nachfolgend beschrieben.
Aus dem Bozener Quarzporphyr stammen zwei Proben vom nördlichen Ausgang des Marauner Tales in das Ultental. Dabei handelt es sich einerseits um eine mesoskopisch nicht tektonisch beansprucht erscheinende rötliche
Varietät dieses Gesteines (1658300/5158000) und andererseits um einen grünlichen, intensiv geklüfteten Quarzporphyr (1658250/5157970), der von einer Vielzahl variabel orientierter, teils chloritbelegter Spiegelharnische durchsetzt wird. Dieses stark breccierte Vorkommen liegt -senkrecht zumStreichen der JL gemessen- ca. 30 m näher an
der Störung als das unversehrte Gestein. Dessen genauer Abstand zur tektonischen Grenze zwischen Quarzporphyr
und Kristallin kann aus Ergebnissen der Kartierung dieses Bereiches abgeschätzt, nicht aber unmittelbar beobachtet
werden und beträgt nicht mehr als 50 m.
In beiden Proben ergeben sich mikroskopisch keine Hinweise auf eine auch im Einzelkornbereich
wirksame
Deformation. Auffällig ist lediglich die erheblich bessere Rekristallisation der feinkörnigen Quarz-Feldspat-Matrix
des näher an der Störung liegenden Gesteins.
57
Als Erklärung bieten sich zwei Möglichkeiten an: einerseits bereits primär in der Effusionsschichte begründete Unterschiede, andererseits eine spätere Erwärmung nahe an der Störung.
und Abkühlungsge-
Eine am Hofmahd-Joch (östlich der Hochwart, 1656630/5148000) beprobte Kalkbreccie zeigt Sammelkristallisation
des Calcites in den angularen Bruchstücken (gleichkörnige Pflastergefüge), während die Zwickel zwischen den
Klasten von feinerkörnigem Calcit ausgefüllt sind. Es sind keine eindeutigen Sedimentstrukturen erhalten. Dennoch
müssen auch hier zwei Alternativen in Betracht gezogen werden: entweder eine sedimentäre Breccie mit Klasten,
welche bereits vor der (Re-) Sedimentation rekristallisierten, und die von feinerkörnigem Calcit zementiert wird
oder eine thermisch ausgelöste Rekristallisation und nachfolgende tektonische Brecciierung an der JL.
Weitere Anhaltspunkte liefert die Probe eines
des Val Bresimo (Probenahme 30 m SW' der
intensiv geklüftet. Unter dem Mikroskop ist
von Bioklasten erkennbar ist (z.T. ein- und
dünnbankigen feinkörnigen südalpinen Kalksteines an
Ruine Altaguardia, 1652290/5142650). Das Gestein ist
es ein äußerst feinkörniger Schlammkalk, in welchem
mehrkammerige Foraminiferen, daneben Bruchstücke
der Mündung
mesoskopisch
eine Vielzahl
von größeren
Kalkschalen).
Das Gestein wird von mehreren Generationen calcitgefüllter Gänge durchschlagen, die unterschiedlich stark duktil
deformiert sind (Taf.9c). Die älteste Generation (1) ist schon fast in den Lagenbau einrotiert. Während der Zentralbereich dieses Ganges mit grobkörnigem Calcit ausgefüllt ist, sind die Korngrößen an seinen Rändern reduziert.
An S-parallelen Scherflächen ist der Gang in Einzelsegmente zerlegt worden.
Die nächste Generation (2) durchschlägt die erste, zeigt selbst nur eine schwache Rotation, wird aber gleichsinnig
mit (I )an Scherflächen parallel S versetzt.
Generation (3) steht :tsenkrecht zu S und durchschlägt (1) und (2). Versätze parallel zu S sind sehr klein.
Generation (4) bildet ein spitzwinkliges konjugiertes
einheitlicher Schersinn resultiert.
Flächenpaar mit nur kleinen Öffnungsbeträgen,
aus dem kein
Die beschriebene Schliffebene liegt senkrecht zum S und parallel zur auf S-Flächen deutlichen Lineation. Die an
den Gängen beobachteten Versätze entsprechen sinistralen Scherbewegungen an der JL. Im Schnitt senkrecht zur
Lineation sind an der Ganggeneration (1) sowohl einengende als auch dehnende duktile Deformationsspuren, die
jedoch keinen einheitlichen Bewegungssinn anzeigen, erkennbar. Demgegenüber entsprechen bruchhafte Versätze
parallel zu s ab Generation (2) einheitlich nach SE aufschiebenden Bewegungen an der JL.
In zwei Proben von südalpinen Siltsteinen (Probenahme S' von Altaguardia, 1652260/5142390, und S' des Schlosses
La Rocca, 1649335/5137310, nördlich von Male) ergeben sich aus den Dünnschliffen keine einheitlichen Hinweise
auf tektonische Transporte. Wichtig ist aber das Vorkommen mikroskopisch erkennbarer feinkörniger Hellglimmer,
was als Hinweis auf eine schwache Metamorphose gewertet wird.
Auch diese Gesteine werden von calcitgefüllten Klüften durchschlagen, welche ihrerseits an einer Schieferung
versetzt werden. Der Bezug dieser Schieferung (315/50) zur Schichtung (300/10) dokumentiert nach ESE gerichtete
Bewegungen im Umfeld der JL.
Wesentlich für die Interpretation der JL sind auch an der Störung vorkommende Tonalitlinsen. Das hier betrachtete
Vorkommen steht unmittelbar W' von La Rocca (1649150/5137460) an. Es liegt ein grobkörniger Tonalit (PI,
Amph, Bt, Opq, wenig Qtz) vor, der intensiv kataklastisch deformiert wurde. Der Mineralbestand ist stark retrograd verändert (Chloritisierung
und Serizitbildung).
58
Eine intrusive Platznahme der nur wenige m mächtigen Tonalitlinse in dieser Position kann wegen des primär holokristallin-grobkörnigen
Gefüges ausgeschlossen werden, so daß als wahrscheinlichste Möglichkeit die Einschleppung eines Spanes von Adamello- Tonalit bleibt. (Weitere benachbarte Tonalitmassive sind Mte.Sabion und Kreuzbergmassiv.) Zwangsläufig müssen Lateralversätze an der JL berücksichtigt werden.
Aus störungsnahen
Gesteinen des Südalpins ergeben sich also folgende Aspekte der Geschichte der JL:
- In verschiedenen Gesteinen treten störungsnah statische Rekristallisationen auf.
- In Kalken kommt lokal duktile Deformation vor, deren Bewegungsrichtungen zu einem sinistralen Versatz
an der JL passen. In topographisch höherem Niveau liegen spröd deformierte Kalke.
- Syndeformativ fand Calcitmobilisation auf Gängen statt.
- In Kalken lassen sich duktile Lateralversätze und spröde Aufschiebungen erkennen. Die Aufschiebungen
erzeugten in Silt- und Tonsteinen mesoskopische Schieferungen.
- Tonalitlinsen an der JL müssen von einem größeren Intrusivkomplex hergeleitet werden.
111.3.4 Die Rumo - Linie
Die Rumo-Linie ist die größte zusammenhängende Störungszone im S-Block. Ihr in Karte I dargestellter Verlauf
folgt Angaben C.v.SEIDLEINs (1988). Sie wurde SE' von Cast. Pagan, N' von Le Mandrie beprobt, um sie mit den
anderen Störungen zu vergleichen. Das untersuchte Gestein stammt aus den mesoskopisch am stärksten diaphthoritisch erscheinenden Partien, die durch die intensive Entwicklung einer verzweigten Schieferung mit chloritbelegten
Schieferflächen und dem daraus resultierenden linsigen Zerfall der Gesteine charakterisiert sind.
Der Mineral-Altbestand
umfaßt Qtz, PI, Kfs, Mus, Bt, Sil, Grt und Opakminerale. Als syndeformative Neubildungen treten Chi und Ser, Sph und eine Erzphase (Rem ?) auf. Wichtigste Umkristallisationen sind erneut Bt =>
Chl+Sph+Opq , Grt => Chi und PlI => PI2+Ser.
Es liegt ein Ser-Chl-Protomylonit
vor, in dem die Umkristallisation fast ausschließlich auf die Glimmerphasen,
welche fast vollständig umgewandelt sind, beschränkt ist. Demgegenüber wurden der Quarz und die Feldspäte fast
ausschließlich ohne dynamische Rekristallisation verformt, nur lokal fand Korngrenzrekristallisation
statt.
Das Gestein wird von mm-mächtigen S-parallelen
Chi und Ser zu rekristallisieren. Die Pseudotachylite
Pseudotachylitbändern
durchzogen, deren Matrix beginnt, zu
sind selbst an Spröd brüchen versetzt(Taf. 9d).
Die Mylonite der Rumo-Linie
entsprechen damit ihrem Deformations-RekristallisationsVerhalten nach den
Gesteinen der JL und unterscheiden sich von den penetrativ-duktil verformten Gesteinen an PL und TL.
IV MIKROGEFÜGE,
DEFORMATIONSMECHANISMEN
UND SCHERSINN
In diesem Kapitel werden die mikroskopisch erkennbaren Gefüge der Mylonite mit besonderer Betonung der PL
eingehend beschrieben. Vergleiche mit aus der Literatur bekannten experimentell, empirisch und theoretisch abgeleiteten Daten ermöglichen ihre Zuordnung zu verschiedenen Deformationsregimes. Ein Teil der Gefüge ist asymmetrisch und erlaubt Aussagen über die Richtung der rotationalen Strainkomponente. Die Gefüge werden zunächst
allgemein diskutiert und am Schluß als Gesamtheit ausgewertet. Den Quarztexturen ist wegen ihrer großen
Bedeutung ein weiteres Kapitel (7) gewidmet.
Quarz ist das in seinem mechanischen Verhalten unter den verschiedensten
Mineral und kommt praktisch in allen hier angesprochenen Störungsgesteinen
zu Vergleichen, wie sie teilweise bereits in Kap. 5 angestellt wurden.
Bedingungen am besten untersuchte
vor. Er eignet sich darum am besten
In Profilen über die PL wird die prograde Entwicklung der Ouarzgefüge deutlich. Sie beginnt in den Gneisen mit
einige mm großen, häufig plattigen und thermisch gut equilibrierten Individuen. Diese sind lagenweise angereichert, zeigen gerade Korngrenzen und nur in Ausnahmefällen leichte Verzahnung. In Protomyloniten kommt es zur
59
Ausbildung
extremer
Undulosität,
von .Deformationsbändern
und Kinks,
begleitet
von einsetzender
Korngrenzrekristallisation
(Ta£. I). Diese steigert sich über "core and mantle"-Strukturen
(WHITE 1976) zu fast
vollständiger Rekristallisation in Orthomyloniten, in denen equigranulare Quarzpflaster mit polygonalen Körnern
vorherrschen (Taf. 2). Für Ultramylonite ist eine fortschreitende Kornverkleinerung
typisch, wobei sich anstelle
der sehr reinen Quarzlagen der Orthomylonite oftmals mit Serizit und Chlorit verunreinigte Lagen einstellen (Ta£.
3).
In vollständig dynamisch re kristallisierten Quarzlagen sind oftmals Schrägguarzregelungen zu beobachten: die morphologischen Längsachsen einzelner Quarzkristalle sind im spitzen Winkel zur (auch mesoskopisch erkennbaren)
Foliation angeordnet, und die Asymmetrie dieses Gefügeelementes erlaubt die Ableitung des Schersinns der
Deformation (SIMPSON & SCHMID 1983, Fig.lO).
In Bereichen mit synmylonitischer Verfaltung (I-C-Falten nach RAMSA Y 1968) spiegelt die Schrägquarzregelung
jedoch den in einzelnen Faltenbereichen herrschenden finiten strain wider (Ta£. 2a, b, Abb. 35).
Hier werden darum zur Schersinnbestimmung nur solche Schrägquarzregelungen herangezogen, die in Bereichen
ohne synmylonitische Falten auftreten oder die erkennbar auf den langen Faltenschenkeln stark asymmetrischer
vergenter Intrafolialfalten liegen.
------5mm
Abb. 35: synmylonitische Falten und Schrägquarzregelung in Orthomyloniten der PL; die Richtung der Schrägquarzlängung folgt der X- Y- Ebene des strains der Falte; eine antithetische Verschiebungsfläche wurde
durch Internrotation geöffnet und mit Quarz ausgefüllt.
Ein sehr starkes Argument für die Analyse von Bewegungsrichtungen ist die Vergenz synmylonitischer Falten.
BELL & HAMMOND (1984) wiesen darauf hin, daß dieses Vergenzkriterium aber nur dann gültig ist, wenn Faltenanschnitte parallel zur Streckungslineation (die sie mit der Bewegungsrichtung gleichsetzten) vorliegen. Andernfalls können Anschnitteffekte an Falten, deren Geometrie wesentlich durch die Lage einer älteren Foliation zu
den Strainkoordinaten der Mylonitisierung bestimmt wird, die Aussagen verfälschen.
Daß im vorliegenden Fall die Minerallineation tatsächlich der mylonitischen Bewegungsrichtung entspricht, ergibt
sich aus mehreren Tatsachen. Die zwei grundsätzlichen Möglichkeiten der Bildung von Streckungs linearen parallel
oder sekrecht zur Bewegungsrichtung einer Scherung diskutierten LISTER & PRICE (1978). Ihr Modell der Entstehung von Minerallineationen durch Ausrollung und Anlage von "vortex"-Strukturen ist auf Spröddeformation von
Feldspäten in einer duktilen Matrix beschränkt und erklärt in keiner Weise die Entstehung (in der gesamten Mylonitzone einheitlich vergenter) einseitig asymmetrischer (monokliner) Teilgefüge in Anschnitten parallel zur Streckungslineation, wie sie in fast allen Mylonitzonen auftreten und nachfolgend auch für die PL beschrieben werden.
Als realistische Alternative verbleibt die Entstehung von Minerallineationen parallel zum Bewegungsvektor eines an
der Deformation beteiligten simple shear, wie sie weltweit in vielen duktilen Störungszonen beobachtet wurde, und
wie sie auch mathematisch und physikalisch nachvollziehbar ist (z.B. RAMSA Y 1980). Daß die Falten im vorlie-
60
genden Fall synmylonitisch sind, ist offensichtlich, weil zum einen ein mylonitisches Quarzgefüge verfaltet wird,
zum anderen aber das morphologische Quarzgefüge in Teilbereichen der Falten den finiten Faltenstrain abbildet.
Als weiteres Argument wird in Kap. 7 gezeigt, daß auch die kristallographische Regelung des Quarzes Bezüge zum
finiten strain der Falten aufweist.
Neben vergenten, fast isoklinalen Faltenanschnitten parallel zur Lineation wurden vereinzelt an Schliffen senkrecht
zur Lineation Anschnitte enger bis isoklinaler Falten beobachtet, die teilweise auch ringsum geschlossen sind (Taf.
3a). Ihre B-Achse liegt also parallel zur Bewegungslineation und diese Anschnitte können am besten als Querschnitte durch sheath folds interpretiert werden. Oftmals sind mehrmalige Überfaltungen der Foliationen, welche
als Ergebnis einer kontinuierlichen Deformation mit hohem Gesamtstrain aufzufassen sind, deutlich.
Demgegenüber ist das Auftreten offener Falten ohne einheitliche Vergenzen mit B-Achsen parallel zum Bewegungsvektor des simple shear ein bislang nicht voll verstandenes Phänomen, worauf auch BELL & HAMMOND
(1984) hinwiesen. Die relativ offene Faltenform belegt einen vergleichsweise geringen Strain, weshalb sheath-foldMechanismen nicht in Frage kommen. Da diese Falten auch mehr oder minder stark rekristallisierte Pseudotachylite deformieren, kann meist ausgeschlossen werden, daß es extern rotierte "alte" Falten sind, und auch eine Erklärung durch Deformation verschieden orientierter alter Foliationen (BELL & HAMMOND 1984) scheidet aus. Die
Möglichkeit, solche Faltengeometrien mit einem Transpressionsmodell zu erklären, wurde bereits erläutert. Diese
Falten liefern keine Hinweise auf den Schersinn.
Weitere Gefügeelemente, die Rückschlüsse auf die Richtungen von Scherbewegungen erlauben, sind asymmetrische
Augenstrukturen und asymmetrische Druckschatten (SIMPSON & SCHMID 1983). Beide Strukturen unterscheiden
sich lediglich in der Qualität der um rigide Klasten abgeschiedenen Mineralphase (gleiche Mineralspezies einerseits,
z.B. FspjFsp, andere Mineralart andererseits, z.B. Chl/Grt), nicht aber in ihrer mechanischen Bedeutung.
PASSCHIER & SIMPSON (1986) untersuchten experimentell die Rolle solcher "Porphyroklasten-Systeme
matische Indikatoren". In ihrer Arbeit ist weitere Literatur zu diesem Thema zitiert.
als kine-
Sie stellten heraus, daß zwei geometrisch unterschiedliche Typen von Strukturen entstehen können, die sie in Anlehnung an die Formen der entsprechenden griechischen Buchstaben als "Delta-li und als "Sigma_" Klasten bezeichneten. Die Unterscheidung dieser Typen ist die erste Voraussetzung für Schersinnableitungen. Ihre Bildung ist vom
Verhältnis von Rekristallisations- und Deformationsrate, vom Gesamtstrain und von der Form des zentralen Klasten abhängig. Im Anfangsstadium der Deformation entstehen jedoch immer "Sigma_" Klasten, und die weitere Erhaltung dieser Form wird (im Experiment) durch eine relativ hohe Rekristallisationsrate
(resp. niedrige
Verformungsgeschwindigkeit)
begünstigt. Höhere Deformationsratenjniedrigere
Rekristallisationsgeschwindigkeiten
und ein großer finiter Strain begünstigen dagegen "Delta-" Typen. Abb. 36 zeigt die Entwicklung beider Klastentypen.
Weitere Voraussetzungen gesicherter Aussagen sind eine homogen deformierbare Matrix, einphasige Entstehung der
Druckschatten, die Erkennung möglicher Einflüsse weiterer Gefügeelemente (z.B. C-Flächen, extensional creulation
cleavages) und die Betrachtung von Anschnitten parallel zum Bewegungsvektor des simple shear.
Im Fall der PL und der TL sind diese Voraussetzungen in den meisten Fällen gesichert. Es kommen fast ausschließlich "Sigma-li Formen vor. Die Tafeln 1 und 3 zeigen Beispiele.
Häufig sind in Peio-Myloniten Versätze von (Glimmer-) Klasten an diskreten Scherflächen zu beobachten, die sich
ebenfalls zur Schersinnbestimmung anbieten (Taf. 2d). Allerdings ist auch bei diesen auf den ersten Blick eindeutigen Lagebeziehungen Vorsicht geboten. Die Bewegungsanalyse liefert hier nur dann zuverlässige Ergebnisse, wenn
61
0) d -.type elast systems
b)
toho"on
OfOUn<l
-
e) 8-type
f)
d,f1tcllOft
d - type
9r01n,
elast systems
foliOliO" deUte"on
O'Ol.lnd
8.'YPt
9'01"1
Abb. 36: Entstehung unterschiedlicher Typen von
Klasten mit asymmetrischen Druckschatten und
Schersinnableitung
(PASSCHIER
& SIMPSON
1986)
~u
P'tlWf'
F,inq"
h)
"O'ltrtufned'"
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~i~~"""
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.•"
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c ..:::::::::.-~----I
....
r-----------
Abb. 37: bezüglich des übergeordneten
Bewegungssinnes antithetische Scherungen an Schieferungen können zu falschen Schersinnableitungen
führen (WEBER 1981)
I
Q
55
~,~~~~~~~~~~~~~~~
,
c.••• _
Abb. 38: geometrische Beziehungen zwischen Sund C-Flächen in Myloniten und die daraus mögliche Schersinnbestimmung (BERTHE et al. 1984)
~
der Deformationsmechanismus
der Gesteine eine Scherung (simple shear) parallel zu den Grenzen der Mylonitzone
(und zur mylonitischen Foliation) ist. In diesem Fall können spitzwinklig zur Foliation synthetische Scherflächen
angelegt werden, welche eine Dehnung des Gesteins parallel zum Transportvektor des simple shear ermöglichen
und aus deren Schersinn auch der Schersinn der übergeordneten Deformation abgeleitet werden kann.
Spielen dagegen Faltungsmechanismen
mit der Anlage von (Einengungs- )Schieferungen eine Rolle, so kann an
diesen unter Umständen ein Schersinn beobachtet werden, welcher dem übergeordneten Rotationssinn zuwiderläuft
(WEBER 1981, Abb. 37). Da das Gestein in Richtung dieser Schieferung ebenfalls gedehnt wird, ist eine Unterscheidung nicht immer einfach, meist aber durch eine Kombination mit anderen Schersinnindikatoren möglich.
62 .
~b
Abb. 39: Schersinnbestimmung
in "Typ-2"-S-CMyloniten
an hand
der geometrischen
Konfigurationen
von GIimmerklasten
(LISTER &
SNOKE 1984)
Abb. 40: Verschiedene Typen von S-C-Gefügen kommen nebeneinar.der vor. Während an einem syndeformativ gebildeten
Gang antithetische Rotationen ablaufen, erlauben die anderen
Fälle die Bestimmung des Rotationssinnes der übergeordneten
Deformation (LISTER & SNOKE 1984)
a.
4--
_0,
Abb. 41: Anlage konjugierter shear-bands und deren Bezüge
zur Asymmetrie zwischen Spannungstensor
und Foliation
(PLA TI & VISSERS 1980); a: symmetrische Pressung; b:
asymmetrische Pressung, der gerade Pfeil gibt die mögliche
Verschiebungsrichtung parallel zur Foliation wieder; c: simple
shear; das dikker gezeichnete shear band dominiert jeweils. D1
= Richtung größter Dehnung
63
Das Problem der Genese sekundärer Scherflächen tritt natürlich auch bei der Verwendung kombinierter Flächengefüge zur Schersinnableitung auf. Die unterschiedlichen
vorkommenden Flächentypen sind C-Flächen, shear
bands und extensional crenulation cleavages Cecc's) einerseits, slaty cleavages und crenulation cleavages andererseits.
Die Bedeutung flächenhafter Strainkonzentration in penetrativ duktil (simple shear-) deformierten Gesteinen stellten BERTHE et al. (1979) heraus und führten für die entstehenden diskreten Scherflächen den Namen "C-Fläche"
(C = cisaillement) ein. LISTER & SNOKE (1984) prägten für Mylonite, welche neben der mylonit ischen S-Fläche
(X- Y-Ebene des finiten strains) solche C-Flächen enthalten, die Bezeichnung "S-C-Mylonit". Die Bedeutung von
C-Flächen im kleinen Maßstab ist die gleiche wie die von Mylonitzonen in größerer Dimension: Sie sind Zonen
der Materialentfestigung. Abb. 38 zeigt die Kriterien der Schersinnbestimmung an S-C-Myloniten.
LISTER & SNOKE unterschieden zwei Klassen von S-C-Myloniten. Klasse I zeigt deutlich die in Abb. 38 dargestellten Geometrien, während Klasse 11 durch eine sehr starke Überprägung der S-Flächen und Betonung von C
gekennzeichnet ist. In Typ II-S-C-Myloniten wird S häufig nur noch in Glimmerklasten konserviert, welche durch
"mica trails" auf C-Flächen verbunden sein können. Schersinnbestimmungen sind auch hier möglich (Abb. 39).
Die progressive Rotation von S in C ergibt sich zwangsläufig, und deshalb werden bei hohem strain S-C-Relationen oft undeutlich. Abb. 40 zeigt ein Beispiel für die Ausbildung verschiedener S-C-Gefüge, in Taf. 1-3 sind dem
einige Gesteine an der PL gegenübergestellt.
LISTER & SNOKE dehnten die von BERTHE et al. für gleichzeitig mit S gebildete Flächen benutzte Bezeichnung
"C" auch auf später angelegte Flächen aus (1984: 619). Dem widersprach PLATT (1984) mit der Unterscheidung
von spät gebildeten extensional crenulation cleavages (ecc's, PLA TI & VISSERS 1980), die gleichbedeutend mit
shear bands (WHITE et al.1980, zit. in PLAT:r 1984) sind. Ihr Entstehungsmechanismus
ist eine asymmetrische
Boudinage der Foliation durch schiefe Pressung. Wenn nur eine Schar von ecc's gebildet wird, zeigt sie die gleiche
geometrische Beziehung zu S wie das C-Flächen tun.
Oftmals bilden sich jedoch konjugierte ecc's, wobei die zweite Flächenschar als antithetische Bewegungsfläche ausgebildet ist (z.B. HARRIS & COBBOLD 1985). In einem simple-shear-Regime
erfahren aber beide Scharen Rotationen, wodurch die antithetischen Flächen schnell inaktiv werden. In diesem Fall gibt die stärker ausgeprägte
Flächenrichtung den richtigen Schersinn wider. Sind beide Flächen gleichstark vertreten, so kann aus ihrer Asymmetrie bezüglich der S-Fläche immer noch die Richtung der größten tektonischen Einengung abgeleitet werden
(Abb. 41), was ebenfalls Rückschlüsse auf mögliche Verschiebungsvektoren parallel zur Foliation erlaubt.
Den beschriebenen Foliationen,
stehen Einengungsschieferungen
die eine Dehnung des Gesteins subparallel zum Verschiebungsvektor ermöglichen,
gegenüber. Sie können aber in den meisten Fällen sicher unterschieden werden.
Ein Kriterium dafür sind Überprägungsbeziehungen
mit den mylonitischen S-Flächen. Weil sich die "Dehnungs"Schieferungen (insbesondere C-Flächen) großenteils gleichzeitig mit S bilden, existieren hier meist keine eindeutigen älter-jünger-Relationen;
vielmehr ist ein sigmoidales Einbiegen der C-Flächenjshear
bands in Smyl zu verzeichnen. Demgegenüber sind "echte" Schieferungen meist :t ebene Flächen, welche klar jünger als S sind. Im Falle
von crenulation cleavages kann zudem oft der Bezug zu Fältelungen erkannt werden. Bei tektonischer Einengung
im Winkel zur präexistenten planaren Anisotropie können aber Schieferungsgeometrien entstehen, welche ecc's sehr
ähnlich sind (z.B. COSGROVE 1976). Dies gilt besonders dann, wenn Drucklösungsvorgänge auf den Schieferflächen und Neuristallisation von Mineralphasen zwischen ihnen beteiligt sind, wie es WEBER (1981) beschrieb.
Ein weiterer Anhaltspunkt sind die Winkel zwischen mylonitischer Foliation und Schieferfläche. Sie sind bei Dehnungsschieferungen meist im Bereich unter 35 Grad angesiedelt (PLATT & VISSERS 1980), während sie im Fall
einengender Schieferung deutlich größer sein können (vgl. WEBER 1976, 1981).
Beispiele aus den Peio-Myloniten
zeigen die Tafeln I bis 4.
64
Tab. l3a: Schersinnindikatoren in Protomyloniten der PL und Relativbewegung des S-Blockes
., .,
I
4.7.7
4.7.8
8.7.6
5.7.5b
9.7.3
9.7.6
3.9.4
3.9.6
12.7.5b
15.7.3
1621410/5129460
">0'"...•
"-
'"
Koordinaten
.,
.••• tj)
i><
Probe-Nr.
•.
>
I
C/)
(R/H) Lineation
1621330/5129515
1632880/5137835
1628700/5133900
1632775/5138200
1632740/5138250
1632880/5137850
1632880/5137860
1642330/5144640
1640315/5144875
246/12
213/10
200/17
096/16
115/20
110/15
230/08
235/00
233/16
080/02
., .,
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0
0
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ENE
NNE
ESE
ESE
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ENE
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ESE
ESE
ESE
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ENE
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NNE
NW
ESE
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ENE
NNE
WNW
NW
ENE
ENE
Ein Teil der Mikrostörungen in Myloniten (Taf. 1,2,5) enthält ebenfalls Informationen über den Schersinn. Neben
dem bereits dargelegten Verhalten von Glimmerklasten sind insbesondere die Feldspäte von Interesse, denn sie
stellen spröd verformte Einschlüsse in einer plastisch fliessenden Matrix dar und enthalten mit ihren Spaltbarkeiten
vorgeprägte planare Anisotropien, welche bei geeigneter Orientierung zum Spannungsfeld als Verschiebungsflächen
aktiv werden können.
Das Modell antithetischer Abschiebungen ist bei SIMPSON & SCHMID (1983) erläutert (Abb. 42). In größerem
Maßstab beschrieb MANDL (1987) diese "bookshelf'-Kinematik und ihre Bezüge zu Scherbewegungen.
\
Abb. 42: Schersinnbestimmung
an antithetischen
Verschiebungsflächen in Feldspäten (SIMPSON & SCHMID 1983)
Auch im Spätstadium der Mylonitisierung gebildete, intern undeformierte Quarz- und Calcitgänge werden bisweilen parallel zur S-Fläche versetzt und geben so Auskunft über die letzten Bewegungen (Taf. 2c). Die an ihnen abgeleiteten Bewegungsvektoren des simple shear sind mit älteren anderen Indikatoren im gleichen Schliff konsistent.
Alle diskutierten Schersinnindikatoren kommen in Myloniten der PL vor, oftmals mehrere Arten im gleichen
Dünnschliff, und dann fast immer untereinander übereinstimmend. Sie sind in Tab. 13a-c im Überblick dargestellt.
An der TL wurden weniger Proben untersucht, von denen nur einige Schersinnanzeiger enthalten; sie zeigt Tab.
14; demgegenüber enthalten die JL-Mylonite, die nicht penetrativ-duktil verformt wurden, meist lediglich
konjugierte ecc's und Schieferungen, die aber einheitliche Bewegungsrichtungen angeben (Tab. 15).
65
Tab. 13b: Schersinnindikatoren in Orthomyloniten der PL und Relativbewegung des S-Blockes
bO
ce
(R/H) LineBtion
Probe-Nr.
Koordinaten
3.7.5
4.7.2
7.7.1e
7.7.1b
M2
6.9.7
5.7.5a
8.7.5
4.9.1b
15.7.1
15.7.2
15.7.4
1620940/5129110
1621450/5129335
1620930/5129790
1620930/5129790
1621155/5129555
1621450/5129355
1628700/5133900
1632900/5137780
1635840/5138965
1640275/5144880
1640300/5144885
1640350/5144865
14.8.1
14.8.3
KAr4e
KAr5a
1645325/5148840
1645480/5149120
1621030/5129670
1621160/5129560
I
"
11l
••••
11l
tlO
M
k
"
11l
"" >
100/22
086/20
102/27
110/42
085/00
087/08
098/24
050/00
220/04
265/11
ENE
ENE
0
0
11l
"-
r:
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C
11l
11l
11l
tlO
I
0
C
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k
k
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ESE
ENE
ESE
ESE
ENE
ENE
ESE
ENE
ENE
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NE
NE
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11l
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C
11l
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M
0
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C •.•
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WNW
WNW
ESE
ESE
ENE
ENE
NE
NE
ENE
ENE
NW
NE
ENE
NNW
NNW
WSW
ENE
N
256/04
245/16
090/17
082/07
076/18
WSW
ENE
ImE
WSW
ENE
E
ENE
ENE
ENE
NNW
ENE
ENE
E
ENE
NNW
NNW
NW
NW
Tab. 13c: Schersinnindikatoren in Ultramyloniten der PL und Relativbewegung des S- Blockes
Koordinaten
5.7.8
7.7.2
M1
1628425/5131925
1621030/5129670
1621155/5129555
1621155/5129555
1621155/5129555
1621455/5129335
1621450/5129350
1641060/5144680
1641060/5144680
1641065/5144675
1641065/5144675
1640610/5144800
1640910/5144755
1641030/5144720
M3
M4
6.9.3
6.9.5
12.7.8
12.7.8b
12.7.8e
12.7.8d
15.7.6
15.7.9
19.8.1
14.8.2
3.6.4e
......
(R/H) LineBtion
Probe-Nr.
1645550/5149175
1630575/5133425
098/20
058/00
256/05
260/05
254/08
242/00
050/00
080/20
260/10
056/02
051/07
265/15
046/05
083/10
222/04
248/00
ESE
ENE
ENE
ENE
ENE
ENE
ENE
ESE
ENE
ENE
ENE
ENE
ENE
ENE
ENE
ENE
ENE
ENE
ENE
ENE
ENE
NE
ENE
NE
ENE
ESE
ENE
ENE
ENE
ENE
ENE
NW
ENE
ENE
ENE
ENE
ENE
ENE
ENE
ENE
NE
ENE
NE
...... ......
NNW
NNW
WSW
NNW
WSW
NNW
NNW
NNW
NW
NNW
ENE
NW
NNW
Tab. 14: Schersinnindikatoren an der TL und Relativbewegung der Tonale-Peio-Ulten-Serie
Probe-Nr.
1. 7. 3e
1. 7.6
8.9.1
8.9.2
8.9.2b
2.7.1
2.7.3
Koördinaten
. ...........
(R/H) LineBtion
1624050/5124200
1625625/5125890
1624055/5124180
1623875/5124200
1623875/5124205
,1634000/5128000
1633825/5128300
237/09
084/00
238/18
086/00
274/11
250/00
056/03
ENE
ENE
ENE
ENE
ESE
ENE
ENE
ENE
ENE
ESE
ENE
ENE
66
Zusammenfassend ergeben sich für
koaxialem Strainanteil. Bezogen auf
PL sinistral und an der TL dextral.
ler Verformung mit NW-gerichteten
Tab. 15: Schersinnindikatoren
der Störung
die PL und für die TL überwiegend duktile Deformationspfade
mit nichtdie heutige Lage der Störungszonen im Gelände waren die Bewegungen an der
Relativ spät gebildete Strukturen an der PL zeigen Übergänge zu nicht-duktiEinengungen und Aufschiebungen.
an der JL und Relativbewegung
des E' Campo-Kristallins
gegenüber dem S-Alpin E'
00
I
"
"" ""
..., Oll
,... f<
'"
Probe-Nr.
Koordinaten
(R/H) Lineation
25.5.4
1.9.3b
1. 9. 3e
1. 9.4
1.9.5
28.5.3
28.5.4
31.8.3
30.5.5e
2.9.1a
2.9.1b
2.9.2a
2.9.3a
1658550/5159350
1656510/5153325
1656500/5153325
1656340/5153280
1656250/5153240
1654790/5149525
1653590/5150460
1654410/5150150
1652440/5146400
1652300/5142820
1652300/5142820
1652375/5142940
1652425/5143140
195/05
020/04
024/06
005/00
005/05
220/10
215/10
208/04
195/05
030/02
030/02
190/04
"
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0
0
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I
SSW
SSW
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SSW
SSW
SSW
SSW
SSW
SSW
SSW
SSW
SSW
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ESE
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ESE
ESE
ESE
ESE
ESE
ESE
ESE
ESE
ESE
SSW
SSW
SSW
WSW
WSW
Demgegenüber wurden an der JL die ererbten Gneisgefüge spröd aufgebrochen; danach konzentrierte sich der
strain auf phyllosilikatreichen
Flächen (Taf. 7d-9). Vereinzelt lassen sich sinistrale Scherbewegungen erkennen,
aber es dominieren Aufschiebungen nach ESE.
Sowohl PL als auch JL waren zeitweise seismisch aktiv und bildeten Pseudotachylite,
den und teilweise begannen zu rekristallisieren.
Die Gesteine der Rumo-Linie
Gefüge (Taf. 9d).
wurden unter ähnlichen
Bedingungen
die ihrerseits verfaltet wur-
wie die JL gebildet
und zeigen ähnliche
In der Karte sind die penetrativ-duktil
verformten Gesteine von PL und TL als "Mylonite Typ 1", die "sprödduktilen" Mylonite der JL und diejenigen im S-Block als "Mylonite Typ 2" bezeichnet.
67
V. UNTERSUCHUNGEN
AN QUARZGEFÜGEN
V.I Quarzgefügeentwicklung
Neben den bereits beschriebenen morphologischen Eigenschaften der Quarzgefüge spielt ihre Textur, das ist die
geregelte kristallographische Orientierung, für die Interpretation eine wichtige Rolle.
Anfangs wurden Texturen lediglich im Hinblick auf die Gefügesymmetrie betrachtet, wofür SANDER (1948) die
bis zu diesem Zeitpunkt vollständigste Übersicht lieferte. In jüngerer Zeit wurden Texturen unterschiedlichster
Materialien (Metalle, Legierungen, Minerale, keramische Werkstoffe) bezüglich ihrer Genese eingehend untersucht
(z.B. NICOLAS & POIRIER 1976: 237 ff, URAI et a1.l986). Für Quarz wurden dabei drei verschiedene
Arbeitsansätze gewählt
- experimentelle Untersuchungen
- Computersimulationen
- Gefügeuntersuchungen an Gesteinen mit bekannter Deformationsgeschichte
Weil inzwischen eine sehr umfangreiche Literatur über das Thema existiert,
genannt, die für die hier untersuchten Aspekte besonders wichtig erscheinen.
werden
nur diejenigen
Arbeiten
Die ersten Experimente, mit denen plastisches Deformationsverhalten
von Quarz nachgewiesen wurde, stammen
von CARTER et aI. (1961, zit. in NICOLAS & POIRIER 1976). Es konnte auf intrakristaIline Deformation mit
Versetzungsgleiten als dominierendem Mechanismus zurückgeführt werden. Theoretisch kommen dafür als Gleitsysteme nur niedrig indizierte kristallographische Ebenen mit kurzen Burgers- Vektoren in Frage; so ist eine niedrige
Aktivierungsenergie gewährleistet. Die unter diesen Voraussetzungen möglichen und an deformiertem Quarz beobachteten GieitsY3teme stellt Tab. 16 vor.
Tab. 16: Mögliche Gleitsysteme in Quarz und die Bedingungen für ihre Aktivierung
"+"= verbreitet, "-"= selten
Basal
1st ord. prismatic
2nd ord. prismatic
2nd ord. pyramidal
(0001) (1120)+
{toTO} [OOOlr
{toTo} (1210)+
{IoTO} (1213){1120} [OOOlr
{1122} (1123)-
Low
High
High
High
High
High
(NICOLAS & POIRIER 1976);
T. high
T, low
T, low
T, low
T,low
T, low
i
i
i
i
i
i
Der aufgrund der elektrostatischen Bindungskräfte im Kristallgitter theoretisch zu erwartende Scherspannung, bei
deren Überschreitung Gleitung einsetzen kann ("critical resolved shear stress", POIRIER 1985) ist unrealistisch
hoch. GRIGGS (1967, zit. in NICOLAS & POIRIER 1976) fand aber heraus, daß in hydrolytisch entfestigtem
Quarz plastische Verformung bereits bei einigen hundert MPa Scherspannung einsetzen kann. Auch der hydrostatische Druck während der Verformung spielt darum eine Rolle; höhere Umschließungsdrucke
haben einen vermehrten Einbau von Hydroxyl-Ionen ins Quarzgitter zur Folge und setzen so den critical resolved shear stress
herab.
Die Vorstellung von einer homogenen Deformation polykristaIliner Quarzaggregate lediglich durch Versetzungsgleiten war der Ausgangspunkt der Computersimulationen
von LISTER, PATERSON & HOBBS (1978) und
(die als weitere Voraussetzung mindeLISTER & HOBBS ( 1980). Auf der Basis der Taylor-Bishop-Hill-Analyse
stens 5 voneinander unabhängige Gleitsysteme fordert) simulierten sie die (c-Achsen- )Texturentwicklung verschiedener "Modellquarzite" für qualitativ unterschiedliche koaxiale Deformationen (axial extension-constriction-plane
strain-fIattening-axial
shortening) bei verschiedenen Strainbeträgen. Zusätzlich untersuchten sie die Texturent-
68
wicklung bei simple shear-Deformation.
Die verwendeten "Modellquarzite" unterscheiden sich in der Vorgabe der
relativen critical resolved shear stresses für die unterschiedlichen Gleitsysteme des Quarzes, und es zeigte sich, daß
die so verursachten unterschiedlichen Aktivitäten einzelner Systeme einen deutlichen Einfluß auf die c-AchsenRegelungen ausüben. Mit den Modellquarziten "A" und "B", die beide Basisgleitung in <a>-Richtung mit
unterschiedlicher Wichtung von Prismen- und Rhomboedergleitung betonen, konnten für koaxiale Deformationen
Texturen simuliert werden, die sehr gut mit den Regelungen natürlicher Quarzite korrespondieren (PRICE 1985).
Für simple shear entspricht hingegen nur die Form der berechneten Regelungen, nicht aber ihre Lage bezüglich
der Achsen des finiten strains den natürlichen Verhältnissen.
An Myloniten werden in der Natur meist c-Achsen-Regelungen
beobachtet, die mit der finiten X-Achse einen
spitzen Winkel in Richtung der Scherung einschließen (z.B. BOUCHEZ & PECHER 1981, BRUNEL 1980,
PASSCHIER 1983, PRICE 1985). Die modellierten Gefüge rotieren demgegenüber nicht (so schnell) wie die finiten
X-Achsen und bilden keinen spitzen Winkel in Richtung der Bewegung aus. Sie behalten eine feste Lagebeziehung
zum kinematischen Rahmen bei (LISTER & HOBBS 1980: 365, Abb. 43).
Dennoch zeigen die verbleibenden sehr guten Übereinstimmungen
von rechnerischem Modell und natürlichen
Gesteinen, daß Versetzungsgleitung der wichtigste Verformungsmechanismus
von Quarz in Myloniten ist, und daß
die Regelungsschärfe der Texturen mit fortschreitender Deformation zunimmt. An dieser Stelle sei zugleich darauf
hingewiesen, daß die Einregelung der aktiven Gleitsysteme in die kinematische Scherrichtung ein sehr wirksamer
Mechanismus zur Reduzierung der effektiven Scherspannungen bzw. zur Erhöhung der Deformationsgeschwindigkeit eines Gesteins ist. Die Verläßlichkeit asymmetrischer Quarz-c- Texturen zur Schersinnbestimmung diskutierte
PASSCHIER (1983) und hm zu dem Schluß, daß bei systematischen Untersuchungen die meisten Regelungen den
richtigen Schersinn wiedergeben (im von ihm dargestellten Fall 62% richtig, 24% unklar und nur 14% falsch).
"Falsche" Resultate
stammten
bevo!"zugt aus relativ kleinen Quarzlinsen,
und die Verläßlichkeit
der
Schersinnbestimmung
nahm mit steigendem Mylonitisierungsgrad
zu. Als Konsequenz
für die eigenen
Untersuchugen ergibt sich daraus die Texturmessung in möglichst reinen Quarziten resp. Quarzbändern mit
möglichst vollständiger syntektonischer Rekristallisation. Diese Bedingungen konnten fast immer eingehalten
werden.
Wegen der einfachen geometrischen Beziehung zwischen <a>-Achsen und c-Achse in Quarz bieten Quarz-<a>Untersuchungen mit dem Röntgentexturgoniometer
eine gute Möglichkeit, optisch am U - Tisch ermittelte C- Regelungen, deren Messung subjektiven Einflüssen unterworfen ist, auf ihre Verläßlichkeit hin zu überprüfen. Sie können ebenfalls zur Schersinnbestimmung herangezogen werden (SIMPSON & SCHMID 1983: Fig. 11). Im Gegensatz
zur lichtoptisch gemessenen c-Achsen- Verteilung können aber nicht ausschließlich bestimmte Quarztypen getrennt
untersucht werden. Im Falle einer nicht vollständigen dynamischen Rekristallisation des Quarzes können darum unter Umständen reliktische Altkörner die Röntgentexturaufnahmen
mitbeeinflussen.
Die möglichst vollständige Kenntnis der Quarztextur setzt die Einmessung weiterer kristallographischer Elemente
(Prismenflächen, Rhomboederflächen) mit dem Röntgentexturgoniometer
voraus. SCHMID & CASEY (1986) führten eine solche Untersuchung an Beispielen durch und kamen zu dem Schluß, daß <a> die absolut dominierende
Gleitrichtung in Quarz ist, und daß neben Basisgleitung vor allem Gleitung auf Prismenflächen erster und zweiter
Ordnung und auch auf positiven und negativen Rhomboederflächen erfolgen kann.
Selbstverständlich kommen neben dem Versetzungsgleiten prinzipiell weitere Deformationsmechanismen
in Frage
(Diffusionskriechen: Nabarro-Herring-Creep,
Coble-Creep), die unter anderem von der Korngröße des deformierten Quarzes abhängen, und die darum im Verlauf der Deformation bei genügender Kornverkleinerung einsetzen
können. Es ist aber zu erwarten, daß diese Mechanismen die Regelung von Quarzgefügen wieder zerstören, falls
sie bedeutend zur Deformation beitragen, was insbesondere auch für eine weitere Möglichkeit, das Korngrenzgleiten, gilt (WHITE et aI. 1983). Solche Prozesse sind aber für die meisten der untersuchten duktilen Mylonite nicht
zu erwarten, wenn man von einer Größenordnung der deviatorischen Spannungen um 100 MPa (vgl. ORD &
CHRISTIE 1984 und weitere Beobachtungen dieses Kapitels) und Temperaturen von maximal 450 Grad C ausgeht
(Abb. 44).
69
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Abb. 43: Entwicklung der Quarz-c- Textur in Modellquarzit "B" in Abhängigkeit
(0,2; 0,4; 0,7; 1,0; 1,5; 2,1; 3,0; 4,0; aus LISTER & HOBBS 1980)
vom zunehmendem
Scherstrain
tc:mperaturerc
Abb. 44: Deformationsmechanismen
in Quarz in Abhängigkeit von deviatorischer
verschiedene Deformationsraten und Korngrößen (aus WHITE 1976)
Nach diesen kurz dargelegten Vorstellungen zur Quarzdeformation
Auswertung der Gefügemessungen an PL und TL.
Spannung und Temperatur
und zu seiner Texturentwicklung
für
erfolgte die
70
V.2 Quarz-c-Achsen
in Myloniten der Peio-Linie
I
Die in Myloniten der PL gemessenen Quarz-c-Achsen sind in Karte 2 im Überblick dargestellt. Die Diagramme
sind so orientiert, daß analog zum Gelände das tektonisch Liegende im N ist. Die E:-W-~bene entspricht der Spur
der Foliation, die Lineation liegt auf dem Rand. Die' Gefüge wurden in Schliffen senkrecht zu; Foliation und parallel zur Lineation gemessen. Die Messungen erfolgten entlang definierter Meßtraversen, wobei alle Kö~ner -auch
die meßtechnisch ungünstig orientierten Kristalle- erfaßt wurden, um subjektive Einflüsse gering zu halten.
Wenn nachfolgend auch überwiegend die simple-shear-Komponente
der Deformation diskutiert wird, geschieht das
doch unter der Voraussetzung eines bedeutenden Anteils von koaxialer Plättung. Die verwendete Probennumerierung ist die gleiche wie in den Kapiteln 5 und 6, was eine Zuordnung der Diagramme zu bestimmten Gesteinstypen ermöglicht.
Einfache Maxima mit nur schwach ausgeprägten abweichenden
ARiAn.
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Besetzungen treten in zwei Proben auf (Abb. 45).
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Abb.45 : Quarz-c-Regelungen
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in den Proben M4 (a) und 6.9.5 (b)
In beiden Fällen sind es sehr feinkörnige Ultramylonite mit reinen, vollständig rekristallisierten
Beide Gesteine enthalten Schersinnindikatoren, welche für duktile sinistrale Scherung sprechen.
Quarzbändern.
Ähnliche c-Achsen-Regelungen
beschrieben u.a. LISTER & PRICE (1978), BRUNEL (1980), BOUCHEZ &
PECHER (1981), MALA VIEILLE & ETCHECOPAR (1981) und PRICE (1985). In Computersimulationen konnten
mit Modellquarzit "A" (Beteiligung von Basis- und Prismengleitung, daneben Rhomboedergleitung
mit der unwahrscheinlichen Gleitrichtung <c+a» solche Gefüge angenähert werden, und zwar sowohl für simple shear als
auch für koaxiale Plättung. Im Experiment war zu beobachten, daß die von einer unimodalen Verteilung abweichende c-Achsen-Population
mit zunehmendem strain kleiner wird. Die an der PL gemessenen Gefüge entsprechen
wahrscheinlich höheren strain-Beträgen als sie simuliert wurden (ca. 80% shortening, shear-strain =< 5; vgJ.
LISTER & HOBBS 1980).
In Übereinstimmung mit der zitierten Literatur spricht die c-Achsen-Verteilung
M4 für sinistrale Scherung an der
PL. Probe 6.9.5 ist nicht eindeutig. Die Textur ähnelt sehr stark dem von BOUCHEZ & DUV AL (1982, zit. in
URAI et al. 1986) beschriebenen Verhalten von Eis bei simple-shear-Deformation
und ist mit diesem Modell
wegen der Lage des am stärksten besetzten Bereiches (stabile Endorientierung der Achsen) ebenfalls als Ausdruck
sinistraler Scherung zu deuten (Abb. 46). Andererseits liegen die in dieser Probe gemessenen Quarze im Druckschatten eines zentralen Klasten, was einen abweichenden strain in diesem Bereich begründen würde.
71
2
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a
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Abb. 46: Entwicklung der c-Achsen-Regelung
b
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11
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e
von Eis bei simple-shear-Deformation
(aus URAI et al. 1986)
Bimodale c-Achsen- Verteilungen um zwei Maxima beiderseits der Z-Achse (Abb. 47) kommen ebenfalls in
Ultramyloniten und auch in Orthomyloniten vor. Die beiden Maxima sind sowohl über Z als auch über Y durch
schwach besetzte Bereiche verbunden und leiten so zu Kreuzgürtel-ähnlichen
Gefügen über. Solche Texturen
fanden auch MALAVIEILLE & ETCHECOPAR (1981) an niedrigtemperiert gebildeten Myloniten. Der Schersinn
wird durch das ~tärker besetzte Maximum wiedergegeben. Damit sprechen die Proben 9.7.8 und 6.9.3 für sinistrale,
Probe 12.7.8 hingegen für dextrale Bewegungen.
In 6.9.3 (Abb. 47a) zeigt sich jedoch, daß die c-Achsen klare Bezüge zum Faltengefüge
aufweisen.
Die Texturen unterschiedlicher Faltenbereiche können nicht durch einfache Externrotationen ineinander überführt
werden, wie dies in den Beispielen von CARRERAS et al. (1977) und von BRUNEL (1980) funktioniert. Sie sind
deutlich vom lokalen strain der Intrafolialfalte abhängig, was dafür spricht, daß Falten und Textur gleichzeitig
gebildet wurden.
Quarz-c- Texturen mit Ausbildung zweier Maxima können darum vielleicht oftmals als Effekt intrafolialer Faltung,
welche Regelungen mit einfachen Maxima modifiziert, verstanden werden. Tatsächlich kommen in Myloniten der
PL und TL Quarzbänder vor, die zunächst nicht verfaltet erscheinen, die aber parallel zu ihren Grenzen in optisch
unterschiedlich orientierte Bereiche geteilt sind.
Da die intrafolialen Quarzband-Falten
überwiegend asymmetrisch und vergent sind, ist das stärker besetzte CMaximum dennoch als Schersinnindikator geeignet.
In Myloniten recht häufig sind einfache Schräggürtel (Abb. 48). Schräggürtelgefüge konnten von LISTER &
HOBBS (1980) am besten für simple shear in Modellquarzit A simuliert werden. Allerdings erhielten sie nicht die
starken Besetzungen um Y, die vielfach beobachtet wurden (BRUNEL 1980, WHITE et al. 1982, SCHMID &
CASEY 1986). Solche Regelungen sind starke Argumente für einen nicht-koaxialen strain-Pfad und gute Scher-'
sinnindikatoren (WHITE et al. 1982, SIMPSON & SCHMID 1983).
Die in Abb. 48 gezeigten Regelungen stammen aus Orthomyloniten
und sprechen für sinistrale Scherung.
Asymmetrische Kreuzgürtel (Typ I-Kreuzgürtel, vgl. SCHMID & CASEY 1986) sind ebenfalls häufige Texturtypen
in Mylonitzonen (BRUNEL 1980, BOUCHEZ & PECHER 1981, WHITE et al. 1982, PASSCHIER 1983, SIMPSON
& SCHMID 1983). Die in Abb. 49 dargestellten Gefüge stammen aus Ortho- und Ultramyloniten.
72
~5mm----;
A
Abb. 47a: Die Bezüge des Quarzgefüges zu I-C-Falten in Probe 6.9.3 (oben); das ca. 20 Grad E' der Z-Achse disponierte Submaximum der c-Achsen ist in allen drei Faltenbereichen (A,B,C) ausgeprägt, während das
W' liegende Hauptmaximum in seiner Lage variiert. Daß es im Bereich des kurzen Faltenschenkels
deutlich näher an Z liegt, geht auf den erhöhten Strain in diesem Bereich zurück. Im
Umbiegungsbereich entwickelt sich ein Gürtelgefüge mit Relikten von A.
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Abb. 49: c-Achsen':'Regelungen der Proben 7.7.1c (a), l2.7.8b
(b), 12.7.8c (c), 15.7.3 (d) und 5.7.5a (e)
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74
Kreuzgürtelgefüge können unter plane strain~Bedingungen und koaxialer Verformung produziert werden (LISTER
& HOBBS 1980). Asymmetrien sind aber ein Hinweis auf die Beteiligung von simple shear. Die Neigung des Zentralbereiches der Gürtel und die Orientierung der um Z disponierten Maxima zum Zentraiteil erlauben die
Bestimmung des Rotationssinns der Deformation (WHITE et al. 1982, SIMPSON & SCHMID 1983). Mit diesen
Kriterien ergibt sich für alle Gefüge der Abb. 49 ein sinistraler Schersinn.
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Abb. 50: Quarz-c-Regelungen
der Proben 6.9.7 (a), 3.9.4 (b =
Altkörner; c = Rekristallisate auf Korngrenzen), 5.7.5b (d)
und 9.7.6 (e)
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75
basal
prismatic
--
rhomb
7
basal
Abb. 51: Die Interpretation einzelner c-Achsen-Submaxima
als Ausdruck der Beteiligung verschiedener
nen an der Deformation von Quarz (aus BOUCHEZ & PECHER 1981)
Eine Reihe undeutlich
feldspatreichen
geregelter c-Achsen- Verteilungen
Orthomylonit
(Abb. 50) stammt aus Protomyloniten
Gleitebe-
sowie aus einem
(Probe 6.9.7).
Probe 3.9.4 zeigt, wie sich mit einsetzender Korngrenzrekristallisation
eine Textur ausbildet. Während die c-Achsen
der Klasten noch undeutlich "rotationssymmetrisch" um Y geregelt sind, stellen sich in den Rekristallisaten schwache Maxima nahe Z ein und der Bereich um Y verarmt an c-Achsen.
Probe 5.7.5b zeigt undeutlich sinistrale Scherung, während 9.7.6 fast symmetrisch ist.
Es zeigt sich damit, daß sich in den Myloniten der PL mit zunehmendem strain unterschiedliche Quarzgefügetypen
gebildet haben: Gürtelgefüge mit Besetzung der Bereiche um Y einerseits und Maxima-Regelungen mit Verarmung
um Y andererseits. Die Regelungsschärfen nehmen mit der Deformation zu.
BOUCHEZ & PECHER (1981) machten anhand von Untersuchungen mit dem TEM und Messungen mit einem
Röntgentexturgoniometer
einen Vorschlag zur Interpretation der unterschiedlichen c-Achsen-Maxima.
Die Betonung bestimmter c-Achsen-Lagen
kann mit der Beteiligung unterschiedlicher Gleitsysteme erklärt werden (Abb.
51).
Das Modell gilt vorrangig für plane-strain-Deformation;
Abweichungen hiervon führen u.U. zu Abweichungen der
c-Achsen- Verteilung und können die Zuordnung von Gleitebenen erschweren.
Auf der Grundlage dieser Interpretation kommen an der PL Mylonite mit fast völlig dominierender Basisgleitung
des Quarzes (relativ niedrige Temperatur/hohe
Deformationsrate) neben solchen mit der Beteiligung von Prismengleitung (höhere Temperatur/geringere
Deformationsrate) vor. Auch Rhomboedergleitung scheint im letzteren
Fall vorzukommen, insbesondere, weil dieses Feld erfahrungsgemäß durch subjektive Meßfehler eher unterrepräsentiert ist.
Asymmetrien in den Gefügen gehen auf simple shear zurück, während die Beteiligung von Plättung und synmylonitische Falten die Ausbildung von orthorhombischen Symmetrien bewirkten. Es gibt Gesteinsbereiche, bei deren
Deformation simple shear eine untergeordnete Rolle spielte. Abb. 52 stellt diese Zusammenhänge schematisch dar.
76
undeformiert
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Abb. 52: Interpretation der Entwicklung von Qtz-c-Achsen-Regelungen an der PL. Simple shear-Anteil an der
Deformation erzeugt asymmetrische (monokline) Gefüge. Bei starker Dominanz von Basisgleitung entstehen einfache Maxima. Die Beteiligung von Prismen-und Rhomboedergleitung (höhere Temperatur/niedrigere Deformationsrate) führt zu asymmetrischen Gürtelgefügen. Anteile von Plättung und/oder
Faltung erzeugen symmetrische (orthorhombische) Teilgefüge.
V.3 Quarz-<a>-Achsen
in Myloniten der Peio-Linie
Ergänzend zu den c-~egelungen wurden mit einem Philips-Röntgentexturgoniometer
Quarz-<a>-Regelungen an
ausgewählten typischen Proben gemessen ("<a>-Achsen" sind die Flächennormalen von Prismenflächen zweiter
Ordnung, die das eigentlich gemessene kristallographische Element sind).
Für große Kippwinkel der Probe sind die gemessenen reflektierten Röntgenstrahlen stark abgeschwächt, so daß für
solche Geometrien die Messungen nicht zuverlässig sind. Darum spielt die Wahl der untersuchten Anschliffebene
eine große Rolle. Gemessen wurde an Gesteinsplättchen, die senkrecht zur Streckungslineation geschnitten sind.
Die zu erwartenden Maxima liegen dann in einem statistisch gut abgesicherten Bereich mit maximaler Meßpunktdichte, weit entfernt vom Ausfallbereich. Nach Rotation der Meßergebnisse in die den c-Achsen-Diagrammen
entsprechende Lage liegen dann die Meßausfallbereiche auf einem N-S-Gürtel von 30 Grad Breite.
Zur Überprüfung, ob dadurch nicht Besetzungen unterschlagen werden, diente die Untersuchung eines Schnittes
parallel zur Lineation mit anderem Ausfallbereich (Probe MI, gleiches Handstück wie M4). Es zeigte sich, daß für
die hier vertretenen Gefüge und zur Schersinnbestimmung an <a>-Achsen (vgl. BRUNEL 1986, SIMPSON &
SCHMID 1983) Schnitte senkrecht zur Lineation ausreichen. Zur Vereinfachung sind in den Diagrammen nur hohe
relative Besetzungsdichten dargestellt.
77
Die Abb. 53 zeigt die gemessenen Quarz-<a>- Texturen; ihren Bezug zu den c-Achsen-Regelungen
gleich mit den Abbildungen
stellt ein Ver-
45 - 49 her.
Alle gemessenen Diagramme erlauben die Ableitung sinistraler Scherbewegungen .und zeigen sehr einfache Bezüge
zu den zugehörigen c-Regelungen. Im Fall der Proben MI/M4 entspricht dem ausgeprägten Maximum der c-Achsen (mit Übergang zu einem Schräg gürtel) die deutliche Entwicklung eines <a>-Maximums mit schwächeren
Nebenbesetzungen.
Quorz~A.chsen/Probf
Ml
Quorz-<tD-Achsen
I Probe
M4
+
D~ETIBEä
relative Inh!nsitäten
Ooorz-4J>-Achsen
relative Intensitäten
Quarz-4I>-Achsen
I Probe 12.7.8c
I Probe 5.7.50
+
-5 -5
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1-2
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-5-5
2-3
cm
EJ
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lTI22J
'-2
ffJill]
2-3
cm
relative Intensitäten
relative Intensitäten
Quarz - c - Regelungstypen
M1/M4
12.18c
Abb. 53: Qtz-<a>-Regelungen
in quarzreichen Myloniten
Achsen in der jeweiligen Probe mitdargestellt.
der PL; schematisch
5.7.5 a
sind die Regelungstypen
der c-
78
Die beiden asymmetrischen Typ II-Kreuzgürtelregelungen
der Proben 5.7.5a und 12.7.8c finden ihre Gegenstücke
in gleichsinnig mit ihnen zu den finiten strain-Achsen geneigten <a>-Verteilungen. Während sich im Fall 5.7.5a
die Zweiteilung der <a>-Achsen nur andeutet, ist sie in 12.7.8c deutlich akzentuiert. Die gleichen Zusammenhänge
zwischen <a>- und c-Achsen fanden auch SCHMID & CASEY (1986).
Aus den hier beschriebenen Messungen ergibt sich als Konsequenz, daß der gefügeregelnde
die strenge Einregelung der <a>-Achsen nahe bei der Streckungslineation und der c-Achsen
c-Regelungen bei Y müssen möglich sein, spielen aber eine untergeordnete Rolle.
Vorgang gleichzeitig
um Z erklären muß;
Eine Erklärung liefert die Quarzdeformation überwiegend durch Basisgleitung in <a>-Richtung.
beteiligte Prismen- und Rhomboedergleitung kommt als Gleitrichtung fast nur <a> in Frage.
Im Fall der <a>-Achsen sind zweigeteilte Regelungen ebenfalls als Folge von Plättungs-Anteilen
an der Deformation aufzufassen.
VA Quarz-c-Achsen
Auch für die
und/oder
Faltung
an der Tonale-Linie
Die an der TL beobachteten c-Achsen-Regelungen
sind durchwegs durch jeweils zwei Hauptmaxima nahe bei Z
gekennzeichnet, welche durch schwächer besetzte Nebenmaxima nahe Y bzw. durch Gürtel über Y ergänzt werden
(Abb. 54).Sie zeigen Tendenzen zu TypI-Kreuzgürteln (vgl. SCHMID & CASEY 1986).
Solche Regelungen beschrieben beispielsweise BOUCHEZ & PECHER (1981). Nach der Lage des am stärksten
besetzten Maximums konnten sie auf Schersinne schließen, die mit den bekannten tektonischen Transportvektoren
(an der Main Central Thrust des Himalaya) übereinstimmen.
Damit ergibt sich für die Proben 8.9.1, 8.9.2a und 8.9.2b, die aus fast reinen Quarz-Ultramyloniten
Beteiligung dextraler Scherung an der Deformation der Tonale-Mylonite.
stammen, die
Die Proben 1.7.3c und 2.7.1 deuten demgegenüber sinistrale Scherung an. Allerdings ist diesen Proben weniger
Vertrauen zu schenken; 2.7.1 ist eine Probe aus dem sog. "Stavel-Gneis", der zwar vollkommen mylonitische Quarzgefüge aufweist, dessen Deformationsverhalten
aber wesentlich durch Feldspatklasten und Glimmer, die eine homogene Deformation behindern, mitbestimmt wird. Ähnliches gilt für 1.7.3c, ein sehr glimmerreiches Gestein,
dessen mylonitische Quarzlagen in sheath-Falten gelegt sind. Andere Schersinnindikatoren
zeigen aber auch in
diesen Gesteinen dextrale Scherung (Kap. 6).
Ein Vergleich mit den Quarztexturen der PL ergibt, daß auch an der TL Basisgleitung in Quarz eine dominierende
Rolle spielte. Prismen- und Rhomboedergleitung
sind hier allerdings scheinbar etwas stärker beteiligt, was ein
Hinweis auf etwas höhere Temperaturen und/oder geringere Deformationsraten ist.
Die Tendenz zu TypI-Kreuzgürteln
ist ein Hinweis auf die starke Beteiligung koaxialer Deformation unter plane
strain-Bedingungen (SCHMID & CASEY 1986). Das gilt möglicherweise erst für ein spätes Stadium der Deformation, weil deutliche Asymmetrien in den Besetzungsintensitäten besser mit der Beteiligung nicht-koaxialer Verformung erklärbar sind, und weil die Korrelation mit mikrostrukturellen Gefügeelementen, die widerstandsfähiger
gegen spätere Überprägungen sind, dafür spricht.
Die Möglichkeit der Quarzrekristallisation
an der TL unter lokal erhöhter Temperatur und gesteigertem Fluiddurchsatz gleichzeitig mit der Adamello-Intrusion wurde bereits erörtert (Kap. 5). Das Gesamtmodell der kinema-
79
tischen Entwicklung der Region (Kap. 9) läßt die hier geforderte Ablösung eines dextralen Scherregimes an der TL
durch starke Kompression subnormal zur Scherzone nach und während der Platznahme des Plutons zu.
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Abb. 54: Qtz-c-Achsen-Regelungen an der TL (Proben 8.9.1
(a), l.7.3c (b), 2.7.1 (c), 8.9.2a (d),b (e); durchwegs quarzreiche Mylonite bzw. reine Quarzlagen)
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Halbkuqeltlächel
n •• 200
»
1.0 \:
%"4
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3.0 \:
Wii
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5.0
•
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5.0
11
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7.0 t
11
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7.0 \:
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I
1.0 \: der
Halbkugdrläche)
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n _ 200
(pro
>
1.0 \:
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3.0 \:
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1.0 , der Halbkuqelfläche)
n"
200
V.5 Quarzkorngrößen und Paläostress an der PL
Bei der Untersuchung der Quarzgefüge in Myloniten der PL stellte sich heraus, daß offenbar auch die
Korngrößenverteilung des Quarzes charakteristisch für unterschiedliche Mylonitisierungsgrade ist, und daß jeweils
bestimmte Endgrößen angestrebt werden. Um diesen qualitativen Effekt zu quantifizieren, wurden in drei typischen Beispielen die Korngrößenverteilungen des Quarzes gemessen. Die Messungen erfolgten unter dem Mikroskop bei gekreuzten Polarisatoren entlang fester Meßtraversen in Schliffen parallel zur Lineation und senkrecht zur
Foliation. Es wurden alle auf einer Traverse liegenden Körner erfaßt und als Durchmesser das geometrische Mittel
ihrer maximalen und minimalen Erstreckung gemessen. So kann im Gegensatz zur "line-intercept"-Methode
(EXNER 1972, zit. in ETHERIDGE & WILKIE 1981) nicht nur ein mittlerer Korndurchmesser, sondern auch eine
Korngrößenverteilung ermittelt werden. Die Verwendung des geometrischen Mittels reduziert den Einfluß der
Schlifforientierung und der Lage der Traverse auf das Ergebnis.
80
Probe 12.7.8b ist ein quarzitischer Ultramylonit und 6.9.3 ein Serizit-Quarz-Orthomylonit
mit intrafolialen Falten.
In beiden Gesteinen ist Quarz equigranular rekristal1isiert und zeigt Schrägquarzregelung. 9.7.3 ist ein Zweiglimmer-(Proto- )Mylonit mit teil weiser equigranularer Quarzrekristal1isation, Kornverzahnungen und vereinzelten platti gen Quarzrelikten.
Es zeigt sich, daß der Korngrößenbereich
mit zunehmender Deformation deutlich schmaler wird, und daß sich
dessen Lage zunehmend zu kleineren Mittelwerten verschiebt. Die kleinste Korngrößenklasse kann teilweise darauf
zurückgeführt werden, daß die wenigsten Körner exakt in der Mitte angeschnitten sind und sie darum meist etwas
kleiner erscheinen als es der Realität entspricht.
Die Quarze in der Mylonitzone streben scheinbar eine stabile Korngröße zwischen 10 und 20 Mikrometern
(möglicherweise noch kleiner) an. Mit zunehmender Mylonitisierung erreichen immer mehr Körner diese Größe.
OuOrtki:irlWt'Probt 12.18b
th16.e~911"l
QuonkörnerProbt6'B
QuorzkÖfntr
O:21.l:19I1m
O::Sl.S!l71J11l
Probt9.13
400
'00
lOO
lOO
'00
'00.
100
100
~21).]O
200
'00
'10
",,"ltrIKorndUf,hJfllntrt~
Abb. 55: Histogramme von Korngrößenverteilungen
in Myloniten der PL; weitere Erläuterungen
im Text
Um einen Ver~leich mit den nach der "line-intercept"-Methode
ermittelten Korngrößen zu ermöglichen, sind die
Mittelwerte der Korngrößen berechnet und mit dem Faktor k=1.5 zur Korrektur von Anschnitteffekten
multipliziert worden. k ist von der Kornform abhängig. k=1.5 gilt für kugelige Körner; seine Verwendung ist wegen der
geometrischen Mittelung der Korndurchmesser gerechtfertigt (vgl. z.B. ETHERIDGE & WILKIE 1981: 479). Es
ergeben sich dann als Durchschnitte 80.25, 40.8 und 25.2 Mikrometer.
Die Korngrößen dynamisch rekristallisierter Quarze sind neben der Versetzungsdichte und den Subkorngrößen in
Quarz ein Anzeiger für die während der Deformation wirksamen deviatorischen Spannungen. Von diesen "Paläopiezometern" ist die Rekristal1isatgröße. das verläßlichste, aber auch sie ist mit einigen Problemen behaftet. Neben
der Möglichkeit der bimodalen (oder polymodalen) Korngrößenverteilung
eines Gesteins (I) ist vor allem die
Unkenntnis des Deformationsmechanismus,
der die stabile Endkorngröße verursacht, problematisch (2). Daneben
können weitere Mineralphasen die Einstellung stabiler Korngrößen behindern (3) (POIRIER 1985: 190 fL).
Subkorngröße und Versetzungsdichte stellen sich scheinbar leichter auf neue Bedingungen um, sind also möglicherweise Effekte später Deformationsphasen. Zudem sind diese Parameter sehr stark von der Probenpräparationstechnik (Polieren und Anätzen) und von der Beobachtungsmethode (TEM, für Sub körner auch Polarisationsmikroskopie) abhängig (ORD & CHRISTIE 1984). Oftmals ergeben die Versetzungsdichten systematisch höhere Werte als
die Rekristallisatgrößen
(CHRISTIE & ORD 1980), was als Folge einer Viskositätszunahme der deformierten
Gesteine zu einem späten Zeitpunkt ihrer Verformungsgeschichte interpretierbar ist.
81
Die Einschränkung (I) für die Verwendung der re kristallisierten Korngröße kann wegen der hier verwendeten
Meßtechnik umgangen werden. (3) ist nur für Probe 9.7.3 von Bedeutung, weil bei den anderen Gesteinen m.onomineralische Quarzlagen gemessen wurden. Problem (2) kann hier nicht gelöst werden, weil derzeit keine
mikrostrukturellen
Kriterien zur Unterscheidung von Rekristallisation durch Subkornrotation und durch Korngrenzenmigration existieren. Da die bestehenden Korngrößen-Spannungs-Relationen
aber ohnehin rein empirisch
sind (und bislang im Gegensatz zu den beiden anderen genannten Paläopiezometern nicht zufriedenstellend theoretisch begründet wurden) ist auch diese Einschränkung nicht allzu schwerwiegend.
Die Abhängigkeit
der Rekristallisatgröße
(J
von der Scherspannung folgt einem Zusammenhang
(MPa)
der Form
AxDn (ORD & CHRISTIE 1984)
=
wobei die Konstante A und der Exponent n von verschiedenen Bearbeitern unterschiedlich
bestimmt wurden (Tab.
17).
Diese Zusammenhänge sind in Abbildung 56 graphisch dargestellt. In der Abbildung ist der für die Peio-Mylonite
charakteristische Bereich einer stabilen Korngröße von 10-20 Mikrometer hervorgehoben. Die Verwendung der
berechneten Mittelwerte ist nicht sinnvoll, weil sie Quarz-Altkörner ~erücksichtigen.
Mit den von TWISS & MERCIER entwickelten Beziehungen (zit. in ORD & CHRISTIE 1984) erhält man für die
Peio-Mylonite wirksame Scherspannungen von ca. 100 MPa für die duktile Deformation; die von CHRISTIE et al.
gefundene Beziehung liefert bis zu 320 MPa.
Tab. 17: Kalibrierungen
von Qtz-Paläopiezometern
(a) Recryslallized
(ORD & CHRISTIE 1984)
grain sizc (D. !-'mllT(:-.tPa) = AD-.
AlIDate
381
603
-lO9O
3902
Reference
0.71
0.68
1.11]
1A3
1977
~krcicretal.
1977
Twiss
1980IChnslIe.ürd&Koch("wct')
Iunpublished data ('dry')
(b) Subgrain size (d. !-'m) u(MPa)
8
m
2lXl
(c) Dislocalion
= 8r~
Date
1977
density (,11. cm-')
ul~IPa)
C
p
Da!<
6.3 x IU-)
1.6-1x IU-'
2A7 x 10-'
6.6 xIII-'
6.6 x lU-'
2.89 x 10-'
0.5
0.66
lJ.5
0.63
0.5
lJ.b7
1975
1977
1977
1979
1979
19Stl
(d) Deformation
lamellae
(5.
= CN'
Reference
Goetze
~IcCormick (X~ + X-I3)
Twiss
Kohlsledtetal.
Weatbersetal.
-Kohlsted! & Weathers
!-,mi <TI~IPa) = D
Dale
2.18
Reference
Twiss
I"!' 1
1
5-
Reference
Koch & Christie ("wer" and 'd~")
Solche Werte sind anderen duktilen Scherzonen sehr ähnlich, wie ein Vergleich mit den Resultaten von CHRISTIE
et al.(l980; Coyote Mountain Mylonitzone, Kalifornien), ETHERIDGE & WILKIE (1981; Deckenüberschiebungen
im Amadeus-Becken, Woodroffe- und Davenport-thrust,
Scherzonen in paläozoischen Graniten Ostaustraliens),
KOHLSTEDT & WEATHERS (1980; Moine thrust, Ikertoq-ScherzonejGrönland,
Idaho Springs-Ralston shear
zonejColorado) und ORD & CHRISTIE (1984; Moine thrust) zeigt.
Entlang der Peio-Linie sind Bereiche mit noch kleineren Quarzkorngrößen an pseudotachylitische
was noch höhere Spannungskonzentrationen
als Auslöser der Pseudotachylitbildung belegt.
Zonen gebunden,
82
V.6 Versetzungsstrukturen
Zur
Ergänzung
durchgeführt.
einem
der
In Quarzen
Paläopiezometrie
Mit der Probe
Ultramylonit
der Pelo - Mylonite
an Hand
3.9.4 wurde
(die genaue
der
Quarz
Korngrößen
aus einem
Kennzeichnung
der Gesteine
wurden
Protomylonit
an zwei
Proben
der PL untersucht,
ist den Tabellen
TEM-Untersuchungen
mit 12.7.8b
solcher
aus
7 und 9 zu entnehmen).
5
c
Cl.
L
logO/lJm
o
-1
o
2
6
(1bar)
-2
Abb. 56: Beziehungen
zwischen
Qtz-Rekristallisatgröße
und deviatorischer
Spannung
für verschiedene
gen. Dargestellt
sind der charakteristische
Korngrößenbereich
von Ultramyloniten
1984).
abzuleitenden
Scherspannungen
(nach ORD & CHRISTIE
Die untersuchten
Quarze
wurden
Durchlichtelektronenmikroskop
korngröße
von 5 Mikrometern
Versetzungsdichte
bendünnung
Tabelle
in Probe
Eine
Form
Auf
vermessen
dieser
von 5 Mikrometern
mittlerweile
zu niedrige
Rekalibrierung
verformte
Schliff
Durchmesser
17 zeigt die Bedeutung
hat sich jedoch
dieser
aus
Materialien
isoliert,
unter
den Photos
der
konnten
Ionenätze
in einer
der PL und die daraus
gedünnt
und
dann
unter
dem
dann
für Probe 3.9.4 eine mittlere Subwerden. Die
von 9,9 * 108 cm-2 ermittelt
und eine Versetzungsdichte
* 109 cm-2; hier konnten
wegen Schwierigkeiten
12.7.8b ergab sich zu 1,3
keine Subkörner
Die Subkorngröße
dem
photographiert.
Kalibrierun-
bei der Pro-
werden.
beiden
Parameter
liefert
nach der Kalibrierung
Vielzahl
für die Paläopiezometrie.
von TWISS (1977) Spannungen
von Untersuchungen
gezeigt,
daß
von 40 MPa. Es
das Subkorn-Paläopiezometer
Werte liefert.
auf
der
stammt
Basis einer
großen
Zahl
von RAJ & PHARR
veröffentlichter
(1986). Ihre Arbeit
Daten
bestätigte
für
unterschiedliche
experimentell
die Beziehung
dglb = 23 x (Glo)
für die Spannungsableitung
Spannung
in MPa). Durch
(ds = mittlerer
Subkorndurchmesser,
b = Burgers- Vektor, G = Schermodul,
die Normierung
auf bund G ist dieses Gesetz auf viele Materialien
anwendbar.
Sigma
in
83
Der Burgers- Vektor für Quarz (Basis- und Prismengleitung
Schermodul mißt 47 GPa (POIRIER 1985, Tab. l.l).
Auf dieser Basis errechnet sich an Hand der Subkorngrößen
in <a>- Richtung
beträgt aO
4,913 Angström. Der
in Probe 3.9.4 eine Spannung von 106 MPa.
Für die Vesetzungsdichte wurde die Kalibr~erung Mc KORMICKs gewählt, weil sie sich direkt auf Beobachtungen
an Quarz bezieht. Die übrigen in Tab. 17 unter (d) genannten Piezometer gehen auf die Übertragung von Daten
anderer Materialien auf Quarz zurück. Aufgrund der Versetzungsdichte ergeben sich Paläo(scher)spannungen von
142 MPa (Probe 3.9.4) und 170 MPa (Probe 12.7.8b).
Wesentlich für die Interpretation der Werte ist die Tatsache, daß alle drei angewandten Paläopiezometer Spannungen in der gleichen Größenordnung liefern. Das heißt, daß alle drei betrachteten Parameter die gleiche Deformationsphase widerspiegeln, und daß sie nicht (wie z.B. von ORD & CHRISTIE 1984 beobachtet) verschiedene Phasen
abbilden.
Insbesondere der Umstand, daß die Versetzungsdichte die gleichen Werte wie die Rekristallisatgröße liefert, erlaubt
den Schluß, daß die Gesteine an der PL keine postmylonitische statische Temperung erfuhren (vgl. POIRIER 1985,
S.l92). Das bestätigt den lichtmikroskopischen Befund, daß keine für sekundäre Rekristallisation und/oder Kornvergrößerung des Quarzes typischen Gefüge vorkommen (zur Terminologie vgl. BÖHM 1968, S.158-160).
VI MAGNETISCHE GEFÜGE AN PEIO-, JUDICARIEN-
UND TONALE-LINIE
VI.l Zur Meßmethode und Interpretation
Die nachfolgend dargestellten Untersuchungen der magnetischen
stehen unter verschiedenen Fragestellungen. Sie sollen
Suszeptibilitätsanisotropie
(MSA) der Mylonite
- die lichtmikroskopischen Untersuchungen durch weitere Parameter ergänzen
- Zusammenhänge zwischen mesosokopischen finiten Strainachsen und dem Suszeptibilitätsellipsoid aufzeigen
- Vergleiche mit Messungen RATHOREs an der JL ermöglichen (RATHORE 1980)
- dem qualitativen Vergleich von PL, TL und JL dienen und möglicherweise ein weiteres und von anderen Beobachtungen weitgehend unabhängiges Kriterium zur Schersinnbestimmung sein
Die Untersuchungsmethode
ist bislang in der Strukturgeologie nicht sonderlich verbreitet und muß darum kurz erläutert werden. Weitergehende Ausführungen, zur Methodik sind einer anderen Arbeit (JUCKENACK, Diss. IGDL,
Univ. Göttingen, 1988 in Vorber.) vorbehalten.
Die magnetische Suszeptibilität
(K) beschreibt
Magnetfeld. Bei Betrachtung des Zusammenhanges
die Magnetisierbarkeit
(M) eines Stoffes in einem externen
mit der im Stoff selbst herrschenden Feldstärke H gilt:
M
=
KxH
Nach der Größe von K lassen sich die Materialien grob in Ferro-/Ferrimagnetika
(K » 0, mit Remanenz), Paramagnetika (K > 0, abhängig vom vom Fe-Anteil möglicherweise geringe Remanenz) und Diamagnetika (K < 0)
einteilen. Allerdings spielt für die Klassifikation vorrangig die atomistische Deutung der Magnetisierung eine
Rolle. Die Suszeptibilität ist für Para- und Ferromagnetika von der Temperatur abhängig; für Ferromagnetika übt
außerdem die Stärke des externen Magnetfeldes einen großen Einfluß aus, und K darf nur für Felder weit unterhalb der Sättigungsmagnetisierung
als Konstante
betrachtet
werden.
Das Problem
von Ferriund
84
Antiferromagnetismus ist für die weiteren Betrachtungen nicht relevant. Die Suszeptibilität dia- und paramagnetischer Materialien ist proportional zum Quadrat der Stärke des externen Feldes. Deshalb erfolgen die Suszeptibilitätsmessungen bei relativ geringen Feldstärken. so daß die ferro-jferrimagnetischen
Komponenten einen maximalen Einfluß ausüben können.
Das magnetische Moment (m) eines magnetisierten
Körpers des Volumens Vergibt
m
=
sich zu
MxV
Eine weitere wichtige Größe ist die sog. spezifische Suszeptibilität Kg• die man durch die Division von K durch
das spezifische Gewicht des Stoffes erhält
Kg = Kjp
In SI-Einheiten
ist Keine
dimensionslose Größe. während Kg in m3 jKg gemessen wird.
Die Suszeptibilität ist (wie auch die Magnetisierung) nur für wenige (isotrope) Stoffe eine skalare Größe. In den
meisten Mineralen und Gesteinen ist sie ein Tensor zweiter Ordnung.
Dieser kann in guter Näherung als symmetrisch betrachtet werden und läßt sich darum bei Auswahl eines
geeigneten Koordinatensystems durch seine drei Hauptsuszeptibilitäten K 11' K22 und K33 darstellen. Sie sollen so
gewählt werden. daß gilt
Sie entsprechen den drei Halbachsen eines Ellipsoids. des sog. SuszeptibilitätselIipsoids.
welches die MSA eines
Gesteines beschreibt. Seine Analogie zum den Deformationszustand eines Gesteins kennzeichnenden Strainellipsoid
ist offensichtlich. In übereinstimmung mit dem überwiegenden Gebrauch wird hier das durch X, Y und Z definierte Ellipsoid. das dem "magnitude ellipsoid" HROUDAs (1982) entspricht. als Suszeptibilitätsellipsoid bezeichnet.
Es ist bekannt. daß das MSA-Ellipsoid in seiner Orientierung direkt und in seinen Achsenverhältnissen exponentiell mit dem finiten Strainellipsoid verknüpft ist (RATHORE 1979. 1980). Wegen der vielfätigen Einflüsse anderer
Parameter kann es aber nicht allgemeingültig gegen den strain kalibriert werden (HENRY 1983. HENRY & DAL Y
1983). auch wenn Kalibrierungen für petrographisch sehr homogene Gesteine mit einheitlichem Deformationstypus
in Einzelfällen erfolgreich waren (WOOD et al. 1976). Überdies ist die (absolute und relative) Größe der gemessenen Hauptsuszeptibilitäten
-nicht aber ihre Raumlage- vom verwendeten Meßgerät abhängig (HROUDA 1982).
Die MSA von Gesteinen geht im wesentlichen auf zwei Ursachen zurück: auf die Kristallanisotropie und auf die
Formanisotropie sowie den Einregelungsgrad der Minerale (UYEDA et al. 1963). Dabei läßt sich rechnerisch zeigen. daß bei Vorhandensein ferro-jferrimagnetischer
Minerale die Formanisotropie der bestimmende Faktor ist,
während bei para- und diamagnetischen Mineralen die Kristallanisotropie ausschlaggebend ist (HROUDA 1982). In
beiden Fällen nimmt die Anisotropie des Gesteins durch Einregelung der entsprechenden Körner mit wachsendem
strain zu. strebt aber bei vergleichsweise kleiner Anisotropie des Einzelkorns eher einen Sättigungswert an als für
stark anisotrope Einzelkörner (DAL Y 1970. zit. in BISCHOFF 1985).
Die Tabellen 18 - 21 zeigen Beispiele für die durchschnittlichen
der Minerale.
Suszeptibilitäten
einiger wichtiger gesteinsbilden-
85
p
18
6
2
4
8
12
16
IJ
Abb. 57: Abhängigkeit der Gesamtanisotropie (P) eines Gesteins vom Anisotropiegrad (p) seiner identischen Einzelminerale mit uniaxialer Anisotropie und vom Regelungsgrad ihrer
Hauptachsen (u)
Tab. 18: Suszeptibilitäten einiger wichtiger diamagnetischer Minerale (aus BLEIL & PETERSEN 1982); Einheiten
in SI/12,57:
Bemerkungen
Mineral
Orthoklas
Quarz
Calcit
- 1,09
parallel
a
- 0,98
parallel
b
- 0,81
parallel
c
- 1,22
parallel
a
- 1,23
parallel
c
- 0,987
parallel
a
- 1,101
parallel
c
Tab. 19: Suszeptibilitäten einiger wichtiger paramagnetischer Minerale (aus BLEIL & PETERSEN 1982):
Mineral
Aktinol1th
Hornblende
.Almandin
Muskowit
Biotit
K / 10-6
Bemerkungen
40,3
54 - 112
175 - 588
3 - 56
120 - 256
Tab. 20: Suszeptibilitäten einiger ferromagnetischer Minerale (aus BLEIL & PETERSEN 1982): Einheiten in
SI/12,57
Mineral
K / 10-6
Hämatit
105
Ilmenit
110
Magnetit
1047600
Bemerkungen
für T=300oK
für T=300oK
wird
durch Ti-Ei~bau
spinell)
stark
(Ulvö-
beeinflußt
86
Tab. 21: Suszeptibilitäten von Ilmenit-Hämatit-Mischkristallen
in Abhängigkeit von den Korndurchmessern
dem Fe/Ti-Verhältnis
(nach BLEIL & PETERSEN 1982, Tab. 11): Einheiten in SI/12,57
System xFeTiO) - (l-x)Fe20)
:
(d) und
Suszeptibili täten.
x
d=0,026mm
d=0,0098mm
d=0,0015mm
Dichte / gcm-)
0,78
0,68
0,57
0,51
7)45
9496)
12500
1509
6)66
8)09)
11500
1509
5876
66276
10500
1509
4,897
4,946
5,000
5,029
Die Formabhängigkeit
der MSA kommt dadurch zustande, daß nicht-isometrische
magnetisierbare Objekte für
unterschiedliche Lagen in einem externen Magnetfeld verschiedene interne Entmagnetisierungsfaktoren
haben. Die
Orientierung der Hauptachsen des Suszeptibilitätsellipsoids formanisotroper Mineralkörner folgt praktisch den Lagen der längsten, kürzesten und mittleren Kornabmessung.
Zusammenfassend und vereinfachend kann man festhalten, daß die MSA bei Vorhandensein ferromagnetischer Minerale deren Kornformen und Regelungsgrad abbildet und so Aussagen über den Bezug von Formregelungen
bestimmter Minerale zum finiten strain ermöglicht. Para- und diamagnetische Minerale spielen dann eine Rolle,
wenn keine ferromagnetische Phase beteiligt ist. Die MSA liefert dann Informationen über bevorzugte kristallographisehe Orientierungen. Beispielsweise wiesen BORRADAlLE et al. (1986) einen dominanten Einfluß von Chlorit
in schwach metamorphen Tonschiefern nach.
Die genaue Kenntnis der Anteile einzelner Minerale an der Gesamtanisotropie eines Gesteis ist für Richtungsanalysen und vergleichende qualitative MSA-Untersuchungen
nicht unbedingt erforderlich, wie das beispielsweise
RA THORE (1980a,b) und HENRY (1975) demonstrierten. Sie ist wünschenswert, wenn der Mechanismus der
magnetischen Gefügebildung beleuchtet werden soll (BISCHOFF 1985) und notwendig, um die Absolutwerte der
Gesteinssuszeptibilitäten
zu interpretieren.
Die remanente Magnetisierung von Gesteinen ist verglichen mit den bei MSA-Untersuchungen
gemessenen induzierten Magnetisierungen sehr klein und kann vernachlässigt werden. Eine Rolle spielt dagegen die Form des gemessenen Probenkörpers, die bei eng aneinander liegenden magnetischen Körnern ebenfalls einen Entmagnetisierungsfaktor bedingt und darum die MSA beeinflußt. Ihr Beitrag kann aber bei Verwendung einer definierten Probengeometrie bei der Auswertung rechnerisch korrigiert werden.
Die Messungen erfolgten mit einer KAPPABRIDGE KLY-2 von GEOFYZIKA/Brno
(CSSR). Das Gerät arbeitet
als halbautomatische Meßbrücke, welche das Signal von der im Wechselfeld magnetisierten Probe mit einem Referenzsignal abgleicht. Dieses läßt sich leicht berechnen und liefert ein Maß für die Magnetisierung der Probe. Tab.
22 stellt einige technische Gerätedaten vor.
Tab. 22: Einige technische Daten des verwendeten Meßgerätes:
Gerätetyp
Kappabridge KLY-2
Magnetfeldstärke
Arbeitsfrequenz
Homogenitätsbereich
Feldinhomogenität
Nominales Probevolumen
Messumfang (Volumensuszeptibilität)
Empfindlichkeit (für V = 10cm))
Fehler der absoluten Kalibrierung
Ablesegenauigkeit innerhalb eines
Meßbereiches
300 Alm
920 Hz
Zylinderraum d=4)mm h=41mm
0,2 %
10 cm)
5'10-8 - 2'10-1 (SI)
4'10-8
:l: 3 %
t 1 digit (= 0,05 %)
87
Als Proben wurden orientiert aus Handstücken gebohrte Gesteinskerne mit 25mm Durchmesser und 2lmm Länge
(Nominalvolumen 10 cm3) verwendet. Jede Probe wurde in 15 definierten Lagen gemessen. Die so für 15 Positionen erhaltenen Suszeptibilitäten führen zu einer Überbestimmung des Suszeptibilitätsellipsoids
der Probe und
ermöglichen die zusätzliche Bestimmung statistischer Parameter (Vertrauenskegel der Hauptachsen).
Die Steuerung der Messungen und ihre rechnerische Auswertung wurde über einen IBM-AT -PC mit dem Programm ANISO 14 (GEOFYZIKA/Brno)
durchgeführt. Das Programm liefert neben der geographischen Orientierung der Hauptachsen X > Y > Z und den zugehörigen Suszeptibilitäten einige wichtige Anisotropiefaktoren.
Sofort einsichtig sind die Funktionen
folgender Größen (HROUDA 1982):
L = X/Y (magnetische Lineation)
F = Y/Z (magnetische Foliation)
P = X/Z (Anisotropiegrad)
In dieser Arbeit werden die Parameter P' (korrigierter Anisotropiegrad)
wendet, die eine sehr übersichtliche Darstellung ermöglichen.
und T (Formfaktor;
JELINEK
1981) ver-
P' = exp(sqrt(2(lnX-lnK)2+2(lnY-lnK)2+2(lnZ-lnK)2»
mit K = (X+Y+Z)/3
T = (lnF-InL)/(lnF+lnL)
Es ist offensichtlich, daß T=O gleichbedeutend mit L=F ist, d.h. ebene Verformung repräsentiert. T>O bedeutet
Betonung der Foliation (oblate Gefüge) mit oblatem Rotationsellipsoid für T=l, T <0 steht für prolate Formen mit
T=-1 für prolate Rotationsellipsoide.
P'= I stellt isotrope Gefüge dar, und P' steigt mit wachsender Anisotropie unabhängig von der Form des Ellipsoids.
Die Messungen erfolgten an Myloniten, welche nach ihren mikrostrukturellen Details und ihrer Lage in den Mylonitzonen als typisch gelten können. Nach Möglichkeit wurden aus jedem Handstück mehrere Kerne gebohrt, um zu
prüfen, ob die Meßergebnisse reproduzierbar sind (Homogenität im Handstückbereich). Das war für PL und TL
immer der Fall. Die Handstücke waren aber trotz Eingießens in Kunstharz unter Vakuum teilweise extrem brüchig
und ließen nicht immer die Gewinnung mehrerer Kerne zu; es mußten darum auch Einzelmessungen in Kauf
genommen werden. Weil aber zumindest bezüglich der geographischen Regelung der MSA sowohl die TL als auch
die PL als quasi-homogen betrachtet werden können (nicht aber die JL !), wiegt dieser Umstand nicht allzu
schwer.
RATHORE (1980a,b) und BISCHOFF (1985) entwickelten
zonen anhand magnetischer Gefügemessungen.
Modelle zur Ableitung des Bewegungssinnes
von Scher-
RATHORE verwendete dazu die Lage des Pols der magnetischen Foliation (Z) zur Scherzone (Abb. 58). Er setzte
Z mit der Richtung der stärksten tektonischen Einengung gleich, zerlegte diese in Teilkräfte parallel und senkrecht
zur Scherzone (die als Verschiebungsbahn fungieren sollte) und leitete die resultierende Bewegung ab. Für mehrere
Meßpunkte addierte er die jeweiligen Scher-und Kompressionskomponenten,
um so den Gesamtschersinn zu
ermitteln.
Dieses Modell ist in mehrfacher Hinsicht falsch. Es impliziert die Vorstellung, daß sich die Gesteinsgefüge beiderseits einer Scherzone infolge von Plättung entwickeln und daß laterale Verschiebung an einer präexistenten diskreten Bruchfläche stattfindet. Für Scherzonen mit nicht-koaxialer Deformation ist aber von größter Bedeutung,
daß auch die MSA-Achsen (wie die finiten Strainachsen) während der Deformation rotieren und durch Re/Umkristallisationsvorgänge
modifiziert werden können.
88
Mit zunehmender Deformation streben dabei (als geometrische Notwendigkeit) Scherzonengrenze, Gesteinsfoliation
und magnetische Foliation Parallelität an. Nach RATHOREs Methode geometrisch ermittelte Lateralverschiebungsvektoren werden darum für hohe Strainbeträge immer kleiner, d.h. die Addition ihrer Richtungen und Beträge
kann (wegen des zu großen Einflusses von Messungen in Bereichen mit geringen Strain) sogar zu falschen Ergebnissen führen. Das Modell berücksichtigt auch nicht die Rolle möglicher sekundärer Verschiebungsflächen in einer
Störungszone und erweist sich darum als für duktile Scherzonen mit komplexer kinematischer Entwicklung nur
bedingt geeignet; nur für Deformationszonen, die angenähert mit penetrativem simple shear beschrieben werden
können, ohne Komplikationen durch sekundäre Scherflächen erfahren zu haben, kann das Modell trotz seiner
Mängel im Ergebnis korrekte Analysen der Bewegungsrichtung liefern.
Der Ansatz BISCHOFFs (1985) berücksichtigt besser mikrostrukturelle Daten und ist darum realistischer. Allerdings
erfordert er einen Untersuchungsaufwand,
der RATHOREs Konzept einer "schnellen" Arbeitsmethode zuwiderläuft.
BISCHOFF fand bei seinen Untersuchungen an der Canavese-Linie (W' IL) heraus, daß in S-C-Myloniten die
magnetische Foliation zwischen Sund C liegt, und daß sie in Myloniten mit einengender Schieferung eine Position
zwischen S und Schieferung einnimmt. Wie diese Lagebeziehungen zur Schersinnbestimmung dienen, zeigt Abb. 59.
'X ••in.
N
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L.-
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iJ"
~
P
~
Sinistral
Movement
b)
Abb. 58: Schersinnableitung
anhand der MSA
durch Vektorzerlegung
der Richtung maximaler
finiter Verkürzung
R (entpricht der Flächennormalen auf der magn. Foliation) in Komponenten P (parallel) und N (senkrecht zur Scherzone);
aus RATHORE 1980
Abb. 59 : Ableitung des Schersinnes der Deformation anhand der MSA und ihrem geometrischen
Bezug zu weiteren Gefügeelementen
(BISCHOFF
1985)
Diese beschriebenen
Lagebeziehungen
erklärte BISCHOFF mit der Kristallisation
und/oder
Anreicherung
ferromagnetischer Minerale und deren Formregelung auf S- und C-Flächen resp. Schieferungen. Weil die MSA ein
Integraleffekt aller Minerale in einem Gesteinskörper ist, muß sich die X- Y-Ebene des MSA-Ellipsoids zwangsläufig zwischen diesen möglichen Extremlagen befinden.
89
Schersinnbestimmungen
-
nach dieser Methode hängen also von der Kenntnis mehrerer Parameter ab:
Welche mechanisch wirksamen Flächentypen gibt es?
Kommen auch antithetische Scherflächen vor?
Welche magnetisch dominierenden Minerale sind auf diesen Flächen zu erwarten?
Sind alle Flächen zeitgleich gebildet worden oder war die Deformation polyphas?
Welchen Einfluß üben jüngere Mineralisationen aus?
In den untersuchten Proben aller Mylonitzonen sind die paramagnetischen Anteile der Glimmer und Chlorite und
daneben (Hämo- )I1menit und Hämatit für die MSA verantwortlich. Das ergibt sich aus den mikroskopischen
Untersuchungen und den relativ einheitlichen mittleren Suszeptibilitäten (Tab. 23-25), die für einheitliche Ursachen in allen Gesteinen sprechen sowie aus einigen Mikrosondenuntersuchungen
an Erzphasen. Diese Deutung
stimmt gut mit den Aussagen ROCHETTEs (1987) überein, der für mittlere Suszeptibilitäten von ca. 400 • 10-6 SI
eine Dominanz des von Chlorit verursachten paramagnetischen Anteils an der MSA nachwies.
Suszeptibilitäten, die eine Größenordnung niedriger liegen, sind an biotit- und chloritarme Gesteine gebunden, in
denen die Entmischung von Ilmeniten/Hämatiten aus Biotit keine Rolle spielt. Sehr hohe Suszeptibilitäten sind mit
dem Vorkommen von Magnetit verknüpft.
Mit der Kenntnis der in
BISCHOFFs für die PL
nachlässigt werden, weil
verglichen mit C-Flächen
Kap.6 beschriebenen Mikrogefüge ist darum eine Schersinninterpretation
mit dem Modell
prinzipiell möglich. Der Effekt spät angelegter Schieferungen kann in diesem Fall verdie Intensität ihrer Ausbildung wie auch die Kristallisation von Erzphasen auf ihnen
und ecc's sehr gering ist.
VI.2 Qualitative Vergleiche
Die Tabellen 23-25 vermitteln einen Überblick über die durchgeführten Untersuchungen und über die Größenordnungen der mittleren Suszeptibilitäten der Gesteine. Weil hier lediglich angestrebt wird, die Mylonitzonen als Gesamtheiten miteinander zu vergleichen, sind die weiteren untersuchten Parameter in Sammeldiagrammen dargestellt.
Wie sich dabei zeigt, ist die Anzahl der Messungen für auch statistisch absicherbare Aussagen bei weitem nicht
ausreichend. Bestimmte Trends lassen sich aber im Zusammenhang mit mikrostrukturellen Rahmendaten plausibel
erklären.
Eine gute Vergleichsmöglichkeit
bieten die Anisotropiegrade
(P') und Formfaktoren
(T) der Gesteine (Abb. 60).
Das einheitlichste Bild bietet sich an der PL mit durchwegs oblaten Gefügen. Eine Zunahme der Gesamtanisotropie
mit dem mylonitischen Deformationsgrad ist feststellbar, und für Ultramylonite zeigt sich mit zunehmender Anisotropie die Ausbildung stärker liniierter magnetischer Gefüge. Dabei ist zu berücksichtigen, daß die Ausgangsgefüge der Gneise bis in den Handstückbereich stark variieren. Eine mögliche Erklärung ist, daß ererbte
Gefüge lange erhalten wurden, und daß die Mylonitisierung zunlichst oblate Gefüge erzeugt (:thomoaxiale Überlagerung des qualitativ gleichwertigen Gneisgefüges). Erst im Ultramylonitstadium
kommt es zur deutlichen Betonung der Lineation in Abhängigkeit vom strain.
Ein solches Verhalten kann man für eine Scherzone, die sich unter abnehmenden P/T -Bedingungen entwickelt,
erwarten. Bei hoher Auflast und erhöhter Temperatur spielt Einengung senkrecht zur Bewegungszone eine große
Rolle und führt nicht nur zu Streckung in X als Funktion beteiligter simple-shear-Bewegungen
sondern auch, ganz
im Sinne des von SANDERSON & MARCHINI (1984) aus geometrischen Überlegungen entwickelten Transpressionsmodelles, zu einer sekundliren Streckung des duktilen Materials in Y.
90
Tab. 23: mittlere Suszeptibilitäten in Gesteinen an der PL:
Probe-Nr.
Gestein
Koordinaten (R/H)
mittlere Suszept.
(10-6 SI)
Standardabw. Proben(10-6 SI) anzahl
4.7.7
7.7.10
6.9.2
6.9.3
6.9.7
12.7.80
12.7.8
15.7.3
15.7.4
15.7.9
14.8.3b
19.8.1
8.7.5
9.7.3
9.7.6
3.9.2
3.9.6
3.9.7
4.9.10
9.7.10
Ser-Chl-Protomylonit
Bt-Ms-Orthomylonit
Ser-Chl-UltramylonitX
Chl-Ser-Ultramylonit
Ser-Chl-Mylonit
Chl-Ser-Ultramylonit
Qtz-Ultramylonit
Ms-Chl-Protomylonit
Chl-Ser-Mylonit
Ser-Chl-Ultramylonit
Ser-Chl-Ultramylonit
Qtz-Chl-Ultramylonit
Ser-Chl-Mylonit
Ms-Protomylonit
protomylonit. Gneis
protomylonit. Gneis
Chl-Ser-Protomylonit
Chl-Ser-Mylonit
Ep-Ser-Chl-Mylonit
Fsp-Ser-Orthomylonit
1621410/5129460
1620930/5129970
1621480/5129290
1621455/5129335
1621450/5129335
1641065/5144675
1641060/5144680
1640425/5144800
1640350/5144865
1640910/5144755
1645650/5149100
1641030/5144720
163290C/5137780
1632775/513820C
1632740/5138250
1632910/5137775
1632880/5137860
1632880/5137825
1635840/5138965
1632620/5138435
382,2
291,1
53610,0
350,6
287,2
315,4
190,0
235,9
342,0
57,6
17,9
3210,3
94,8
2,1
4
5
2
2
2
33,9
5
1
1
32,1
3
1
14,9
13,3
5
6
1
10,2
3
5
5
2
419,4
114,8
293,5
411,8
272,6
245,6
369,5
390,8
332,9
291,7
24,8
24,7
57,0
16,2
37,5
6,2
2,8
mittlere Suszept.
(10-6 SI)
Standardabw. Proben(10-6 SI) anzahl
3
6
3
x) magnetitftihrend
Tab. 24: mittlere Suszeptibilitäten in Gesteinen an der JL:
Probe-Nr.
Gestein
25.5.1
25.5.2
25.5.4
27.5.3
16.8.2
29.5.2
1. 9 .3b
1.9.4
1.9.5
31.8.1
30.5.5b
30.5.50
31.5.3d
2.9.1d
2.9.2b
4.6.7
Quarzporphyr
breoo. Quarzporphyr
Bt-Ms-Protomylonit
Bt-Ms-Gneis
St-Grt-Gneis
Pl-Ser-Protomylonit
Bt-Ms-Protomylonit
Bt-Ms-Protomylonit
PI-Ms-Mylonit
Bt-Ms-Protomylonit
diaphthorit. Gneis
Bt-Ms-Protomylonit
Koordinaten (R/R)
1658300/5158000
1658250/5157970
1658550/5159350
1657850/5157775
1657525/5158975
1655375/5151120
1656510/5153325
1656340/5153280
1656250/5153240
1654780/5149530
1652430/5146400
1652440/5146400
protomYlonit.AmPhibolit1654500/5148175
Ser-Chl-Mylonit
Ser-Chl-Mylonit
Bt-Ms-Protomylonit
1652300/5142940
1652375/5142940
1649000/5137575
192,9
286,4
1542,3
440,0
367,5
232,9
328,9
263,7
224,2
394,4
279,2
263,6
903,7
179,9
277,2
298,0
14,0
8,9
90,5
316,3
47,7
1,1
4
6
26,0
3
6
7
2
1
4
3
3
5
3
2
1
2
4,7
3
9,4
19,8
139,5
28,7
25,2
42,7
Tab. 25: mittlere Suszeptibilitäten in Gesteinen an der TL:
Probe-Nr.
Gestein
Koordinaten (R/R)
mittlere Suszept.
(10-6 SI)
Standardabw. Proben00-6 SI) anzahl
1. 7.30
1. 7.6a
8.9.1
8.9.2b
2.7.1
2.7.2
2.7.3
2.7.4
Bt-Ms-Protomylonit
Fsp-Qtz-Mylonit
QuarzmylonitX
Quarzmylonit
Fsp-Qtz-Mylonit
Bt-Ms-Mylonit
Serizlt-Mylonit
Grt-St-Gneis
1624050/5124200
1625625/5125890
1624055/5124180
1623875/5124205
1634000/5128000
1633775/5128460
1633825/5128460
1636000/5129650
422,9
52,0
671,2
4,1
44,0
156,2
336,5
374,5
178,7
x) magnetitftihrend
397,8
2,0
10,2
44,2
0,6
6
1
4
2
4
3
1
2
91
Erst die relative Abnahme der plättenden Strainkomponente ermöglicht die stärkere Ausprägung einer Lineation als
Folge des simple shear. Dieser Vorgang kann zwei Hauptursachen haben; einerseits eine Abnahme der Bildungstiefe und andererseits die Konzentration von simple shear in immer schmaleren Zonen, wie sie bei einer Materialversprödung erwartet werden kann. In diesem Sinn interpretiert ergeben sich aus der MSA der PL-Mylonite die
gleichen Schlußfolgerungen wie aus ihren Quarztexturen.
Auch für die TL kann eine duktile
schwerer verständlich.
Die prolaten MSA-Ellipsoide
Deformation
vorausgesetzt
werden,
stammen aus einem Fsp-Qtz-Orthomylonit
doch sind die magnetischen
Gefüge
("Stavel-Gneis") und sind durch Überprä-
gung eines R- Tektonits erklärbar.
Die Proben eines magnetitführenden
Quarzmylonits (8.9.1) zeigen ebene Deformation, und zwar unabhängig vom
variablen magnetischen Deformationsgrad. Dieses Verhalten ist Ausdruck inhomogener Deformation. Mikroskopisch
zeigen die Proben keine prämylonitischen Reliktgefüge.
Alle anderen Gesteine haben, unabhängig vom Mineralbestand, oblate Gefüge, sind aber wegen ihrer unterschiedlichen Mineralogie nicht ohne weiteres miteinander vergleichbar. Es zeichnet sich aber ab, daß die MSA-Gefüge
sehr reiner Quarzmylonite die höchsten Anisotropien bei stark oblaten Formen besitzen.
Das ist verständlich, wenn einerseits der strain in den quarzreichsten Gesteinen konzentriert ist (was sich aus dem
rheologischen Verhalten von Quarz bei T<500 Grad C zwangsläufig ergibt, KIRBY 1985) und wenn andererseits
eine starke Plättung subnormal zur TL eine Rolle spielte.
Dieser Aspekt stimmt erneut mit dem Bild der Quarzgefüge überein und ist eine Folge des in Kap. 9 entwickelten
Modelles, in dem simple shear von einem transpressiven tektonischen Regime abgelöst wird.
Am problematischsten sind die Ergebnisse von der JL. Sie werden erst verständlich, wenn man berücksichtigt, daß
diese Gesteine nach mikroskopischen Beobachtungen nicht penetrativ-duktil
verformt wurden, und daß die reliktischen Gneisgefüge meist gut erhalten sind. Zudem muß beachtet werden, daß an der JL die Störungszone deutlich diskordant zum älteren strukturellen Bau des Kristallins verläuft. Die an ihr zu erwartenden finiten X-Achsen
des Strainellipsoids sind sowohl für Lateralbewegungen als auch für Aufschiebungen fast senkrecht zur Streckungslineation im Kristallin orientiert.
Deshalb ist es einleuchtend, daß einerseits die bezüglich des Parameters T heterogenen Gneisgefüge vielfach noch
erhalten sind, und daß andererseits auch in den wenigen stark deformierten Bereichen keine hohe Gesamtanisotropie erreicht wird.
Die stark prolaten Gefüge eines Protomylonits (25.5.4) sind mit sehr hohen Gesamtanisotropien (Magnetit) verbunden und könnten bei Überprägung eines planaren Gefüges durch eine jüngere Einengung in Y erklärt werden,
wofür sich im Dünnschliff Hinweise ergeben (Schieferungen).
Bei den oblaten Gefügen zeigen sich keine systematischen Unterschiede zwischen Proto-/Orthomyloniten
und
Gneisen, wie das für diese Elemente zu erwarten ist, die großenteils keinen wesentlichen auf die Störungsbewegungen beziehbaren Strain erfuhren.
Interessant ist ein Aspekt, der sich aus dem Vergleich zweier Proben des Bozener Quarzporphyrs ergibt. Das nach
Geländebefunden undeformierte Gestein (J1) zeigt prolate Gefüge, die für magmatische Gesteine typisch sind und
auf Fließregelungen zurückgehen (HROUDA 1982). Das mesoskopisch brecciöse Gestein (12) entwickelt hingegen
bei geringerer Gesamtanisotropie einen deutlich oblaten Aspekt.
Eine mögliche Erklärung bietet auch hier die Überprägung eines alten Gefüges durch einengende Deformation an
der JL. Das korrespondiert sehr gut mit den aus Mikrogefügen ersichtlichen Aufschiebungen in den Myloniten
(vgl. Kap.6). Die Lage der MSA-Achsen in den Quarzporphyrproben
(Abb. 61) entspricht den Meßergebnissen
92
RATHOREs (1980 b) in der gleichen Gesteinseinheit. Der Vergleich aller Meßergebnisse von der JL mit den Daten
RATHOREs zeigt eine ähnliche Heterogenität der ermittelten Anisotropieparameter. Allerdings ergaben einige seiner Proben deutlich höhere Gesamtanisotropien, als sie an der zentralen JL ermittelt wurden (Abb. 62).
1,0 T
MSA:Anisotropie
Pelo-linie
c
o~
..B.:'.
4
•
b
•••
I'
-'AtA
•
4.
\."
6
0,5
urd Formporamettt'
6
••
,
~
."
•
••••••
lt.
o
o
T- Inf-Inl
- Inf.lnl
l=)(fY
f=Y/Z
P'
1,5
2,0
•. Uttromylonite
l:. Orthomylonite
• Protomylonite
o
Gneise
-0,5
HSA:Anisotropie und Fonnparamet.,-
1.0 T
Tonole~Linie
o
o
•
•
•
0,5
.
•
J
P'=expl{zOnX-lnKJ1.21lnY-lnRI2.21InZ.lnibZ
T:
t
:~::~t
l=)(fY
f=Y/Z
P'
',5
2,0
.•• Ultromylonite
..
l1 Orthomylonite
• Protomylonite
o
Gneise
-0,5
MSA:Anisotropie
1.0 T
und Formporameter
toJ!JSlcorien-linie
-.cr;.
Abb. 60: Form- und Anisotropieparameter
der MSA in
Gesteinsproben
aus den drei Störungszonen. Weitere
Erläuterung im Text.
l.c!
o
.
o
•
0,5
0
cD
•
p': .xpl
0
0
T=
••
0
J 2IlnX-lnK)2.21lnY
-lnRI2.ZtlnZ
-lnibZ )
:~~::~t
L=XJY
f=Y/Z
P'
1,5
o
o
-0,5
I
.&.
2ß
Ultramylooite
l:. Orthomylonite
.0,57
-066
.0,94
.
1-
-0.74
•
Protomylonite
o
o
Gneise
..
Qucrzporph
0.60-0,70
r
93
o
•
+
•
•
•••
Abb. 61: MSA-Achsen-Lagen
in Quarzporphyrproben
Jl (mesoskopisch undeformiert)
und J2 (tektonisch brecci-
iert)
lnl
.5
!"iSA-Formparameter IJudicarien -linie
.4
.3
1J.
.2
eigene Messungen
.• RATHORE
(1980)
.1
.2
.3
.4
.5
Ln F
Abb. 62: Vergleich zwischen Anisotropiefaktoren
und
Formparametern, die RATHORE (1980) am N' an den untersuchten Abschnitt der JL anschließenden Teil dieser Störung
ermittelte und eigenen Messungen
VI.3 Gefügeregelung
Auf den Abbildungen 63-65 sind die Orientierungen der MSA-Achsen in den drei Störungszonen dargestellt. Ihre
Raumlage untermauert die bisherigen Aussagen.
Für PLund TL zeigt sich eine gute Übereinstimmung mit den mesoskopischen Strainachsen (Lineation = X, Foliation = X-Y-Ebene, Foliationsnormale = Z), wie es für durchgreifend duktil verformte Scherzonen zu erwarten ist.
In beiden Zonen sind die MSA-Z-Achsen am einheitlichsten geregelt, während die Lagen von X und Y auf dem
Großkreis der Foliation etwas streuen. Das macht besonders das Beispiel der PL deutlich, wo in einzelnen Fällen
im gleichen Handstück X und Y unterschiedlicher Kerne ihre Rolle tauschen können.
Gerade dieses Verhalten kann erneut das Transpressionsmodell (SANDERSON & MARCHINI 1984) erklären, es ist
aber alternativ mit der inhomogenen Überlagerung zweier Deformationsphasen zu deuten, von denen die dominierende eine Streckung in ENE-Richtung bewirkte, die schwächere und inhomogen verteilte Phase aber NNWgerichtete tektonische Transporte (an der PL) bzw. inhomogene Plättung (an der TL) abbildet.
Verglichen mit den anderen Störungen sind die MSA-Gefüge an der JL schlechter geregelt (Abb.65). Lediglich die
94
MSA-Z-Achsen stimmen relativ gut mit den Flächenpolen der Mylonite überein, Die MSA- Y-Achsen (!) haben
ihre Maxima im Bereich der Lineationen an der JL (Harnischstriemungen
und Runzelungen), während MSA-X
dem Einfallslot der Foliationen entspricht. MSA-X und -Y zeigen aber große räumliche Variabilität.
ARiAne
(0.88 B-T]
UNTER!
HALBKUGEL
SCHMIDT'SCHES
NETZ
(pro
1.0'
1.0 \;
3.0 \;
11
:>
5.0 \;
11
:>
7.0 \;
•
-
B."
der Halbkugel!liiche)
Abb. 63: Lagen der Hauptachsen der MSA-Ellipsoide
n _ 168
in Myloniten an der PL
..... !..
ARiAne
[0.88 B-T]
>
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>
5.0 \;
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7.0
11
:>
9.0 \;
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UNTERE
seHMlOT'
•
HALBKUGEL
seHES
NETZ
(pro
1.0'
der
Abb. 64: Lagen der Hauptachsen der MSA-Ellipsoide
2
- 16.7'
Halbkugeltläche)
n - 48
in Myloniten an der TL
,.
1.0 \;
,.
3.0'
n
:>
5.0'
m
>
7.0 \;
."
..
.',
+
•
{pro
-11.1'
1.0 \; d..r HalbkugeltHichel
Abb. 65: Lagen der Hauptachsen der MSA-Ellipsoide
n _ 81
in mylonitischen Gneisen an der JL
95
Diese Geometrie wird verständlich, wenn man das an südalpinen Sedimenten beobachtete Deformationsverhalten,
nämlich die Bildung von duplex-structures als Folge ESE-gerichteter Aufschiebungen, auf die Mylonite überträgt
und berücksichtigt, daß i.w. passiv verstellte Gneisgefüge vorliegen.
Nur so erklärt sich das Einfallen der MSA-X-Achsen nach WNW, während eine "konventionelle" Aufschiebung
großräumige Anschleppungen der Foliationen an der JL und als Resultat ein Abtauchen von X nach E zur Folge
hätte (Abb. 66).
a) "Duplex"- Kinematik
b) Aufschiebung
/~Lj
-----------------;/j
/---------- -
Abb.66: Eine "duplex"-Kinematik
der Aufschiebungsbewegungen
des Ostalpins an der JL kann das beobachtete
Verhalten der MSA-Regelung erklären, während sich die an einer konventionellen Aufschiebung zu
erwartenden Schleppungen nicht beobachten ließen. Weitere Erlärung im Text.
VIA Bewegungsanalysen
Schersinnableitungen an Hand der MSA sind wegen der bereits erörterten Probleme bislang nur dann möglich,
wenn sowohl die mechanische Rolle dieser Gefüge bekannt ist als auch eine genügend große Anzahl von Messungen existiert, so daß die Einflüsse von "untypischen" Proben und von Orientierungsungenauigkeiten
gering gehalten
werden. Unter diesen Voraussetzungen können -mit aller Vorsicht- Bewegungsanalysen der Lateralversätze an der
PL und (zum Vergleich mit RATHORE 1980) an der JL versucht werden.
Die Bedeutung von Aufschiebungen an der JL wurde bereits dargelegt. Die Mylonite wurden hauptsächlich durch
Bewegungen auf diskreten Scherflächen deformiert, die nicht eben sind, sondern als verbogene ("anastomosing")
und/oder konjugierte Flächen auftreten, zwischen denen die Gneisgefüge in eine subparallele aber inhomogene
Orientierung bezüglich der Scherzonengrenzen rotiert wurden. Auf einen solchen Ausgangszustand ist das Bewegungsmodell RATHOREs kaum anwendbar, weil in Teilbereichen der Scherzone sehr unterschiedliche Bewegungsbilder entstehen können.
Tabelle 26 zeigt die mit den Vorstellungen RATHOREs ermittelten relativen Lateralversätze. Die von ihm an der
N' JL beschriebenen einheitlichen sinistralen Bewegungen lassen sich danach für die zentrale JL nicht nachvollziehen. Daraus ist zu schließen, daß der von ihm untersuchte Bereich einheitlichere Regelungen der magnetischen
Gefüge aufweist und möglicherweise tatsächlich höhere Anteile sinistraler Scherung beinhaltet. Der markante
Knick im Streichen der JL (vgl.z.B.Karte I) bedeutet dann den Übergang zwischen Störungsabschnitten mit unterschiedlicher kinematischer
Bedeutung.
96
Weil an der PL zumindest Ortho- und Ultramylonite penetrativ-duktil deformiert wurden, kann für diese Gesteine
das Modell BISCHOFFs (1985) verwendet werden (vgI. Abb. 59). Auch in diesem Fall spielt inhomogene Deformation, hervorgerufen durch C-Flächen und ecc's eine Rolle, und wegen der oft hohen erreichten Strainbeträge mit
subparaIIeler Lage von Sund C ist der Einfluß auch kleiner Orientierungsungenauigkeiten
bei der Probenahme
potentiell hoch, was die Abweichungen vom in Tab. 27 dokumentierten überwiegenden sinistralen Bewegungssinn
erklärt.
Tab. 26: MSA und scheinbarer
1980):
Schersinn an der JL nach dem RATHORE-ModeII
Prohe-Nr.
Störungsflüche
Z-MSA
"5.5.4
298/70
107/11
dextral
105/12
dextral
1.9.3b
290/52
1. 9.4
275/55
31. 8.1
296/45
30.5.5.c
290/68
30.5.5b
282/60
(zum Vergleich mit RATHORE
Horizontalversatz
107/20
dextral
125/47
dextral
094/37
dextral
093/37
dextral
096/38
sinistral
092/38
dextral
109/54
dextra1
128/72
sinistral
053/56
dextral
118/16
dextral
113/16
dextral
113/19
dextral
101/32
dextra1
102/37
ASTERN
PROFILE
sinistral
106/31
sinistral
106/30
sinistral
2.9.1a
320/60
154/20
sinistra1
2.9.2b
270/46
076/49
dextra1
4.6.7
a)
108/33
300/55
bl
HlCRDeE
WEST PROfIl[
070/44
dextral
124/50
sinistra1
118/40
dextral
139/49
sinistral
C) HlCROCf fAST PROFILE
Abb. 67: Orientierung der magnetischen Foliationen in den Meßtraversen
RA THOREs
(1980).
Der
Bereich
Mte.Croce W schließt unmittelbar N'
an das hier untersuchte Gebiet an.
RA THORE ermittelte einen sinistralen
Schersinn
mit
Beteiligung
starker
Kompression senkrecht zur JL.
97
Tab. 27: Orientierung der magnetischen Foliationen in Myloniten der PL und Schersinnableitungen nach dem
Modell BISCHOFFs (1985):
l'rohe-t:r. Referenzfläche
~ .7.7
s; 166/52
Horizontelversetz
Bemerkungen
345/42
sinistral
X/Y einmal
vertauscht
341/31
sinistre]
X/Y
verteuscht
Z-MSA
346/28
cI. 'I. 1c
c; ]J2/~2
3~0/23
sinistrel
311/46
dextrel
114/4
ni ni "tJ'fll
'j
31~/~n
einmal
sj ld r;tral
312/47
309/45
F..Q.2
s; 125/43
6.9.3
c; 152/55
6.9.7
s; 160/38
s; 128/23
dextra1
305/33
300/48
dextrel
338/41
sinistre1
337/37
sinistrel
338/48
dextrel
339/45
303/68
dextrel
295/69
sinistrel
300/72
sinistrel
305/70
sinistrel
293/71
sinistrel
280/68
sinistral
]5.7.3
s; 110/21
c; 357/27
190/62
sinistrel
15.7.~
c; 186/36
039/67
sinistral
12.7.8c
12.7.8
]5.7.9
]4.8.3b
19.8.1
9.7.3
9.7.6
s; 118/27
s; 153/29
s; 150/25
s; 097/29
s; 098/20
3.9.6
s; 145/38
3.9.7
c; 110/30
4.9.1c
c; 126/32
feldspetreiches
Gestein
sinistrel
344/66
dextrel
016/65
sinistre]
295/62
sinistral
334/64
dextrel
332/60
sinistrel
337/63
dextral
336/64
dextrel
338/63
309/62
dextrel
328/66
sinistral
316/63
sinistrel
317/68
sinistral
316/61
sinistral
323/64
sinistral
271/59
sinistral
278/56
dextral
272/5~
sinistral
242/75
sinistrel
265/71
sinistrel
247/70
sinistrel
273/72
sinistrel
26~/72
318/46
sinistre]
sinistrel
319/49
sinistrel
297/57
sinistral
291/57
sinistrel
315/57
sinistrel
320/55
sinistrel
314/54
sinistral
315/53
sinistral
314/52
sinistrel
313/55
sinistrel
sinistral
c fällt
nech N ein
X/Y
einmel
X/Y
zweimel
verteuscht
vertauscht
98
VII INTERPRET AnON
DER ERGEBNISSE.
Vorab seien nochmals die wichtigsten zu berücksichtigenden
Es sind:
Fakten angeführt,
ohne auf alle Details einzugehen.
- Die grundsätzlich unterschiedlichen Metamorphosepfade der Kristallinserien beiderseits der PL, ihre einander
ähnlichen variskischen Hauptstadien der metamorphen Entwicklung sowie die nur N' der PL entwickelte penetrative altalpidische retrograde Metamorphose.
- Die Entwicklung des Deformationsregimes der Peio-Linie von höheren zu niedrigeren Temperaturen und der
Übergang von duktiler Deformation mit vorwiegend horizontalem Bewegungsvektor einer simple shear-Deformation (sinistral bzgl. des Kartenbildes) zu NW-gerichteter Einengung und Überschiebungen.
- Die Entwicklung der TL von duktiler nicht-koaxialer Verformung mit dextraler Scherung zu vorherrschend
koaxialer Deformation (Plättung).
- Die Überlagerung älterer sinistraler Schergefüge an der JL durch dominante jüngere Aufschiebungsgefüge
die Bildung von duplex-Strukturen.
Einige weitere in den vorhergehenden
Kapiteln erwähnte Aspekte stellt Abb.68 in schematischer
VII.! Zeitliche Einordnung der Störungsbewegungen
sowie
Form dar.
an Peio-, Tonale- und Judicarien-Linie
Die zeitliche Einordnung
der unterschiedlichen
Störungs bewegungen kann ohne zusätzliche radiometrische
Altersbestimmungen an syndeformativ rekristallisierten Mineralen (z.B. K-Ar an Hellglimmern) nur indirekt erfolgen. Nachfolgend wird darum auf eine Reihe regionalgeologischer Argumente zurückgegriffen, mit denen sich der
Zeitraum der untersuchten Bewegungen recht gut einengen läßt.
Die relative zeitliche Einstufung erfolgt unter folgenden Voraussetzungen:
- Gleiches Deformationsverhalten
mineralogisch ähnlicher (insbesondere Quarzreicher) Gesteine bedeutet Verformung unter gleichen P- T -Bedingungen, d.h. im gleichen Stockwerk. Das ist allerdings eine Vereinfachung, weil
die sehr wichtigen weiteren Parameter Deformationsrate und Fluiddurchsatz der jeweiligen Störungszone unberücksichtigt bleiben.
- Es gibt kein Bewegungsscharnier, das bedeutende vertikale Relativbewegungen zwischen den Tonale-, Peio- und
Judicarien-Myloniten
ermöglicht hat. Die Mylonite sind nicht erst postdeformativ in ihre heutige geometrische/geologische Konfiguration gelangt.
- TL und PL sind gleichzeitig
tischer Temperung des Quarzes
- Duktile Deformationen sind
die Spuren spröder Verformung
- Duktile Verformung
aktiv gewesen, weil sonst für die bereits inaktive Bewegungszone das Einsetzen stazu erwarten wäre, wofür sich keine Hinweise fanden.
älter als erkennbare Sprödverformungen, weil bei umgekehrten Altersbeziehungen
vollständig überprägt werden.
erfolgte in einem tieferen Krustenniveau
als Sprödverformung
des Quarzes.
Auch Maximal- und MinimalaIter einzelner Bewegungen lassen sich ableiten:
TL:- Wahrscheinlich war die TL als Mylonitzone schon seit der Kreide aktiv (Blastomylonite der Tonale-Serie,
LARDELLI 1981; einzelne radiometrische Altersbestimmungen ergeben eoalpine Alter, THÖNI 1981, Proben T970,
T971).
- Ein plausibles Alter für das Einsetzen starker dextraler Bewegungen an der Insubrischen Linie ergibt sich, wenn
man die in Oberkreide und Alttertiär oft zu beobachtende Richtungsänderung
des Transportes zentralalpiner
99
Abb. 68: Einige Aspekte der Untersuchungsergebnisse
zur Störungskinematik
im E' Campo-Kristallin
r:
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1
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•.
C
I.~g
Ö
cl
100
Decken von W/WNW auf N/NW berücksichtigt (HAAS 1986, RATSCHBACHER & FRISCH 1988, RING ]988).
Eine Ursache hierfür könnte der Abbau der W-gerichteten Bewegungskomponente im dextral konvergierenden
Alpen-Orogen (STECK 1984) an der IL sein. Die Möglichkeit eines solchen Vorganges erörterten z.B. VAN DEN
DRIESSCHE & BRUN (1987).
- Die Bewegungen überprägen noch den oligozänen Adamello- Tonalit (und den Bergeller Pluton weiter im W),
sind also zumindest teilweise post-oligozän.
PL:-Die Störung überprägt Pegmatite, die aus Analogieschlüssen zur Tonale-Serie (vgl. LARDELLI 198]) und zum
Ostalpinen Altkristallin S' der Tauernfensters (z.B. SASSI et al. 1978) als permisch angesehen werden. THÖNI
(1981) fand permische Rb-Sr-Alter an Glimmern pegmatitischer Gneise im Kristallin S' der PL.
- Die PL bezieht Ganggesteine mit ein, deren Intrusionsalter maximal eoalpin (ca. 80 Ma, LARDELLI 1981), evtl.
aber sogar oligozän sind (THÖNI 1981, Probe T977, BECCALUVA et al. 1983).
- Die PL schneidet die Zone stetig ausklingender penetrativer altalpidischer Metamorphose (THÖNI 1980,198])
diskontinuierlich ab. Wäre sie älter als diese Metamorphose, so wäre abermals mit einer deutlichen (statischen)
Temperung der Quarzgefüge zu rechnen.
JL:- Die Bewegungen sind auf jeden Fall postmesozoisch
Mesozoikum des Marauner Tals, v.KLEBELSBERG 1911).
(Deformation
S-alpiner
Kalksteine,
eingeklemmtes
- Sinistrale Lateralversätze betreffen Späne des Adamello- Tonalits, sind also zumindest in Teilen jünger als dieser.
Diese Scherung wird ihrerseits fast vollständig durch jüngere Aufschiebungsgefüge überlagert.
Die Einbeziehung aller vorangehend dargelegten Argumente führt zu der in Tabelle 28 dargestellten zeitlichen Einordnung der Bewegungen. Dabei ist zu bedenken, daß die dargestellten Stadien nur die Endzustände einer kontinuierlichen Entwicklung darstellen, die durch einen Zeitraum intermittierender Spannungs- und Deformationszustände miteinander verknüpft sind. Stadium 3) war jedoch am längsten wirksam, weil die ihm zuzurechnenden
spröd-duktilen
Verformungen (Schieferungen, Knickfalten) bei Überlagerung durch duktile Deformation nicht
erhalten wären. (Eine andere Erklärung wäre die Verteilung beider Stadien auf unterschiedliche Domänen, wofür
sich aber keine Hinweise fanden).
Die Stadien 2) und 3) sind unter Bezug auf die heutige Relativlage der Störungen im Gelände in Abb. 69 skizziert;
dabei wurden für den NE' Teil der JL die Angaben RATHOREs (1980) verwendet. Stadium 3) beinhaltet die
mögliche Interferenz sinistraler Internrotationen der Scherzone mit Aufschiebungen an der zentralen JL, wie sie
sich aus Geländebeobachtungen (vgl. Kap. 5) ergibt.
Tab. 28: Abfolge von Bewegungen im E' Campo-Kristallin
---
Deformation
---
Zeitpunkt
TL
PL
JL
I) prä-Adamello
2) oligozän
dextral(?)
dextral
kompressiv
Plättung,
dextral
?
sinistral
sinistral
Aufschiebung
nach NNW
Aufschiebung
nach SE
3) post-Adamello
?
I
I
101
/
I
""
/
I::::
I
CD spröd-
(Dduktil
Abb. 69: Schema der Entwicklung
Erläuterung
duktil
des Störungssystems TL-PL-JL
bezogen auf die heutigen Raumlagen; weitere
im Text.
VII.2 Ein Modell der räumlichen
und zeitlichen
Entwicklung
des Störungssystems
Aus dem Gesagten ergibt sich, daß ein Modell der kinematischen
Entwicklung
zwei wesentliche Gesichtspunkte
erklären muß:
_ die Änderung von Deformationsstilen und Transportrichtungen
_ ENE-gerichtete tektonische Bewegungsvektoren in einem Orogen, für das N- und W-gerichtete
Bewegungen der
Normalfall sind
Eine Deutungsmöglichkeit ergibt sich aus der Betrachtung von Vorgängen, die für diskontinuierliche Scherzonen
(hauptsächlich für Blattverschiebungszonen)
typisch sind. Diese werden zunächst an einigen Beispielen erläutert,
ehe sie auf das Untersuchungsgebiet
VII.2.t
Die Mechanik
übertragen werden.
diskontinuierlicher
Scherzonen
In der Vergangenheit konzentrierten sich strukturgeologische Arbeiten unter diesem Aspekt auf pull-apart-Becken,
die sich dort bilden, wo es durch das Verspringen von Blattverschiebungen zu einem Materialtransport aus dem
Bereich zwischen den Störungsteilen kommt (z.B. MANN et al. 1983). Diese Bevorzugung gegenüber Zonen, in
denen es zwischen gegeneinander versetzten Blattverschiebungen zu einer Verdickung (und nicht zu einer Ausdünnung) der Kruste kommen muß, geht offensichtlich darauf zurück, daß pull-apart-Becken
sich morphologisch
spektakulär äußern. Die sicherlich bekanntesten Beispiele sind das Death Valley und das Tote Meer (MANN et al.
1983), die mit dem San Andreas-Störungssystem bzw. mit dem Akaba-Levante-Störungssystem
verknüpft sind. An
beiden Beispielen läßt sich allerdings auch zeigen, daß in Bereichen, in denen die Hauptverschiebungszone anders
versetzt wird, Krustenverdickung stattfindet: diese äußert sich im Fall der San-Andreas-Störung
in den Transverse
Ranges, an der Akaba-Levante-Störung
im Libanon-Gebirge (Abb. 70)
Die meisten Untersuchungen an tektonischen Strukturen, die im Zusammenhang mit Blattverschiebungszonen zu
sehen sind, stammen überdies aus Bereichen, die in relativ hohem Krustenniveau verformt wurden. Das liegt
daran, daß die wesentlichen Forschungen zu dieser Thematik im Hinblick auf Kohlenwasserstofflagerstätten
durchgeführt wurden, so daß tiefere Krustenbereiche mit vorherrschend duktiler Deformation wegen ihres fehlenden Lagerstättenpotentials
von vornherein keine Berücksichtigung fanden (vgl. z.B. WILCOX et al. 1973, HARDING 1974, 1985, MANN et al. 1983, HEMPTON & DUNNE 1984).
102
Auf Bereiche der Krustenverdickung im Zusammenhang mit Blattverschiebungen wiesen neben den bereits
erwähnten Beispielen ("push up blocks"; MANN et aI. 1983) u.a. SEGALL & POLLARD 1980 (am Beispiel der
Ocotillo Badlands) und HARDING 1985 ("positive f10wer structures" in konvergierenden Scherzonen) hin.
\ A.
\
\
\
\
\
\\ ,
\
\
\
\'
600
km
\
Abb. 70: Krustenausdünnung und Krustenverdickung im Zusammenhang mit Änderungen im Yerlauf von
Blattverschiebungen an zwei Beispielen (aus MANN et aI. 1983; A: San Andreas-Störungsssystem; TR=
Transverse Ranges; DY=Death Yalley; SS=Salton Sea; W,D,SP,G,C,F, P,A,M=Becken im Bereich des Gulf
of California . B: Akaba-Levante-System;
LR=Libanon-Gebirge;
H=HulaBecken; DS=Totes Meer;
A,E,DT= Becken im Bereich des Roten Meeres
Für tieferliegende tektonische Niveaus, in denen Materialerweichung und Strainkonzentration in duktilen Scherzonen möglich sind, ist mit einem Übergang von weitspanniger Faltentektonik zu Deckenbau zu rechnen (z.B.
WEBER 1978, 1986). Für solche Zonen liegen bisher nur spärliche Beobachtungen über Wechselwirkungen mit
wrench faults vor (z.B. LAWRENCE et aI. 1981: Chaman transfom zone; ALUS 1981, SIBSON et aI. 1981: Alpine
Fault, Neuseeland; WOODCOCK & ROBERTSON 1981: Antalya Complex).
Für das hier untersuchte Gebiet ist es darum notwendig, einerseits Beobachtungen in hohem Krustenniveau auf
duktile Scherzonen zu extrapolieren und andererseits einige theoretische Erwägungen miteinzubezieiten.
Bereits LENSEN (1958) wies darauf hin, daß sich zwischen zwei unabhängig voneinander gleichzeitig aktiven Störungen tektonische Gräben oder Horste bilden werden, sobald die Summe der tektonischen Materialtransporte in
das entsprechende Gebiet positiv oder negativ ist. Dieses Ergebnis beruhte lediglich auf Überlegungen zum Yolumenerhalt und bezog nicht die Möglichkeit unterschiedlicher Deformationsmechanismen ein. Stellvertretend für
Gräben sind darum z.B. auch generelle Krustenausdünnung und/oder flache listrische Abschiebungen denkbar, und
Horste können auch durch Faltenzonen oder Überschiebungsbereiche ersetzt werden.
Das gleiche Problem behandelten SEGALL & POLLARD (1980). Ausgehend von in der Natur beobachteten
Bereichen einengender und dehnender Tektonik zwischen senkrecht zum Streichen versetzten Teilstücken des San
Andreas-Störungssystems simulierten sie rechnerisch die Spannungsverteilung in solchen Gebieten. Wegen der
mathematischen Komplexität dieses Problems beschränkten sie sich allerdings auf zweidimensionale Berechnungen
(die strenggenommen nur im Falle von ebener Deformation in die dritte Dimension extrapolierbar sind, wobei
plane strain schon wegen der endlichen Tiefenerstreckung der Störungsabschnitte und wegen der sich zur Tiefe
ändernden Materialeigenschaften nicht vorkommen kann), auf ideal elastische Materialeigenschaften und auf kohäsionslose Störungsflächen. Im Gegensatz zu anderen Berechnungen berücksichtigten sie aber die Wechselwirkungen
zwischen benachbarten Störungsästen, anstatt lediglich die elastischen Spannungsfelder voneinander unabhängiger
Brüche zu überlagern.
103
Die wesentlichen Ergebnisse ihrer Untersuchungen
waren:
_ Die Ermittlung der Verteilung von hydrostatischen Spannungen und Scherspannungen zwischen links- und
rechtshändig versetzten dextralen Scherzonen, wie sie in Abbildung 71 dargestellt sind; zwischen den Störungsästen
stellt sich ein inhomogenes Spannungsfeld ein.
_ Die Beobachtung, daß Wechselwirkungen bei Überschreiten eines kritischen Lateralversatzes der Störungsteile
gegeneinander zu vernachlässigen sind und daß dieser kritische Abstand dem Tiefgang der Störung proportional ist.
_ Die Beobachtung, daß paarweise mit Bereichen hoher hydrostatischer Spannung auf der anderen Seite der
Scherzone immer auch Zonen reduzierter Spannung, d.h. mit Druckentlastung der Gesteine, vorkommen.
Eine interessante
Analogie zwischen versetzten tektonischen
Störungen und dem Verspringen
von Gleitebenen
in
verformten Kristallen durch Quergleitung (cross slip) beschrieb JACKSON (1987).
Die wesentliche Schlußfolgerung seiner Arbeit ist, daß durch den diskontinuierlichen Verlauf von Blattverschiebungen in den gestörten Bereichen als dominierende Spannungszustände Kompressionen und Dilatationen mit
Richtung größter Einengung bzw. Dehnung :!:parallel zum Störungsverlauf auftreten.
o
b
o
c
Abb. 71: Spannungsverteilung
zwischen gegeneinander versetzten
Dargestellt sind Linien gleicher Spannungsbeträge. Mit
solche reduzierter Spannung gekennzeichnet. Die Linie
hydrostatischer Spannungszustand, c,d: Scherspannungen.
Fig.9.
Abschnitten einer dextralen Blattverschiebung.
"+" sind Bereiche erhöhter Spannungen, mit ,,_tl
"0" markiert die Grenze zwischen ihnen. a,b:
Vereinfacht nach SEGALL & POLLARD 1980,
104
0
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N
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-u.
Abb. 72: Struktureller Bau in dextralen Transpressionszonen
nach SANDERSON & MARCHINI 1984. C = Kompression, E
= Extension, N = Abschiebungen, T = Überschiebungen, F =
Faltenachsen, R = Riedel Shears. A = Transpression, B = dextrale Scherung ohne Kompression, C = Transtension
Gleichzeitig wies dieser Autor darauf hin, daß an der Erdoberfläche versetzte Störungsäste möglicherweise in der
Tiefe in die gleiche, unversetzt verlaufende Scherzone einmünden. In einem solchen Fall wären die auf die Wechselwirkung zwischen den Störungsästen zurückzuführenden Spannungszustände auf einen zur Tiefe hin konvergierenden keilförmigen Gesteinsbereich beschränkt.
VII.2.2 Anwendung auf die bearbeiteten Scherzonen
Die von SEGALL & POLLARD (1980) berechnete Spannungsverteilung zwischen versetzten Störungsästen (Abb.
71a) kann, wie auch die Aussagen JACKSONs (1987) die Kombination dextraler Lateralversätze an der TL mit
ENE-gerichteten Bewegungen der Tonale-Peio-Ulten-Serie (die im Kartenbild sinistralen Bewegungen an der PL
entsprechen) qualitativ erklären (Deformation 2 in Tab. 28).
Im Bereich der durch die Judicarienlinie verursachten Unstetigkeit des Verlaufes der Insubrischen Linie kam es
wegen des dextralen Transportes beiderseits der IL zu einem Materialüberschuß und zum Aufbau eines deutlich
über dem regional wirksamen Streßfeld liegenden Spannungszustandes.
Die Aufhebung des entstehenden Raumproblemes und der damit verbundene Spannungsausgleich wären prinzipiell
auf verschiedene Weisen denkbar: blockartige Heraushebung, großräumige Faltung oder Deckenüberschiebung.
Für den Bereich N' der TL war offensichtlich die Überschiebung eines intern dabei fast undeformierten Kristallinblockes nach ENE die energetisch günstigste Lösung. Diese Bewegungsrichtung wird als Folge der Überlagerung
der generellen E-Bewegung des Materials N' der IL gegen den Südalpenindenter mit auf das Spannungsfeld dextraler Transpression zurückzuführenden NW-gerichteten Bewegungsvektoren gedeutet. Die Deckenbahn dieser
Bewegung ist die Peio-Linie.
Da die regional wirksame dextrale Transpression während der Aktivität der PL als duktile Scherzone anhielt, muß
allerdings zusätzlich von einer dextralen Rotation unbekannten Ausmaßes für diese Mylonitzone (die dann als
Folge eine zusätzliche antithetische, d.h. sinistrale Internrotation erfahren hätte) und die sie begrenzenden Kristallinareale ausgegangen werden. Der tatsächliche Transport war also möglicherweise mehr nach NE (als nach ENE
und E, wie er sich heute an hand der Orientierung von Foliationen und Lineationen darstellt), gerichtet.
105
Abb. 71a zeigt, daß auch für den Bereich S' des Westendes der Pustertallinie lokal eine erhöhte Spannung zu
erwarten ist. Tatsächlich findet man hier mit dem Brixener Quarzphyllit eine Hochlage des Südalpinen Grundgebirges, die sich damit erklären läßt.
Als Ursache des unstetigen Verlaufes der IL ist besonders eine primäre Anlage "en echelon" (die nur in dem Maße
dextrale Bewegungen zuließe, wie sie im Umbiegungsbereich durch Deckenstapelung oder auf andere Weise "abgebaut werden können) gegen den späteren Versatz einer bis dahin zusammenhängenden Tonale-Pustertal-Störung
abzuwägen.
Für die zweite Möglichkeit sprechen eigene Beobachtungen, die (stark überprägte) sinistrale Scherbewegungen an
der zentralen JL belegen, sowie die Untersuchungen RATHOREs (1980) an der N' JL. Als Ursache des Versatzes
kann die Geometrie der Italo-Dinarischen Platte (SEMENZA 1974) zum Zeitpunkt der finalen Kollision im Oligozän angesehen werden. Für das NW' Eck des "Südalpenkopfes"sind bei einer solchen Bewegung anstelle von Lateralversätzen Aufschiebungen zu erwarten, wie sie durch KLEINSCHRODT (1988) beschrieben wurden.
Daß allerdings Tonale- und Pustertallinie die gleiche Geschichte haben, und daß ihnen die gleiche kinematische
Rolle zukommt, kann wegen der bislang noch fehlenden detaillierten Untersuchungen an der IL E' der JL und
wegen der dort herrschenden schlechten Aufschlußverhältnisse nicht zweifelsfrei gesagt werden. Immerhin ergeben
sich aber aus dem in beiden Bereichen zu beobachtenden Vorhandensein von an der Störung eingeschuppten Tonalit- und Triasvorkommen Parallelen im Erscheinungsbild, und sowohl die Untersuchungen von RATHORE &
HEINZ (1979) und RATHORE & BECKE (1980) als auch die Erwägungen TOLL MANNs (1978) lassen auch die
Pustertallinie als dextrale Blattverschiebung erscheinen.
Insgesamt ergibt sich also folgende Interpretation (Tab. 28, Abb. 73):
_ Tonale-Linie und Pustertallinie waren (als Insubrische Linie) zunächst eine einheitliche dextrale Scherzone (Stadium I).
_ Sie wurden "syn- bis post-Adamello" an der JL sinistral versetzt.
_ Als Konsequenz des zwischen den weiterhin aktiven Teilstörungen herrschenden inhomogenen Spannungsfeldes
bildete sich die Peio-Linie als nach ENE gerichtete Überschiebung der Tonale-Peio- Ulten-Serie. Die frontale
Rampe dieser Überschiebung (Terminologie nach COWARD 1980) ist im Bereich des heutigen Ausbisses der zentralen JL zu suchen (Stadium 2). Die PL selbst kann als laterale Rampe angesehen werden.
Dieses von einem Versatz der aktiven dextralen Scherzone ausgehende Modell kann auch den Übergang zu
Deformationsstadium 3) (Tab. 28) erklären: Bei Abklingen der Wechselwirkung zwischen den versetzten Störungsästen und einem Fortbestehen der dextralen Konvergenz zwischen Europäischer und Adriatischer Platte kann das
Transpressionsmodell im Sinne SANDERSON & MARCHINIs (1984) zur Erklärung herangezogen werden (Abb.
72).
Allerdings muß berücksichtigt werden, daß bereits vorgeprägte Störungszonen bei geeigneter Lage wiederbetätigt
wurden. So entspricht die Position der Peio-Linie praktisch genau der theoretisch zu erwartenden Lage einer nach
NNW gerichteten Aufschiebung in einem dextralen Transpressionsregime. Tatsächlich wurde sie auch als Aufschiebung betätigt. Die ebenfalls möglichen Aufschiebungen nach SSE fanden demgegenüber keine ideal orientierte vorgeprägte Bewegungsbahn vor. Stattdessen leitete die Schwächezone der JL die Bewegung in eine SE' Richtung ab,
und an der TL, die wegen ihrer sehr steilen Lage kaum als Aufschiebung in Frage kommt, fand starke Plättung
mit Überprägung der dextralen Schergefüge statt.
Neben der Betätigung als Aufschiebung war die JL gleichzeitig als antithetische Scherfäche (R' in Abb. 72) aktiv,
was die Interferenz von Aufschiebungen mit sinistralen Bewegungen erklärt. Die gesamte kinematische Entwicklung
des betrachteten Raumes ist in Abb. 73 an Hand einiger stark schematischer Grundrisse und Profilschnitte dargestellt, die noch einiger Erläuterungen bedürfen:
106
- die unter 1) angedeutete mögliche Beziehung zwischen Ultener Kristallin
andererseits wird nachfolgend noch diskutiert.
einerseits
und Ivrea- Verbano-Zone
- Während der Wechselwirkung zwischen den Störungen vollzieht sich wegen der nach ENE gerichteten Bewegung
(N-Komponente !) des Kristallins im tektonisch Hangenden der PL zwischen diesem und dem Südalpin E' der JL
(N - Bewegung !) eine weitaus geringere sinistrale Scherung als zwischen Südalpin und Ostalpinem Kristallin im
Liegenden und N' der PL (relative WSW-Bewegung), was die abweichenden Ergebnisse RATHOREs (1980) an der
N' JL erklären kann.
- Im Stadium dextraler
Transpression
erfahren
JL und PL Rotationen,
die sekundäre
sinistrale Internrotationen
dieser Scherzonen verursachen.
- Die sinistrale (alte) JLa wird von der jüngeren Aufschiebung JLb abgelöst, deren Verlauf nur S' des markanten
Knickes im Kartenbild der JL mit dem älteren Abschnitt zusammenfällt. Die Fortsetzung dieser Aufschiebung fällt
mit der an hand eines Sprunges der Metamorphosealter mehrfach postulierten Passeiertalstörung (DEL MORO et al.
1982, THÖNI 1983) zusammen. Als zur Störung JLa gehörig wird die duktile Mylonitzone vom Halsmannjoch (vgl.
Kap 5) betrachtet.
- Wegen des unterschiedlich steilen Einfallens beider Störungen waren die Hebungsbeträge an JL und PL unterschiedlich, woraus eine Rotation der gesamten Tonale-Peio-Ulten-Serie
resultierte. Das erklärt die Tatsache, daß
die tiefsten Einheiten dieser Serie heute im unmittelbaren Kontakt zur JL aufgeschlossen sind.
- In der Tiefe ist mit einem Einbiegen der JL in einen flachen Bewegungshorizont
rechnen.
mit duktiler Verformung
zu
VII.3 Konsequenzen des Modelles
In der vorgeschlagenen Form der kinematischen Entwicklung des Raumes zwischen TL und Pustertallinie ergeben
sich einige Konsequenzen für den möglichen dextralen Versatzbetrag an der IL und für unmittelbar benachbarte
Gebiete, die hier kurz behandelt werden sollen.
VI!.3.! Die Adamello - Intrusion
Abbildung 71a zeigt die Lage von Bereichen, deren Spannungszustand gegenüber dem regionalen Spannungsfeld
deutlich vermindert ist, und in denen darum nach dem Modell von pull-apart-Becken
Krustenausdünnung
zu
erwarten wäre (tatsächlich zeichnen sich ja rezente pull-aparts durch erhöhten Wärmefluß aus).
Genau in einen solchen Bereich fällt die Adamello-Intrusion; als Ursache ihrer Platznahme wird darum hier die
Druckentlastung dieses Krustenteiles infolge des Versatzes der noch aktiven dextral scherenden TL angesehen.
Das Spannungsfeld, welches die Intrusion ermöglichte, wurde solange aufrecht erhalten, wie die dextrale Aktivität
der TL anhielt. Da anzunehmen ist, daß die Platznahme bevorzugt im Bereich geringster Spannung stattfinden
konnte, sollten die jüngsten Intrusionsalter am NE-Eck des Plutons zu finden sein und kontinuierlich nach Sund
SW zunehmen. Eine solche Altersverteilung beschrieben BORSI et al. (1977) und DEL MORO et al. (1983). Die als
Ursache hierfür ebenfalls denkbare postintrusive Kippung des gesamten Plutons schlossen PUCHER et al. (1978)
anhand paläomagnetischer Untersuchungen aus.
107
CD
,,
I
IVZ = Ivrea-Verbano-Zone
TPU
= Tonale-Peio-Ulten-$erie
Tl
I
.;-0
-
-
sinistrale Intern rotation
Abb. 73: Schema der kinematischen Entwicklung der untersuchten Scherzonen; 1): dextrale Scherung an der IL; 2):
Wechselwirkung zwischen versetzten Störungssegmenten; 3): dextrale Transpression nach Abklingen der
Wechselwirkung. Mit "+" sind Bereiche gekennzeichnet, in denen sich das Material für den Betrachter aus
kennzeichnet den entgegengesetzten Bewegungssinn. Weitere Erläuder Zeichenebene heraus bewegt;
terungen im Text.
li_li
108
Daß der vorgeschlagene Intrusionsmechanismus durchaus kein Einzelfall ist, zeigten HUTTON (1982, Main Donegal Granite) und GUINEBERTEAU et al. (1987; am Beispiel eines mit der Armorikanischen Scherzone im Zusammenhang stehenden Granites). MAGER (1985) sah (ohne weitergehende Erläuterung der auftretenden Raumprobleme) ebenfalls eine Scherzone (die Defereggen-Antholz-Vals-Störung)
als Ursache für die Intrusion des in analoger Position N' der Pustertallinie liegenden Rieserferner-Plutons an.
Die hier gegebene Interpretation vermeidet die von LAUBSCHER (1983) geforderte
kompressiver Tektonik in den Alpen durch eine oligozäne Dehnungsphase.
kurzzeitige
Unterbrechung
VII.3.2 Die südliche Fortsetzung der Judicarien-Linie
Wenn, wie hier vorgeschlagen, die primäre Geometrie der Adriatischen Platte zum Zeitpunkt der finalen Kollision
die Ursache für den Versatz der IL (in ihrer Rolle als Scherzone am S-Rand der Zentralalpen) war, sollte die JL
als Störung dort enden, wo nach S die infolge der Wechselwirkungen zwischen TL und Pustertallinie verursachte
Inhomogenität des regionalen Spannungsfeldes ausklingt. S' des Zusammentreffens mit der TL sollten keine bedeutenden Lateralversätze auftreten. Diesen Sachverhalt beschrieben CASTELLARIN & SARTORI (1982).
VII.3.3 Das Westende der Pustertallinie
Während es bislang nicht möglich war, die Fortsetzung der JL N' ihres Zusammentreffens mit der Pustertallinie
aufzufinden (SCHINDELMA YR 1968), beschrieb TOLLMANN (1977) eine mögliche Fortsetzung der Pustertallinie
nach W.
Die N-Endigung der JL hat neben den für ihr Südende dargelegten Gründen eine weitere Ursache: der Bereich
eines möglichen Fortbaues nach N unterlag im Gegensatz zum starren Südalpen"indenter" weiterhin dextraler
Transpression mit teilweise duktiler Deformation; eine Fortsetzung wäre also -wenn überhaupt- erst E' von Mauls
zu suchen.
Das Anhalten dextraler Scherung an der IL auch noch über den Zeitraum der Wechselwirkung zwischen ihren
Teilstücken hinaus erklärt den Fortbau der Pustertallinie nach W; dieser Bereich ist wegen des späten Zeitpunktes
allerdings nicht mehr als duktile sondern eher als kataklastische Scherzone zu erwarten.
VII.3.4 Die Größe dextraler Horizontalversätze
an der Insubrischen Linie
Nach der hier entwickelten Vorstellung muß der Horizontalversatz an den E-W-verlaufenden
Teilstücken der IL
mindestens der duktilen Transportweite an der Peio-Linie entsprechen. Aufgrund der subhorizontalen Transportlineare mit ENE-gerichteter
Verfrachtung des S-Blockes auf das unterlagernde Ostalpine Kristallin beträgt diese
mindestens ca. 60 km (vorausgesetzt, die Kristallinblöcke kamen erst durch diese Deformation in Kontakt und die
PL ist keine wiederbetätigte alte Störung; dagegen spricht z.B. das Abschneiden der altalpinen Diaphthoresezone).
Das ist deutlich mehr, als die Argumentation GANSSERs (1968) und FUMASOLIs (1974) zulassen (max. 20-30 km
seit der beginnenden Erosion des Bergeller Granits). Da die dextralen Bewegungen aber nach den vorangehenden
Überlegungen zum größten Teil älter sind, ist das eher eine Bestätigung als ein Widerspruch. Wenn selbst bei einsetzender Erosion, Auskühlung des Gebirgskörpers und damit einhergehender Verfestigung noch solche Versätze
möglich sind, ist für die Vorgeschichte der Störung erheblich mehr zu erwarten. Auch 60 km sind darum nur eine
absolute Mindestforderung.
109
Zwar gibt es keine verläßlichen Marker für den lateralen Versatz an der JL, doch soll unter diesem Aspekt, trotz
aller Probleme, die mit einem Vergleich petrographisch und petrologisch ähnlicher Kristallinserien verbunden sind,
die mögliche enge genetische Beziehung der Ulten-Serie zur Ivrea- Verbano-Zone diskutiert werden.
Als Argumente dafür wurden bereits in der Vergangenheit petrographische Ähnlichkeiten genannt (ANDREA TI A
1936, 1954, THÖNI 1981). Dazu kommen noch die große Ähnlichkeit der Metamorphosepfade, die sich aus einem
Vergleich der eigenen Untersuchungen mit denen von ZINGG (1978, 1983) ergibt und ein Vergleich der radiometrischen Altersdatierungen
beider Gebiete (z.B. ZINGG 1978 und THÖNI 1981).
Als Alternative zu einer gemeinsamen Herkunft beider Kristallinbereiche und ihrer späteren Trennung an der IL
(als Zeitpunkt kommt die Abscherung der 2. Diorit-Kinzigit-Zone
von der Ivrea-Zone während der altalpinen
Deformation in Frage) ist die Herleitung aus' strukturell analogen aber geographisch unterschiedlichen ehemaligen
Basement-Hochlagen am Rand der Adriatischen Platte denkbar.
Für eine gemeinsame geographische Herkunft spricht aber der Umstand, daß die für diese Zonen so typischen
großen Vorkommen von Granat-, Kelyphit- und Spinellperidotiten durch eine Reihe kleinerer Vorkommen dieser
Gesteine in alpidisch intensiv deformierten Gesteinen entlang der TL verbunden werden (RC?ST et al. 1978).
Daß möglicherweise nicht nur ein Teil des Gesteinsbestandes der Ivrea-Zone an der IL versetzt wurde, sondern
auch der N-Teil der mit ihr verbundenen Schwereanomalie, zeigt die Arbeit von DEICHMANN et al. (1986, Fig.
14).
Als Konsequenz wird neben dem vielfach beschriebenen variablen Vertikalversatz an der IL (Kap.3) ein dextraler
Horizontalversatz von ca. 180 km für wahrscheinlich gehalten. Ein zweifelsfreier Beweis steht aber nach wie vor
aus.
111
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sind
in
den
Abbildungen von llnks
nach rechts
d.>rgestellt.
Paragenese
Grt-Bt :!: PI, Ms, Qtz
schwache
100.19
100.69
100.96
99.92
100.12
99.54
99.72
100.2
99.89
Summe
Chloritisierung
CaO
PeO
1In0
llgO
SI02
A1203 Ti02
---------------------------------------------------------------------7.1
2. Oll
30.55
9E-2
2.26
20.91
37.2
1. 43
2.62
34.89
38-2
3.06
36.74
21. 92
2.6
2.81
34.19
28-2
2.86
37.04
21. 44
1. 45
2.89
34.41
3.1
21. 23
0
36.84
1. 45
2.99
34.45
3.11
21. 6
0
36.52
1. 14
3.23
33.31
3.32
38-2
22.1
36.41
7.78
2.04
29.78
2.17
28-2
37.04
20.89
7.73
.56
30.64
2.3
37.27
21.64
6E-2
6.83
.92
30.52
6E-2
2.7
37.31
21. 55
X9
-- ----
Profil
------------------
Granatanalysen
Grt-Bt-Ky :!: Krs, Ms, Qtz, PI
Granatanalysen Profil 14-6 Paragenese
---------------- ---- ----Summe
1In0
Cao
PeO
lIgO
A1203 T102
SI02
---------------------------------------------------------------------100.65
3.9
1. 96
33.23
2.72
lE-2
21. 13
37.7
100.13
3.58
2.4
32.76
3E-2
2.88
20.97
37.51
100.86
3.57
2.81
32.02
3E-2
2.93
22.27
37.23
98.99
3.03
3:29
32.01
38-2
3.01
20.69
36.93
100.29
3.32
32.06
3.12
3E-2
3.24
20.62
37.9
99.74
3.36
31. 64
2.7
3.43
20.91
0
37.7
99.43
3.27
2.32
31. 58
2E-2
3.72
20.86
37.66
100.92
3.05
2.05
31:88
2E-2
4.19
21. 63
38.1
99.28
3.01
1. 78
32.05
2E-2
4.28
21. 09
37.05
100.38
3.21
1.6
4.37
31. 51
2E-2
21. 36
38.31
99.83
2.93
1. 16
4.87
31. 44
2E-2
21. 73
37.68
99.95
3.36
31. 37
1
5.36
3E-2
20.57
38.26
99.79
3.64
30.69
.89
5.57
2E-2
20.79
38.19
100.45
3.58
.81
31. 07
3E-2
5.85
20.55
38.56
100.53
3.45
30.57
.73
6.04
3E-2
20.5
39.21
99.93
3.14
.73
29.95
6.32
6E-2
38.13
21.6
100.39
:i.2
30.11
.72
6.36
.11
38.23
21. 66
100.34
3.34
29.5
.73
4E-2
6.25
22.15
38.33
99.43
3.24
29.19
.73
6.57
21.116 2E-2
37.82
100.26
3.14
.71
29.12
6.48
22.117 4E-2
37.9
99.97
3.57
.65
211.23
4E-2
6.55
311.91 22.02
100.97
3.63
.66
6.411
29.11
.2
23.28
37.61
99.65
3.92
.67
29.44
6.16
2E-2
23.12
36.32
100.32
4.24
.74
29.61
1E-2
5.49
23.13
37.1
100.33
.1l4
4
30.51
1E-2
5.13
23.09
36.75
4.411
99.99
1. 13
30.53
2E-2
4.63
36.34
22.86
101. 42
4.23
30.65
1:9
2E-2
4.05
37.411 23.09
100.74
3.61
31.116 2.93
1E-2
3.19
23.59
35.55
100.23
2.83
3.61
32.3
1E-2
2.117
22.39
36.22
100.13
2.011
2. Oll
33.75
3
0
36.16
23.06
99.72
1. 92
3.48
35.35
2.72
22. Oll 4E-2
34.13
Anm. : Analysen
llg
,26
.36
.34
.37
.37
.39
.26
.27
.32
Fp.
2.04
2.33
2.28
2.32
2.32
2.24
2
2.04
2.03
Ca
.6
.12
.22
.12
.12
9E-2
.67
.65
.511
Ti
0
0
0
0
0
0
0
0
0
GRAIATEder Analysengruppe
Al
1. 99
1. 98
2.08
1. 98
1. 94
1. 97
1. 97
2
1. 99
1. 98
2.02
1. 91
1. 93
1.9
1. 88
1. 99
1. 99
2.03
2.02
2.09
2.01
2.12
2.14
2.13
2.14
2.13
2.12
2.21
2.11
2.17
2.13
lIn
.14
.17
.19
.19
.2
.22
.13
38-2
68-2
Al
1. 97
2.06
2.02
2.02
2.05
2.1
1. 97
2.03
2.02
SI
2.98
2.94
2.96
2.97
2.94
2.93
2.97
2.96
2.97
Pyr
8E-2
.12
.11
.12
.12
.13
8E-2
98-2
.1
I3 T2 Z3 012
Pyr
.1
.11
.11
.11
.12
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.14
.16
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.21
.22
.23
.24
.24
.24
.25
.25
.25
.24
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.17
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.11
.1
X3 T2 Z3 012
SI
3.01
3.01
2.95
2.99
3.02
3.01
3.01
3
2.97
3.02
2.98
3.02
3.01
3.02
3.06
2.99
2.911
2.98
2.97
2.94
3.02
2.9
2.116
2.9
2.119
2.118
2.92
2.83
2.9
2.89
2.11
-X4_6:
Grt_Profll_I9:
!In
.26
.24
.24
.22
.21
.18
.15
.13
.12
.1
7E-2
6E-2
5E-2
5E-2
4E-2
4E-2
4E-2
4E-2
4E-2
4E-2
4E-2
4E-2
4E-2
48-2
5E-2
7E-2
.12
.19
.24
.14
.24
Ti
0
0
0
0
0
0
0
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0
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0
0
-0
lE-2
0
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0
0
0
0
0
0
0
Ca
Pe
.16
2.22
.2
2.2
.23
2.12
.26
2.17
2.14
.28
.28
2.11
2.11
.28
.25
2.09
2.15
.25
.27
2.07
2.08
.24
2.07
.28
.3
2.02
2.04
.3
.28
1. 99
.26
1. 96
1. 96
.26
.27
1. 92
.27
1. 91
1. 89
.26
.29
1. 83
1. 811 .3
.33
1. 94
.35
1. 93
.33
2
2.02
.38
.35
2
.3
2.12
2.16
.24
.17
2.26
.16
2.43
llg
.32
.34
.34
.36
.38
.4
.44
.49
.51
.51
.57
.63
.65
.68
.7
.73
.74
. 72
.77
.75
.75
.74
.72
.64
.6
.54
.47
.37
.34
.35
.33
Grt]rofll
GRAllATE
der Analysengruppe
.67
.78
.75
.77
.77
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.65
.611
.67
AlIII
Alm
.75
.73
.72
.72
.71
.71
.7
.7
.7
.7
.7
.68
.66
.66
.66
.65
.65
.65
.63
.64
.62
.63
.64
.65
.67
.67
.611
.71
.72
.77
.76
Grass
.19
4E-2
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.21
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.1
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.1
118-2
58-2
58-2
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6E-2
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1E-2
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Grass
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I
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2.98
3.03
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2.94
3.06
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I
2.96
2.98
2.93
3.01
3.01
2.97
2.98
2.96
3.03
2.95
2.96
3.04
3.02
3.07
3.01
2.99
3
2.95
2.99
2.94
2.91
2.97
3.03
2.96
2.911
3.01
2.94
2.98
2.98
2.92
3.16
4.95
5
4.98
4.99
4.99.
5.03
4.94
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HZ
T+Z
5
4.99
5.03
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5.01
4.99
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5.03
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IV
Granatanalysen Prof Ile X6
Paragenese
Grt-Bt-Sil t Kfs, Ms, PI, Qtz
------------------------SI02
A1203 T102
KgO
FeO
KnO.
GaO
Summe
---------------------------------------------------------------------- Profil X6-7 39.06
18.67
lE-2
2.93
32.45
5.94
1. 45
100.51
39.29
18.44
lE-2
2.87
31. 06
5.81
1. 36
98.84
40.03
18.31
lE-2
3.01
32.05
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1. 61
101. 1
40.58
18.7
1E-2
2.89
30.86
5.82
1. 53
100.3
36.8
19.74
.1
3.04
32.47
6.24
1. 67
100.0
38.84
18.14
lE-2
2.97
32.36
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1. 57
100.1
40.43
18.44
2E-2
2.91
30.56
6.1
1. 38
99.84
39.64
16.14
0
3.14
33.23
6.61
1. 51
100.27
40.32
18.03
0
2.85
31. 66
6.32
1. 43
100.61
41. 4
16.61
2E-2
2.92
30.68
6.15
1. 45
99.23
39.28
18.41
lE-2
2.79
30.97
6.17
1. 52
99.15
39.31
19.22
lE-2
2.92
31. 94
6.3
1.6
101. 3
38.37
19.21
lE-2
2.97
31. 73
6.39
1. 47
100.15
36.87
21. 15
0
2.98
30.76
6.3
1.4
99.46
37.67
19.36
lE-2
2.98
32.32
6.38
1. 47
100.19
42.54
17.64
2E-2
2.74
29.96
5.98
1. 45
100.33
42.27
16.63
0
2.73
29.84
5.92
1. 53
98.92
40.5
17
lE-2
2.86
32.18
5.97
1. 62
100.14
39.6
19.04
lE-2
2.85
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1. 58
100.21
40.73
17.64
2E-2
2.76
31. 31
5.67
1. 32
99.45
----------------------------------------------------------------------- PraHl X6-8 35.96
20.76
2E-2
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31. 62
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1. 29
99.78
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2E-2
2.8
31. 55
7.17
1. 21
100.03
36.32
.21. 45
0
2.88
31. 29
7.69
1. 19
100.82
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20.61
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2.89
31. 46
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1. 21
100.45
36.57
20.08
0
2.91
31. 33
7.89
1. 28
100.06
36.28
21. 08
2E-2
2.91
30.82
7.88
1. 32
100.31
37.13
20.35
4E-2
2.95
31. 67
8
1. 26
101. 4
36.67
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2.21
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2
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2.09
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.34
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.1
.1
.1
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.1
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. 11
.1
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9E-2
.1
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.11
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.13
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.13
.12
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2.01
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2.06
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Al
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SI
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.16
.16
.16
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.13
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.13
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3E-2
3E-2
3E-2
3E-2
3E-2
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3.06
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X
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IV
IV
20.33
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3E-2
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6E-2
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lInO
GaO
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Su•••••
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21. 75 '9E-2
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99.95
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--------------------------------------------------------------------
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------------------------JIgO
FeO
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37.02
37.64
37.72
Granatanalysen Profli UO
Paragenese
Grt- Bt t PI, Ms, Qtz
- -----------------------FeO
lInO
A1203 TI02
J1g0
Summe
S102
CaO
-------------------------------------------------------------------Fe
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2.1
2.18
2.21
2.24
2.21
2.18
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1. 83
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2.1
2.18
2.13
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2.13
2.08
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2.09
2.08
2.03
2.04
2.03
2.03
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2.01
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2
JIg
.26
.3
.31
.29
.28
.32
.47
.18
.18
.17
.33
.33
.29
.28
.22
.34
.25
.3
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.33
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.32
.32
.31
.36
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.3
.29
.26
.26
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.28
.28
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.33
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.35
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.4
.41
.4
.43
.35
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.62
.52
Ca
.24
.24
.24
.23
.24
.24
.23
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.24
.24
.24
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0
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JIg
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.25
.27
.28
. 28
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.2
.17
.16
GRAlfATE
der Analysengruppe
stark diaphthoritisch
Al
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1. 99
2
1. 93
1. 92
1.91
1. 94
2
1. 95
1. 94
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.2
.2
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.21
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.22
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.31
.25
.33
.34
.29
.26
.21
Kn
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.52
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.39
.38
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2.05
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2.08
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2.03
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2.02
2.03
2.05
2.06
2.03
Al
2
1. 97
1. 97
2.07
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2.06
2.03
2.06
2.03
1. 99
2
1. 98
1. 94
Pyr
8E-2
8E-2
8E-2
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9E-2
.1
.11
7E-2
6E-2
5E-2
5E-2
Alm
.68
.69
.72
.71
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.71
.7
.68
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.59
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3
3.02
3
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2.96
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SI
2.98
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.71
.71
.71
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.7
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.68
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N
VI
•...•
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SI02
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berechnete
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Tl02
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!lnO
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19.69
2.19
9.03
19.4
8E-2
0
9E-2
9.44
95.02
4) 36.25
21. 47
5E-2
2.34
33.73
3.07
3.39
0
0
100.3
34.57
19.78
1. 48
9
18.66
6E-2
3E-2
.16
9.12
92.86
5) 36.07
21. 46
6E-2
2.18
34.34
3.22
2.68
0
0
100.01
34.07
19.7
1. 43
9.47
19.17
9E-2
7E-2
.21
9.15
93.36
6) 36.45
21.5
0
2.39
34.63
3.13
2.14
0
0
100.24
35.27
20.65
1.6
9.81
19.87
8E-2
2E-2
.13
8.29
95.72
Fe
2.36
2.29
2.37
2.28
2.33
2.34
.39
.22
.24
.29
.23
.18
Ca
Tl
1E-2
0
0
0
0
0
Na
3E-2
6E-2
2E-2
4E-2
6E-2
3E-2
0
0
0
0
1E-2
0
Ca
Fe
2.25
2.28
2.24
2.15
2.25
2.27
2.22
Ca
.16
.15
.14
.14
.14
.15
.14
Ti
0
0
0
0
0
0
0
Fe
2.49
2.35
2.47
2.42
2.49
2.5
Ti
0
0
0
0
0
0
0
K
1. 62
1. 37
1. 57
1. 67
1.5
1. 47
1.55
Na
1E-2
1E-2
1E-2
2E-2
3E-2
0
3E-2
0
Ca
0
2E-2
0
0
0
0
BIOTITE der Anal ysengruppe
.14
.14
.15
.16
.12
.13
.13
Ca
Pyr
6E-2
.1
.11
9E-2
8E-2
9E-2
Tl
.23
.27
.25
.17
.16
.18
Al
2.06
2.13
2.17
2.11
2.14
2.17
2.14
SI
3
2.95
2.9
3.02
2.95
2.91
2.96
Pyr
8E-2
8E-2
.1
8E-2
8E-2
8E-2
9E-2
Al
.91
.98
1. 07
.92
1. 19
.8
.99
Fe
2.47
2.49
2.61
2.55
2.4
2.82
2.6
Al
.89
1. 21
.72
.95
1. 02
.93
.55
Fe
2.88
2.78
2.98
2.68
2.94
2.96
3.37
BtJhermo_X3:
Al
2.19
2.12
2.12
2.14
2.14
2.08
2.13
Ti
. 17
.17
.15
.19
.13
.18
.16
Pyr
.1
8E-2
.11
.11
.1
9E-2
.11
Alm
.82
.84
.81
.8
.82
.82
.81
Ilg
1.9
l. 63
2
l. 84
1.72
l. 83
2.1
Tl
.21
.19
.24
.25
.18
.2
.19
Iln
1E-2
lE-2
0
1E-2
2E-2
2E-2
2E-2
A2 Y6 28 020 / (OH)4
SI
2.9
2.97
2.95
2.9
2.92
2.95
2.93
Alm
.78
.79
.77
.78
.78
.78
.78
<OH)4
!ln
1E-2
lE-2
2E-2
lE-2
1E-2
1E-2
lE-2
X3 Y2 23 012
2.33 .
2.25
2.33
2.16
2.28
2.11
2.12
Kg
Alm
.77
.76
.77
.74
.76
.77
IOH)4
Iln
1E-2
0
1E-2
0
lE-2
lE-2
Bt_Thermo_X2: A2 Y6 28 020 /
!ln
.2
.2
.21
.21
.22
.22
.19
Mn
7E-2
7E-2
7E-2
7E-2
9E-2
.1
8E-2
Fe
2.38
2.4
2.35
2.38
2.38
2.44
2.37
Kg
2.09
2.08
2.05
2.08
2.19
2.2
Ilg
.29
.23
.32
.33
.31
.27
.32
Ca
2E-2
0
0
0
0
1E-2
1E-2
SI
2.95
2.94
2.93
2.93
2.92
2.94
Grt _TherlllO_X2: X3 Y2 23 012
Al
.86
.91
.89
.99
.9
.96
Grt ThermoJ3:
-
Na
2E-2
lE-2
0
2E-2
0
0
2E-2
Al
1. 99
2.06
2.04
2.04
2.05
2.04
Bt_Thermo_Xl: A2 Y6 28 020 /
Mn
9E-2
.18
8E-2
.21
.22
.21
Grt_TherlllO_Xl: X3 Y2 23 012
GRANATE
der Analysengruppe
K
1. 42
1. 46
1. 23
1. 53
1. 21
1. 62
1. 47
BIOTlTE der Analysengruppe
.25
.24
.31
.24
.24
.26
.27
Kg
GRANATE
der Analysengruppe
..
K
1. 81
1. 78
1. 83
1. 81
1. 81
1. 59
BIOTITE der Ana1ysengruppe
!lg
.21
.3
.36
.28
.26
.28
GRANATE
der Analysengruppe
Al
2.81
2.72
2.79
2.7
2.78
2.76
1.06
Spess
2E-2
2E-2
2E-2
2E-2
3E-2
3E-2
2E-2
Al
2.62
2.74
3.09
2.59
2.79
2.73
2.68
4E-2
4E-2
5E-2
5E-2
4E-2
4E-2
4E-2
Grass
SI
5.38
5.26
4.91
5.41
5.21
5.27
5.32
5E-2
5E-2
4E-2
5E-2
4E-2
5E-2
4E-2
Grass
SI
5.39
5.41
5.35
5.37
5.29
5.3
.12
7E-2
7E-2
9E-2
7E-2
5E-2
Grass
SI
5.19
5.28
5.21
5.3
5.22
5.24
4.94
Spess
6E-2
6E-2
7E-2
7E-2
7E-2
7E-2
6E-2
Al
2.61
2.59
2.65
2.63
2.71
2.7
Spess
2E-2
6E-2
2E-2
6E-2
7E-2
6E-2
A
1. 63
1.4
1. 58
1. 69
1. 53
1. 47
1. 58
X
2.88
2.84
2.89
2.94
2.9
2.94
2.9
A
1. 46
1. 47
1. 23
1. 55
1. 21
1. 63
1.5
X
2.86
2.87
2.9
2.74
2.85
2.9
2.82
A
1. 84
1. 84
1. 85
1. 85
1. 88
1. 62
2
8
8
8
8
8
8
8
2
8
8
8
8
8
8
8
Y+2
5.09
5.09
5.07
5.04
5.06
5.03
5.06
Y
5.89
5.9
6.18
5.83
6.01
5.92
5.88
Y+2
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5.08
5.07
5.13
5.09
5.08
5.1
2
8
8
8
8
8
8
Y+2
4.94
5
4.97
4.97
4.97
4.98
Y
5.68
5.61
5.67
5.66
5.75
5.85
Y
5.89
5.82
5.94
5.73
5.88
5.94
6.23
X
3.06
2.99
3.05
3.06
3.04
3.01
>-
N
0\
t-Paare
X4
Paragenese
Ort-Bt-Ky
t Kr" M" Qtz, PI
A1203
X5
Tl02
--------------
t-Paare
KgO
Paragenese
=
FeO
Temperaturen I Grad C, (P
IInO
Ort-Bt-Ky
6 kbar):
lIa20
M" PI, Qtz
CaO
t Kr"
K20
5ulllll9
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96.1
99.96
96.72
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99.36
94.4
99.95
94.57
100.04
95.21
5umme
X7
Paragenese
/. Grad C:
3.06
11. 26
3.73
11.62
3.04
11. 44
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12
3.63
10.77
4.13
10.88
4.12
10.68
(P
=
4.69
. 16
3.07
.22
4.11
.1
3.53
.11
1. 77
.1
1. 52
6E-2
1. 23
1E-2
0
.28
0
.35
0
.23
0
.36
0
.28
0
.27
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0
6.86
0
6.49
0
6.23
0
6.25
0
7.27
0
6.07
0
7.25
berechnete
Temperaturen I Grad C; (P
=
100.63
96.06
101. 12
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94.28
99.35
93.04
99.77
96.12
100.44
96.88
100.63
96.04
5 kbar) : 575; 571, 525
99.98
96.42
101. 1
93.99
99.4
95.25
5umme
starke Chloritisierung
547, 572, 520, 534, 601, 642, 633
3.5
2E-2
3.73
.29
2.59
3E-2
2.85
0
2.42
6E-2
2.59
lE-2
2.71
~l!-2
Ort-Bt t PI, M" Qtz
6 kbar:
29.41
17.26
29.24
15.69
28.88
15.84
29.1
15.81
33.47
18.63
33.79
18.68
33.69
17.88
TlO2
5102
A1203
lIa20
KgO
FeO
lInO
Cao
K20
-------------------------------------------------------------------------------1) 37.04
23.39
6E-2
28.55
2.16
.68
8.1
0
0
36.28
26.09
.3
7.86
18.28
.12
5E-2
.28
7.16
2) 37.19
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8E-2
2.22
29.53
1. 24
7.29
0
0
30.59
20.32
11. 07
8E-2
.84
25.66
3E-2
0
5.4
3) 36.23
23.35
8E-2
28.73
2.1
.6
8.31
0
0
36.44
20.3
1. 69
20.05
9.71
.17
.36
0
6.53
----------------------
Granat-BlaUt-Paare
Temperl1turen
berechnete
48-2
1. 62
2E-2
1. 19
7E-2
2.02
3E-2
1. 98
0
1.68
.12
1. 78
lE-2
1. 87
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20.71
22.66
21. 69
22.07
20.2
22.63
19.36
20.24
21. 14
21. 76
21. 14
22.99
21. 36
1) 38.25
37.89
2) 38.67
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3) 38.05
38.19
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7) 35.88
36.73
--------------------------------------------------------------------------------
5102
--------
Granat-BlaU
berechnete
5102
A1203
T102
KgO
FeO
1ln0
CaO
lIa20
K20
-------------------------------------------------------------------------------20.75
6E-2
1> 37.2
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3.24
1. 58
0
0
35.18
19.96
2.22
8.6
21.47
.14
28-2
8E-2
6.43
2) 37.45
20.71
4E-2
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33.93
3.17
1. 75
0
0
35.34
20.11
2.54
8.79
21. 14
.14
2E-2
6E-2
8.58
3) 37.12
20.09
5E-2
2.92
34.27
1.91
3.08
0
0
34.64
19.89
2.22
8.41
22.54
.18
6E-2
7E-2
7.35
4) 37.1
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lE-2
2.9
34.75
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0
0
35.24
20.51
1. 85
10.79
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.11
68-2
.3
7.9
5) 36.38
5E-2
20.8
2.78
35.01
3.39
1. 54
0
0
35.1
20.79
1.8
10.86
17.54
.13
2E-2
.33
6
6) 37.07
1E-2
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2.64
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3.22
1. 41
0
0
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1. 75
20.63
10.49
18.27
.14
0
.28
7.97
------------ ----------
Grall4t-Blati
Fe
2.3
2.28
2.33
2.37
2.38
2.3
Ca
.13
.15
.16
.13
.13
.12
Tl
0
0
0
0
0
0
lIa
2E-2
1E-2
2E-2
8E-2
9E-2
8E-2
Fe
1. 94
1.9
1. 93
1. 93
2.24
2.25
2.24
Ca
.29
.31
.22
.24
.2
.22
.23
Tl
0
0
0
0
0
0
0
Analysengruppe
0
0
0
0
0
0
Ca
Na
7E-2
9E-2
6E-2
.1
8E-2
7E-2
5E-2
Fe
1. 88
1. 93
1. 91
1. 32
1. 08
1. 24
K
lIa
7E-2
0
0
BIOTlTE der
Kg
.25
.25
.24
GRANATE
der
1. 27
1.2
1. 16
1. 19
1. 36
1. 51
1. 35
K
Al
1.97
1. 96
1.92
1.9
1. 99
2.03
51
3
3.01
3.01
3.02
2.95
2.98
Pyr
.11
.11
.11
.11
.1
.1
Fe
2.71
2.65
2.87
2.22
2.2
2.28
Kg
1. 94
1. 96
1. 91
2.42
2.43
2.34
Tl
.25
.28
.25
.2
.2
.19
Iln
1E-2
18-2
28-2
18-2
1E-2
lE-2
Al
2.02
2.08
2.07
2.11
1. 91
2.04
2.15
51
3.02
3.01
3.04
3
3.06
2.91
2.85
Pyr
.12
.15
.12
.14
.14
.16
.15
Tl
0
0
0
Ca
0
0
5E-2
Alm
.66
.66
.69
.68
.74
.73
.73
Al
1. 07
1. 22
1.1
.96
1. 01
.97
1. 08
Fe
2.1
1.9
1. 94
1. 97
2.3
2.3
2.19
Kg
2.44
2.51
2.5
<!.67
2.37
2.38
2.33
Tl
.17
.12
.22
.22
.18
.19
.2
Iln
lE-2
2E-2
1E-2
1E-2
lE-2
0
0
Al
2.17
2.17
2.19
51
2.92
2.91
2.89
Pyr
8E-2
8E-2
8E-2
Al
1. 75
.57
1. 01
.. Fe
2.22
3.37
2.5
Kg
1.7
2.59
2.16
Tl
3E-2
9E-2
.18
lIn
lE-2
1E-2
2E-2
Bt_Thermo_X7: A2 Y6 28 020 I (OH)4
IIn
4E-2
8E-2
4E-2
Alm
.65
.67
.65
Bt_Thermo_X5: A2 Y6 28 020 I (Of1>4
IIn
.31
.2
.27
.23
.12
.1
8E-2
Grt_TherlllfJ_X5: X3 Y2 23 012
Al
.88
.85
.85
.95
.97
.98
Ana1ysengruppe
.68
.61
.71
Ca
Alm
.76
.76
.76
.77
.77
.78
Bt _TherlllfJ_X4: A2 Y6 28 020 I (OH)4
IIn
.22
.21
.21
.22
.23
.21
Grt _TherlllfJ_X4: X3 Y2 23 012
A1l41ysengruppe Grt_TherlllfJ_X7: X3 Y2 23 012
Ca
0
4E-2
0
0
0
0
0
BIOTITE der Analysengruppe
Kg
.36
.43
.36
.4
.43
.49
.48
GRAIIATE
der
1. 62
1. 64
1. 43
1. 52
1. 53
1. 52
K
BIOTlTE der Ana1ysengruppe
Kg
.35
.34
.35
.35
.33
.31
GRAIIATE
der Analysengruppe
Al
2.72
3.19
2.56
5pess
lE-2
2E-2
lE-2
Al
2.48
2.49
2.39
2.45
2.66
2.7
2.61
5pess
.1
7E-2
9E-2
8E-2
4E-2
3E-2
2E-2
Al
2.68
2.7
2.72
2.69
2.72
2.66
5pess
7E-2
7E-2
6E-2
7E-2
7E-2
7E-2
51
5.28
4.81
5.44
Grass
.23
.21
.24
51
5.52
5.51
5.61
5.55
5.34
5.3
5.39
9E-2
.1
7E-2
8E-2
6E-2
7E-2
7E-2
Gross
51
5.32
5.3
5.28
5.31
5.28
5.34
4E-2
5E-2
5E-2
48-2
4E-2
4E-2
Gross
A
1. 39
1. 08
1. 29
X
2.85
2.87
2.9
A
1. 34
1. 33
1. 22
1. 29
1. 44
1. 58
1.4
X
2.9
2.84
2.78
2.8
2.99
3.06
3.03
A
1. 64
1. 65
1. 45
1.6
1. 62
1.6
X
3
2.98
3.05
3.07
3.07
2.94
2
8
8
8
8
8
8
2
8
8
8
8
8
8
8
Y
5.71
6.63
5.87
8
8
8
Z
Y+2
5.09
5.08
5.08
Y
5.79
5.77
5.77
5.83
5.87
5.84
5.8
Y+2
5.04
5.09
5.11
5.11
4.97
4.95
5
Y
5.79
5.75
5.9
5.8
5.81
5.8
H2
4.97
4.97
4.93
4.92
4.94
5.01
IV
-.J
t-Paare
A1203
Ti02
19
llgO
Paragenese
FeO
lInO
Cao
Grl-Bl t Pt, Ms, Qlz
lIa20
K20
5 kbar):
.57
.14
.45
.24
.53
.16
.5
.14
.49
.1
0
.14
0
0
0
.16
0
1E-2
0
.11
0
8.93
0
8.36
0
9.15
0
7.37
0
8.51
500: 520: 515: 423: 555
6.72
3E-2
6.9
2E-2
6.78
2H-2
8.76
.12
7.13
2E-2
99.61
93.57
99.81
93.47
99.66
94.23
100.01
95.68
100.09
96.08
Temperaturen
/
Grad Ci
(P
=
5 kbar):
382: 379
berechnete
Temperaturen
/ Grad C: (P
=
5 kbar) : 590: 472; 537: 505
Granat-Biotit-Paare
Xl2 Paragenese
Grl-BI t Pt, Ms, Qlz
slark diaphlhorilisch
----------------------Si02
A1203
Ti02
llgO
FeO
lInO
CaO
lIa20
K20
Summe
-------------------------------------------------------------------------------1) 36.99
20.79
3E-2
2.47
31. 92
5.07
2.92
0
0
100.19
36.3
19.31
.58
9.37
22.31
1. 42
.76
0
6.38
96.43
2) 37.15
21. 5
7E-2
2.07
29.88
3.13
6.08
0
0
99.88
31. 41
19.94
.69
12.77
22.87
.39
.71
3E-2
6.88
95.69
3) 37.46
21. 23
6E-2
2.56
30.95
4.28
3.8
0
0
100.34
37.77
20.4
1. 27
10.29
19.46
.22
0
2E-2
9.28
98.71
4) 37.67
20.84
0
2.19
31. 13
5.5
2.99
0
0
100.32
38.68
21. 24
1. 88
8.94
17.89
.14
.14
.12
8.57
97.6
berechnete
Granat-Biatit-Paare
XlO Paragenese
Grl-Bl t PI, Ms, Qlz
Slark diaphthorilisch
------------ ----------Si02
A1203
Ti02
llgO
FeO
lInO
Cao
lIa20
K20
Summe
-------------------------_..:_---------------------------------------------------1) 38.4
20.72
6E-2
1.34
26.53
5.79
7.52
0
0
100.36
36.5
19.06
1. 31
11. 52
19.09
5E-2
1E-2
7E-2
7.61
95.22
2) 38.03
20.91
1E-2
1. 39
28.21
4.37
7.59
0
0
100.51
29.3
20.99
.74
13.65
23
.13
8E-2
0
5.68
93.57
=
29.77
18.21
29.95
18.68
28.91
18.03
28.66
16.97
29.17
19.57
Temperaturen I Grad C; (P
2.47
10.96
2.5
10.56
2.62
11. 27
2.1
12.28
2.4
9.73
berechnete
2E-2
1.4
5E-2
1.58
5E-2
1. 49
.12
1. 23
6E-2
1. 22
24.28
18.43
25.06
18.35
24.23
18.79
23.91
19.64
23.88
18.76
1) 35.78
35.33
2) 34.9
35.68
3) 36.54
35.16
4) 35.96
37.92
5) 36.96
38.06
Summe
schwache Chlorilisierung
--------------------------------------------------------------------------------
Si02
----------------------
Granat-Biatl
Fe
1. 98
1. 99
1. 91
1.9
1. 92
Ca
.57
.58
.57
.74
.6
Ti
0
0
0
0
0
lIa
4E-2
0
4E-2
0
3E-2
Ca
0
0
0
1E-2
0
Fe
1. 76
1. 88
Ca
.64
.64
Ti
0
0
lIa
2E-2
0
Fe
2.15
2
2.07
2.09
Ca
.25
.52
.32
.25
Ti
0
0
0
0
lIa
0
0
0
3E-2
beginnende
K
1. 22
1.35
1. 72
1. 58
Anm:
Fe
2.34
2.4
2.3
2.08
2.43
Al
1. 94
1. 96
Pyr
.1
.1
.1
8E-2
9E-2
Ti
.16
.18
.17
.13
.13
Pyr
5E-2
5E-2
Alm
.68
.68
.67
.65
.67
Alm
.59
.63
<OH)4
!In
lE-2
3E-2
2E-2
lE-2
lE-2
13 Y2 Z3 012
Si
3.05
3.03
llg
2.51
2.42
2.57
2.68
2.16
A2 Y6 Z8 020 /
Si
2.84
2.77
2.88
2.85
2.91
Al
.83
.47
llg
2.57
3.19
Ti
.14
8E-2
!In
0
lE-2
Al
1. 97
2.03
2
1. 97
Al
.87
.45
.98
1. 22
des Bt
Fe
2.8
2.94
2.36
2.16
Pyr
9E-2
8E-2
.1
8E-2
Ti
6E-2
7E-2
.13
.2
!In
.18
5E-2
2E-2
lE-2
A2 Y6 Z8 020/
Si
2.98
2.97
2.99
3.02
llg
2.1
2.93
2.23
1. 93
Bt_Thermo_Xl2:
!In
.34
.21
.29
.37
Grt_Ther.., _X12: X3 Y2 Z3 012
des Bt
Fe
2.39
3.01
(OH)4
Alm
.7
.67
.69
.7
Spess
.11
7E-2
9E-2
.12
Al
2.53
3.41
Spess
.13
9E-2
Al
2.57
2.52
2.63
2.44
2.33
8E-2
.17
.1
8E-2
Grass
Si
5.47
4.59
.21
.21
Grass
Si
5.43
5.48
5.37
5.56
5.67
.19
.2
.2
.25
.21
Grass
Si
5.45
4.83
5.49
5.6
Spess
lE-2
lE-2
lE-2
lE-2
lE-2
Al
2.55
3.17
2.51
2.4
Bt_Thermo_Xl 0: A2 Y6 Z8 020 / <OH)4
lIn
.39
.29
Grt _Ther"'JI0:
Al
.77
.8
.75
.95
.96
Chlaritisierung
Ca
.12
.11
0
2E-2
BIOTlTE der Ana1ysengruppe
llg
.29
.24
.3
.26
Al
2.27
2.35
2.25
2.23
2.21
Bt_Ther..,_X9:
lIn
3E-2
3E-2
3E-2
3E-2
3E-2
Grt _Ther.., _X9: X3 Y2 Z3 012
Chlori tlsierung
Ca
0
lE-2
GRAIIATE
der Analysengruppe
Anm: beginnende
K
1. 45
1. 13
BIOTITE der Analysengruppe
llg
.15
.16
GRAIIATE
der Analysengruppe
K
1. 75
1. 63
1. 78
1. 38
1. 61
BIOTlTE der Analysengruppe
llg
.29
.29
.3
.24
.28
GRAIIATE
der Analysengruppe
A
1. 34
1. 46
1.72
1. 63
X
3.03
2.97
2.98
2.97
A
1. 47
1. 14
X
2.94
2.97
A
1. 79
1. 63
1. 82
1. 39
1. 64
I
2.87
2.89
2.81
2.91
2.83
Z
8
8
8
8
8
Z
8
8
Y
6.01
6.44
5.72
5.52
Z
8
8
8
8
HZ
4.95
5
4.99
4.99
Y
5.93
6.76
Y+Z
4.99
4.99
Y
5.79
5.83
5.81
5.85
5.69
Y+Z
5.11
5.12
5.13
5.08
5.12
•...
N
00
Si02
A1203
Ti02
lIgO
lInO
25.26
25.63
24.83
24.56
26.55
30.43
36.7
29.83
25.71
25.86
23.6
24.98
28.53
28.72
25.93
25.92
FeO
lE-2
0
2E-2
.3
.29
im S-Block
Plagioklasanalysen
----------------------------lIgO
A1203
Ti02
Si02
Al
Ca
lIa
K
Si
6E-2
.12
.61
5E-2
3E-2
0
2E-2
.15
.25
.51
.31
.17
.12
3E-2
.13
7E-2
2E-2
0
2E-2
0
2E-2
0
2E-2
0
.11
7E-2
8E-2
0
0
5E-2
4E-2
0
0••
in Spuren
.86
.87
.86
.74
.72
.13
.14
.13
.25
.25
1. 24
1. 22
1. 22
1. 34
1. 33
2.78
2.80
2.80
2.68
2.68
Fe,
!In,
Fe,
Fe,
Fe
lIg, !In, Ti
Ti
!In, Ti
lIg, lIn, Ti
Na
.64
.67
.73
.61
0
.01
.05
.06
Ca
Si
2.67
2.71
2.69
2.64
Al
1. 36
1. 32
1. 35
1. 38
2E-2
.11
.49
.2
2E-2
0
0
.46
.43
1. 04
3.35
.35
4E-2
lE-2
9E-2
2E-2
.29
.24
.20
.24
SIllIlllI!
89.72
68.41
89.45
88.31
88.01
90.66
91. 55
91
89.19
86.34
89.44
90.97
90.18
89.32
90.08
90.24
0••
86
86
86
75
74
Summe
13
13
13
25
26
0
1
5
6
Fe
lIg, I!n
Fe, lIg, !In
Fe
Fe,
69
73
74
67
31
26
20
26
Or Ab An
99.93
99.96
99.73
99.85
in Spuren
7E-2
.13
.99
1. 22
--- ---------
K20
1
1
1
0
0
-----------
Or Ab An
------------ -------------------------------------------------------------------
K
Plagioklasana lysen in lIyloni ten der PL
-------------------------------------lInO
lIa20
CaO
lIgO
FeO
Si02
Al203
Ti02
----- ---- -- --------- -------- --- -----------------------------------7.47
6.09
.16
0
60.21
25.93
0
0
7.82
5.07
3E-2
lE-2
.16
61. 41
25.33
0
8.43
.12
4.18
60.23
7E-2
.11
25.6
0
7.09
5.06
7E-2
.1
59.28
26.36
2E-2
.65
.01
.01
.01
0
0
K20
Summe
lIa20
K20
lInO
CaO
-----------------------------------100.26
10.06
.12
lE-2
2.85
100.26
.13
2.87
10.15
lE-2
100.33
.12
2E-2
2.8
10.12
7E-2
100.46
5E-2
5.2
8.58
7E-2
99.9
8.34
.1
5.42
.24
.15
.15
.18
.11
.96
1.15
.7
1. 45
8E-2
.11
.26
.41
.37
.31
.33
lIa20
------------------------------
Cao
--------------------------------------------------------------------
4E-2
0
0
lE-2
5E-2
3E-2
2E-2
3E-2
lE-2
2E-2
23.95
23.48
23.57
25.65
25.38
63.19
63.6
63.65
60.59
60.23
--------------------------------------------
22.89
20.93
21. 6
21. 52
19.71
21. 25
22.49
20.74
21. 97
20.09
20.08
21. 55
21. 9
21. 86
21. 8
21. 69
15.35
14.96
14.51
15.69
14.7
12.32
6.75
11. 82
12.48
5.62
7.29
15.27
13.7
13.08
15.39
15.05
25.75
26.44
26.9
26.07
26.83
25.63
24.32
27.25
26.72
31
33.89
28.33
25.44
25.17
26.3
27.1
.13
7E-2
.14
4E-2
4E-2
7E-2
.1
.25
7E-2
2.07
.73
6E-2
4E-2
3E-2
9E-2
6E-2
--------------------------------------------------
FeO
in lIyloni ten der PL
-----------------------------------
Chlori tanalysen
It
,";okS;"
UUU"
++++++++++++++++++++++++++++++++++++++++++++++++++++"
700 DEFine PROCedure daten ok
710 INPUT"*UU**
Daten ok (ja/nein)
720 IF okS="nein" : GO TO 120
730 ENDDEFine
PRIllT
PR I IT
680
690
100 RElIark *** Granat-Plagioklas-Barometer
nach POVELL& HOLLAID1988 ***
110 RElIark --J.metaD.geol.,
6, 173-204 --120 WIIIDOW
11, 480,180,16,20
: CLS12 : CLS
130 plagioklas_eingeben
140 granat eingeben
150 daten ok
160 moleniirUche berechnen
170 T_eingeben 180 akt i vi tlIten berechnen
190 K berechnen200 D~uck berechnen
210 DEFine PROCedure plagioklas_eingeben
220 PRIllT" ******nnnn*nn***nnn*nn**nn*n*nn*nn"
230 PRIllT
240 PRIllT" ****
GRAIIAT-PLAGIOKLAS-BAROlIllTRIE
nn"
250 PRIIT
260 PRIllT" n***nnnn*n*nn*nnn*nnnn****n***nnn"
270 PRIIT
280 IIPUT "PlagioUaszusammensetzung
eingeben!
== An=";An;"
Ab="; Ab;"
Or="; Or
290 EID DEFine
300 DEFine PROCedure granat_eingeben
310 PRillT
320
IIPUT ItGranatzusammensetzung
eingeben
== Pyr="; Pyr;"
Alm=" i Alm
330 IIPOT"
== Gros="; Gros;"
Spes="; Spes
340 EID DEFine
350 DEFine PROCedure molenbrUche berechnen
360 Xan=AnI(An+Ab+Or)
370 X=(Gros+Pyr+Alm+Spes): Igr=GroslX : Ipyr=Pyr/X
XalllFAlmiX
380 PRIIT "+++ folgende 1IoienbrUche wurden berechnet
: +++"
390 PRIIT
400 PRIIT "Xan = "; Xan;"
Xgr = "; Xgr
410 EID DEFine
420 DEFine PROCedure T_eingeben
430 PRIllT
440 IIPUT "T in Grad C eingeben!
";T : T=T+273
450 R=1.986
460 EID DEFine
470 DEFine PROCedure aktivitllten
berechnen
480 Mn= « <l+Xan) "2Uan)/4)
* HXP« (l-Xan) "2/(R*T»* (2050+9392*Xan»
490 Ggr= EXP«3300-1. 5*T) *<Xpyr"2+Xpyr*Xalm)/ (R*T»
500 Agr= Xgr*Ggr
510 PRillT
520 PRIIT "*n* folgende Aktivitllten
wurden berechnet
nu"
530 PRIllT "Aan = "'Aan'"
Agr = ";Agr
540 EID DEFine
'
,
550 DEFine PROCedure K_berechnen
560 K = (Aan/Agr) '3
570 EID DEFine
580 DEFine PROCedure Druck berechnen
590 Psil = -6110 + 21.65*T - 1.33*T*LIl(K)
600 Psll= INT(Psilll00+. 5): Psll=Psll/10
610 Pky = -4640 + 21.74*T - 1.61*T*LIl(K)
620 Pky=IIlT(Pky/l00+.5)
: Pky=Pky/l0
630 PRIIT
640 PRIIT "Druck bei Gegenwart von Sillimanit
: ** ";Psll;"
U"
650 PRIIT "Druck bei Gegenwart von
Kyanit
: n "; Pky;"
U"
660 INPUT" Andere Temperaturabscblltzung
(ja/nein)
, "; TS
670 IF TS="ja" : GO TO 170
PIAZ
'88
'51, '53
10 km
eigene Aufnahmen
Y.SEIDLEIN
DAL
1936, '48, '52, '53, '54
ANDREATTA
Quellen:
-geologische
E'CAMPO-
5
N
Übersicht
KRISTALLIN
•....
o
w
1620000
Mylonite
Typ 2, spröd-
duktil
Mylon ite Typ 1, i,w, duktil
noch GAUSS-80AGA
'SS
[Z]
Koordinoten
Gl
630
Rumo
Tonale
TL
Peio
PL
RL
Judicarien
JL
Peio
Puster 101
Tonoie
Jl
Pl
Pul
Tl
- Linie
-
Judic:arien
B
R
640
Adomello
Bergeil
Rieserferner
A
-l
inie
-Intrusion
..•
-- -- --
Städte
•
Adamello
- Tonal it
Tonale - Peio - Ulten - Ser i e
Paragneise
660
1120000
N' der Peio-Linie
Berggipfel
6.
Quarzphyllite
D--
---------
-----------------
------tillillill
.•.
650
Pässe
11
~Flüsse
-v.>
132
E'CAMPO-
KRISTALLIN
N
Quellen:
ANDREATTA
1936, '''8, 'S2, 'S3, 'S"
OAl PIAZ 'SI, 'S3
•. SEIDLEIN '88
eigene
Aufnahmen
s
---===---==~-~--==---==
10km
Pso, ~eql Tona.!J>': .
"-
.::::::====- --: -::. :. - - -
E
Engodi".,. f.nlo'.r
Tf
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A
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-
B
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•
R
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JL
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Pl
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TL
Tonale
GZ
'620000
Koordinoten
-l,n,!!,
II
nath
GAUSS-
80AGA
630
640
650
133
HAUPTFOLIATIONEN
UN.D
LINEATIONEN IN MYLONITEN
s
L
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m,.
l.ot
B •. 7.01
11 •.
7.0'
•
•
>10.0t
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1.0'
> 10.0 t
PL
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(pro
1.0'
dullalbkllq.UUcllel
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1.0t
•••
7.01
•
(pro
45$
1.0'
d••. MaiblNq'dtUcha)
.:>
•••
>10.0t
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1.01
7.01
•
>10.01
•
-60.7'
TL
•
_40.0\
(pro
Li"
1.0t
••.
l.ot
1.0'
,brllalbl<wJdtU..,ha)
30
51
Foliationen
(S umrandet,
A
5'20000
660
I
I
B
C
0
S
und Lineationen
Abstufung
775
26 L
47L
23 L
21S
9L
51
87
S
in Teilbereichen
1,3,5,7
E
F
G
H
der PL
%)
915
515
445
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)9 L
16 L
18 L
n_27
134
QUARZ-C-TEXTUREN
•
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2.0t
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],01
IN MYLONITEN
Details und Diskuuion siehe Kap. 7
H
Sammeldiagramm
PL
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135
E'CAMPO-
KRISTALLIN
N
Quellen:
ANDREATT A
1936, '48, '52, '53, '54
DAL PIAZ
'51,'53
SEIDLEIN '88
y,
eigene
Aufnahmen
----1--
5
10km
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51
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P. TreseorO
30
51
E
TF
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-Intru,ion
Judicorien
-
Pl
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Tonale
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51
"88
630
'620000
Koordinaten
Adomello
Bergeil
IIjese<fern~
nach GAUSS-
640
BOAGA
BI ~
1.0'
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2.0'
•
~ J,o'
...J ....
Sammeldiagramm
Tl
650
660
20000
SEIDLEIN '88
'51. '53
s
-+-__
N
10km
-----
eigene Aufnahmen__
Y.
DA l PIAZ
1936, ',(8, '52, '53, '5,(
ANDREATTA
Quellen:
- Probenahmepunkte
-
*
-----
•
E'CAMPO - KRISTALLIN
/'
ema. Sterna;
t1
MSA - Probe
Mikrosondensehliff
Sehliffprofil
Gesteinsdünnsehliff
l::.
-
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P.o~;.
nath GAUSS- BOAGA
'620000
~-_:-:-::
Koordinat.n
l::.
M.Tonal.
P. Tr••••. o
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630
~ ..- ~
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Tau.rnfen,ter
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JudicOfien
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Jl
PL
Pul
TL
640
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8
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AdomeHo
8e,~11
A
•
EngodtnH Fe",I.,
E
650
660
5'20000
138
FOTOTAFELN:
Tafel 1
Peio-Linie
Fig. I: Kaltdeformierte
Quarzlage in Protomylonit der PL, Pso. Cercen. Schnitt parallel L, gekreuzte Polarisatoren
Fig. 2: Umwandlung von Ky zu Ser in Protomylonit der PL; F. Montozzo
Fig. 3: Protomylonit der PL (F. Montozzo). Schnitt parallel L, gekreuzte Polarisatoren. Antithetische Abschiebungen (F) in Hellglimmerklasten dokumentieren sinistrale Scherung
Fig. 4: Anlage von Dehnungsschieferung (ecc) in Mylonit der PL (F. Montozzo). Schnitt parallel L, parallele Polarisatoren. Die Relation zwischen Sund ecc belegt sinistrale Scherung; finite Dehnung zerbrochener Granate
parallel L
Tafel 2
Peio-Linie
Fig. I: Synmylonitische Falten und Schrägquarzregelung in Ultramylonit der PL (F. Montozzo). Schnitt parallel L,
gekreuzte Polarisatoren. Faltenvergenz und Schrägquarzgefüge zeigen sinistralen Schersinn; scheinbare
Umkehr des Bewegungssinnes an spät intrudiertem Quarzgang.
Fig. 2: Detail des oben gezeigten Schrägquarzgefüges; die Matrix um die Quarzlage besteht aus Ser und ChI.
Fig. 3: Gleiches Gestein wie vorstehend. Sinistral versetzter, synmylonitisch gebildeter Ce-Gang in Ultramylonit
der PL (F. Montozzo). Schnitt parallel L, gekreuzte Polarisatoren
Fig. 4: Gleiches Gestein wie vorstehend. Sinistral zerscherter
Montozzo); Schnitt parallel L, gekreuzte Polarisatoren.
Hellglimmerklast
in Ultramylonit
der PL (F.
Tafel 3
Peio-Linie
Fig. 1: Gleiches Gestein wie vorstehend. Schwache Anlage einer Chi-dekorierten neuen Schieferung (sf) in Ultramylonit der PL (F. Montozzo); Schnitt senkrecht L, parallele Polarisatoren. Das Gefüge zeigt NNW-gerichtete Einengungen an. "X" kennzeichnet den Anschnitt einer sheath fold.
Fig. 2: S-C-Relationen und die Beziehungen asymmetrischer Druckschatten um Granate zu den C-Flächen in
einem Ultramylonit der PL (S' des Rabbijoches) belegen sinistrale Scherung. Die Gesteinsmatrix besteht aus
Ser, Chi und Qtz. Schnitt parallel L, gekreuzte Polarisatoren.
Fig. 3: Ultramylonit der PL (S' des Rabbijoches), Schnitt parallel L, gekreuzte Polarisatoren. Synmylonitische, spät
gebildete Ce-Gänge werden boudiniert und sinistral rotiert.
Fig. 4: Ultramylonit der PL SW' der F. Montozzo; Schnitt parallel L, parallele Polarisatoren. Die Beziehung zwischen Sund Dehnungsschieferung (ecc) zeigt sinistrale Scherung an. Das Gesteinsgefüge und der variable
Rekristallisationsgrad der Matrix zu feinstkörnigem Ser und Chi sowie die unterschiedlich deutliche Einregelung der Fsp- und Glimmerklasten deuten auf eine Entstehung aus Pseudotachyliten hin.
139
Tafel 4
Peio-Linie
Fig. I: Ultramylonit der PL (Breitbühel, E' von St. Gertraud i. Ultental); Schnitt parallel L, gekreuzte Polarisatoren. Die Zweiteilung der kristallographischen Orientierung im Quarzband läßt sich als Folge einer isoklinalen Verfaltung deuten. Am oberen Bildrand Längsschnitt durch eine weitere intrafoliale Falte; deren
Schrägquarzregelung
bezeugt sinistrale Scherung.
Fig. 2: Ultramylonit der PL (Breitbühel); Schnitt senkrecht L, gekreuzte Polarisatoren. Die Anlage einer ChI-dekorierten zweiten Schieferung in dem aus feinstkörnigen Qtz, Ab, Ser und ChI bestehenden Gestein spricht
für NW-gerichtete
Fig. 3: Ultramylonit
Einengungen.
der PL (Breitbühel); Schnitt parallel L, gekreuzte Polarisatoren.
Bildung von Czo aus Grt und
Cc.
Fig. 4: Pseudotachylit (Pt) der PL, SW' der F. Montozzo; Schnitt parallel L, parallele Polarisatoren. Anlage listrischer Abschiebungen, die eine Dehnung des Gesteins parallel L ermöglichen. Die Fsp-Klasten zeigen
unterschiedlich deutliche Einregelungen, und auch der Rekristallisationsgrad der bräunlichen Gesteinsmatrix
zu Ser und ChI (mit dem Röntgendiffraktometer
bestimmt) ist im Schliffbereich variabel. Er geht mit der
Anlage einer Foliation einher.
Tafel 5
Peio-Linie
Fig. 1: Cc-Gänge
(dunkel; angefärbt
mit Alizarinrot-S)
durchschlagen
einen kataklastisch
deformierten
Dol-Mar-
mor an der PL; parallele Polarisatoren
Tonale-Linie
Fig. 2: Mylonit der TL; Schnitt parallel L, gekreuzte Polarisatoren. Mehrfach verfaltete Qtz-Bänder in einer aus
feinkörnigem Bt, Ser und ChI bestehenden Gesteinsmatrix. Die Schrägquarzregelung spricht für dextrale
Scherung.
Fig. 3: Stavel-Gneis an der Tl; Schnitt parallel L, gekreuzte Polarisatoren. Dynamisch rekristallisiertes
getempertes polygonales Quarzpflaster um aufgebrochene Fsp-Klasten; Bruchrisse geöffnet
verheilt. Die Geometrie spricht für Öffnung bei dextraler Rotation.
und schwach
und mit Qtz
Fig. 4: Stavel-Gneis an der TL (Val Piana, S' des Val di Peio); Schnitt senkrecht L, gekreuzte Polarisatoren.
Bezüglich der S-Fläche (Verlauf von links oben nach rechts unten) symmetrische Fältelungen kompetenter
Quarzlagen in feinkörniger Ser-Chl-Matrix. Faltenachsen parallel zur Lineation.
140
Tafel 6
Tonale- Linie
Fig. I: Gleiches Gestein wie vorher; Schnitt parallel L, gekreuzte Polarisatoren. Falten mit deutlich dextraler Vergenz und finite Streckung von Fsp-Klasten.
Fig. 2: Glimmerreicher Mylonit der TL (Val Piana, S' des Val di Peio); Schnitt senkrecht L, gekreuzte Polarisatoren. Offene Fältelungen mit B-Achsen parallel zur Streckungslineation des Gesteins.
Fig. 3: Gleiches Gestein wie vorstehend; Schnitt parallel L, gekreuzte Polarisatoren. Finite Streckung von Fsp-Klasten parallel zur Lineation; spitzwinklig zu S verlaufende C-Flächen zeigen dextrale Scherung.
Fig. 4: Quarzreicher Mylonit der TL E' des Tonalepasses; Schnitt parallel L, gekreuzte Polarisatoren. Die Relation
von Schrägquarzregelung zu Ser-belegten C-Flächen belegt dextrale Scherung.
Tafel 7
Tonale- Linie
Fig. I: Adamello- Tonalit E' des Tonalepasses; gekreuzte Polarisatoren. Die Anlage einer deutlichen Foliation (S) in
quarzreichen Partien bezeugt die tektonische Überprägung des Gesteins.
Fig. 2: Topas-Idioblast in einem Quarzgang im Kontaktbereich des Adamello-Plutons; Wirtsgestein ist ein Ostalpiner St-Grt-Gli-Gneis. Die Mineralisation erfolgte konkordant zu den S-Flächen.
Fig. 3: Dol-Boudins (hell) in synmylonisch rekristallisiertem Cc-Marmor der TL E' des Pso. Tonale; parallele Polarisatoren
Judicarienlinie
Fig. 4: Mylonitischer Gneis an der JL (Kirchbachtal, Proveis); Schnitt senkrecht L, parallele Polarisatoren.
Pseudotachylitbildung (Pt) in kataklastischer Scherzone; die Überschiebung des Pseudotachylitbandes ist eine
Folge aufschiebender Bewegungen an der JL.
Tafel 8
Judicarienlinie
Fig. I: Mylonitischer Gneis der JL (Val Lavazze/Proveis); gekreuzte Polarisatoren. Offene Verfaltung und kataklastische Deformation von Quarzlagen; einsetzende Korngrenzrekristallisation des Quarzes. Weitgehende
Rekristallisation der Glimmer zu einem feinen Filz aus Ser und ChI; Serizitisierung der Feldspäte.
Fig. 2: Protomylonitischer Gneis der JL (Val Lavazze); Schnitt senkrecht L, parallele Polarisatoren. Mikroüberschiebungen belegen ESE-gerichtete Aufschiebungen an der JL.
Fig. 3: Mylonit der JL (Kornigi, NE' von Proveis); Schnitt senkrecht L, parallele Polarisatoren. Anlage konjugierter
shear-bands. Die stärker ausgeprägte Richtung (a) spricht für (bezügI. des Bildausschnittes) dextralen
Transport, was Aufschiebungen an der JL entspricht.
Fig. 4: "Mylonit"/Kataklasit der JL (Kirchbachtal/Proveis); Schnitt senkrecht L, parallele Polarisatoren. Weitgehend
ungeregelte PI-und Qtz-Klasten in feinkörniger Ser-Chl-Matrix; undeutliche Anlage einer Foliation parallel
zur Bildlängsseite.
141
Tafel 9
Judicarienlinie
Fig. I: Duktil deformierter Mylonit der JL (Kornigi, NE' von Proveis); Schnitt parallel L, gekreuzte Polarisatoren.
Vollständige dynamische Rekristallisation der Quarzlagen; asymmetrische shear bands sprechen für sinistrale
Scherung
Fig. 2: Gleiches Gestein wie vorstehend; Schnitt senkrecht L, parallele Polarisatoren.
Fig. 3: Südalpiner Kalkstein an der JL (Alta Guardia); Schnitt parallel L, gekreuzte Polarisatoren. Feinkörniger
Kalklutit mit erkennbaren Bioklasten; drei Generationen von Ce-Gängen (a, b, c) werden infolge sinistraler
Bewegungen an der JL progressiv rotiert.
Rumo-Linie
Fig. 4: Protomylonitischer Gneis der Rumo-Linie SW' des Val di Bresimo; Schnitt parallel L, gekreuzte Polarisatoren. Kataklastische Scherzone mit Pseudotachylitbildung; Spröddeformation von Qtz und Fsp sowie Rekristallisation der Phyllosilikate zu feinkörnigem Ser und ChI.
Tafel 10
Kristallin N' der PL
Fig. I: Feinkörniger Zweiglimmer-Gneis
N' der PL (Val Montozzo, SW' von Peio); Schnitt parallel L, gekreuzte
Polarisatoren
Fig. 2: Gleiches Gestein wie vorstehend; Schnitt senkrecht L, gekreuzte Polarisatoren. Knickfalten mit Faltenachsen
parallel zur Streckungslineation.
Fig. 3: Lepidoblastischer Grt-Chl-Ms-Gneis N' der PL (Pso. Cercen); Schnitt parallel L, gekreuzte Polarisatoren.
Asymmetrische Kleinfalten mit Transport parallel L, sinistraler Bewegungssinn.
Fig. 4: Gleiches Gestein und gleiche Schnittlage wie vorstehend; parallele Polarisatoren.
Tafel 11
Kristallin N' der PL
Fig. I: Präalpiner St-Idioblast in St-Grt-Gli-Gneis N' der PL (W' von Al Fontanino, Val di Rabbi); gekreuzte
Polarisatoren. Randliehe retrograde Umwandlung des St zu Ser; eingeschlossene Erzspindeln (Ilm ?) zeigen
eine überwachsene alte Foliation.
Fig. 2: Feinkörniger Grt-Amph-Gneis N' der PL (L. Corvo, N' des Rabbijoches); Schnitt parallel L, parallele
Polarisatoren. Die Amphibolprismen sind mit ihren Längsachsen parallel zur Gesteinslineation geregelt.
Kristallin S' der PL
Fig. 3: Paragenese Grt-Kfs-Ky
Fig. 4: Paragenese Grt-Ky-St
in grobkörnigem Gneis S' der PL (Ilmenspitze); parallele Polarisatoren
in grobkörnigem Gneis S' der PL (S' des Pso. Cercen); gekreuzte Polarisatoren
142
Tafel 12
Kristallin S' der PL
Fig. 1: Überwachsung idiomorpher Granate durch Albit/Oligoklas-Blasten
(Karspitze S' des Rabbijoches).
Fig. 2: Andalusitwachstum in Sil-Fibrolithen
di Bresimo); parallele Polarisatoren.
Fig. 3: St-Überwachsung
satoren
Fig. 4: Crd-Idioblast
in Sil-Grt-Bt-Gneis
um Grt in Ky-St-Grt-Gneis
in grobkörnigem
in Zweiglimmer-Fsp-Gneis
S' der PL (zentrales Ultenkristallin.
S' der PL
SW: des Val
S' der PL (Val Lavazze. SW' von Proveis); parallele Polari-
Gneis S' der PL (Ilmenspitze); gekreuzte Polarisatoren.
Tafel 13
Kristallin S' der PL
Fig. 1: Orientierte Qtz-Kfs-PLgekreuzte Polarisatoren
Verwachsung
in granatführendem
granoblastischem
Fig. 2: Gleiches Gestein wie vorhergehend; Wachstum von Ms-Idioblasten
Scherzone in granoblastischem Gneis; gekreuzte Polarisatoren.
Fig. 3: Andalusitwachstum
larisatoren.
auf Kosten von Ky in St-Ky-Zweiglimmergneis
Gneis S' der PL (Ilmenspitze);
im Bereich einer feinkörnigen
hT-
S' der PL (Pso. Cercen); gekreuzte Po-
E
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11:
12:
13:
14:
15:
16:
17:
18:
19:
20:
21:
22:
23:
24:
25:
26:
27:
28:
29:
30:
ARBEITEN
ZUR GEOLOGIE
UND PALÄONTOLOGIE
GROOS, Helga (1969): Mitteldevonische Ostracoden zwischen Ruhr und Sieg (Rechts rheinisches Schiefergebirge). - 110 S., 48 Abb., 3 Tab., 20 TaL, 8 Beil.
DM 12,50
GRIMM, Arnulf (1969): Die Grundwasserverhältnisse
im Raum Kassel (Nordhessen) unter besonderer
Berücksichtigung der Hydrochemie. - 143 S., 23 Abb., 8 Tab., I TaL, 21 Beil.
DM 20,00
FÜTTERER, Dieter (1969): Die Sedimente der nördlichen Adria vor der Küste Istriens. - 57 S., 25 Abb.
DM 6,60
GEISSLER, Horst (1969): Zur Stratigraphie und Fazies der Finnentroper Schichten sowie zur Ökologie ihrer
Fauna (Mittlere Givet-Stufe, nordöstliches Sauerland, Rheinisches Schiefergebirge). - 67 S., 31 Abb., 4
Tab., I TaL
DM 11,20
H. MARTIN-Festschrift
(1970): VIII + 166 S., 41 Abb., 4 Tab., II TaL
DM 20,00
SCHMIDT, Albert (1970): Geologische und petrologische Untersuchungen im Grenzbereich Weiler Schiefer/Gneis von Urbeis (Schuppenzone von Lubine/Vogesen). - 31 S., 6 Abb., 2 TaL
DM 6,80
PA UL, Josef (1970): Sedimentgeologische Untersuchungen im Limski kanal und vor der istrischen Küste
(nördliche Adria). - 75 S., 43 Abb., 25 Tab.
DM 10,80
DANIELS, Curt H. v. (1970): Quantitative ökologische Analyse der zeitlichen und räumlichen Verteilung
rezenter Foraminiferen im Limski kanal bei Rovinj (nördliche Adria). - 109 S., 8 TaL
DM 16,00
JAHNKE, Hans (1971): Fauna und Alter der Erbslochgrauwacke (Brachiopoden und Trilobiten, UnterDevon, Rheinisches Schiefergebirge und Harz). - 105 S., 50 Abb., II TaL
DM 18,40
EDER, Wolfgang (1971 ): Riff-nahe detritische Kalke bei Balve im Rheinischen Schiefergebirge (MitteIDevon, Garbecker Kalk). - 66 S., 14 Abb., 6 Tab., 5 TaL
DM 11,60
AHRENDT, Hans (1972): Zur Stratigraphie, Petrographie und zum tektonischen Aufbau der Canavese-Zone
und ihrer Lage zur Insubrischen Linie zwischen Biella und Cuorgne (Norditalien). - 89 S., 38 Abb., 4
. TaL, 7 Beil.
DM 18,00
LANGENSTRASSEN, Frank (1972): Zur Fazies und Stratigraphie der Eifel-Stufe im östlichen Sauerland
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DM 18,40
UFFENORDE, Henning (1972): Ökologie und jahreszeitliche Verteilung rezenter benthonischer Ostracoden
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DM 18,80
GROOTE-BIDLINGMAIER,
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DM 15,20
FAUPEL, Jürgen (1974): Geologisch-mineralogische
Untersuchungen
am Donkerhoek-Granit
(KaribibDistrict, Südwestafrika). - 95 S., 48 Abb., 8 Tab., 2 Beil.
DM 17,20
ENGEL, Wolfgang (1974): Sedimentologische
Untersuchungen
im Flysch des Beckens von Ajdovscina(Slowenien). - 65 S., lI Abb., I Tab., 3 TaL
DM 14,40
FAUPEL, Myrsini (1975): Die Ostrakoden des Kasseler Meeressandes (Oberoligozän) in Nordhessen. - 77 S.,
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DM 22,00
RIBBERT, Karl-Heinz (1975): Stratigraphische und sedimentologische Untersuchungen
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DM 12,80
NIEBERDlNG, Franz (1976): Die Grenze der zentralen Granitzone südwestlich Otjimbingwe (KaribibDistrict, Südwestafrika): Intrusionsverband, Tektonik, Petrographie. - 78 S., 7 TaL
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DM 16,40
LIESCHE, Stefan (1980): Die tektonische Gesteinsdeformation
im Gebiet des Latroper Sattels und der
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DM 17,20
HEINRICHS, Till (1980): Lithostratigraphische
Untersuchungen
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DM 20,00
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DM 22,80
VOLLBRECHT, Axel (1981): Tektongenetische Entwicklung der Münchberger Gneismasse (Quarzkorngefüge- Untersuchungen und Mikrothermometrie an Flüssigkeitseinschlüssen). - 122 S.,
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HENN, Albrecht H. (1985): Biostratigraphie und Fazies des hohen Unter-Devon bis tiefen Ober-Devon der
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REUTER, Antje (1985): Korngrößenabhängigkeit
von K-Ar Datierungen und Illit-Kristallinität anchizonaler
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DM 17,20
MADER, Hermann (1986): Schuppen und Zähne von Acanthodiern und Elasmobranchiern aus dem UnterDevon Spaniens (Pisces). - 59 S., 18 Abb., I Tab., 7 TaL
DM 15,20
MICHELS, Dietmar (1986): Ökologie und Fazies des jüngsten Ober-Devon von Velbert (Rheinisches
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DM 15,60
PÖHLIG, Charlotte (1986): Sedimentologie des Zechsteinkalks und des Werra-Anhydrits (Zechstein I) in
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DM 18,00