Duktile Deformation granitoider Gesteine am Beispiel der
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Duktile Deformation granitoider Gesteine am Beispiel der Südarmorikanischen Scherzone J.Wojatschke TU Bergakademie Freiberg, Institut für Mineralogie, Brennhausgasse 14, 09599 Freiberg, Deutschland Abstract – Das Thema der duktilen Deformation an granitoiden Gesteinen wird in der folgenden Abhandlung näher betrachtet. Beispielhaft dient als Grundlage die Südarmorikanische Scherzone. Zunächst wird darauf eingegangen, wie sich das Gestein im duktilen Bereich verhält und wie man das, was man sieht, theoretisch darstellt und einordnen kann. Anschließend gibt es dazu eine kurze Einführung in die regionale Geologie. Durch Dünnschliffbilder und Nahaufnahmen des Gesteines wird die Ausbildung der typischen Strukturen in der Südarmorikanischen Scherzone aufgezeigt. Einleitung Differentialspannung Duktile Deformation Duktile Deformation ist eine irreversible und Verformungsrate dargestellt werden. Im Falle eines Newton’schen Verformung, die ohne Kohäsionsverlust im Bereich Fluides der Kristallkörner und größer abläuft, was bedeutet, Viskosität mit der Temperatur linear abnehmen. dass die Verformung im (sub-) mikroskopischen Man Bereich stattfindet. Sie wird durch inter- und Diffusionsfließen (beschrieben durch das lineare intrakristalline Fließgesetz; Relativbewegungen ermöglicht. z.B. würde unterscheidet die im materialspezifische duktilen Bereich korngrößenabhängig) und das Duktiles Verhalten ist ein Prozess bei der die Dislokationsgleiten, bzw. – kriechen (beschreibbar Verformungsrate durch vom Stress, bzw. einer das nichtlineare Fließgesetz; bestimmtem Differentialspannung (σ1 bis σ3) korngrößenunabhängig), welches eine Kombination abhängig ist. aus Gleiten und Klettern der Dislokationsstelle ist. Als Fließfestigkeit des Gesteins wird diejenige Da Differentialspannung bezeichnet, bei der das duktile temperaturabhängig sind, finden sie erst in größerer Fließen unter einer konstanten Verformungsrate Tiefe einsetzt. Im spröden Bereich kommt es beim realistischen Bedingungen und Verformungsraten Überschreiten der Festigkeit des Gesteins in der zum Fließen zu bringen sind Temperaturen von Regel zu einem Bruch und somit zu einem über 300°C nötig, beim Feldspat sind es 500ºC. Bei Spannungsabfall in dem betroffenen Bereich. Dies normalen findet im duktilen Bereich zumeist nicht statt. Es Erdkruste setzt duktiles Fließen in einer Tiefe von kann jedoch zu einem Anstieg kommen, was man ca. 15 km ein. die duktilen statt. Um Deformationsprozesse Quarz thermischen bei stark geologischen Bedingungen in der dann als Verformungshärtung in der Rheologie bezeichnet. Die Fließfestigkeit eines Materials ist Scherzonen stark von der Temperatur und der Verformungsrate Man kann eine Scherzone als eine Verwerfung im abhängig, duktilen Bereich ansehen. Es werden wie im nicht aber unbedingt vom spröden Umschließungsdruck. In Form Fließgesetzen von linearen kann die und nichtlinearen Abhängigkeit von Bereich vorbeibewegt, bruchhaften es Gesteinsblöcke kommt Verformung, jedoch sondern aneinander zu zu keiner einer J.Wojatschke kontinuierlichen, da ausreichend hohe Temperaturen und Drücke herrschen. die Hauptspannungsachsen mit den Hauptachsen des Würfels, bzw. auch des Strainellipsoides zusammenfallen. Es kommt bei diesem Prozess zu Deformationsmechanismen keiner Rotation. Bei der Simple Shear Deformation Es werden drei Arten der Deformation im duktilen (Abb.2) findet diese rotationale Bewegung jedoch angenommen. Zum einen Pure Shear (reine statt. Aus einem Würfel würde ein Parallelogramm Scherung oder auch koaxiale Deformation), Simple werden, bei dem sich die Hauptachsen des Shear (einfache Scherung oder nicht-koaxiale Strainellipsoides des Deformation) und General Shear. Letzteres ist eine Scherprozesses verändern. Es kann hier sowohl zu Kombination aus den beiden zuerst genannten einer Verkürzung als auch zu einer Längung im Deformationsprozessen. Deformationsbereich Als Ausdruck der Verformung nutzt man in der ausgenommen all der Ebenen, die sich parallel der Strukturgeologie Scherzonengrenze den Verformungsellisoid). Strainellipsoid Er wird durch (auch drei X und Z während kommen bzw. -ebene (Abb.4), befinden. Sie ändern ihre Länge während des gesamten Prozesses orthogonal aufeinander stehenden Hauptachsen X, nicht. Y und Z beschrieben. Dabei ist X konventionell die Winkeländerung, dem Scherwinkel ψ, der die Achse der größten Längung und Z die Achse der Änderung des rechten Winkels zwischen zwei stärksten Verkürzung des Ellipsoides. ursprünglich senkrechten Referenzlinien angibt. Nehme man einen Würfel, dann würde beim Pure Die Scherverformung γ (shear strain) ergibt sich Shear (Abb.1) daraus ein Rechteck werden, bei dem dann wie folgt: γ = tan ψ (Abb.3). Abb.1: Pure Shear Deformation Abb.3: Darstellung der Größen beim Simple Shear Außerdem kommt es zu Abb.2: Simple Shear Deformation Abb.4: Gleichzeitiges Auftreten von Dehnung und Verkürzung einer Deformation von granitoiden Gesteinen der Südarmorikanischen Scherzone Darstellung des Strainellipsoides Längung erfahren, wiederum ist die Z-Achse Die Einordnung des finiten Strainellipsoid kann mit wesentlich kleiner als die anderen beiden (X = Y > Hilfe des Flinn-Diagramms genauer beschrieben 1 > Z). Die Eins steht für die Ausgangssituation werden (Abb.5). Diese Einteilung der Strain- eines angenommenen Einheitskreises der Länge 1. Geometrie erfasst das gesamte Gefüge im duktilen Der zweite Fall ist die planare Deformation, auch Bereich. Hiermit kann die Einteilung von S-, L-und plain S-L-Tektonit abgeleitet werden (Abb.5). Dabei Winkelhalbierende im Flinn-Diagramm. Hierbei hat wird die Form jedes beliebigen Ellipsoides durch die X-Achse eine Längung erfahren und die Z- nur Achse ein Verkürzung während die Y-Achse ihre zwei Verhältnisse (Elliptizitäten) der strain genannt, beibehält. Es dargestellt kommt durch also zu die Hauptdeformationsachsen zueinander darstellbar Länge einer (Abb.6). Zum einen durch das Verhältnis der Deformation, die nur in einer Ebene stattfindet (X > längsten Achse zur intermediären (Ordinate a = Y=1 > Z). Der letzte Fall ist die konstriktionale X/Y) und zum anderen der kürzesten Achse zu Verformung und damit die Entstehung eines intermediären (Abszisse b = Y/Z). Allgemein ist die prolaten Ellipsoides. Es erfolgt hier eine Längung Formel für die Elliptizität R = (1+ ε1) / (1+ ε2), in X-Richtung und Verkürzungen in Y- und Z (X > wobei ε für die Elongation steht. 1 > Y ≥ Z). Alle anderen Verformungstypen sind Unterschieden werden drei Idealfälle (Abb.5). Zum dazwischen einzuordnen. Die Winkelhalbierende einen die oblate Verformung des Ellipsoides oder (plain strain) bildet dabei die Trennung des auch flattening genannt, welches dem dargestellten Bereiches der konstriktionalen Verformung zum Fall auf der Abszisse entspricht. Dabei ist die X- Bereich der Plättungsverformung. Achse gleich der Y-Achse und beide haben eine Abb.5: homogene Verformungstypen von Würfel und Kugel Abb.6: Flinn Diagramm mit der Darstellung der Verformung des Strainellipsoides und des Würfels; durch K = (a-1) / (b-1) erfolgt die Unterscheidung der verschiedenen Formen des finiten Ellipsoides J.Wojatschke Regionale Geologie (Keppie 1994; Neugebauer und Schönberg 1997) Allgemeines Tiefseerinne aus devonischer Zeit. Nördlich des Die Armorikanische Scherzone (Abb.8) befindet Armorikanischen Massivs wird angenommen, dass sich in der heutigen Bretagne und bildet einen es dort ozeanische Kruste gab, da im Lizard- Ausläufer des Festlandes an der Westküste von Komplex in Cornwall Ophiolithe vorhanden sind. Frankreich Aufgrund (Abb.7). Geologisch gehört die paläomagnetischer, paläontologischer Bretagne zum Armorikanischen Massiv, welches und fazieller Untersuchungen scheint die Trennung sich erst im Devon vollständig entwickelt hat. Das vom englischen Variszikum jedoch nicht sehr groß Armorikanische Massiv umfasst in Gänze die zu sein. Bretagne, die westliche Normandie und Vendée. In Während östliche Richtung taucht das Massiv in die Armorikanische Massiv mehr oder weniger ein Teil mesozoischen Deckgebirgseinheiten des Pariser des Nordgondwanarandes, da sich anhand der Beckens und in südlicher Richtung in die Paläomagnetik mesozoisch - tertiären Einheiten des Aquitanischen Nordwärtsdrift Beckens ein. Durch den Schelf der Biscaya wird rekonstruieren des Paläozoikums und das -klimatologie während lässt. war des Kommend eine Paläozoikums aus großen das Massiv im SW überdeckt. Abb.7: Lage der Bretagne in Frankreich Das Massiv besteht zum großen Teil aus einem Abb.8: Zeichnung, die die Scherzonen und die Hauptblöcke im Armorikanischen Massiv zeigt präkambischen kristallinen Sockel, in den sich südlichen Breiten im Ordovizium erfolgte eine Drift lange schmale Mulden einschneiden, die mit bis hin zu einer subäquatorialen Position im Karbon. paläozoischen Schichten bis zum Unterkarbon Deshalb lagerten sich im Altpaläozoikum eher verfüllt sind. Diese Schichten sind in Ost-West und terrigene Sedimente mit schwach diversen Faunen Südost-Nordwest Faltenstrukturen ab. Eine Riffentwickelung fand erst ab dem Devon vorhanden. Postorogene Sedimente des oberen statt. Insgesamt handelt es sich bei den Sedimenten Karbons und unteren Perms liegen unregelmäßig in der Regel um Schelfablagerungen. auf älteren Einheiten und bilden kleine lakustrine Alte proterozoische Störungssystem sind durch die Becken. Das „Zentrale Synklinorium“ verläuft in E- variszische Orogenese nur noch schwer auszuhalten. W-Richtung und ist bis an das randliche Pariser Man kann aber sagen, dass es sich dabei um thrust Becken zu verfolgern. Es zeigt eine ehemalige und wrench faults handelt, die die lithologischen gerichteten Deformation von granitoiden Gesteinen der Südarmorikanischen Scherzone Einheiten durchziehen und unterteilen. Im Migmatite und Orthogneise vorhanden sind und in Allgemeinen zeigt der Faltengürtel mit seinen dem Maßen von 250*100 km, dass die cadomische eingeschalten. Orogenese ein Ergebnis eines aktiven Plattenrandes Der Zentral Armorikanische Block oder auch am Ende des Proterozoikums war. Der cadomische Synklinorium Gürtel zeigt eine SW-NE-Orientierung. Sedimentation vom Ordovizium bis zum Devon. Im verschiedene Durch eine Beckenabsenkung im Ordovizium/Silur Scherzonen entstanden, die das Armorikanische kam es im Südteil des Synklinoriums außerdem zur Massiv durchschneiden. Insgesamt werden sieben Extrusion geographisch unterschiedliche Zonen ausgehalten, tektonische Bewegungen im Devon/Karbon hat sich die jeweils eine Charakteristik in Lithologie und eine Gliederung von Becken und Schwellen Tektonik aufweisen. Es werden konventionell aber ergeben. innerhalb drei Überschiebungen und Seitenverschiebungen mit „Blöcke“ unterschieden, die eine eigenständigen kurzeitigen aktiven „pull-apart“-Becken. In diesem Entwicklungsgeschichte aufweisen: Der Nord- Zusammenhang stieg auch immer wieder Magma Armorikanische auf, Karbon sind des cadomische anschließend Variszikums Block, Prägung nur welcher zeigt, hauptsächlich die Zentral- sich karbonisch zeigt von eine Tholeiiten. Dabei welches entstandene bildeten letztlich Granite kontinuierliche Durch sich im verstärkte zum Oberkarbon Teil zur Entstehung der Monzogranite und der jüngeren Armorikanische Zone, welche stark variszisch Leukogranite führte. beeinflusst ist und dem Südarmorikanische Block Der Südarmorikanische Block besteht im SW zum mit in erster Linie silurisch - devonischer Prägung. größten Teil aus Metamorphiten und im NE aus Dabei wird der Nord- vom Zentralteil durch die schwach Nordarmorikanische Scherzone (N.A.S.Z.) und der Neoproterozoikiums und Paläozoikums. Im NE Teil Süd- vom Zentralteil durch die Südarmorikanische ist eine Sedimentation von Kambrium bis Karbon Scherzone (S.A.S.Z.) getrennt (Abb.8). vorhanden und an der Grenze zum Zentralblock metamorphen Schichten des durch Olisthostrome (chaotische Sedimentation) im Die Gesteine und die Entwicklung der Teilblöcke Unterkarbon gekennzeichnet. Die stratigraphische Im Abfolge des SW Teil ist sehr unvollständig bekannt. Nordarmorikanische Block sind höher metamorphe Einheiten aus dem Icartien (ca. 2200- Folgende 1800 Ma) aufgeschlossen und weniger metamorphe anzutreffen: Migmatite, Gneise, Glimmerschiefer, Einheiten des oberen Neoproterozoikums (660-540 Glaukophanschiefer, Eklogite (ehemalige MOR Ma). Im SE befinden sich oft spätcadomische Basalte) Granitintrusionen, Glaukophanschiefer und Eklogite sollen für einen die diskordant von Metamorphite und sind paläozoische der Granulite. Zone Die Inlandmolasse und Vulkaniten überlagert werden. ehemaligen Mit der Transgression im Ordovizium kommt es zu Ozeanboden sprechen, da das Metamorphosealter einer Sandsteinen, zwischen 440 und 385 Ma datiert worden ist. Die ± Schiefern und Kalken, die, wenn vorhanden, nur vertikale Scherzone führte zu einer intensiven schwach Zerscherung der Gesteine und zum Aufstieg von Schelfsedimentation gefaltet Bewegungszonen sind. kann von Nur das entlang Material der stärk frühvariszisch in subduzierten Leukograniten. beansprucht worden sein. Das obere Proterozoikum Als Trend lässt sich eine insgesamte Abnahme des fehlt weitgehend. Nur im Nordwesten befindet sich Deformationsgrades im Armorikanischen Massiv ein von S nach N aushalten. Bereich, in dem paläozoische Eklogite, Die Südarmorikanische Scherzone Die Südarmorikanische Scherzone wird nach aus Quarz, Kalifeldspat, Plagioklas, Biotit, Jégouzo (1980) in zwei Teile aufgeteilt (Abb.8). Muskovit und einigen akzessorischen Mineralen. Der nördliche Teil (N.B.) zeigt einen Verlauf von W nach ESE über eine Länge von 300 km. Die Breite beträgt ungefähr 300 bis 400 m und besteht hauptsächlich aus Myloniten und Ultramyloniten. Die Scherzone fällt teilweise sehr steil nach Norden, ist aber hauptsächlich vertikal. Genauso wie die Scherzone liegt auch die Schieferung vertikal. Erkennbare Dehnungslineationen sind subhorizontal angeordnet (Abb.9c). Der südliche Teil der Scherzone (S.B.) ist ebenfalls nahezu vertikal. Sie ändert ihr Streichen jedoch um ca. 30° von ESE (100°) nach SE (130°) in der Nähe von Quimper (Q) (Abb.8). Auch zwischen den beiden Teilbereichen sind Scherzonenbereiche etliche kleinere ausgebildet, duktile jedoch nicht Abb.9: (a) Karte Südarmorikanische der Bretagne, Scherzone welche zeigt; die Herzynische immer einfach geologisch zu erfassen (Abb.9a). Leukogranite (schwarz) und (b) eine Bearbeiteten Das abschnittweise Einfallen in nördlich Richtung Bereich kann man sich nicht richtig erklären, da ein Hauptgesteinstypen: (1) undeformierter Übergang von dem einen in den anderen Bereich mylonitischer nicht Sedimente, (4) Paläozoische Sedimente, (5) Schiefer und existiert. Es gibt nach Jégouzo drei Erklärungsmöglichkeiten, wobei er am Schluss als allgemeine Aussage annimmt, dass eine anfängliche Krustenbewegung später durch die dextrale durch Arkosen Berthé und Leukogranit, von Bains; (3) (c) Brun (1979); Granit, (2) Neoproterozoische zeigt eine untere Halbkugelprojektion in der folgendes dargestellt ist: Schichtungspole (Kreise), Schieferung (Dreiecke), Dehnungslineation (Pfeile) Scherzone überprägt worden ist. Das Material, um das es hier hauptsächlich gehen Man kann folgende Beobachtungen innerhalb der soll, sind die Granite, welche intrudiert sind und vor Scherzone machen: der Schersinn ist dextral, der der Prozessen Verformungsgrad nimmt vom Rand zur Mitte hin betrachteten zu (in nördlicheren Bereichen auch von Nord nach Scherung unterworfen keinem waren. Gesteinskörpern anderen Bei handelt den es sich um die Süd (Berthé et al. 1978)) (Abb.10) und es handelt Leukogranite, welche sich im gesamten Bereich der sich Scherzone befinden (Abb.9). Diese Granite sind in shear“ Deformation (Berthé und Brun 1979). ihrer Zusammensetzung sehr homogen, können aber eine unterschiedliche Körnung in den Bereichen aufweisen. Sie bestehen hauptsächlich im Allgemeinen um eine „simple Deformation von granitoiden Gesteinen der Südarmorikanischen Scherzone Abb.10: Schematische Darstellung der Scherzone (a) in südlicheren Teilen und (b) in nördlicher gelegenen Graniten; (c) Model einer duktilen Scherzone nach Ramsay & Graham (1970); erkennbar auch die unterschiedlichen Stadien in der Entwicklung einer Scherzone Beschreibung der Ausbildungsformen und der wirkenden Deformation S-C-Flächen S-und C-Flächen nahezu parallel. Außerdem kann Auffällig ist, das man zwei Flächen erkennen kann, man noch etwas beobachten: Mit fortschreitender bei denen eine ihre Orientierung immer beibehält, Deformation nimmt die Dichte an C-Flächen zu währen fortschreitender (die Anzahl an C-Flächen pro cm Dicke) (Abb.10). Deformation zu rotieren beginnt. Dieses Bild ist im Zum einen liegt das an sich immer neu bildenden Gelände in der Kartenebene sichtbar (Abb.11). Die C-Flächen, zum anderen an der Aktivierung von S- Fläche, welche sich in der Bewegungs-, bzw. Flächen bei Erreichen eines bestimmten Winkels Scherebene befindet und sich nicht verändert, zur Scherebene. Dieser Winkel beträgt ca. 10-15°. die anderen mit bezeichnet man als C-Fläche und die Fläche, welche eine sigmuidale Form aufweist, erhält die Bezeichnung S-Fläche. Auf den C-Flächen sind unter anderem Harnischstreifungen erkennbar, die den relativen Bewegungssinn erkennen lassen. Zu Beginn einer Scherung sind die Minerale alle noch ungeregelt, durch Rotation der Minerale in Scherrichtung mit zunehmender Deformation bildet sich eine Vorzugsorientierung aus (Abb.16:). Dies ist dann die S-Fläche, die erste Foliation. Hat die SFläche nun einen Winkel von ca. 45° zur Hauptscherebene, dann kommt es zur Ausbildung der C-Flächen, die parallel der Scherebene sind und im cm-Bereich liegen. Zu Anfang kann man auch beobachten, dass sie keinen durchgängigen Verlauf zeigen (Abb.11). Während die S-Flächen nun mit zunehmender Scherung weiterrotieren, behalten die C-Flächen ihre Orientierung immer bei. Ist der Bereich der Ultramylonite erreicht, dann liegen die Abb.11: Handstück (Länge 10 cm) zeigt eine noch relativ niedrigen Stufe der Mylonitisierung mit sich beginnerder Ausbildung von C-Flächen und den schon teilweise gut erkennbaren S-Flächen; es ist orientiert und entspricht der Kartenebene Abb.12: Gezeigt sind hier schematisch die Entwicklungsstadien bei der Rekristallisation zu feiner Korngröße und der Ausbildung weiterer C-Flächen; Darstellung eines asymmetrischen Druckschattens bei einem Feldspat die entstehenden Risse werden dann wie so oft mit Korngrößenveränderung Es ist bekannt, dass es mit zunehmender Quarz verfüllt. Es kommt aber auch hier zu Deformation zu einer Korngrößenverkleinerung Rekristallisationsprozessen. und zu einer Rekristallisation kommt. Diesen mylonitischen Phase verbleiben oft nur wenige Vorgang kann man auch hier beobachten und er Kalifeldspatklasten in der ansonsten feinkristallinen wird durch die Abnahme des Winkels zwischen der Matrix. Hinter diesen Klasten kann es während des C- und S-Fläche (Abb.12) begleitet. Scherprozesses Zu Beginn bestehen die C-Flächen hauptsächlich sogenannten Druckschatten kommen (Abb.12:). aus Quarz und Glimmern. In den Bereichen Diese dazwischen kann man oft beobachten, dass die spannungsachse Ausgangskorngröße die Material (z.B. Quarz) sammelt sich in diesem Korngröße im Schnitt größer ist (Abb.13). Es kann Druckschatten, der sowohl das neu ausgefallene als aber auch Ausnahmen geben, bei denen auch das auch das Klastmaterial enthalten kann. Der große Quarzkorn schon ein Rekristallisat darstellt. Übergang zur sonstigen Matrix ist fließend. Wenn Die Glimmer zeigen in der Regel eine Einregelung es sich um eine scharfe Grenze handelt, dann entlang bzw. parallel der S-Flächen. Auf Grund bezeichnet ihrer Form haben sie auch die Bezeichnung Druckschattensaum. Glimmerfische erhalten (Abb.14:). Sobald die asymmetrisch ist, kann man daran auch den Glimmer in die C-Flächen auslaufen, werden sie Schersinn entweder abgeschnitten oder liegen zerkleinert vor Südarmorikanischen Scherzone dextral ist. (Abb.15:). Die feinen Lagen, die für die ultramylonitische noch erhalten bzw. zu entstehen man In einer der Ausbildung senkrecht σ1. Leichter dieses erkennen, zur der der von Haupt- mobilisierbares Phänomen Da ultra- auch als Druckschatten im Fall der gesamten Phase typisch sind, übersteigen dann selten noch fortschreitenden Prozess und nimmt zumeist die eine Breite von einem Zentimeter. Es kommt dabei Form von polykristallinen gestreckten Körpern an, zusätzlich zu einer Abwechselung von Lagen, die welche sich auch in der S-Ebene ausrichten. Quarz- und Glimmerreich sind mit solchen, die eher Feldspat teilt sich oft entlang der Spaltbarkeit und reicher sind an Feldspatklasten. Quarz rekristallisiert über den Abb.13: C-Fläche bestehen hauptsächlich aus Quarz und Glimmern; in dem Band ist die Korngröße schon stark verringert im Gegensatz zu dem umliegenden Bereich Abb.14: Glimmerfisch; am oberen Rand kann man zusätzlich einen großen undulös auslöschenden Quarz erkennen J.Wojatschke Abb.15: Glimmerfisch, bei dem man beim Übergang in die C-Ebene erkennen kann, dass er deutlicher fragmentiert ist. a) b) Abb.16: Gezeigt ist ein Quarzband, an dem man schon teilweise die Rekristallisation erkennen kann; Bild (b) soll die Vorzugsorientierung verdeutlichen: unten links lässt sich z.B. ein Bereich mit Körner vorzugsweise blauer Färbung erkennen und darüber ein Bereich mit vornehmlich gelben Farbtönen. Falten dextralen Schersinn schließen lassen. In Falten Beobachtbar sind nicht-zylindrische Falten, deren gelegt wurden bei diesem Prozess die sich Amplituden ausbildenden Mylonitbänder. von 1-100 cm variieren. Die Achsenebenen sind vertikal und subparallel zu den Man kann die Entwicklung der Falten an den Schieferungsflächen. Sie zeigen eine Asymmetrie vorhandenen Sedimentgesteinen der Umgebung bezüglich ihrer Faltenschenkel, die auf einen allerdings besser nachvollziehen und beobachten. Deformation von granitoiden Gesteinen der Südarmorikanischen Scherzone Darauf soll in dieser Schrift jedoch nicht näher diskontinuierlich eingegangen werden. Deformationsmechanismen sind koexistent in jeder verlaufen ist. Deformationsphase und scheinen Beide ineinander überzugehen (Berthé et al. 1979). Die S-Fläche ist dabei der Bereich in dem Hauptsächlich die duktile Deformation abläuft und die C-Ebene der Bereich der diskontinuierlichen relativen Bewegung. Allerdings ändert sich dieser Sachverhalt, sobald die Ebenen nahezu parallel sind. Wenn dies der Fall ist, dann kann man von einer nahezu kontinuierliche Deformation im Korngrößenbereich sprechen. Zusammenfassung Abb.17: asymmetrische Mikrofalten Im vorhergehenden Text sind die wichtigsten Ausbildungsformen in einer duktilen Scherzone Nicht-Koaxiale Deformation dieser besprochen und dargestellt worden. Dazu wurde auf Scherzone ist „simple shear“. Man kann im Mittel die wichtigsten Begriffe im Zusammenhang mit der keine Änderung der Y-Achse feststellen und ordnet duktilen diesen Typ somit der „plain strain“ Deformation zu. regionale Geologie des Armorikanischen Massives Allerdings lässt sich eine Fluktuation um einen K- erläutert. Wert von 1 feststellen und somit ein teilweises In der Scherzone kann anhand der Ausbildung der Ausweichen Scherflächen, Das wirkende Deformationsregime in den in „flattening“ bzw. Deformation der eingegangen und Druckschatten Faltenbildung und der konstriktionalen Bereich. Deshalb nimmt man an, asymmetrischen dass es sich um eine „simple shear“ Deformation Schersinn mit einer begrenzten „pure shear“ Komponente Veränderung handelt (Berthé et al. 1979), wobei beide Kräfte ausbildenden S- und C-Flächen während der wahrscheinlich nicht getrennt gewirkt haben. Deformation lässt sich der Metamorphosegrad nachvollzogen der der die werden. Minerale und dextrale Durch die der sich nachvollziehen und teilweise auch quantifizieren. (Nicht-)Kontinuierliche Deformation Über Mineralstabilitätsfelder, Strainanalysen und Anhand der mikroskopischen Bilder lassen sich Modellierung sowohl auch unterstützt und verbessert werden. Da es jedoch im keine externen Marker in dieser Scherzone gibt, die kontinuierlichen nichtkontinuierlichen als Deformationsmechanismen kann diese Quantifizierung Korngrößenbereich nachweisen. kann man einen wahren Versatz nicht genau Für die Kontinuität in der Deformation spricht die bestimmen. undulöse Auslöschung im Quarz (Abb.14 oben), Weitestgehend handelt es sich in der beschrieben genauso wie die Biegung der Glimmer entlang der Scherzone um eine „simple shear“ Deformation, bei S-Flächen. Allerdings zeigt die Fragmentierung von der man sagen kann, dass sie sowohl einen Feldspäten sowie die Zerkleinerung der Glimmer in kontinuierlichen als auch nichtkontinuierlichen der C-Ebene, dass der Vorgang auch J.Wojatschke Vorgang im Deformationsmechanismus Jegouzo, P. (1980); The South Armorican Shear widerspiegelt. Zone; Journal of Structural Geology Vol. 2 No. 1/2, Die möglichen Bedingungen, bei denen diese pp. 39 to 47 (verwendete Abbildung: 8) Deformation abgelaufen ist, liegen bei Temperaturen über ca. 400°C, aber kleiner 600°C Keppie, J.D. (Editor) (1994); Pre-Mesozoic und einer wahrscheinlichen Versenkungstiefe von Geology in France and Related Areas; Springer mindestens 10 km. In einigen Bereichen, besonders Verlag, Berlin- Heidelberg im Westteil, zeigt sich eine Kataklase, die für einen Geowissenschaften (CD-ROM); in großer Tiefe begonnenen Deformationsvorgang Lexikon der spricht, der nun oberflächennah fortgesetzt wird. Spektrum Akademischer Verlag, Heidelberg Berlin Referenzen und Bildnachweise Neugebauer, Berthé, D., Choukroune, P. & Jegouzo, P. (1978); Orthogneiss, mylonite and non coaxial deformation of granites : the example of the South J. & Schönberg, R. (1997); Einführung in die Geologie Europas; Rombach Wissenschaften Verlag, Freiburg im Breisgau, 7.Auflage (neu bearbeitet und erweitert) Armorican Shear Zone; Journal of Structural Geology Vol. 1 No. 1, pp. 31 to 42 (verwendete Abbildungen: 10, 12, 17) Passchier, C. W. & Trouw, R. A. J. (2005); Microtectonics; Springer Verlag, Berlin-Heidelberg, Second Edition Berthé, D. and Brun, J. P. (1979); Evolution of folds during progressive shear in the South Armorican Shear Zone, France; Journal of Structural Geology Vol. 2 No. 1/2, pp. 127 to 133 (verwendete Abbildung: 9) Ratschbacher, L. (TU Bergakademie Freiberg); Vorlesungsskript Strukturgeologie, Ch. 11-14; Internetadresse: http://www.geo.tufreiberg.de/tektono/downloadfiles/Vorlesung%20St Burg, J.-P. 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