Scherzonengesteine und ihre Mikrogefiige

Bei der Beschreibung der Scherzonen- oder Störungszonengestein wird auf die Nomenklatur von HEITZMANN (1985) zurückgegriffen Die kataklastischen Gesteine der deckenartigen Überschiebungszone konnten besonders gut am Nordende Vikeneggas und am Nordrand von Waglenabben untersucht werden. Die Gesteine bilden einen festen, gegenübe ihren Ursprungsgesteinen jedoch leichter zu erodierenden Verband.

Am Nordende Vikeneggas erreicht die Scherbahn eine Mächtigkei von ca. 6 m (Abb.

5.-4a). Im Querprofil erkennt man, da sich die gesamte Scherbahn in einen Komplex sigmoidaler Scherkörpe ("Scherfische") gliedert, die bis zu 0,5 m mächti und teil- weise mehr als 1 m lang werden (Abb. 5.-4b). In den ausgelängte Enden der Scher- körpe und an den Grenzen zwischen benachbarten Scherkörper nimmt das Gestein einen phyllonitischen Habitus an. Die Scherfläche sind dicht mit Chlorit besetzt, der retrograd aus den im metavulkanitischen Ausgangsgestein enthaltenen Mineralen Bt und Hbl hervorgegangen ist. Die Geometrie der Scherkörpe zeigt einen Transport des Hangenden nach NNW an. Drag folds in gebänderten weniger gescherten Gesteins- partien besitzen nahezu horizontale, WSW-ENE orientierte Achsen und sind N-vergent.

Die Kerne größer "Scherfische" enthalten kompakte, quarzreiche Gneise, deren harte Oberfläche eine Harnischstriemung zeigen, die mittelsteil nach 150- 170' eintaucht.

Petrographisch handelt es sich bei diesen weniger stark deformierten Kernen um KFp- Plg-Qz-Gneise, die auße den genannten Gemengteilen nur noch opake Erzpartikel in kubischer Tracht enthalten. Der fein- bis feinstkörnig Quarz ist zu dünne Strähne ausgelangt, die eine interne Subkorn-Felderung zeigen. An spitzwinklig zu den äußer Korngrenzen der in S gelängte Quarzdomäne verlaufenden Subkorngrenzen hat die Bildung von Quarz-Rekristallisaten begonnen. Erkennbar wird dies beim Einschieben des Gipsplättchen (Rot I) in den Strahlengang des Mikroskops, weil die neuorientierten Rekristallisate von ihrer Umgebung aus gestrainten Altkörner abweichende Farben zeigen.

Die Feldspät sind überwiegen zerbrochen und die Bruchstück verdriftet. In den Zwischenräume ist feinkörnige Quarz neukristallisiert. Die Scherzonengesteine von Vikenegga sind offensichtlich bei einem einaktigen Über~chiebungsvorgan gebildet worden, da sich keine älteren höhe temperierten mylonitischen Reliktstrukturen erkennen lassen. Hierin unterscheiden sich diese Gesteine vom Kataklasit am N-Rand Waglenabbens.

Der Kataklasit aus der Störungszon am N-Rand Waglenabbens ist etwa 3 m mächtig Sigmoidale Scherkörpe sind nicht ausgebildet; das Gestein ist ein Orthokataklasit mit cm-große Porphyroklasten. In der feinstkörnige Grundmasse überwieg Epidot, der dem Gestein eine grünlich Färbun verleiht. Daneben enthäl die Matrix Quarz, Feld- späte Chlorit und Titanit. Abschnitte von einigen cm Mächtigkei zeigen Wechsel zwischen Ortho- und Ultrakataklasiten, wodurch Lagen mit Feinlamination entstanden sind. Die Porphyroklasten bestehen aus Bruchstücke der metavulkanitischen Edukte und einzelnen Quarz- und Feldspat-Bruchstücken Die polymineralischen Porphyro- klasten lassen ein typisch mylonitisches Gefüg mit Schrägquarze und duktil defor- mierten Feldspäte erkennen. Die letzte Scherung aktivierte offensichtlich eine älter

mylonitische Störungszone und das dabei entstandene Gestein ist als Orthokataklasit nach einem Mylonit anzusprechen. Wegen der Rotation der Porphyroklasten könne keine Rückschlüs auf die Kinematik der ältere Störungszon gewonnen werden.

Fragmentzüg an porphyroklastischen Feldspaten indizieren fü die jüngere kataklasti- sehe Scherzone einen "Top nach NNW"-gerichteten Schersinn.

Abb. 5.-4: a) Kataklastische Überschiebungszone Nordende Vikenegga, Blick nach SW. b) Detailauf- nahme; sigmoidaler Scherkörpe in der Überschiebungsbahn Schersinn des Hangenden nach NW (rechts).

Gesteine der 1,O

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1,5 m mächtige Scherzone im Liegenden des Diorits von Laudal- kammen zeigen ein ähnliche ortho- bis ultrakataklastisches Mikrogefüg wie die Störungszonengestein von Waglenabben. Möglicherweis bildet diese Störungszon vom Laudalkammen die südliche durch subvertikale Abschiebungen versetzte Fortset-

zung der Störungszon von Waglenabben. Solche steilen, NE-SW streichenden Abschiebungen, die junger als die flachen Überschiebungsbahne sind, treten im nörd lichen Teil Laudalkammens an mehreren Stellen auf (Abb. 2.-7).

Die relative Altersabfolge von Myloniten, die auf einem retrograden Metamorphoseast gebildet wurden (Kap. 4), läà sich anhand der Mikrogefüg duktil auf Deformation reagierender Minerale erstellen. Im Folgenden sollen die wichtigsten Gefügemerkmale beginnend bei den tiefsttemperierten, jüngste Störungszonengesteinen beschrieben werden.

Abb. 5.-5: Probe KJ 01, proton~ylonitischer Augengneis, Leabotnen. Stark geplättet Quarzkristalle mit einsetzender Rekristallisation an den Komgrenzen (Pfeil). X Nicols, Läng der unteren Bildkante 1,3 mm.

Bereits unterhalb seiner Rekristallisationstemperatur (ca. 280°C kann Quarz bei Anwe- senheit von Wasser kalt deformiert werden. Die hierzu notwendigen Mindesttemperatu- ren betragen 150-200° (VOLL 1969). Die bei der Kaltdeformation entstehenden Gleit- fläche sind Basis- und Prismenfläche des Quarzgitters. Bewegungen auf diesen Fläche fuhren zum undulöse Auslösche der Quarze. Dieser tiefsttemperierte und relativ schwache Interndeformation anzeigende Gefügety ist nur in1 Nebengestein von Mylonitzonen (und generell in den schwach deformierten spätkibarische Magmatiten der Laudalkammen-Suite) überliefert bei höhere Verformungsraten entstehen die zuvor beschriebenen Kataklasite.

Bei höhere Temperaturen führ die Gittergleitung auf Basis- und Prismenfläche der Quarze zu extrem deformierten Kornformen (Abb. 5.-5). Die Körne sind in einem plättende Verformungsregin~e sowohl in X-. als auch in Y-Richtung des finiten Verformungsellipsoids gelängt Feldspät reagieren in diesem Temperaturbereich bruchhaft. Dieser Gefügety ist meist im Nebengestein von Mylonitzonen und z. T.

auch in protomylonitischen Augengneisen entwickelt.

Abb. 5.-6: Probe KS 23, protomyl. Augengneis, Brandstorpnabben. Fortgeschrittene Verdrängun von Qz-Altkömer durch Rekristallisate (core und munfle). X Nicols, Läng der unteren Bildkante 3,2 mm.

Bei Ca. 280° setzt die Rekristallisation von Quarz ein (VOLL 1969). Die dynamische Rekristallisation beginnt an den Ränder der Körne und führ zunächs zur Bildung von Subkörner <10 pm (Abb. 5.-5). Durch Korngrenzenmigration wachsen die günsti ger zum lokalen Stressfeld orientierten Subkörne in benachbarte Altkörne ein (WHITE 1976). Dabei entstehen core und manfle-Strukturen (Abb. 5.-6), deren Endstufe bei geringen Verformungsraten polygonale Pflastergefüg sind. VOLL (1969) nimmt Temperaturen oberhalb 440-480° fü die Polygonisation des Quarzes an. Bei höhere Verformungsraten werden auch die Rekristallisate in Richtung der X-Achse des Strain- ellipsoids gelängt was nur partiell durch intrakristallines Gittergleiten kompensiert werden kann. Durch fortgesetzte Rekristallisation stellt sich auf Dauer eine von der Verformungsrate (bei unveränderte Temperaturen und ausreichendem Wasserangebot) abhängig Korngröà ein (LISTER & SNOKE 1984). Die dabei entstehenden Schräg quarzgefüg (Abb. 5.-19) sind kennzeichnend fü Orthomylonite Milorgfjellas. Diese Mylonite enthalten, sofern sie keine ältere höhe temperierte Mylonitzone reaktivierten, kataklastisch beanspruchte Feldspäte Kalifeldspate zeigen allerdings an Kontaktstellen zu anderen Sprödminerale eine vermehrte, straininduzierte Albitentmischung. Perthitbildung und das geschilderte Verformungs- und Rekri- stallisationsverhalten der Quarze sind kennzeichnend fü die mittlere Grünschieferfazie (PRYER 1993). Anzeichen höhe temperierter Deformation sind in den als panafrikanisch interpretierten Myloniten nicht beobachtet worden.

Das Mikrogefüg des Orthomylonits KS 19 (siehe auch Kap. 5.2.3.2) wurde unter Bedingungen der tiefsten Amphibolitfazies deformiert (D2 ?) und späte nicht mehr überpräg Er enthäl Quarzbände (Abb. 5.-7a), deren Einzelkörne polygonale Korn- grenzen aufweisen. Interessant sind die Deformationserscheinungen an den Feldspaten:

Sowohl Plagioklas als auch Kalifeldspat zeigen ausgeprägte undulöse Auslösche und eine beginnende Subkornbildung. Die Plagioklase enthalten oft spitz zur Kornmitte auslaufende Deformationslamellen (Abb. 5.-7b). Die duktile Verformung von Plagio- klas setzt bei ca. 450° ein (PRYER 1993). Aufgrund der relativ intensiven Verformung der Feldspät werden mindestens Bedingungen der unteren Amphibolitfazies bei der Bildung diese Mylonits angenommen.

Abb. 5.-7: Probe KS 19, Orthomylonit, Burisbotnen. X Nicols, Läng der vertikalen Bildkanten 0,9 mm.

a) Bänderquarz Typ B2 (BOULLIER & BOUCHEZ 1978);

b) Deformationslamellen in einem Plagioklas.

Durch das Erreichen von Metamorphosebedingungen an der Granit-Solidus-Kurve im Verlaufe der kibarischen Orogenese entstanden vor allen aus den Quarz-Feldspat- Gneisen Migmatite (Kap. 3.1.3). Mikrogefüg aus dem prograden Metamorphoseast sind dadurch ausgelösch worden, so da zur frühkibarische Strukturentwicklung keine Aussagen möglic sind. Da die Heimefrontfjella währen der kibarischen Orogenese die Rekristallisationstemperaturen von Quarz, Feldspäte und Glimmern Überschritte hat, könne auch ältere getemperte Mylonite dieser Orogenese granoblastische Pflastergefüg zeigen. Die später Beanspruchung währen der panafrikanischen Orogenese macht sich in einer Kaltdeformation (Gleitlamellen) der Quarze bemerkbar.

Getemperte Gefüg sind in den Vergleichsproben aus der zentralen Heimefrontfjella mehrfach beobachtet worden (Kap. 5.2.3).

Mylonitische Gefüg konnten auch in den Amphiboliten beobachtet werden. Die Proben KF 21a und b stammen aus einer 4-5 m mächtige Amphibolit-Lage im Südtei von Vikenegga. Das Gestein ist konkordant in die Leabotnen-Formation eingeschaltet, weist aber von den S-Fläche im Nebengestein abweichende interne S-Fläche auf.

Gröber und feinere Gesteinspartien innerhalb dieses Amphibolits wurden beprobt und

durchlichtmikroskopisch untersucht. Die gröbere Gesteinspartien enthalten bis zu 1 mm groß Hbl-Porphyroblasten. Die schwach pleochroitischen, hellgrüne Hornblen- den sind randlich zunächs in grüne Biotit, dieser weiter auße in Mg-Fe-Chlorit mit anomal lederbraunen Interferenzfarben umgewandelt worden. Die Umwandlung von Biotit in Chlorit zeigt die grünschieferfazielle Bedingungen der Mylonitisierung an, die deshalb als Ereignis der panafrikanischen Orogenese (D3) eingeordnet werden kann. Die Hornblenden bilden o-Klasten, deren Druckschattenhöf aus den genannten Phyllosilikaten bestehen. Als Anzeichen fü simple shear und als Schersinnindikatoren sind neben den o-Klasten auch "V-pull-apart"-Mikrostrukturen (HIPPERTT 1993) in Hornblenden entwickelt, in deren Zwischenräume Chlorit quergesproß ist (Abb. 5.-9).

Die feinstkörnig mylonitische Matrix besteht aus Klinozoisit, etwas Epidot, Chlorit und dynamisch rekristallisiertem Albit. Der Klastenanteil der gröberkörnig Variante liegt bei 40-50 %, d. h. das Gestein ist als Protomylonit nach einem Metabasit anzusprechen. Das feinkörniger Gestein KF 21b enthäl Pophyroklasten mit Durch- messern bis 0,5 mm. Auße Hornblende bilden auch relativ frische tafelige Plagioklase gleicher Gröà Porphyroklasten. Die Hbl-o-Klasten enthalten wie in der gröbe körnige Variante Biotit im Klasten-nahen Bereich, der weiter auße in Chlorit umgewandelt ist. Auch die feinkörnig Gesteinsvariante ist als Protomylonit anzusprechen; sie unterscheidet sich vom gröbe körnige Protomylonit nur durch die Gröà der Klasten.

Die postkibarischen basischen Dykes (Abb. 3.-9) wurden währen der panafrikanischen Orogenese z. T. intensiv deformiert. Außerde waren sie von einer Umwandlung ihres ursprüngliche Mineralbestandes betroffen. Vor allem die Neubildung von Chlorit aus Biotit und Hornblende sowie die mit der Saussuritisierung der Plagioklase verbundene Neubildung von Hellglimmern, fühlte zu einer idealen Zusammensetzung fü die Entwicklung einer phyllonitischen Textur.

In Störungszonengesteine sind aus der räumliche Beziehung von Mineralen, die unter den jeweiligen PT-Bedingungen spröde duktil oder auch durch weitgehende Rekristallisation reagieren, Schersinnbestimmungen möglich In sauren Störungszonen gesteinen Milorgfjellas sind häufi Plagioklasklasten zu beobachten, die in der XZ- Schnittlage des finiten Strainellipsoids asymmetrische Druckschattenhöf aufweisen. In dem abgebildeten Beispiel (Abb. 5.-8) bestehen die Druckschattenhöf aus etwa 5-10 pm durchmessenden Quarzkörnern Die gedachten Mittellinien der keilförmige Druckschattenhöf treffen sich im Mittelpunkt des Plagioklas-Klasten, so da nach der Nomenklatur von PASSCHIER & SIMPSON (1986) ein ~ ~ - K l a s t vorliegt. Vergleichbare Strukturen wurden mit Druckschattenhöfe aus neukristallisiertem Muskovit beobach- tet; in mylonitisierten Amphiboliten findet man Titanit- und Erz-Klasten mit Druck- schattenhöfe aus Biotit oder Chlorit.

Weitere, relativ häufig Schersinnindikatoren sind SC-Gefüge Hierbei sind in Gestei- nen Milorgfjellas SC-Gefüg mit sigmoidalen Glimmerfischen (Typ 11-SC, LISTER &

SNOKE 1984) seltener, als die bereits makroskopisch im Aufschluà zur Schersinnbe- stimmung verwendbaren SC-Gefüg vom Typ I. Sie zeigen zwei Foliationssysteme, die aus Mikroscherbahnen (C) und sigmoidal verschleppten S-Fläche bestehen.

Schrägquarzgefug sind nach LISTER & SNOKE (1984) Sonderformen von SC-Gefügen die in monomineralischen Quarziten und Quarzlagen zur Identifikation der Schersinns herangezogen werden könne (Abb. 5.-19). Neben dem Schersinn zeigen diese Gefugetypen auch Verformung unter einfach scherenden Bedingungen an, währen Druckschattenhöf auch bei koachsial deformierten Metamorphiten auftreten.

Aus der Anordnung von Bruchstücke spröde Kristalle in einer duktilen Matrix läà sich häufi der Schersinn bestimmen, wenn diese Bruchstück gegeneinander verdriftet wurden. Kleine Fragmentzüg an grofieren Klasten zeigen direkt die Kinematik der Scherung an. Sehr hiiufig treten antithetische Mikroscherbruche (bookshelf-Gefüge in den protomylonitischen Augengneisen Milorgfjellas auf (Abb. 3.-7). Diese Abschie- bungen fuhren einerseits zu einer L,ängun des fragmentierten Korns in X-Richtung und andererseits wird durch den Versatz der einzelnen Bruchstück der Schersinn angezeigt.

Als eine Sonderfonn des bookshelf-Gefüge sind 'T-pul/-av/'"-Strukturen (HIPPERTT 1993) aufzufassen. Durch die Rotation von Fragmenten um eine Achse parallel Y öffne sich keilförmig Spalten, die mit Neukristallisaten gefüll werden (Abb. 5.-9).

Die Ergebnisse der S c l ~ e r s i n n b e s t i m ~ n ~ i ~ ~ g e n an orientiert entnommenen Proben sind in Abb. 5.-23 synoptisch dargestellt.

Abb. 5.-8: Feldspat-G-Klast in einem 0rthon1)lonit (KJ 18). Kinematik: T o p nach links (NW): X Nicols.

Läng der unteren Bildkante 1,3 mm.

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-Abb. 5.-9: 'V-pull-apart'-Mikro- strukturen (HIPPERIT 1993) in einem Amphibolit (KF 2121). Klasten:

Hornblende: Zwickelfullung: anomal lederbrauner Chlorit.

5.2.3 Quarz-Teilgefiige von Scherzonengesteinen und ihren Nebengesteinen

Im Dokument Strukturentwicklung und Petrogenese des metamorphen Grundgebirges der nördliche Heimefrontfjella (westliches Dronning Maud LandIAntarktika) (Seite 140-147)