Strukturgeologie im Gebiet um Zermatt

Mikrotektonik



Grundlagen     Dent Blache-Decke    Combin-Zone     Zone von Zermatt-Saas Fee     Monte Rosa-Decke


Um die Haupttransportrichtung der Decken und die Deformationsbedingungen zu ermitteln, wurden die Dünnschliffe hinsichtlich ihrer Mikrotektonik untersucht. Dafür wurden meist 3 Schliffe pro Probe angefertigt: Der XZ-Schnitt liegt senkrecht zur Schieferung und parallel zur Streckungslineation, der YZ-Schnitt liegt senkrecht zur Schieferung und senkrecht zur Streckungslineation und der XY-Schnitt liegt in der Schieferungsebene.

Grundlagen:

Die nachfolgend beschriebenen Grundlagen zur Mikrotektonik stammen aus PASSCHIER & TROUW (1996), MESCHEDE (1994), BESTMANN (2000), EISBACHER (1991), SIMPSON & SCHMID (1983), NANTES ET AL. (1983) und LISTER & SNOKE (1984). Der Schersinn beziehungweise die Transportrichtung kann mit Hilfe verschiedenster mikrokinematischer Indikatoren festgestellt werden (Abb. 1).




Abb. 1: Mikrokinematische Indikatoren in einer Scherbahn.



Sehr häufig vorkommende Gefügemerkmale in Myloniten sind Porphyroklasten und Porphyroblasten. Porphyroklasten sind Reste des Ausgangsgesteins in einer rekristallisierten Matrix, wie zum Beispiel Feldspäte in einer Quarzmatrix (Abb. 4). Die Matrixminerale reagierten dabei schon bei niedrigeren Temperaturen plastisch, während die Klasten noch bruchhaft verformt werden. Quarz beginnt ab zirka 270°C mit duktiler Deformation, wohingegen der Feldspat erst ab zirka 400-500°C plastisch wird. Häufig vorkommende Glimmer reagieren ähnlich. Biotit verhält sich ab 250°C duktil, während Muskovit noch stabil ist und zu Glimmerfischen deformiert wird. Unter den Porphyroklasten kann man sigma-, delta-, phi-, theta- und komplexe Klasten unterscheiden (Abb. 1). Primäre Glimmer gehören als Glimmerfische auch zu den Porphyroklasten, genauso wie kleine Boudins.

Die Porphyroblasten sind dagegen synkinematisch gewachsene, große Einzelkristalle. Schneeballgranate (Abb. 2) sind ein gutes Beispiel für neu entstandene und rotierte Minerale während der duktilen Deformation. Einschlüsse geben Rückschlüsse auf das Wachstumsalter und die Scherverformung des Porphyroblasten.

Weitere wichtige mylonitische Gefügemerkmale sind SC- und ECC-Gefüge (Abb. 1). SC-Gefüge bestehen aus primären (S) Schieferungs- und (C) Scherflächen, wobei die S-Flächen durch die Scherung gegen die C-Flächen geneigt sind. Mit zunehmender Scherung werden sie immer mehr in die C-Ebene gedreht bis sie parallel liegen. Häufig ist ein sigmoidales Gefüge zu erkennen. Bei zunehmender und extensiver Deformation entstehen ECC-Gefüge (Abb. 3). Dabei werden schräge C'-Scherflächen gebildet, die die S- und C-Flächen in flachem Winkel schneiden. Die C'-Flächen stellen meist Mikroabschiebungen (Abschiebungskrenulation) dar und sind gute Schersinnindikatoren.

Neben den bisher genannten Deformationen wird auch die Kristallstruktur der einzelnen Minerale deformiert. Durch Dislokationsgleiten beziehungsweise Verschiebung von Gitterfehlern wird die Kristallstruktur dauerhaft geschädigt. Diese intrakristalline Deformation ist durch undulöse Auslöschung, Deformationslamellen oder Mikrorisse erkennbar. Mikrorisse entstehen durch die Deformationshärtung, wenn sich zwei Dislokationsgleitebenen schneiden und damit eine weitere Gitterfehlerfortbewegung verhindern. Die Deformation kann bei Calcit oder Plagioklas auch zur Bildung von Deformationszwillingen führen, wobei die Lamellen zudem verbogen oder gebrochen sein können. Sie entstehen im unteren Temperaturbereich.

Durch Erholung (recovery) werden die Fehlstellen konzentriert und damit die freie innere Energie minimiert. Dadurch wird die Kristallstruktur im Mineral wieder geordnet. Die Erholung beginnt mit der undulösen Auslöschung und führt über Deformationsbänder (Anhäufung von Dislokationen) zu Subkorngrenzen (Abb. 8). Letztere sind ein Übergangsstadium des ursprünglich undeformierten Minerals zu neuen, kleineren eigenständigen Mineralkörnern. Man erkennt Korngrenzen wobei die Kristallgitterorientierung (kristallographische Auslöschung unter gekreuzten Polarisatioren) aber weiterhin übereinstimmt.

Die Dislokationen im Kristallgitter können auch durch dynamische Rekristallisation reduziert werden. Meist ist die Rekristallisation ein fortlaufender Prozess der Erholung und wird Subkornrotations-Rekristallisation genannt. Durch weiteres Zufügen von Dislokationen in Subkorn-Grenzbereich und Vergrößerung der Winkel der Kristallgitter auf beiden Seiten der Subkorngrenze entstehen neue eigenständige Mineralkörner. Die dynamische Rekristallisation erkennt man anhand von Korngrößenreduktion, einheitlichen Korngrößen und einer Kristallgittervorzugsorientierung. Das Gefüge ist meist equigranular und polygonal bis interlobat. Der Korndurchmesser liegt meist unter 0,5 Millimeter und wird mit zunehmender Mylonitisierung kleiner. Wegen des unterschiedlichen Verhaltens der Minerale bei bestimmten Temperaturen können zum Beispiel Quarze gänzlich dynamisch rekristallisiert sein und bilden eine homogene Matix, während die Feldspäte gerade eine Subkornbildung zeigen. Neben der Subkornrotations-Rekristallisation gibt es auch die Korngrenzwanderungs-Rekristallisation. Dabei wachsen Körner mit niedriger, freier innerer Energie auf Kosten anderer, die eine höhere, freie innere Energie besitzen durch Verschiebung der Korngrenzen. Dabei werden alte deformierte Körner durch neue undeformierte ersetzt. Das Ergebnis sind irreguläre Korngrenzen beziehungsweise inequigranulare und interlobate Gefüge. Bei der Rekristallisation muß die dynamische von der statischen getrennt werden. Die statische Rekristallisation findet häufig postkinematisch bei zunehmenden Temperaturen und Drücken statt. Dabei kommt es zur Sammelkristallisation beziehungsweise Kornvergröberung, wodurch ein granoblastisches Gefüge entsteht. Die freie innere Energie der Mineralkörner wird nicht nur durch die Kornvergröberung verkleinert, sondern auch durch die Reduktion der Korngrenzflächen, was sich in polygonalen Körnern widerspiegelt. Im Gegensatz zur dynamischen Rekristallisation fehlen Subkörner und undulöse Auslöschung. Außerdem entsteht häufig ein poikiloblastisches Gefüge, bei dem ältere Körner von neuen umschlossen werden.



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Im Untersuchungsgebiet wurden alle oben beschriebenen mikrokinematischen Indikatoren gefunden.

Dent Blanche-Decke:

An der Basis der Deckengrenze findet man gneisartige Mylonite. Der Quarz ist fast immer stark dynamisch rekristallisiert. Häufig bildet der Quarz Bänder mit interlobatem und equigranularem Gefüge. Die Quarzkörner sind überwiegend deutlich kleiner als 1 Millimeter und zeigen eine starke undulöse Auslöschung. Zum Teil wurde auch eine schräge Foliation beobachtet.

Die Feldspäte sind selten dynamisch rekristallisiert. Meist bilden sie mylonitische Porphyroklasten, zum Teil mit Subkornbildung und geringer undulöser Auslöschung. Verbogene und gebrochene Zwillingslamellen, genauso wie poikiloblastisches Gefüge wurde öfters gefunden.

Die starke dynamische Rekristallisation und teilweise schiefe Foliation von Quarz zeigt einen Temperaturbereich von 400-700°C (PASSCHIER & TROUW 1996, MESCHEDE 1994) an. Die geringe duktile Deformation der Feldspäte (zum Beispiel verbogene Zwillingslamellen) spricht für Temperaturen um 300-400°C. Allerdings treten auch Subkornbildung und zum Teil Rekristallisation auf, die für höhergradige Bedingungen von über 400-500°C sprechen (PASSCHIER & TROUW 1996, MESCHEDE 1994). Zusammen mit grünschieferfaziellen Mineralen wie Epidot, Aktinolith und Chlorit müssen somit Temperaturen um 500°C erreicht worden sein. Daß die grünschieferfaziell gebildeten Minerale synkinematisch entstanden sind, zeigen sie durch ihre Ausrichtung parallel zur Schieferung, durch Eindrehungen am Rand von C'-Flächen und durch Einschlüssen, die teilweise gedreht sind, aber meist die Schieferungsrichtung nachziehen.

Eine Bewegung des Hangenden nach Nordwesten wurde anhand von Feldspat-Sigmaklasten, ECC-Gefügen und Glimmerfischen bestimmt. Ein SC-Gefüge wurde nicht gefunden. Folglich ist entweder die Schieferungsfläche in die Scherebene gedreht worden oder die S-Flächen wurden parallel zur C-Fläche angelegt. Da die Schieferung während der Deckenüberschiebung entstand, sie deckenübergreifend überwiegend parallel zu den Deckengrenzen ist und die Scherbahnen ebenfalls eine gleiche Ausrichtung aufweisen, wird die Annahme, daß die S-Flächen von vornherein parallel zu den C-Flächen lagen, wahrscheinlicher sein. Das mylonitische Gefüge ist auch in XY-Schnitten erkennbar und zwar an gelängten und ausgerichteten Mineralkörnern mit tendenzieller Nordwest-Südost-Richtung.

Extensive Deformationskomponenten werden durch ECC-Gefüge und zerbrochene Minerale mit Mikroabschiebungen und Boudinage angezeigt (Abb. 3 und 7).



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Combin-Zone:

Im Gegensatz zur Basis der Dent Blanche-Decke variiert der Grad der duktilen Deformation in dieser Zone stark. Es wurden Proto- bis Ultramylonite gefunden. Ebenfalls wie in der Dent Blanche-Decke gibt es auch in der Combin-Zone extensive Komponenten. ECC-Gefüge zeigen auch hier eine Top-Bewegung nach Nordwest an. Allerdings wurden in einem XZ-Schliff zwei aufeinander fast senkrecht stehende C'-Flächen entdeckt. Die ältere und dominantere entspricht den oben genannten C'-Flächen mit nordwestlichem Einfallen. Die jüngeren, weniger ausgeprägten C'-Flächen zeigen jedoch eine Bewegung des Hangenden nach Südost an. Sie spiegeln damit wahrscheinlich die Deformation durch die Rückfaltung aus der D3-Phase wider. Weitere Extension wird durch Boudinage von felsischen Bändern in einem mafischen Mineralgemenge in Prasiniten ersichtlich. Auch dort stimmt die Nordwest-Südost-gerichtete Extensionsrichtung mit denen der ECC-Gefüge überein. Außerdem wurden immer wieder zerbrochene Minerale und Knickbänder (Abb. 9) gefunden.

Die Metabündnerschiefer erscheinen proto- bis ultramylonitisch. Dabei sind die Quarze meist rekristallisiert mit interlobaten Kornkontakten oder zeigen noch Subkorngefüge. Selten wurden auch undulöse primäre Quarze gefunden. Bei großen Porphyroklasten kann man alle drei Deformationsphasen (primärer undulöser Quarz, Subkornbildung und Rekristallisation) nebeneinander erkennen (Abb. 8). In den Metabündnerschiefern bilden die Quarze meist Porphyroklasten, die im Schnitt eine Bewegung des Tops nach Nordwesten zeigen. Die Calcitkomponente ist überwiegend noch relativ grob mit Korngrößen von teils über 0,5 Millimeter und zeigt oft ein granoblastisches Gefüge. Die Deformation wird durch verbogene und eingeregelte Gleitzwillingslamellen ersichtlich. Glimmerfische in den Metabündnerschiefern zeigen mehrheitlich eine Top-nach-Nordwest Bewegung an. Ansonsten sind die Glimmer meist parallel zur Schieferung eingeregelt. In den XY-Schnitten konnte öfters eine Ausrichtung von einzelnen Mineralen im Durchschnitt mit Nordwest-Südost-Richtung ausgemacht werden.

Die Prasinite sind ebenfalls unterschiedlich mylonitisiert. Kinematische Schersinnindikatoren bieten überwiegend nur die Albite. Zum Teil rotierte Einschlüsse (Aktinolith, Epidot, Chlorit) lassen darauf schließen, daß die Albite synkinematisch entstanden sind. Die Albit-Porphyroblasten kommen entweder als s- oder d-Klasten vor und zeigen mehrheitlich einen Transport des Hangenden nach Nordwesten an. Der Albit selber zeigt teilweise eine Subkornbildung und ist nur sehr selten rekristallisiert. Deformationszwillinge wurden auch gefunden. Weitere porphyrische Minerale sind große Amphibole. Sie zeigen meist eine phakoide Form und wirken am Rand und im Druckschatten ausgefranzt. Diese Ausfranzung besteht aus neugebildeten Amphibolen. Der Bewegungssinn entspricht den Albiten. Im XY-Schnitt sind die Amphibole zum größten Teil in nordwest-südöstlicher Richtung ausgerichtet.

Marmore kommen auch in allen mylonitischen Verformungsgraden vor. Protomylonite bilden noch relativ große Calcit-Kristalle bis 1 Millimeter Durchmesser. Die Deformation wird nur an eingeregelten Calcitzwillingslamellen ersichtlich. Dagegen sind die Ultramylonite stark rekristallisiert. Es liegt bei diesen eine einheitliche Korngröße um 0,01 Millimeter vor. Teilweise treten perfekt parallel zur Schieferung orientierte, idiomorphe Hellglimmer auf. Dabei handelt es sich um Neubildungen. Sie haben aber trotzdem eine gewisse Deformation erfahren, denn im XZ-Schnitt sind sie deutlich länger als im YZ-Schnitt. Im zugehörigen XY-Schnitt erkennt man auch eine Längung der Glimmer in Richtung Nordwest-Südost.

In den Trias-Quarziten wurden ebenfalls gute kinematische Indikatoren gefunden (Abb. 4). Einzelne Feldspat-Porphyroklasten (s- und d-Klasten) und Glimmerfische unterstreichen die bisherige Schersinnrichtung. Auch die Längung der Feldspäte und die Undulösität der Quarze im XY-Schnitt zeigen tendenziell die bisher ermittelte Deformationsrichtung nach Nordwesten bis Norden an. Die Quarzmatrix ist stark rekristallisiert und damit equigranular. Die Kornkontakte sind interlobat und der Quarz löscht undulös aus.



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Zone von Zermatt-Saas-Fee:

Im Gegensatz zu den bisher beschriebenen Zonen ist die Zone von Zermatt-Saas Fee zwar hochmetamorph, aber nicht so mylonitisch ausgeprägt. Es wurden deutlich weniger Porphyroklasten und -blasten gefunden. Auch ist die Schieferung teilweise kaum zu erkennen. Die wenigen eindeutigen Schersinnindikatoren (Schneeballgranate und s-klasten) (Abb. 5), die gefunden wurden, variieren in ihrer Schersinnrichtung stark.

Besonders die Serpentinite zeigen hinsichtlich des Schersinns ein sehr uneinheitliches Gefüge. Zwar kommen immer wieder s- oder d-Klasten (Pyroxenrelikte und Magnetit) vor, aber eine einheitliche beziehungsweise dominierende Schersinnrichtung wurde nicht festgestellt. Der Antigorit selber bildet ein mikrodiablastisches beziehungsweise feinschuppiges Parallelgefüge.

In den eingeschuppten Granatglimmerschiefern läßt sich ebenfalls keine einheitliche Schersinnrichtung ausmachen, obwohl einige Porphyroklasten und Schneeballgranate gefunden wurden. Der Quarz ist teilweise rekristallisiert und liegt meist stark undulös vor. Vorhandene Glimmer zeigen nur eine mäßige Einregelung.

Die Prasinite zeigen dagegen ein einheitlicheres mikrokinematisches Gefüge. Granat-Porphyroblasten beziehungsweise synkinematisch entstandene Schneeballgranate (Abb. 2) deuten durchschnittlich auf eine Top-Bewegung nach Nordwest hin. Ferner ist eine deutliche Einregelung der Minerale erkennbar. Außerdem findet man im XY-Schnitt Lineationen, die nach Nordwesten zeigen. Die Feldspäte sind teilweise leicht undulös und nur selten rekristallisiert.



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Monte Rosa-Decke:

Zwar erfuhren die Gesteine der Monte Rosa-Decke eine eklogit- und später nochmal eine grünschiefer- bis epidotamphibolitfazielle Überprägung, aber die Mylonitisierung ist häufig gering. Besonders die Granite geben wenig Auskunft über Bewegungsvorgänge. Die meisten mikrokinematischen Indikatoren wurden in der Gornergrat-Zone und in Granatglimmerschiefern am Stockhorn gefunden. Die Glimmer sind meist eingeregelt und treten öfters als Glimmerfische auf und zeigen einen Transport nach Nordwest bis West an. Porphyroklasten wie Sigmaklasten tauchen im Gegensatz zu den bisher beschriebenen Zonen seltener auf. Trotzdem zeigen die wenigen gefundenen Klasten eine Bewegung des Hangenden nach Nordwest bis West an. In manchen Schliffen wurden auch Schersinnrichtungen mit einer Top-nach-Südost Bewegung gefunden. Diese sind wahrscheinlich Zeugen aus der D3-Phase.

Aus der Rekristallisation und Subkornbildung von Quarz und Feldspat können in etwa die während der Deformation herrschenden Temperaturen abgeschätzt werden. Der Quarz ist sehr häufig rekristallisiert und zeigt nur selten eine Subkornbildung an. Er bildet meist eine Struktur mit interlobaten Kornkontakten und equigranularer, feinkörniger (durchschnittlich 0,1 Millimeter im Durchmesser) Korngröße. Damit müssen zirka 400-700°C während der Deformation geherrscht haben (PASSCHIER & TROUW 1996, MESCHEDE 1994). Teilweise liegt der Quarz statisch rekristallisiert vor. In diesen Fällen hat er eine inequigranulare, polygonale bis interlobate Struktur und ist deutlich gröber beziehungsweise bildet ein granoblastisches Gefüge. Die Feldspäte zeigen häufig eine Subkornbildung, können aber auch rekristallisiert sein. In den Granitgneisen wurden am Rand der Feldspäte eine Kornverkleinerung beobachtet. Solche Kern-Mantel-Strukturen entstehen bei 400-500°C (PASSCHIER & TROUW 1996). Die Rekristallisation und Subkornbildung kann ebenfalls in diesem Temperaturfenster stattfinden, wird aber erst ab 500°C (PASSCHIER & TROUW 1996) richtig bedeutungsvoll. Zusammen mit Granaten und myrmekitischen Verwachsungen zwischen Feldspäten und Quarz müssen Temperaturen von über 500°C geherrscht haben.



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Abb. 2: Synkinematisch gewachsener und rotierter Schneeballgranat in einem Grünschiefer. An diesem Porphyroblast erkennt man rechts oben und links unten Drucklösungserscheinungen. Außerdem sind Einschlüsse aus Klinozoisit, Aktinolith, Albit und Chlorit rotiert. Umgebende Minerale sind Albit, Klinozoisit, Chlorit und Aktinolith. Der Schneeballgranat zeigt zusammen mit seinem Druckschatten einen sinistralen Schersinn an (Probe 00/8/20b, Ansicht unter gekreuzten Polarisatoren).








Abb. 3: Grünschiefer mit ECC-Gefüge. Sinistraler Schersinn. Synkinematisch gewachsene Minerale: Albit, Aktinolith, Chlorit, Epidot (Probe 00/8/7c).








Abb. 4: Metaquarzit mit Kalifeldspat-Sigmaklast in dynamisch rekristallisierter Quarzmatrix mit Phengit. Dextraler Schersinn (Probe 00/8/21f, Ansicht unter gekreuzten Polarisatoren, Schliff etwas zu dick, deshalb die grau-gelbe Farbe des Quarzes).








Abb. 5: Grünschiefer mit Granat-Sigmaklast. Umgebende Minerale und Einschlüsse sind Albit, Klinozoisit, Aktinolith, Chlorit und Calcit. Dextraler Schersinn. Der Granat ist wahrscheinlich ein Relikt aus der eklogitfaziellen Metamorphose (Probe 00/8/28a, Ansicht unter gekreuzten Polarisatoren).








Abb. 6: Metaquarzit mit einem Mikroklin-Deltaklast in dynamisch rekristallisierter Quarzmatrix mit sehr gut eingeregelten Phengit-Glimmerfischen. Dextraler Schersinn (Probe 00/8/21f, Ansicht unter gekreuzten Polarisatoren, Schliff etwas zu dick, deshalb die grau-gelbe Farbe des Quarzes).








Abb. 7: Boudinage eines Albitbandes als Anzeiger für Extension in einem Grünschiefer, bestehend aus Albit, Aktionolith, Chlorit und Epidot (Probe 00/8/8d, Ansicht unter gekreuzten Polarisatoren).








Abb. 8: Übergang von undulösem primärem Quarz über Subkornbildung (gleiche Auslöschung der Körner) zu dynamischer Rekristallisation (kleine längliche Quarzkörner mit homogener Korngröße) am Rand eines Quarzporphyroklasten in einem Metabündnerschiefer. Rechts unten erkennt man Calcitkristalle und Hellglimmer (Probe 00/8/12a, Ansicht unter gekreuzten Polarisatoren).








Abb. 9: Knickband in einem Grünschiefer mit ECC-Gefüge (die C'-Fläche ist in der rechten Bildmitte gut zu erkennen) (Probe 00/8/21b, Ansicht unter gekreuzten Polarisatoren).







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