11. Symposium 'Tektonik, Struktur- und Kristallingeologie'

Tübingen 1986 Erlangen 1988 Graz 1990

Frankfurt 1992 Göttingen 1994 Salzburg 1996

Freiberg 1998 Freiburg 2000 Erlangen 2002

Aachen 2004 Göttingen 2006

Universitätsdrucke GöttingenUniversitätsdrucke Göttingen

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Sonja Phillipp, Bernd Leiss, Axel Vollbrecht, David Tanner & Agust Gudmundsson (Hrsg.)

11. Symposium „Tektonik, Struktur- und Kristallingeologie“ Zusammenfassungen der Tagungsbeiträge

Seit nunmehr 20 Jahren findet regelmäßig alle zwei Jahre das Symposium “Tektonik, Struktur- und Kristallingeologie” statt. Die Tagung soll insbesondere jungen Nachwuchswissenschaftlern die Möglichkeit bieten, ihre Ergebnisse zu diskutieren und einem breiten Fachpublikum vorzustellen.In diesem Jahr wird schon TSK 11 durchgeführt – zum zweiten Mal nach 1994 wieder in Göttingen.

ISBN 3-938616-40-7


11. Symposium „Tektonik, Struktur- und Kristallingeologie“

Except where otherwise noted, this work is licensed under a Creative Commons License

erschienen im Universitätsverlag Göttingen 2006


11. Symposium „Tektonik, Struktur- und Kristallingeologie“ Zusammenfassung der Tagungsbeiträge

Universitätsverlag Göttingen 2006

Bibliografische Information der Deutschen Bibliothek Die Deutsche Bibliothek verzeichnet diese Publikation in der Deutschen Nationalbibliographie; detaillierte bibliografische Daten sind im Internet über <http://dnb.ddb.de> abrufbar. Diese Publikation wird außerdem über die Publikationsplattform GEO-LEOe-docs verfügbar sein <http://geoleo.sub.uni-goettingen.de/geoleo/www-docs/>. Anschriften der Herausgeber Geowissenschaftliches Zentrum der Universität Göttingen Abteilung Strukturgeologie und Geodynamik Goldschmidtstr. 3, D-37077 Göttingen http://www.gzg.uni-goettingen.de/struktur/

Titelbild: Deformierter und migmatisierter Metasediment-Xenolith (NE’ Gunnebo, Västervik-Gebiet, SE-Schweden), aufgenommen von Ralf Klischies. Dieser Xenolith gehört zu den metasedimentären Einheiten der Västervik-Formation, die unterschiedliche Grade von Migmatisierung zeigen. Solche Schollen treten in großer Anzahl am Nordufer des Verkebäcksviken in einem mittelkörnigen Granit auf, der vermutlich als Anatexit bei der Migmatisierung des Rahmengesteins entstanden ist. Anhand des dextral ausgelenkten Metasediment “Sigmaklasten” ist deutlich zu erkennen, wie der Granit sein eigenes Ausgangsmaterial deformiert. © 2006 Universitätsverlag Göttingen Umschlaggestaltung: Hans-Werner Hilse, David Tanner Satz und Layout: David Tanner ISBN 3-938616-40-7

Inhaltsverzeichnis

Vorwort 1

Almeida, H.L., Ruiz, A.S. & Vollbrecht, A. PosterMicrofabrics and textures of quartzites of the Indiavaí-Lucialva shearzone, SW Amazonian Craton: preliminary conclusions 3

Andrew, R. & Gudmundsson, A. PosterHolocene shield volcanoes in Iceland 6

Angerer, T. & Greiling, R.O. VortragRock fabrics in palaeo-weathering profiles below basement-cover inter-faces (AMS-study on drill cores from the Caledonian margin, CentralSweden) 9

Beck, A., de Wall, H. & Kück, J. VortragLithologierekonstruktion von submarinen Einheiten des Mauna KeaVulkans mit bohrlochgeophysikalischen Messungen der magnetischenSuszeptibilität, HSDP Bohrung, Hawai’i 12

Bense, F., Ertl, G., Battaglia, M. & Vollbrecht, A. PosterGPS-gestützte Kartierung gravitativer Massenverlagerungen an derRöt/ Muschelkalk-Grenze im Göttinger Wald 16

Bissen R. & Henk A. PosterFelsmechanische Untersuchungen am Hauptrogenstein (bjHR) der Vor-bergzone des südlichen Oberrheingrabens 18

Brodhag, S., Herwegh, M., Berger, A. & Pfiffner, A. VortragGekoppeltes Kornwachstum in polymineralischen Gesteinen 20

Burchardt, S., Gudmundsson, A. & Krumbholz, M. PosterTektonische Entwicklung des Geitafell-Vulkans, Südost-Island 21

Burchardt, S., Gudmundsson, A. & Philipp, S.L. PosterDyke emplacement in Tenerife (Canary Islands): Field studies and nu-merical models 24

v

TSK 11 Göttingen 2006

Burchardt, S., Kracke, T., Molli, G. & Leiss, B. PosterRegional fold structure analysis in the Eastern Alpi Apuane, NorthernApennine 25

Buurman, N. & Reuther, C.-D. PosterErkundung von Erdfallstrukturen in der Metropolregion Hamburg undLüneburg mit dem Georadar (Ground Penetrating Radar) 27

Chatziliadou, M, Hilgers, C. & Sindern, S. VortragFracture sealing in limestones, a microstructural and mineralogical stu-dy 30

Cotza, G., Thöni, M. & Grasemann, B. PosterStructural investigations of the W termination of the ‘Schneeberg Zug’— Austroalpine Unit, Southern Tyrol: Results from a crustal scale she-ar zone 33

Davaa, B., Geerdts, P., Vogler, M. & Henk, A. PosterEvolution of the Tamtsag Basin / NE-Mongolia — part II: structureand hydrocarbon potential 34

Deckert, H. & Gessner, K. PosterApplication of Photogrammetry in Geology: 3D Investigation of RockFracture Distributions 36

Deckert, H. & Ring, U. VortragRelevance of viscous flow in accretionary wedges 38

Doman, D., Riller, U. & Hofmann, K. VortragDeformation mechanisms in the eastern Sudbury Igneous Complex, Ca-nada: Evidence for meteorite impact into an active orogen 40

Dresmann, H., Spottke, I., Timar-Geng, Z. Wetzel, A. & Fügenschuh, B.Poster

A further step toward a thermochronological 3-D model of the SE BlackForest 42

Dunkl, I., Danisík, M., Picotti, V., Frisch, W. von Eynatten, H. & Castel-larin, A. Vortrag(U-Th)/He thermochronology — methodology and a case study: datingof faulting in the Southern Alps 45

Dworazik, N., Auer, A., Martin, U., Németh, K., de Wall, H. & Rolf, C.Poster

Magnetische Charakteristik von Pyroklastika des Ság-hegy VulkanKomplex, Kleine Ungarische Tiefebene 48

Ebert, A., Herwegh, M. & Pfiffner, A. VortragEntwicklung einer fluidbeeinflussten Scherzone am Beispiel der Glar-ner Hauptüberschiebung (Schweiz) 50

vi


Ehrlich, R., Sverdrup, E., Øye, V., Smørdal Lien, K. & Færseth, R.Vortrag

Quantification and sensitivity of fault seal parameters demonstrated inan integrated reservoir modelling work flow. A case study on the NjordField, Halten Terrace, Norway 52

Fischer, M., Hansen, B.T. & Kleinhanns, I.C. PosterGeochemische Klassifikation und Sm-Nd Isotopensystematik proterozo-ischer Metasedimente des Baltischen Schildes (Västervik Region, SE-Schweden) 56

Freitag, R., Jähne, F., Gaedicke, C. & Krbetschek, M. PosterDeformationsanalyse und mechanische Kopplung eines aktiven fore-arcs in Raum und Zeit, Kamtschatka, Russische Föderation 58

Friese, N., Krumbholz, M., Burchardt, S. & Gudmundsson, A.Poster

Strukturgeologische Analysen des Thingvellir Spaltenschwarms, Süd-west Island 61

Geerdts, P., Vogler, M., Davaa, B. & Henk, A. PosterEvolution of the Tamtsag Basin / NE-Mongolia — part I: basin fill 63

Gessner, K., Jones, P.A. & Wilde, A.S. VortragStrain Localisation, Fracturing and Hydrothermal Mineralisation: Nu-merical Models of the Mount Isa Copper Deposit, Australia 66

Glotzbach, C., Spiegel, C., Rahn, M. & Reinecker, J. PosterPerturbation of isotherms below topography: constraints from tunneltransects through the Alps, Gotthard road tunnel 67

Greiling, R.O., Lichtenberger, M. & Obermeyer, H. VortragElectromagnetic radiation (EMR) and its interpretation in terms ofstresses in the lithosphere 70

Grimmer, J.C. PosterVery high anisotropies of the magnetic susceptibility in ductile shearzones: first quantitative results from a metamorphic nappe in the Cen-tral Scandinavian Caledonides, Sweden 72

Gröger, H., Tischler, M., Fügenschuh, B. & Schmid, S.M. VortragThe timing of polyphase Miocene tectonics in Northern Romania 73

Gross, CJ PosterGrain coarsening and hydrothermal alteration in metacarbonates of theDamara Orogen, Namibia 75

Gudmundsson, A. & Geyer, A. PosterEffects of damage-zone thickness on fault displacement 79

vii


Gudmundsson, A. & Philipp, S.L. PosterHow stress transfer between volcanic and seismic zones affects volcanicand earthquake activity 81

Hauten, S., Handy, M.R. & Dobmeier, C. PosterFeldspar deformation in greenschist facies shear zones (Aar-Massif,Switzerland) 84

Heinemann, N, Giba, M. & Stipp, M. PosterScherzonen- und Schuppenbildung am Kontakt von Aarmassiv und Hel-vetikum im Bereich der Engelhörner, Berner Oberland (Schweiz) 85

Hilgers, C., Bücker, C. & Urai, J. VortragFossil overpressures compartments? A case study from the Eifel areaand some general aspects 87

Hilgers, C., Pennock, G., Schléder, Z., Burgila, S. & Urai, J. PosterMicrostructures of fibrous halite veins 90

Hirt, A.M., Schmidt, V., McEnroe, S., Heidelbach, F. & Robinson, P.PosterMagnetic fabric in ilmenite-rich norites of the Bjerkreimer-SokndalLayered Intrusion, Norway 91

Hoffmann, S., Müller, C., Philipp, S.L. & Gudmundsson, A. PosterStrukturgeologische Geländestudie im Mittleren Buntsandstein zurNutzung als geothermisches Reservoir 93

Ibele, T. & Behrmann, J.H. PosterDeformation und Kinematik der Lechtal-Decke im nordwestlichen Rä-tikon, Nördliche Kalkalpen (Vorarlberg, Österreich) 96

Jähne, F. & Freitag, R. VortragRemote Sensing Analyses of Neotectonic Active Regions in East-Kamchatka 98

Jonas, P.S. & Ranten, C.D. PosterThe significance of fractures in Europe 101

Kenkmann, T. VortragThe fate of sandstone during impact cratering: shock compaction, ca-taclastic flow, and granular fluidization 103

Kiechl, E., Rabitsch, R., Gaich, H., Kurz, W. & Winkler, G. PosterDie hydrogeologische Wirksamkeit von Störungen am Beispiel desTalhof-Störungs-System (Ostalpen, Österreich) 106

Klein, T., Zulauf, G., Craddock, J. & Glodny, J. VortragMethodische Untersuchungen am Kreta-Detachment (Kreta, Griechen-land): Anzeichen für eine alpidische Metamorphose der Hangendschol-le 108

viii


Klimczak, C. & Riller, U. PosterDeformation of the Onaping Formation in the NE-lobe of the SudburyIgneous Complex, Canada: Evidence for fold adjustment flow in thecore of a km-scale fold 111

Koehn, D., Renard, F., Toussaint, R., Schmittbuhl, J. & Passchier, C.Vortrag

Die dynamische Entwicklung von Styloliten 112

Kouankap, N.G.D. PosterTextures in mylonitised granite from Banefo area in the central part ofthe Cameroon Central Shear Zone (central Africa) — Kinematics andgradian deformation indicators 113

Kouankap, N.G.D. PosterNeotectonic markers in the Panafrican belt formations of Cameroon:elements of interpretation and their environmental impacts 115

Kouankap, N.G.D. & Sylvestre, G. VortragA new practical and economical technique for the obtention of highquality thin section photographs with the help of a simple optical mi-croscope 116

Krumbholz, M., Friese, N., Burchardt, S. & Gudmundsson, A.Poster

Fluidtransport entlang von Störungen und Klüften im Gebiet desHengill-Vulkans, SW-Island 119

Kühn, A. & Austrheim, H. PosterMetastability and HP metamorphism at fluid deficient conditions, anexample from the Bergen Arcs (Western Norway) 121

Kühn, A., Glodny, J. & Ring, U. PosterOligocene emplacement of the Eclogite Zone of the central Tauern Win-dow, Eastern Alps, Austria 122

Laukamp, C. & Angerer, T. PosterEo-Alpine imbrication of Middle Austroalpine units in the Gurktal Al-ps, Carinthia — questioning the existence of the Upper AustroalpineMurau Nappe 123

Laukamp, C., Petzel, V. & Bechstädt, T. VortragStructural control of fluid flow on a carbonate platform margin: anexample from the Otavi Mountainland, Namibia 125

Leiss, B. & Ullemeyer, K. PosterNeue Perspektiven der Texturanalytik von Gesteinen mit konventionel-ler Röntgenbeugung 128

Letourneur, L. & Gudmundsson, A. Poster

ix


Asymmetrical deformation of the Piton de la Fournaise (Réunion Is-land) summit cone 130

Liebl, C., Kuntcheva, B., Kruhl, J.H. & Kunze, K. PosterEffect of crystallography and temperature on the development of quartzhigh-angle grain boundaries in metamorphic rocks 132

Liu, J. & Cao, S. VortragChange of deformation mechanisms during low temperature flow ofrocks — observation from micron to nanometer scales 135

Lögering, M.J., Kolb, J., Meyer, F.M. & Schwarzbauer, J. VortragPaläofluide in störungskontrollierten Bruchsystemen der AachenerGeothermie-Bohrung 137

Mora, A., Parra, M. & Strecker, M. VortragThe role of penetrative deformation in orogenic processes. An examplefrom the Eastern Cordillera of Colombia 141

Müller, M., Grasemann, B., Edwards, M.A., Draganits, E., Voit, K., Igl-seder, C., Zámolyi, A. & Petrakakis, K. PosterExtensional crustal-scale shear zones in the Western Cyclades (Kea,Greece) 143

Nagel, T. & Buck, R. VortragÜber die mechanischen Ursachen von parallelen Abschiebungen 145

Neubert, J., van der Klauw, S. & Kley, J. PosterMicrofabrics and deformation processes in magmatic veins of the Thu-ringian Forest, Germany 146

Nitzsche, T., de Wall, H. & Rolf, C. PosterStrukturanalyse juveniler Fragmente in Vulkaniklastika des MesselMaar-Diatrems 151

Nüchter, J.-A. and Stöckhert, B. VortragFracturing and vein formation in the middle crust - a record of co-seismic loading and post-seismic stress relaxation 155

Otto, M, Hirt, A.M., Leiss, B., Schmidt, V. & Walter, J.M. PosterCorrelation of magnetic fabric and crystallographic preferred orien-tations of naturally deformed carbonate — mica rocks from the AlpiApuane in Italy and the Damara Orogen in Namibia 156

Peternell, M. & Kruhl, J.H. VortragCrystal distribution patterns and their anisotropy behaviour in igneousrocks: towards an automated quantification, first results 159

Pfaar, R., Leiss, B., Molli, G. & Walter, J.M. PosterGefügecharakterisierung von Calcitmyloniten und Marmoren bezüglich

x


senkrecht zueinander stehender Faltenteilstrukturen, Alpi Apuane, Ita-lien 161

Philipp, S.L. & Gudmundsson, A. PosterGypsum veins as hydrofractures in layered and faulted mudstones: im-plications for reservoir permeability 164

Philipp, S.L., Oelrich, A., Müller, C., Hoffmann, S, Bartelsen, T., Thäter,D. & Gudmundsson, A. PosterStrukturgeologische Studien als Beitrag zum Erfolg tiefengeothermi-scher Projekte 167

Pleuger, J., Roller, S., Walter, J.M., Jansen, E. & Froitzheim, N.Vortrag

Kinematik des Deckenkontaktes zwischen der Combinzone und derZermatt-Saas-Zone (Penninische Decken, Westalpen) und deren Be-deutung für die Exhumierung der Zermatt-Saas-Zone 170

Rambousek, C., Grasemann, B., Petrakakis, K., Edwards, M.A., Iglseder,C. & Zamolyi, A. VortragThe Serifos Metamorphic Core Complex (Greece) — kinematic inve-stigations of the southern detachment mylonites 172

Renk, D., de Wall, H., Martin, U. & Nemeth, K. PosterEinfluss der Zusammensetzung von Titanomagnetit auf die Anisotro-pie der magnetischen Suszeptibilität — Fallstudie an einem Dyke-SillKomplex in Ungarn 173

Reuther, C.-D. & Moser, E. VortragEmpirische Feldstudien über elektromagnetische Emissionen in Gestei-nen unter aktiven Krustenspannungen 177

Richter, P., Ring, U., Willner, A.P. & Leiss, B. VortragStructural contacts in the Late Paleozoic accretionary wedge of centralChile and their tectonic significance for the evolution of the accretio-nary complex 179

Riller, U. VortragOrigin of Central Andean collapse calderas 180

Riller, U., Götze, H.-J., Schimdt, S., Hongn, F. & Ivan, P. PosterIdentification of upper-crustal discontinuities using dip curvature ana-lysis of isostatic residual gravity: examples from the central Andes 181

Roeser, G, Behrmann, J.H. & Kopf, A. VortragGeotechnical characterization of trench- and slope sediments offSouthern Chile: preliminary results 182

Ruedrich & Vollbrecht PosterGeowissenschaftliche Bedeutung von Mikrorissen in Kristallingestei-nen 185

xi


Sachau, T. & Koehn, D. PosterInfluence of viscosity on the growth of high pressure phases in computerexperiments 187

Scherler, D., Kenkmann, T. & Jahn, A. VortragStructural record of an oblique impact: the central uplift of the UpheavalDome impact structure, Utah, USA 188

Schmatz, J., Vrolijk, P., Urai, J.L., Giese, S., Ziegler, M. & van der Zee,W. PosterExperimental study of the evolution of fault gouge in layered sand–claysequences 191

Schmidt, V. Hirt, A.M., Burlini, L., Leiss, B. & Walter, J.M. VortragMeasurement of calcite crystallographic-preferred orientations by ma-gnetic anisotropy and comparison to diffraction methods 194

Schmidt, V., Hirt, A.M. & Rosselli. P. PosterSeparation of magnetic subfabrics by high-field, low-temperature torquemeasurements 196

Scholz, K., Urai, J.L., Trautwein, U. & Kukla, P. VortragMicrostructural analysis of the RWTH-1 cores in thin-sections 196

Schreurs, G., Giese, J., Berger, A. & Gnos, E. PosterThe role of the Ranotsara Zone in southern Madagascar for Gondwanacorrelations 198

Schneider, S. & Rosenberg, C. PosterKinematics of the SEMP-fault in the western Tauern Window (StilluppValley) 201

Schulz, B., Krenn, E., Finger, F. Brätz, H & Klemd, R. PosterCadomian and Variscan metamorphic events in the Léon Domain (Ar-moricanMassif) resolved by trace element analysis in monazite andgarnet 203

Schwarz, M. VortragEvolution and structure of the Upper Rhine Graben — quantitativeinsights from numerical modelling approaches 205

Seib, N., Kley, J., Freitag, R. & Voigt, T. PosterDie neogene Entwicklung des zentralen Tien Schan, Kasachstan. ErsteErgebnisse von Apatit-Spaltspurdatierungen und morphotektonischerAnalyse von Satellitendaten 207

Seidel, T., Leiss, B., Küster, Y., Ullemeyer, K. & Schramm, M.Poster

Texturanalysen von Halitmyloniten aus den Salzstrukturen Gorleben,Morsleben und Teutschenthal 211

xii


Siemes, H., Klingenberg, B., Rybacki, E., Naumann, M., Walter, J.M.,Jansen, E. & Kunze, K. PosterMikrostruktur und Textur nach Scherverformungsversuchen an Häma-titerzen 214

Steenken, A., Siegesmund, S., López de Luchi, M., Rapalini, A & Wemmer,K. VortragSyn-kinematic magma ascent and batholith inflation (Sierra de SanLuis/Argentina) 216

Steffes, E., Riller, U. & Doman, D. PosterDeformation der karbonatischen Espanola-Formation im zentralen Teilder Sudbury-Impaktstruktur, Kanada 220

Stipp, M. Tullis, J. & Behrens, H. VortragThe effect of water, temperature and strain rate on the dislocation creepmicrostructure, recystallized grain size and flow stress of quartz 222

Streit, V., de Wall, H & Dietl, C. PosterMagnetische Suszeptibilitätsmessungen an Gängen vom Ostrand desHauzenberger Granitplutons — Bayerischer Wald 224

Tanner, D.C., Lohr, T., Krawczyk, C.M., Oncken, O., Endres, H., Samiee,R., Trappe, H. & Kukla, P. PosterKinematic 3D Retro-Deformation of Fault Blocks Picked from 3D Seis-mics 226

Timar-Geng, Z., Henk, A. & Wetzel, A. PosterTwo-dimensional finite element models of convective heat transfer inthe upper crust — implications for the interpretation of fission-trackdata 228

Trepmann, C.A. & Spray, J.G. VortragMicrostructural evidence of impact-induced crystal-plastic deformationand post-shock annealing of quartz 229

Trepmann, C.A., Stöckhert, B., Dorner, D., Küster, M. & Röller, K.Poster

Quartz microstructures in nature and experiment — evidence of rapidplastic deformation and subsequent annealing 232

Ullemeyer, K. & Behrmann, J.H. VortragNeutron time-of-flight texture measurements in Dubna: Status and de-velopments 233

Ustaszewski, M., Pfiffner, A. & Herwegh, M. VortragNeotectonics in the Swiss Alps — A late Alpine to postglacially activefault at the Gemmi Pass 235

Vahle, C., Kontny, A., Dietze, F. & Audunsson, H. PosterDiscrimination of different volcanic rock units by magnetic properties

xiii


— geothermal field at Reykjanes peninsula (SW-Iceland) 238

Voit, K., Grasemann, B.,Edwards, M.A., Müller, M., Iglseder, C., Petra-kakis, K. & Exner, U. PosterKinematics and deformation structures in a crustal-scale shear zoneon Kea (W. Cyclades, Greece) 239

Vollbrecht, A., Leiss, B. & Thust, A. PosterKomplexe Verformung von Metaquarziten im Umfeld kleinräumigerGranitintrusionen — Ergebnisse einer Vorstudie im Paläoproterozoi-kum der Västervik Region (SE-Schweden) 240

Wagner, L., Lohr, T., Tanner, D.C., Krawczyk, C.M. & Oncken, O.Poster

Structural investigation and strain analysis of a polyphase flower struc-ture in the Lower Saxony Basin, Germany 243

Wittek, A., Riller, U., & Hecht, L. PosterThe importance of lithological heterogeneity of the Onaping Formati-on for understanding post-impact deformation of the Sudbury ImpactStructure, Canada 246

Zámolyi, A., Grasemann, B., Draganits, E., Petrakakis, K., Iglseder, C.,Rambousek C., Exner, U., Voit, K. & Müller, M. PosterLate stage evolution of the Serifos Metamrophic Core Complex (Cycla-des, Greece) 248

Zander, I. PosterTertiäre Landoberflächen in Mitteldeutschland als Anzeiger tektoni-scher Bewegungen — Eine Rekonstruktion mittels Einsatz von Geo-Informationssystemen 249

Autorenverzeichnis 257

Adressenverzeichnis 261

xiv


VorwortSeit nunmehr 20 Jahren findet regelmäßig alle zwei Jahre das Symposium ‚Tektonik —Strukturgeologie — Kristallingeologie‘ (TSK) statt. Die Tagung soll insbesondere jungenNachwuchswissenschaftlern die Möglichkeit bieten, ihre Ergebnisse zu diskutieren undeinem breiten Fachpublikum vorzustellen. Dies ist natürlich besonders attraktiv, wennauch die ‚alten Hasen‘ der Zunft eifrig dabei sind.In diesem Jahr wird schon TSK 11 — nach Tübingen, Erlangen, Graz, Frankfurt, Salz-burg, Freiberg, Freiburg und Aachen nun zum zweiten Mal nach 1994 wieder in Göttingendurchgeführt. Wir freuen uns, auch dieses Mal wieder ein vielseitiges Tagungsprogrammpräsentieren zu können. Die vorgestellten Arbeiten befassen sich mit Geländebeobachtun-gen, Laboranalysen und -experimenten bis hin zu Computermodellierungen. Im Maßstabreichen sie vom submikroskopischen Bereich bis hin zu ganzen Orogenen. Dabei werdensowohl duktile als auch spröde Deformationsprozesse beleuchtet. Regionale Geologie istebenso Thema wie auch eher angewandte Fragestellungen.Um die einzelnen Beiträge schnell auffinden zu können, wurden diese alphabetisch nachErstautoren geordnet. Aus Zeitgründen konnte nur der kleinere Teil der mehr als einhun-dert eingegangen Beiträge in das Vortragsprogramm aufgenommen werden. Auf paralleleVortragssitzungen haben wir bewusst verzichtet. Besonderen Raum für anregende Dis-kussionen sollen auch die thematisch zusammengestellten Postersitzungen bieten, für diewir spezielle Zeiten eingeräumt haben. Hierzu werden Poster jeweils vorher im Plenumkurz vorgestellt.Die eingegangenen Manuskripte wurden, wie bei TSK üblich, für die Publikation keinemGutachterverfahren unterzogen. Daher sind die jeweiligen Autoren allein für den Inhaltverantwortlich.Wir wünschen allen Teilnehmenden anregende Diskussionen und interessante Kontaktesowie einen schönen Aufenthalt in der ‚Stadt, die Wissen schafft‘ !

Göttingen, im Februar 2006

Sonja PhilippBernd LeissAxel VollbrechtDavid TannerAgust Gudmundsson

1


2

TSK 11 Göttingen 2006 Almeida et al.

Microfabrics and textures ofquartzites of the Indiavaí-Lucialva shear zone, SWAmazonian Craton: prelimi-nary conclusions Poster

Harrizon Lima de Almeida1 AmarildoSalina Ruiz1 Axel Vollbrecht2

IntroductionThe purpose of this contribution is topresent preliminary results regardingthe kinematics and deformation con-ditions of the Indiavaí-Lucialva ShearZone, based on the analysis of thetexture and microfabrics of relatedquartzites.

Geological settingThe Amazonian Craton consists of olderArchean cores related to a larger ac-cretionary event represented by the for-mation of several province belts (Teix-eira et al. 1989; Tassinari et al.2000). The tectonic evolution of theSW Amazonian Craton, in particular,has been attributed the formation ofan accretionary complex, Proterozoicin age (Rodonia-San Ignacio Orogeny).Although that division was based ongeochronologic data, lineaments havebeen proposed as structural limits be-tween several terranes. Saes (1999) pro-posed that the Santa Helena and Jauru(Alto Jauru, Geraldes et al., 2001) ter-ranes were separated by the Indiavai-Lucialva shear zone (ILSZ). The ILSZconstitutes an important mega struc-ture which deformed units of the Jauruterrain and parts of the limit east of theSanta Helena terrain (Fig. 1). Based1 Dep. Geologia Geral, Universidade Fed-eral de Mato Grosso-ICET/DGG 2 Geowis-senschafliches Zentrum der Georg-August-Uni-versität Göttingen (GZG)

on field studies and Ar-Ar muscoviteages, Ruiz (2005) and Ruiz et al. (2005)have demonstrated that the ILSZ wasformed during an extensional tectonicevent, possibly associated with the re-arrangement of collided blocks relatedto the Sunsás Orogeny (ca. 900Ma).

The Indiavaí–Lucialva Shear Zone

The Indiavaí–Lucialva Shear Zone(ILSZ) strikes NW-SE over a dis-tance of about 100 km separatingmagmatic rocks from a metavulcanic-metasedimentary sequence. In thestudied area (Fig. 1) rocks whichdisplay a distinct mylonitic fabric fre-quently contain feldspar porphyroclastsand garnet. In addition, quartz-richtectonites, former quartzites, developedalong the ILSZ. The mylonitic foliation(smyl) of these mylonitic quartizites,marked by aligned muscovite flakesand strongly flattened small quartzgrains, is subparallel to the margins ofthe shear zone which strikes 315–330°and dips with angles between 60° and70° to the east-northeast. Shear sensecriteria are usually abundant mainly ingneisses which have retained evidenceof mylonitization at mesoscale. More-over, the rocks show a well-developedstretching lineation which is definedmainly by elongated grains of quartzand muscovite laths. The dip anglesof this lineation typically vary betweenabout 50° and 70°. The ILSZ clearlyexhibits a normal fault kinematic,i.e. a top-to-the-NE movement, jux-taposing the Santa Helena Batholithagainst metavulcanic-metasedimentarysequences and orthogneisses of thebasement.

3

Almeida et al. TSK 11 Göttingen 2006

Figure 1: Geological sketch map of the SW Amazonian Craton. The stereoplots displaythe poles to the mylonitic foliation smyl (A) and stretching lineation L (B), measuredwithin the ILSZ; modified after Ruiz (2005).

Microfabrics

In all the analyzed quartzites, quartzforms polycrystalline aggregates con-sisting of inequigranular grains withvery irregular interlobate grain bound-aries. The average quartz grainsize scatters between 0.3 and 1.4mm(Fig. 2A). The occurrence of dissec-tion microstructures (Urai et al. 1986)with the consequent formation of iso-lated ‘island’ grains, has also beenobserved in the several thin sections(Fig. 2A). Such microstructures are in-terpreted as resulting from fast mi-gration of grain boundaries, correlatedwith the regime 3 microstructure ofHirth & Tullis (1992) which indicateshigh-temperature (HT) conditions dur-ing mylonitisation. In addition, otherfeatures pointing to grain boundary mi-gration like dragging and pinning mi-crostructures (Jessel, 1987) have beenobserved. Microstructures represent-ing a subsequent intracrystalline defor-

mation include deformation bands andirregular subgrains. Frequently, twosets of deformation bands are developed(‘chessboard patterns’; Fig. 2B) indicat-ing HT crystal plasticity (e.g., Kruhl,1996). Muscovite occurs as solid inclu-sions in quartz or along the quartz grainboundaries. In the first case, muscoviteconsists of boudinaged single crystalselongated parallel to the mylonitic fo-liation (Fig. 2C). It also displays defor-mation (kink) bands, particulary withinlarger grains. Kinematic indicators, e.g.mica and tourmaline displaying distinctasymmetric fish-structures, point to atop-to-the-ENE (normal) sense of shear(Fig. 2D). Altogether, grain boundarymigration has to be assumed here as themain mechanism of dynamic recrystal-lization.

Quartz textures

As a start, quartz c-axis textures(crystallographic-preferred orienta-

4

TSK 11 Göttingen 2006 Almeida et al.

Figure 2: Deformation microstructuresin mylonitic quartzite A. Quartz grainswith irregular shape and lobate boundaries.The arrow points to an isolated ‘island’grain. B. Two sets of deformation bandsin quartz (‘chessboard patterns’). C. Tour-maline (top) and muscovite grains (middle)showing boudinage. D. Tourmaline microfish (arrow) documenting a top-to-the-eastsense of shear when reoriented to the field.

tions) have been measured for threeselected quartzite mylonite samples(Fig. 3). The quartz c-axis patterns arecomplex with a more or less pronouncedasymmetry with respect to the referencedirections (smyl and L) indicating a pre-dominance of non-coaxial deformation.The c-axis maxima close to smyl suggestthat prism slip in <a> or [c], which isgenerally attributed to HT deformationregimes (e.g. Mainprice et al. 1986), hassignificantly contributed to the texturedevelopment. Only sample C shows, inaddition, a significant concentration of<c>-axes sub-normal to smyl pointingto basal slip at lower temperatures.Intermediate positions of maxima areprobably related to combined prism andbasal slip in connection with complexdeformation geometries (e.g. Garbutt& Teyssier, 1991). According to Stippet al. (2002) complex pole figure of this

Figure 3: Quartz c-axis textures of threeselected quartzite mylonites (A, B, C) fromthe ILSZ; horizontal line-trace of smyl; dots— direction of L; trace of smyl is ori-ented with respect to geographic directions;Schmidt net, lower hemisphere.

kind are typical for HT deformationof quartz polycrystals. As related tothe field, the obliquity of the patternsindicates a top-to-the-NE sense ofshear.

ConclusionsBased on both characteristic quartz mi-crostructures and quartz c-axis texturesthe knowledge about the deformationconditions within the ILSZ could beimproved. The microfabrics and in-tracrystalline structures of quartz in-dicate HT deformation with dominantgrain boundary migration recrystalliza-tion and subsequent weak plastic defor-mation producing two sets of deforma-tion bands in many grains. Deformationin a HT deformation regime is also con-firmed by typical quartz c-axes textureswhich, in addition, reflect a strong com-ponent of non-coaxial strain.

Acknowledgements The researchwas supported by CNPQ Grant350565/2004-0 and FAPEMAT Grant3.2.2.33/02-2004.

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Andrew & Gudmundsson TSK 11 Göttingen 2006

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Holocene shield volcanoes inIceland Poster

Ruth Andrew1 Agust Gudmundsson1

IntroductionHolocene shield volcanoes (lava shields)are common in Iceland, but they arerestricted in space and time. As re-gards space, most of the shield volca-noes in Iceland occur within two bandsin the West and North Volcanic Zones(Fig. 1). There are no shields in theEast Volcanic Zone apart from the is-land of Surtsey. The shields are mostlyat the margins of or outside the volcanicsystems (Fig. 2). As regards time, manyHolocene shield volcanoes formed some5000–10000 years ago during early post-glacial time. Apart from the shield ontop of the island of Surtsey, there are noknown shields in Iceland younger thanabout 3500B.P.

FormationThe formation of shield volcanoes fol-lows a general pattern. The eruptionbegins with a fissure that subsequently1 Dept. Structural Geology and Geodynamics,University of Göttingen, Germany

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TSK 11 Göttingen 2006 Andrew & Gudmundsson

Figure 1: Map of Iceland with shield volca-noes and fissure marked as circles and linesrespectively. The Neovolcanic Zone is alsoshown as the darker shaded area, and themain ice caps are marked.

becomes concentrated at several vents,which generate overlapping shields. Asingle vent, the last one to remain ac-tive, generates a main shield whichburies the earlier overlapping smallershields. The shield volcano itself con-sists of two main morphological units;a central cone and a lava apron. Thecone is generally roughly symmetrical,

Figure 2: The Reykjanes Peninsula withits volcanic systems and their postglacialshields and fissures shown. Note the loca-tion of many shield volcanoes on the out-skirts or outside of volcanic systems. Ke-flavik Airport is also shown along with themain settlements of the peninsula.

and the apron roughly a circular shape,though both are affected by topogra-phy (Rossi, 1996). There is no calderacollapse associated with Icelandic shieldvolcanoes, since they are supplied withmagma from elongated reservoirs at theboundary between the crust and uppermantle.

CompositionIn Iceland, the shield volcanoes aremainly of two compositions, olivine-tholeiite basalt and picrite basalt, bothof which are primitive basalts. Themagma composition is determined bythe local pressure and temperature con-ditions, as well as the composition ofthe rock undergoing partial melting.Rossi (1996), who documented 40 to50 Holocene shield volcanoes in Icelandand made a detailed study of 31 foundall the shield volcanoes to be mono-genetic. Of the 31 shields studied indetail, 24 are olivine-tholeiite basaltsand 7 picrite basalts. This indicatesthat the conditions for the formation ofolivine-tholeiite shields are more com-monly satisfied than the conditions forpicrite shields.Picrite magma is a primary magma fromthe mantle. During the waning stages ofthe last glaciation and the early post-glacial period, magma of this compo-sition migrated up under the volcaniczones of the Reykjanes Peninsula at ex-ceptionally high rates. This high rateof migration is attributable to the de-crease in lithostatic pressure as a re-sult of the rapid melting of the glaciers.Later in the postglacial period, the pi-crite magma is thought to have beentrapped by the lighter olivine-tholeiitemagma that subsequently accumulatedin the upper parts of the magma reser-voirs (Gudmundsson, 1986).

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Andrew & Gudmundsson TSK 11 Göttingen 2006

Figure 3: Skjaldbreidur shield volcano in the West Volcanic Zone.

Shields and FissuresThe volumes of shield volcanoes differfrom those of fissure eruptions withinthe same volcanic system. The aver-age lava volume of Holocene shield erup-tions is much larger than the averagelava volume of Holocene fissure erup-tions. For example, on the ReykjanesPeninsula the mean eruptive volume of101 volcanic fissures is about 0.1 cubickilometers, whereas that of 26 shields isabout 1 cubic kilometre. A typical largeHolocene shield volcano on the Reyk-janes Peninsula is Skjaldbreidur, whichhas a volume of around 15 cubic kilo-meters (Fig. 3). There is also a corre-lation between the compositions of thetwo types of eruption; the fissures pro-duce more-evolved basalts, commonlytholeiite or quartz-tholeiite.

ConclusionsHere we present conceptual and numer-ical models as to how the stress changesrelated to the deglaciation may, partlyat least, explain four related volcano-tectonic features in Iceland. First, howhigh-density basaltic magmas were ableto reach the surface to form the shields.Second, why most of the shields formed

in the early part of the postglacial pe-riod, with hardly any formed during thepast 3500 years. Third, why many of theshields formed at the margins of the vol-canic systems to which they are associ-ated rather than at their centres. And,fourth, why the shields became confinedto the West and North Volcanic Zones,with essentially no shields in the EastVolcanic Zone.

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TSK 11 Göttingen 2006 Angerer & Greiling

Rock fabrics in palaeo-weathering profiles belowbasement-cover interfaces(AMS-study on drill coresfrom the Caledonian margin,Central Sweden) Vortrag

Thomas Angerer1

Reinhard O. Greiling1

Basement-cover-interfaces are impor-tant crustal boundaries. In manycases they act as detachment hori-zons. Criteria like pre-erosional base-ment characteristics, intensity of palaeo-weathering and post-erosional processesduring burial stage lead to a huge vari-ety of observable alteration and fabricfeatures of basement-cover-interfaces,which may influence the shear-strength.

Unconformity-parallel planar fabrics inthe weathering profile were facilitatedby palaeo-alteration and later processes(Angerer 2005 unpubl. data). Suchfabrics may be a factor for loweringthe shear-strength (e.g. Wintsch et al.1995). The probably ubiquitous exis-tence of those fabrics at basement-cover-interfaces is investigated in case studiesby means of AMS-fabric analysis, whichis a sensitive indicator of rock fabricchanges.

The present case study is based onsections from two drill cores acrossthe erosional unconformity betweenFennoscandian Granite (Revsund) andCambrian Gärdsjön Fm. (LångvikenSGU 73007 and Hara 79002, see Fig. 1)(petrographic descriptions in Gee, 1978and Gee et al. 1982).

1 Geologisch-Paläontologisches Institut, Uni-versität Heidelberg, Im Neuenheimer Feld 234

Figure 1: Geological overview of the Cen-tral Caledonides. Marked are the two drillhole localities.

Hara SGU 79002 drill coreIn the Hara drill core, the basement-cover-interface is reached at 180m drilldepth. The upper part of the base-ment is a 5.5m thick tectonic slice withweathered and brecciated granite. Thefootwall of this slice is a shear surfacewith a foliated cataclasite and a thingraphitic black shale horizon. Below theslice there is a gradual change downwardfrom strongly weathered to fresher gran-ite. This can be considered as a primarypalaeo-weathering profile below an ero-sional unconformity. The samples areparamagnetic with very low bulk sus-ceptibility (κbulk) values. Dark graniticsamples are graphite bearing and clayrich due to weathering and/or brittle

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Angerer & Greiling TSK 11 Göttingen 2006

Figure 2: Compilation of the AMS-parameters bulk susceptibility (κbulk), eccentricity(P ′) and inclination of magnetic foliation (κmin = surface pole) and magnetic lineation(κmax) in dependance of distance from unconformity.

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TSK 11 Göttingen 2006 Angerer & Greiling

brittle deformation. The feldspar-to-clay alteration during weathering is aprocess that increased the bulk suscep-tibility. Both magnetic foliation and lin-eation are steep in the granite. Whereasthe foliation inclination remains rela-tively stable, the lineation inclinationdecreases considerably together with ec-centricity P ′ and shape factor T (latternot visualized here) towards the blackshale horizon. These changes of param-eters, especially the systematic loweringof the lineation inclination, can be bestexplained with a multi-phase superposi-tion of unconformity-related fabrics (seeFig. 2, upper part).

Långviken SGU 73007 drill coreThe autochthonous granite in theLångviken drill core below 437m drilldepth is divided into a more stronglyweathered and brecciated zone downto 6m below the unconformity (low-κ-granite) and a relatively fresher zonefurther below (high-κ-granite). Thetransition is rather discrete. However,there are parts of low-κ- inside thehigh-κ-granite. The high-κ-granite ismagnetite bearing (large crystals of upto 2mm), whereas the low-κ-graniteis free of magnetite, but bearing Fe-clay and hematite as the susceptibility-dominating phases.With the decrease of κbulk, P ′ decreases,as well. The magnetic lineation is steepin the high-κ-granite and changes toshallow in the low-κ-granite (see Fig. 2,lower part.) The magnetic foliation re-mains sub-parallel to the steep primarygneissic foliation. The change of themagnetic fabric towards the unconfor-mity reveals characteristics like in theHara drill core, therefore similar super-position processes can be assumed.In the Långviken drill core, 12 m above

the basement-cover-unconformity, thesequence is cut by a thrust, which trans-ported a slice of granitic basement (7mthick) with overlying cover sediments.It is a detached uppermost part of theautochthonous granite. Pyrrhotite ap-pears dispersed in the deformed ma-trix of the central part and the cata-clastic part in form of small irregularcrystals (0.02mm). This has an im-pact on κbulk and P ′, because of themagnetic field dependence of pyrrhotite.However, the AMS-ellipsoid shaping ef-fect of pyrrhotite is not important com-pared to the rock fabric defining shear-deformation.Through the entire slice the granite issheared in a ductile way and alteredwith a green colour. Both footwall andhanging-wall of the granite are cata-clastically deformed. The distinct rockfoliation is pronounced and flat-lyingtowards the top and bottom. Mag-netic foliation parallels the main petro-graphic foliations. In the centre part ofthe sheared granite, fabrics are slightlysteeper and partly composed by two setsof surfaces. The deformation gradientthrough the slice can be traced by κbulk,by P ′, which reaches 70% in the lowercataclasite, and by the inclination of themagnetic lineation. Towards both rimsof the sheared granite, the magnetic lin-eation becomes shallow, which is clearlycaused by simple shear deformation (seeFig. 2, middle part).

Systematic unconformity-relatedmagnetic fabricsThe results show how useful AMS isto trace even cryptic flat-lying fab-rics in weathered granite, which appar-ently can be developed below basement-cover-interfaces. In both profilesunconformity-related fabric change is

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Beck et al. TSK 11 Göttingen 2006

Figure 3: This sketch explains the changeof AMS trajectories when a secondary fab-ric superposes a primary one. Here, the pri-mary fabric is a flat-lying diagenetic featureand the secondary is the steep Caledoniangneissic foliation. In case of the Långvikenallochthonous slice, the secondary fabric isa flat-lying fabric, which was induced bysimple shear during thrust tectonics.

traceable: towards the unconformity themagnetic lineation decreases its inclina-tion, whereas magnetic foliation staysstable and AMS-ellipsoid shapes be-come less pronounced (general decreaseof eccentricity P ′). The AMS fab-rics resulted from a superposition of aprominent steep fabric (gneissic folia-tion) and a cryptic flat-lying one (seeFig. 3). The flat-lying fabric is a dia-genetic pure shear feature (flattening),produced during the burial stage. It wasfacilitated by palaeo-weathering, whichproduced mainly clay minerals.The AMS-trends are independent ofκbulk, which behaves differently in thetwo cores, due to the different alterationproperties of the paramagnetic (Hara)and ferromagnetic s.latu (Långviken)phases. The allochthonous basementslices are examples for the detachmentof the uppermost basement parts, fea-turing unconformity parallel slip. Theflat-lying fabric may have facilitatedpropagation of Caledonian detachmentssub-parallel with this fabric during oro-genic deformation. Apparently, burialcompaction (pure shear) and lateral slip(simple shear) can produce quite similarAMS-fabrics.

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Lithologierekonstruktion vonsubmarinen Einheiten desMauna Kea Vulkans mitbohrlochgeophysikalischenMessungen der magneti-schen Suszeptibilität, HSDPBohrung, Hawai’i Vortrag

Andre Beck1 Helga de Wall1Jochem Kück2

EinführungAls Teil des International ContinentalDrilling Projects (ICDP), wurde vonMärz bis September 1999 im Rahmendes Hawai’i Scientific Drilling Projects(HSDP) die etwa 3109 m tiefe HSDP-2Bohrung in der Nähe von Hilo auf BigIsland, Hawai’i niedergebracht. Die miteinem Durchmesser von 98 mm (3.85′′)durchgehend gekernte Bohrung, durch-teuft sowohl die subaerischen Einheitendes Mauna Loa, als auch die darunterliegenden submarinen Laven des Mau-na Kea. Ab etwa 1080 m Teufe wur-den die jüngsten, während der Entwick-1 Institut für Geologie, Pleicherwall 1, 97070Würzburg 2 Geo-Forschungs-Zentrum Pots-dam, Telegrafenberg, 14473 Potsdam

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TSK 11 Göttingen 2006 Beck et al.

Abbildung 1: Crossplot der MS Mittelwerte aus Bohrloch- und Kernmessungen für dieeinzelnen im Logintervall erfassten lithologischen Einheiten (Für die eingefügte Trendli-nien wurde das Bestimmtheitsmaß R2 sowie die für den Zusammenhang der Werte darausabgeleitete Gleichung errechnet).

lung dieses Vulkans abgelagerten sub-marinen Laven erbohrt. Die Verteilungvon Hyaloklastiten, Pillowlaven, mas-siver Intrusiva sowie sedimentärer Ab-lagerungen, wurde durch die lithologi-sche Beschreibung des durchgehend ge-förderten Kernprofils von DePaolo etal. (1999) aufgenommen. VerschiedeneAutoren, wie z.B. Bücker et al. (1999)oder Helm-Clark et al. (2004) habenbereits gezeigt, dass sich Messungender natürlichen Gammastrahlung (GR),die üblicherweise sehr gut zur lithologi-schen Einteilung von Gesteinen heran-gezogen werden können, in vergleichba-ren Bohrungen nur sehr bedingt zur pri-mären Unterscheidung basaltischer Ge-steinseinheiten eignen. Dies ist vor al-

lem auf die sehr geringe Variation desK-, U- und Th-Gehalts der Basalte zu-rückzuführen. Daher wurden von derOperational Support Group (OSG) desGFZ-Potsdam im November 2002 bohr-lochgeophysikalische Messungen in dem98mm Bohrloch in einem Bereich vonetwa 1830 bis 2615m durchgeführt. Die-se wurden speziell zum Test einer Bohr-lochsonde zur Messung der magneti-schen Suszeptibilität (MS) im Rahmendes DFG-Projektes Wa 1015/4 ange-setzt. Dazu wurde die MSdH-2 Sondeder OSG, hergestellt von der Fa. Anta-res GmbH (Stuhr, Germany) eingesetzt.

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Beck et al. TSK 11 Göttingen 2006

Qualitätskontrolle der MS Mes-sung

In einem ersten Schritt wurden dieerfassten MS Daten einer genauenQualitätskontrolle, vor allem in Be-zug auf eventuelle fehlerhafte Einflüssedurch Bohrlocherweiterungen, unterzo-gen. Die genaue Bohrlochgeometrie und-beschaffenheit wurde auf der Grundla-ge von Daten aus einer 1999 von derUniversity of Hawai’i durchgeführten 1-arm Kalibermessung (CAL) ermittelt.Anhand der Häufigkeitsverteilung dergemessenen CAL Daten zeigt sich einesehr hohe Qualität und Stabilität desBohrloches. Bei einem nominellen Bohr-lochdurchmesser von 98mm (3.85′′), er-gibt die Kaliberauswertung einen durch-schnittlichen Durchmesser von 115mm.Dies kombiniert mit der visuellen Aus-wertung des CAL-Logs führte zur Ein-teilung der Bohrung in einen stabi-len Bohrlochbereich bis 115 mm, indemetwa 85% aller aufgenommenen CAL-Werte liegen. Dennoch neigen vor al-lem die erbohrten Intrusiva sowie diePillowlaven häufiger zu stärkeren Bohr-lochausbrüchen bis ca. 160mm, was ei-ne genaue Qualitätskontrolle der auf-genommenen MS Daten erfordert. Die-se wurde durch den Vergleich von MSLoggingdaten mit MS Kerndaten durch-geführt. Die MS Kernmessungen wur-den an Bohrkernhälften ausgewählterProfile der HSDP-2 mit einem Hand-kappameter KT-5 (Fa. Agico Inc., Br-no, Czech Republic) durchgeführt undfreundlicherweise von Herrn Dr. Car-sten Vahle, Universität Heidelberg zurVerfügung gestellt. Der Vergleich dieserDaten führt zu einer sehr guten Über-einstimmung der errechneten MS Mit-telwerte für die einzelnen lithologischenEinheiten (siehe Abb. 1). Als Ergebnisder Qualitätskontrolle kann also fest-

Abbildung 2: MS Mittelwerte und Stan-dardabweichung der im Logintervall erfas-sten Gesteinsarten.

gehalten werden: Bei Messung der MSmittels der MSdH-2 Sonde, kann in derHSDP Bohrung, wenn ein Durchmesservon 160 mm nicht überschritten wird,generell auf die Korrektur der Logant-worten verzichtet werden!

Auswertung der MS DatenHyaloklastite sind generell durch nied-rige mittlere MS Werte charakterisiert(14 ± 10 × 1−4 SI). Durch Laboranaly-sen kann dies auf das Vorherrschen vonparamagnetischen Mineralen sowie dennur sehr geringen Gehalten an feinkörni-gem Magnetit zurückgeführt werden. In-trusive Einheiten (61± 29× 1−4 SI) undPillowlaven (40±25×1−4 SI) zeigen da-gegen signifikant höhere, allerdings sehrstark schwankende MS Werte, was aufunterschiedliche Volumenanteile an Tit-anomagnetit und Schwankungen in sei-ner Zusammensetzung (Kontny et al.2003) zurückzuführen ist. Die Messungder MS birgt damit eine sehr guteMöglichkeit zwischen den verschiedenenim HSDP-2 Profil erbohrten basalti-schen Gesteinen zu unterscheiden (siehe

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TSK 11 Göttingen 2006 Beck et al.

Abbildung 3: MS Log und mittels diesem angepasstes und rekonstruiertes Litholog derHSDP-3 (SUS=MS).

Abb. 2). Diese Ergebnisse stimmen sehrgut mit MS Messungen die an Kernhälf-ten ausgewählten Profilsektionen durch-geführt wurden (Kontny et al. 2003,Vahle 2005) überein.

Lithologierekostruktion für dieHSDP 3 — Bohrung anhand vonMS Daten

Von November 2004 bis Februar 2005wurde die bestehende HSDP-2 Bohrungauf 3340m vertieft (HSDP-3). Die Boh-rung wurde ebenfalls mit einem Durch-messer von 98mm, allerdings mit gerin-gerem Kerngewinn niedergebracht. Da-durch konnte eine lithologische Gliede-rung nur deutlich ungenauer durchge-führt werden. Um die anhand der Kern-informationen gewonnene lithologischeGliederung zu ergänzen oder ggf. zu ver-

bessern sowie um die bei der HSDP-2 gewonnenen Ergebnisse anzuwenden,wurden im April 2005 Messungen derMS an den Bohrkernen und im Bohr-loch durchgeführt. Die an ausgewähltenProfilen des Kernmaterials der HSDP-3mit dem KT-5 durchgeführten MS Mes-sungen halfen zur Korrelation des vonder OSG erstellten MS Logs. Mittelsdes erhaltenen MS Logs konnte die Li-thologie dargestellt, rekonstruiert undergänzt werden (siehe Abb. 3.). Diesverdeutlicht ein weiteres Mal die guteNutzbarkeit von MS Daten zur Rekon-struktion von Lithologien in submarinenBasalten. Die bohrlochgeophysikalischeMessung der magnetischen Suszeptibi-lität sollte folglich einen integralen Be-standteil von Bohrlochmesskampagnenan Bohrprojekten in submarinen Vulka-nen darstellen.

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Bense et al. TSK 11 Göttingen 2006

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GPS-gestützte Kartierunggravitativer Massenverlage-rungen an der Röt/ Muschel-kalk-Grenze im GöttingerWald Poster

Frithjof Bense1 Gabriele Ertl1 Mau-rizio Battaglia1 Axel Vollbrecht1

Gravitative Massenverlagerungen ent-lang der Muschelkalkschichtstufe gehö-ren zur natürlichen Morphodynamik.1 Geowissenschaftliches Zentrum der Geor-g-August-Universität Göttingen, Goldschmidt-str. 1-3, D-37077 Göttingen, Germany

Abbildung 1: Schichtflächenpole von gra-vitativ verlagerten Schollen des UnterenMuschelkalks sowie ungestörter Bereiche(Schmidt’sches Netz, untere Halbkugel).Ausgehend von der ungestörten Lagerungist eine Erhöhung des Einfallwinkels beigleich bleibender Einfallsrichtung Ergeb-nis einer hangwärtigen Rotationsbewegung(Gleiten), eine Erniedrigung des Einfalls-winkels oder die Umkehrung der Einfalls-richtung ist Resultat einer talwärtigen Ro-tation (Kippen). Eine Änderung des Ein-fallswinkels und der Einfallsrichtung erfolgtdurch Driften (nach Ertl, 2005).

Durch die unterschiedliche Erosionsre-sistenz der relativ inkompetenten Ton-und Mergelsteinedes Röt und der direkt darüber an-stehenden widerstandsfähigeren Kalk-gesteinen des Unteren Muschelkalks hatsich ein Steilhang im Übergang die-ser Einheiten ausgeprägt. Ein unruhigesRelief des Schichtstufenhangs zeugt anvielen Stellen von gravitativen Massen-verlagerungen.Zur detaillierten Kartierung diesergravitativen Massenverlagerungenam Hünstollen im Göttinger Wald(10 km nordöstlich von Göttingen)wurden Zweifrequenz-GPS-Messungen

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TSK 11 Göttingen 2006 Bense et al.

Abbildung 2: Karte der gravitativen Massenverlagerungen am Hünstollen (aus Bense,2005).

durchgeführt. Mittels differentiellerKorrektur der gesammelten GPS-Datenkonnte eine horizontale Präzision derPositionsbestimmung von bis zu 10 cmauf freier Fläche und bis zu 40 cm imWald erreicht werden. Zusammen mitSchichtflächenmessungen ermöglichendie gesammelten Daten eine hochauf-lösende Darstellung einzelner Struktu-relemente (Abb. 2), Rückschlüsse aufdie stattgefundenen Bewegungsabläufe(Abb. 1) sowie eine relative zeitlicheZuordnung der einzelnen Rutschkörper.Die Verlagerungen im bearbeiteten Ge-biet gehören der Historischen Generati-on nach Ackermann (1959a&b) an. Eineweitere Eingrenzung in das Ältere oderJüngere Stadium der Historischen Ge-neration kann anhand der Morphologienicht eindeutig durchgeführt werden.

Die Auswertung der Schichtflächenda-ten ergab eine Vorherrschaft von Drift-Gleit- und Kriechbewegungen. Kippbe-wegungen treten lediglich untergeordnetauf. Anzeichen auf jüngste Verlagerungoder ein künftiges Ereignis (z.B. auf-reißende Spalten) finden sich im bear-beiteten Gebiet nicht. Rezente Bewe-gungen finden, neben Kriechbewegun-gen der Schutthänge, lediglich an ein-zelnen Schollen statt. Die Bewegungenbeschränken sich auf das Abstürzen,Driften und Gleiten kleinerer Gesteins-pakete. Darüber hinaus zeigen sich ander Abrisswand Anzeichen von Vers-teilung einzelner Gesteinstürme sowieKippbewegungen kleinerer Gesteinsein-heiten. Die überwiegend deutlich aus-geprägten Erdgletscher befinden sich ineinem Zustand zunehmender Konsoli-

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Bissen & Henk TSK 11 Göttingen 2006

dierung und zeigen lediglich Anzeichenlangsamer Fließ- oder Kriechbewegun-gen. (Bense, 2005; Ertl, 2005)Als Hauptursache der Verlagerungen imbearbeiteten Gebiet können mit ho-her Wahrscheinlichkeit kollabierte Hohl-räume angeführt werden, welche durchGipsauslaugung im Untergrund entstan-den sind (Wilczewski & Steinmetz,2003). Die Gipsauslaugung im bearbei-teten Gebiet ist durch das Auftretenmehrerer Dolinen und Erdfälle doku-mentiert.Da im Arbeitsgebiet innerhalb der Röt-schichten noch Gips angetroffen wurde,ist davon auszugehen, dass die Auslau-gung von Gips im Untergrund weiterhinstattfinden kann und somit die Voraus-setzung der Massenverlagerungen amHünstollen nach wie vor gegeben ist.Aus diesem Grund muss der Hünstol-len als Gebiet latenter Massenverlage-rung angesehen werden.

Danksagung Wir danken K. Wem-mer und T. Heinrichs für anregende Dis-kussionen während einer gemeinsamenGeländebegehung.

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Bense F (2005) Gravitative Massenverlagerun-gen an der Röt/Muschelkalk-Schichtstufe imGöttinger Wald - Eine GPS-gestützte Struk-turkartierung am Nordhang des Hünstollens(W-Abschnitt). Unveröffentlichte Bachelor-arbeit, Georg-August-Universität Göttingen,Göttingen, pp 85

Ertl G (2005) Gravitative Massenverlagerun-gen an der Röt/Muschelkalk-Schichtstufe im

Göttinger Wald - Eine GPS-gestützte Struk-turkartierung am Nordhang des Hünstol-lens (E-Abschnitt). Unveröffentlichte Bache-lorarbeit, Georg-August-Universität Göttin-gen, Göttingen, pp 56

Wilczewski N, Steinmetz S (2003) Rutschungenan der Grenze Buntsandstein/Muschelkalk,Göttinger Arbeiten zu Geologie und Paläon-tologie Sb5: 121-123

Felsmechanische Untersu-chungen am Hauptrogenstein(bjHR) der Vorbergzone dessüdlichen Oberrheingrabens

Poster

Raphael Bissen1 Andreas Henk1

EinleitungDer Hauptrogenstein ist im Ober-Bajocium, im Braunen Jura ε (bjHR),gebildet worden. Im Bereich des südli-chen Oberrheingrabens ist der Hauptro-genstein als hellgrauer bis hellbräun-licher, schräggeschichteter bis massi-ger Kalkoolith ausgebildet. Die Ge-samtmächtigkeiten dieser durch Mer-gelbänke und Schill-Lagen geglieder-ten Einheit reichen von 40 m bis ca.80m. Durch mehrere große Steinbrü-che der Kalkindustrie ist der Hauptro-genstein in der Vorbergzone hervorra-gend aufgeschlossen. Mit Uniaxial- undTriaxialexperimenten sollen felsmecha-nische Kennwerte für den Hauptrogen-stein bestimmt werden, auch in Hinblickauf die mögliche zukünftige Nutzung alsHeisswasseraquifer für die Gewinnunggeothermischer Energie.

1 Geologisches Institut der Albert-Ludwigs-Universität Freiburg i. Br.

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TSK 11 Göttingen 2006 Bissen & Henk

Abbildung 1: Druck-Stauchungslinien-Diagramm für den Probensatz Merdingen1.

Uniaxial- und Triaxialversuche

Die Untersuchungen wurden an zylin-derförmigen Probenkörpern mit einemDurchmesser von 100 mm durchgeführt.Die Proben wurden direkt im Gelän-de mit einem mobilen Kernbohrgerätgewonnen. Das Probenmaterial stamm-te aus dem Hauptrogenstein (bjHR)des Steinbruchs ‚Am Ostberg‘ bei Her-bolzheim sowie aus dem Kalkwerk derFa. Mathis nahe Merdingen am Tu-niberg. Anhand von Uniaxialversuchenwurden Verformungs- bzw. Elastizitäts-modul, Druckfestigkeit und Poissonzahlbestimmt, während in Spaltzugversu-chen die Zugfestigkeiten gemessen wur-den. Darüber hinaus wurden in Triaxial-versuchen bei Manteldrücken von 15, 25und 40MPa Kohäsion und Winkel derinneren Reibung bestimmt.Für die uniaxiale Druckfestigkeit erga-ben sich Werte von 21–89,8MPa, dieV- bzw. E-Module lagen bei 27–34GPaund die Poissonzahl erreichte Wertevon 0,25–0,32. Die Spaltzugversuche lie-ferten Werte von 2,64–5,66MPa. Dietriaxialen Druckversuche lieferten kriti-sche Scherspannungen von 48–68MPabei Manteldrücken von 15, 25 und40MPa, eine Kohäsion von 22 MPa,

einen Winkel der inneren Reibung von28,5° und ein E-Modul von 25–28GPa(Abb. 1). Für die Auswertung der Mes-sergebnisse wurden zwei verschiedeneMethoden verwandt: Mohr’scher Span-nungskreis (MohrView 2.0) und Span-nungspfade (MS Excel). Beide Metho-den lieferten sehr ähnliche Ergebnisse.Aufgrund von Stärken und Schwächender Einzelverfahren stellte eine Kombi-nation der beiden Methoden die zuver-lässigste Art der Auswertung dar. Diehohe Variationsbreite bei den uniaxia-len Druckfestigkeiten lässt sich dadurcherklären, dass die Proben aus Herbolz-heim, mit Festigkeiten von 21–45 MPa,eine stärkere Beeinträchtigung durchVerkarstungsvorgänge erfahren habenals das Probenmaterial aus Merdingen.Zusätzlich wurden die Proben aus Her-bolzheim parallel, die aus Merdingen je-doch senkrecht zur Bankung erbohrt.Aufgrund dessen war eine 10–20% nied-rigere Festigkeit für das Material ausHerbolzheim zu erwarten. Die Probenaus dem Kalkwerk der Fa. Mathis zei-gen ihrerseits eine durch die Herkunftaus zwei verschiedenen Bänken beding-te Variation der uniaxialen Druckfe-stigkeit, wobei eine Bank Werte von53,8–55,8MPa, die andere Festigkeitenvon 79,5–89,8MPa erreichte. Eine ma-kroskopische Erklärung hierfür konntenicht gefunden werden. Unterschiedli-che Ausbildung im Bindemittelbereichoder präexistente Risse im Gestein lie-fern mögliche Erklärungen.

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Brodhag et al. TSK 11 Göttingen 2006

Gekoppeltes Kornwachstumin polymineralischen Gestei-nen Vortrag

Sabine Brodhag1 Marco Herwegh1

Alfons Berger1 Adrian Pfiffner1

Bei Temperaturerhöhung tritt in ei-nem kristallinen Festkörper Kornwachs-tum auf; die treibende Kraft hierfürentspricht einer Reduktion der Ober-flächenenergie. Die Parameter, die dasKornwachstum in monomineralischenStoffen, wie zum Beispiel in Metallenbeeinflussen, wurden in der Vergangen-heit eingehend studiert. In der Natursind Gesteine aber meistens polymi-neralisch, was ein ungleich komplexe-res Wachstumsverhalten mit sich bringt.Bei Gesteinen mit einer dominantenMatrixphase und mengenmäßig unter-geordneten Sekundärphasen muss eineInteraktion zwischen Matrixphase undSekundärphasen auftreten, damit bei-de Phasengruppen wachsen können undsomit eine Korngrößenzunahme im Ge-samtgefüge stattfinden kann.Um dieses gekoppelte Kornwachstumin natürlichen Gesteinen besser verste-hen zu können, wurden Karbonatgestei-ne mit unterschiedlichem Sekundärpha-sengehalt entlang von Temperaturprofi-len in der kontaktmetamorphen Aureo-le des Adamello Plutons in Norditalienbeprobt. Die Proben stammen aus denCalcare di Angolo, bei denen es sich umunreine Karbonate, die mit Mergella-gen alterieren, handelt. Hauptphase die-ser Gesteine ist Kalzit, daneben gibtes einen variierenden Zweitphasengehaltan Glimmern, Quarz, Erzen und teilwei-se Feldspäten und Amphibolen. Letzte-re treten als Reaktionsprodukte erst inKontaktnähe auf.1 Institut für Geologie, Universität Bern,Schweiz

Es zeigt sich, dass mit abnehmender Di-stanz zum Intrusionskontakt eine Zu-nahme der Korngröße von Kalzit undSekundärphasen in allen polyminerali-schen Karbonaten auftritt. Dabei hängtdie Korngrößenzunahme des Gesamtge-füges nicht nur vom Kalzit ab, son-dern im Wesentlichen von dessen Sekun-därphasen. Denn diese beeinflussen dasWachstum der Matrixphase durch ihreAnzahl und Verteilung im Gestein. Jehöher der Sekundärphasengehalt, um-so stärker werden die Kalzitkorngren-zen durch diese beim Wachstum behin-dert. Wenn die treibenden Kräfte fürdas Kalzitkornwachstum größer sind alsdie rückhaltenden Kräfte der Sekun-därphasen, werden letztere vom Kalzitüberwachsen und somit eingeschlossen.Im umgekehrten Fall werden die Kal-zitkorngrenzen durch die Sekundärpha-sen zurückgehalten, was in einer klei-neren Kalzitkorngröße resultiert. InfolgeDiffusion zwischen den Sekundärphasenentlang Kalzitkorngrenzen können dieSekundärphasen weiter wachsen. Diesführt zur Abnahme der Anzahl der Se-kundärphasen und somit einer Zunah-me der Distanz zwischen den Sekundär-phasen, wodurch weiteres Kornwachs-tum beim Kalzit ermöglicht wird. Die-ses Kalzitwachstum ist also direkt vondemjenigen der Sekundärphasen abhän-gig, weshalb man auch von gekoppel-tem Kornwachstum spricht. Die Tatsa-che, dass grosse Sekundärphasen Kal-zitkorngrenzen fixieren und gleichzeitigkleinere als Einschlüsse in Kalzitkörnernauftreten, erlaubt eine Abschätzung dertreibenden Kräfte für das Kalzitkorn-wachstum bei unterschiedlichen Tempe-raturen. Als Funktion des Metamorpho-segrades variieren nicht nur die Größeder Sekundärphasen, sondern auch dieSekundärphasenmineralogie, da Mine-

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TSK 11 Göttingen 2006 Burchardt et al.

Abbildung 1: bearbeitete Dünnschliffprobe aus nächster Nähe des Kontaktes. Relativgroße Amphibole (schwarz) sowie weitere große Zweitphasenkörner wie Glimmer, Quarz,Erze und Feldspäte (verschiedene Graustufen) befinden sich an den Kalzitkorngrenzen(schwarze Linien), während kleinere Körner jeder Phase in den Kalziten (weiss) einge-schlossen sind.

ralreaktionen auftreten. So entsteht beihohen Temperaturen beispielsweise Tre-molit als eine Sekundärphase. Sein Auf-treten ist in diesen Bereichen immer aufdie Korngrenze oder, als Einschluss, aufden äußersten Randbereich der Kalzit-körner beschränkt. Dies bedeutet, dassder Tremolit erst in einem späten Kal-zitwachstumsstadium entstanden undeingeschlossen worden ist. Infolgedessenkann Typ und Ort von eingeschlossenenSekundärphasen verwendet werden, umdas Kalzitkornwachstum in eine relativeZeit-Temperaturskala einzuhängen.In diesem Sinne gewährt das Studiumvon Sekundärphasen beeinflussten Ag-gregaten wichtige neue Erkenntnisse be-züglich der Prozesse und resultierendenGefüge von polymineralischen Gestei-nen.

Tektonische Entwicklung desGeitafell-Vulkans, Südost-Island Poster

Steffi Burchardt1Agust Gudmundsson1

Michael Krumbholz1 Nadine Friese1

Der Geitafell-Vulkan ist ein erlosch-ener tertiärer Zentralvulkan (Stra-tovulkan) in Südost-Island. Aufgrundtiefer glazialer Erosion ist das In-nere des Vulkans bis hinab zur er-loschenen krustalen Magmakammeraufgeschlossen. Das bietet die ein-malige Möglichkeit, die Infrastrukturund die tektonische Entwicklung einestypischen isländischen Zentralvulkanszu untersuchen.Der Geitafell-Vulkan besteht aus einer

1 Abteilung Strukturgeologie und Geody-namik, Geowissenschaftliches Zentrum Göttin-gen, Goldschmidtstraße 3, 37077 Göttingen

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Burchardt et al. TSK 11 Göttingen 2006

Figure 1: Stereographische Projektion (un-tere Hemisphäre) von A) 1087 Klüften undB) 48 Gängen und Kegelgängen in denGabbros im Geitafell-Vulkan.

Abfolge von eruptiven Materialienunterschiedlicher mechanischer Eigen-schaften wie zum Beispiel basaltischeLaven, Hyaloklastite und saure Ex-trusiva. Im Kern des Vulkans ist derobere Teil einer erloschenen krustalenMagmakammer in Form mehrererGabbrokörper aufgeschlossen. Im di-

rekten Kontakt mit der Magmakammerbefindet sich ein sehr dichter Schwarmvon Kegelgängen, die von der Mag-makammer injiziert wurden, als derGeitafell-Vulkan von etwa 5 bis 6Maaktiv war (Fridleifsson, 1983).Um unser Verständnis über dievulkanotektonische Entwicklung desZentralvulkans zu verbessern, wurdenim Geitafell-Gebiet mehr als 500 Gängeund Kegelgänge, 400 Mineralgänge undetwa 1100 Klüfte gemessen. Die Analyseder Orientierung der Kegelgänge zeigteine kreisförmige Verteilung der Stre-ichrichtungen mit einem Maximum inN–S-Richtung. Die Analyse des Kluft-und Mineralgangsystems innerhalbder Gabbrokörper zeigt zwei senkrechtzueinander stehende Hauptstreichrich-tungen: NNW–SSE und ENE–WSW.Die meisten Klüfte in den Gabbrossind Abkühlungsklüfte (Säulenklüfte),die sich bildeten, als der äußere Teilder Magmakammer abkühlte und sichverfestigte. Die Übereinstimmungzwischen den Richtungen von Klüftenund Mineralgängen deutet an, dassAbkühlungsklüfte als Wegsamkeitenfür geothermale Fluide, die durchdie abgekühlte, äußere Hülle der derMagmakammer zirkulierten, dienten.Des Weiteren zeigt die Orientierung von48 Gängen, die die Gabbros schneiden,dass einige Klüfte als Wegsamkeiten fürdie spätesten Gänge und Kegelgänge,die von der Magmakammer injiziertwurden, genutzt wurden. Diese spätgebildeten Gänge passierten auf ihremWeg in den Kegelgangschwarm eineabgekühlte, aber immer noch heißeHülle der Magmakammer. Die Zahlder Gänge, die den Gabbro schneiden,ist jedoch niedrig im Vergleich mit derZahl der Gänge im Kegelgangschwarm.Luftbilder und Geländebeobachtungen

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Figure 2: Rekonstruktion der Geometry der Magmakammer basierend auf den Auf-schlüssen von Gabbros und Kelgelgangschwärmen. Der Geitafellsbjörg-Gabbro undder Vidbordsfjall Gabbro befinden sich im direkten Kontakt mit sehr dichten Kegel-gangschwärmen. Der maximale Durchmesser der rekonstruierten Magmakammer waretwa 7 km. Geologie basierend auf Fridleifsson (1983).

zeigen, dass die Magmakammer imKern des Geitafell-Vulkans sill-förmigwar und einen Durchmesser von etwa7 km besaß. Die Geometrie derMagmakammer und die mechanischenEigenschaften der Hauptschichten, dieden Geitafell-Vulkan aufbauen, wurdenin numerischen Modellen verwendet, umdas lokale Spannungsfeld um die Mag-makammer zu simulieren. Die Resultateerlauben uns, die Intensität und Geome-trie des Kegelgangschwarms zu erklären.

Zusätzlich wurden numerische Mod-elle erstellt, um die Bildung derCaldera im Geitafell-Vulkan zu erklären.Geländebeobachtungen von Fridleifsson(1983) zeigen, dass die Caldera einen

Durchmesser von etwa 8 bis 10 km be-sitzt. Die numerischen Modelle deutendarauf hin, dass die Aufwölbung desMagmareservoirs an der Kruste-Mantel-Grenze unter der sill-förmigen Mag-makammer zum Caldera-Kollaps imGeitafell-Vulkan geführt hat.

Literatur

Fridleifsson, GO (1983) The Geology and theAlteration History of the Geitafell CentralVolcano, Southeast Iceland. Ph.D. thesis,Grant Institute of Geology, University of Ed-inburgh, pp 371

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Dyke emplacement in Teneri-fe (Canary Islands): Field stu-dies and numerical models

Poster


Sonja L. Philipp1

Dykes are magma-driven extension frac-tures and the main conduits for mag-ma in volcanic eruptions. To under-stand the mechanics of dyke emplace-ment is thus essential to assess volca-nic hazards. To improve the understan-ding of the processes of dyke initiationfrom shallow magma chambers and dy-ke propagation through a mechanically-layered crust, field measurements andobservations from Tenerife (Canary Is-lands) are used and compared with theresults from numerical models.Careful studies of 550 dykes in threeprofiles in the Anaga massif (Tenerife)include measurements of dyke geome-try and orientation. The results of thesemeasurements show that dykes have be-en injected from a deep-seated reservoirduring the shield-building phase. Fur-thermore, the dyke attitudes agree withthe main axial trends of Tenerife thatare preserved in the old massifs of Teno,Anaga, and Roque del Conde. In additi-on, it has been observed that most stu-died dykes did not reach the surface tofeed volcanic eruptions but became ar-rested.Using data from field studies in Teneri-fe, numerical models on the effects of amechanically layered crust on the stressfields around magma chambers of diffe-rent geometries and around a propaga-1 Geowissenschaftliches Zentrum der Geor-g-August-Universität Göttingen, AbteilungStrukturgeologie und Geodynamik, Gold-schmidtstr. 3, 37077 Göttingen

ting dyke were made. These models usethe finite element program ANSYS andthe boundary element program BEASY.The numerical models of the stressfield around circular and sill-like mag-ma chambers show that a mechanical-ly layered crust is likely to arrest manydykes injected from a magma chamber.The numerical models indicate that, forthe given loading conditions, most dy-kes either turn into sills at contacts bet-ween layers of contrasting mechanicalproperties or, more likely, become arre-sted. Stress-field homogenisation is pre-sumably a necessary condition for a dy-ke to be able to reach the surface to feeda volcanic eruption.The field studies and numerical modelsalso indicate that the geometry of thetip of an arrested dyke depends muchon the mechanical properties of the ar-resting layer. When a dyke is arrested onmeeting a soft layer the dyke tip will beblunt. By contrast, a dyke arrested onmeeting a stiff layer will have a rathersharp tip. The numerical models on dy-ke propagation also show that the maintensile stress concentration can be ex-pected around the dyke tip. Only if thetensile stresses at the dip of a dyke ex-ceeds the tensile strength of the host-rock, has the dyke a chance of propaga-ting to shallower crustal levels or, even-tually, to the surface.

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Regional fold structure anal-ysis in the Eastern AlpiApuane, Northern Apennine

Poster

Steffi Burchardt1 Tobias Kracke1 Gi-ancarlo Molli2 Bernd Leiss1

The Alpi Apuane represent a largetectonic window within the NorthernApennine in Italy. In this area, notonly a complete succession of the tec-tonic units of the Northern Apenninecan be studied, but also the structuresthat result from at least two Alpine de-formational events.The rocks of the Alpi Apuane havebeen deposited from Triassic to Ter-tiary times on the Hercynian basementof the passive continental margin of theApulian plate. The sedimentary succes-sion included meta-dolostones, marbles,metacherts, schists, and turbiditic aren-ites. During late Oligocene more inter-nal units (the Tuscan Nappe togetherwith the overlying Ligurides and Sub-Ligurides) were thrusted over the Exter-nal Tuscan Domain (Alpi Apuane). TheAlpi Apuane stratigraphic sequence wassubject to greenschist facies metamor-phosis and severe deformation withina crustal scale shear zone. Kilometre-scale tight recumbent folds developedduring a first deformation event (D1).The successive crustal shortening re-sulted in a further tightening of foldsand the formation of an antiformal stackgeometry with a central culmination.This late phase of D1 produced a curv-ing of N–S (Apenninic) trending foldstowards an E–W (anti-Apenninic) trend(Fig. 1a). During Miocene the over-1 Geowissenschaftliches Zentrum Göttin-gen, Goldschmidtstraße 3, 37077 Göttingen,Deutschland 2 Dipartimento di Scienze dellaTerre, Universität Pisa, Italien

thickened antiform underwent gravita-tional collapse resulting in the refoldingof D1 structures producing D2 open andback folds.The studied field area is located in theEastern Alpi Apuane between Arni andIsola Santa in an area of anti-Apenninictrending D1 folds. The purpose of thisstudy is to contribute to an understand-ing of

1. how the anti-Apenninic fold trendis developed in the Eastern AlpiApuane,

2. how the D2 deformational event in-fluenced the D1 folds in the area,and

3. how the anti-Apenninic fold trenddeveloped.

Hence, field work focussed on the struc-tural analysis of folds at all scales (fromkilometre-scale to micro-scale).In the field area, D1 folds are commonlyhighly non-cylindrical and sometimeseven sheathfold-like. This fold geome-try can be found in thin sections, handspecimen, to outcrop-and /cartographicscale. The development of D2 struc-tures showing sub-horizontal axial pla-nar crenulation cleavage is to a great ex-tend dependent on the lithology and onthe orientation and the intensity of thedevelopment of D1 structures. The re-sults of our studies suggest that the anti-Apenninic is due to a complex interfer-ence pattern between two generations ofisoclinal sheath-like folds (D1 and LateD1) refolded by later collapse folds as-sociated to a sub-horizontal crenulationcleavage (regional D2).

ReferencesBurchardt S (2005) Report of the structural

geology map of the Eastern Monte Fred-done area, Alpi Apuane, Northern Apennine,

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Figure 1: a) Geological setting of the Alpi Apuane region. Apuane Unit: Pz//Tr =Paleozoic to Triassic metavolcanics, phyllites, quartzites and metaconglomerates, Tr/J= Upper Triassic to Liassic carbonate platform deposits, K/T = Cretaceous to Tertiaryphyllites and metasandstones. The axial surfaces of D1 folds show two different trends:Apenninic and anti-Apenninic. Map by courtesey of G. Molli (modified after Carmignani& Kligfield 1990). b) Structural geology map of the area between Arni and Isola Santain the Eastern Alpi Apuane. The main fold trend of D1 folds is anti-Apenninic. Modifiedfrom Burchardt (2005).)

Italy. University of Göttingen, unpublishedDiplom mapping thesis, pp 168

Carmignani & Kligfield (1990) Crustal exten-sion in the Northern Apennines: the tran-sition from compression to extension in theAlpi Apuane core complex. Tectonics, 9,1275–1303

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TSK 11 Göttingen 2006 Buurman & Reuther

Erkundung von Erdfallstruk-turen in der MetropolregionHamburg und Lüneburg mitdem Georadar (Ground Pe-netrating Radar) Poster

Nils Buurman1 C.-D. Reuther1

Der oberflächennahe geologische Un-tergrund Norddeutschlands wird durchdas Auftreten zahlreicher Salzvorkom-men geprägt. Während der Triaszeitund des unteren Juras herrschte ein E-W gerichtetes, extensives tektonischesRegime vor. Durch zusätzliche Umlage-rung klastischer Sedimente wurden dar-unter liegende Salzmassen permischenAlters (Zechstein) aus Tiefen von biszu 5000Metern an die Erdoberflächeempor gepresst. Durch diesen Salzauf-stieg wurden darüber liegende mesozo-ische Schichten durchschlagen, randlichder Salzdiapire deformiert und teilwei-se mitgeschleppt. Eine letzte Phase salz-tektonischer Aktivitäten während deroberen Kreide und des unteren Tertiärszeichnet sich zum einen durch weiterenSalzaufstieg aus und zum anderen durchhorizontale Einengung der Salzstöcke.Begleitgesteine der Salze, wie Gips, An-hydrit, und Karst, sowie Tertiäre undQuartäre Ablagerungen überlagern dieSalzstöcke mit unterschiedlichen Mäch-tigkeiten.Das humide Klima Norddeutschlandsbegünstigt natürliche Auslaugungs-prozesse (Subrosion) der Evaporitedurch Grundwasser. Je nach Tie-fenlage des Salzspiegels (SalzstockLüneburg: −20 bis −40 m; SalzstockOthmarschen-Langenfelde (Hamburg):ca 0 bis −250 m) kann es zu intensiver

1 Geologisch Paläontologisches Institut, Uni-versität Hamburg, Bundesstraße 55, 20146Hamburg, Germany

Hohlraumbildung im tieferen Unter-grund kommen. Die fortschreitendeVergrößerung einer solchen Höhle stehtin Abhängigkeit zur Intensität der Lö-sungsprozesse, während die Stabilitätdes Hohlraumes zusätzlich von der Ma-terialbeschaffenheit abhängt. So könnenfeste Gesteine oder bindige Böden zwarein stabiles Höhlendach bilden, jedochist bei andauernden Lösungsprozessenlangfristig ein statisches Versagen desHöhlendaches unvermeidlich. Der damitverbundene Kollaps und die Verfüllungdes Hohlraumes mit Sediment spiegeltsich häufig in Form von sub-zirkularenund konischen Einsturzröhren oderweitläufigen morphologischen Trichternan der Erdoberfläche wieder. Die Ter-minologie der Erdfälle wird anhand derSubsidenzrate gewählt. Man unterschei-det in der Hauptsache zwei Typen vonErdfällen: zu einen den dropout-type,welcher durch schlagartiges Versagendes Höhlendaches und einem abruptenKollaps der Erdoberfläche charak-terisiert ist, und zum anderen dersuffosion-type, welcher eine langsameVerfüllung der Höhle durch Spaltenim Höhlendach und ein allmählichesNachsackens der Erdoberfläche nachsich zieht. Während der dropout-typein der Regel immer mit einem hohenGeorisiko eingeschätzt werden muss,hängt die Georisikenabschätzung beidem suffosion-type von der Subsi-denzrate, dem Massenverlust und derräumlichen Ausbreitung der Subsidenz-struktur ab. Gewöhnlich werden diemorphologischen Depressionen durchErosionsprozesse mit Sediment oderWasser wiederverfüllt, während imtieferen Untergrund die Lösungsprozes-se der Evaporite weiter voranschreiten.Da die höhlenreichen Deckgesteine denganzen Salzdom überlagern, treten

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Buurman & Reuther TSK 11 Göttingen 2006

Abbildung 1: GPR-Daten: 3D-Darstellung eines verborgenen Erdfalles (dropout-type) inHamburg; die Zeitfenster entsprechen jeweils Tiefen von 1.1, 5.5 und 11.2m.

Erdfälle meist räumlich weit verteiltauf und erstrecken sich entlang vonlösungsbegünstigten Bereichen wie Ver-werfungen oder dem Kontakt zwischenSalzstockrand und Grundgebirge.

Für die Gewährleistung der Standsi-cherheit von Gebäuden, Industrieanla-gen, Verkehrswegen etc. in urbanen Ge-bieten, ist das Wissen über die Stabilitätdes Untergrundes von entscheidenderWichtigkeit. Aktive Erdfallregionen wiein der Metropolregion Hamburg und inder Stadt Lüneburg bürgen ein erhöhtesGeorisiko für die gesamte Infrastrukturin sich. In den vergangenen zwei Jahr-hunderten wurden im Stadtgebiet Ham-burgs ca. vierzig potentielle Erdfaller-scheinungen dokumentiert. Die meistenvon ihnen befinden sich am SW-Randdes Othmarschen-Langenfelde Diapir(OLD). Dabei handelt es sich überwie-gend um eine Vielzahl kleinräumigerStrukturen des suffosion-type, welche in-nerhalb einer N-S streichenden Depres-sion, der Bahrenfelder Senke, auftre-ten. Zur Aufnahme der räumlichen Aus-breitung und der Darstellung des De-formationsstils der im Untergrund ver-borgenen Kollapsröhren und Einsturz-trichter benutzen wir das Georadar(GPR). Obwohl die langsame Kriechbe-

wegung des Untergrundes ein nur mo-derates Georisiko darstellt, zeigen vorallem Hausfassaden und Straßenbelägein der betroffenen Umgegend sichtba-re Schäden. GPR-Untersuchungen ver-deutlichen, dass Kellerbereiche, Funda-mente und Straßen direkt oberhalb vonverborgenen Abbruchkanten, Gleitflä-chen und Bereichen starker Bodenun-ruhe errichtet worden sind. Sedimen-täre Strukturen im zentralen Bereichder Erdfälle dokumentieren unterschied-liche Deformationsereignisse, was auf ei-ne Reaktivierung, also eine wiederhol-te Abfolge von Oberflächeneinbrüchenmit anschließender Wiederverfüllung anein und der selben Lokalität hinweist.Die Reaktivierung lässt sich durch an-haltende Lösungsprozesse im tieferenUntergrund erklären. Eine zweite weit-läufige Depression oberhalb des westli-chen Randes des OLD, die FlottbekerSenke, streicht ebenfalls in N-S Rich-tung. Ihr nordwestlicher Rand zeigt stei-le morphologische Stufen im Gelände,welche direkt zum Erdfallzentrum ei-nes dropout-types hin abfallen. Währenddes letzten Jahrhunderts wurden hierdrei Einsturzbeben dokumentiert (1928,1963, 2000). GPR-Daten belegen an-hand von verborgenen Abbruchkanten

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TSK 11 Göttingen 2006 Buurman & Reuther

Abbildung 2: GPR-Profil: verborgene Abbruchkanten innerhalb des Einsturztrichters ei-nes Erdfalles (suffosion-type) in Lüneburg.

im Untergrund die wahre Ausbreitungder Subsidenzstruktur auch außerhalbdes Einsturztrichters. Dort gelegene Ge-bäude und Fahrbahnen zeigen anhalten-de oder wiederkehrende Setzungsschä-den und bestätigen eine aktive Bewe-gung des oberflächennahen Untergrun-des auch zwischen den plötzlich auftre-tenden Einsturzereignissen.Eine weitere Feldstudie im westlichenStadtbereich Lüneburgs zeigt eine gra-vierende Gefährdung eines Wohngebie-tes und der gesamten Infrastruktur.Geologisch liegt der Bereich des Mi-chaelis Friedhofes und das Wohngebiet‚Ochtmisser Kirchstieg‘ oberhalb desKontaktes zwischen triasischem Grund-gebirge und dem nördlichen Salzstock-rand. Angefangen mit einer ca. 90 cmbreitem Einsturzröhre wurden in denJahren zwischen 2002 und 2004 Sub-sidenzraten bis zu 20 cmpa. gemes-sen. Andauernde Oberflächenabsenkun-gen führten zur Ausbildung einer mor-phologischen Senke mit einem Durch-messer von 30 bis 50m. Die weiträumigedreidimensionale Kartierung des betrof-fenen Bereiches mit dem GPR und ei-ner Erkundungstiefe von ca. 10 m zeigtAbbruchkanten im Untergrund, welchesich noch nicht bis an die Erdoberfläche

durchgepaust haben. Die im Untergrundverborgenen Strukturen lassen einenDurchmesser von mindestens 90m er-kennen. Darüber liegende Gebäude undKellerwände sind stark beschädigt, Fun-damente sanken unter den Grundwas-serspiegel ab. Ebenso sind starke Stra-ßenschäden und defekte Versorgungslei-tungen für Gas und Wasser die Folge,ein Einfamilienhaus musste bereits eva-kuiert werden.In betroffenen Gebieten der aktiven Bo-densenkung kann neben permanentenNivellierungsarbeiten der Einsatz desGPR einen wichtigen Beitrag zur Geo-risikenabschätzung liefern. Durch hochauflösende 3D-Kartierungen des Unter-grundes kann die aktuelle Geometrieund die Größe der Gesamtstruktur ab-gebildet werden. Langzeitbeobachtun-gen in Gebieten mit hohen Subsidenz-raten und signifikanten Massenverlu-sten können durch wiederholte Messun-gen die fortschreitende räumliche Aus-weitung der Strukturen darstellen undErkenntnisse über den genauen Bewe-gungsmechanismus im Untergrund lie-fern. Paläoböden und Sedimentfazienkönnen durch Korrelation zusätzlicherBohrungen in den GPR-Daten als Ra-darfazien verifiziert werden. Nur eine

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Chatziliadou et al. TSK 11 Göttingen 2006

genaue Kenntnis über den strukturel-len und sedimentären Aufbau des Unter-grundes erlaubt eine seriöse Georisiken-abschätzung gefährdeter Gebiete undkann bei der Ergreifung von Präventiv-maßnahmen zum Schutze von Gebäu-den, Infrastruktur und der Bevölkerunghelfen.

Dank Diese Studien werden im Zu-ge des Projektes: HADU — Hamburg-ADynamic Underground vom BMBF imProgramm Geotechnologien gefördert.

Fracture sealing in lime-stones, a microstructural andmineralogical study Vortrag

Maria Chatziliadou1

Christoph Hilgers2 Sven Sindern1

IntroductionFractures significantly enhance the flowrate in rocks, if fracture density is high(Taylor 1999, Cox et al. 2001). Thisleads to rapid flux along a hydraulic gra-dient from high to low pressure reser-voirs, and is represented in rocks asveins. Veins are precipitates from su-persaturated fluid, and are formed by achange in pressure, temperature or geo-chemistry. The solubility of vein form-ing minerals such as quartz, calcite orhalite is generally low and thus large(and sometimes unreasonable) fluid vol-umes are required to account for theprecipitated mass. Rapid ascent of so-lution may explain the high supersat-uration needed to seal fractures, ei-1 Institut für Mineralogie und Lagerstät-tenlehre, RWTH-Aachen, Germany 2 Ge-ologie-Endogene Dynamik, RWTH-Aachen,Germany

ther by fluid flow along deep reach-ing faults due to seismic ruptures, ormobile hydrofractures driven by pres-sure gradients in fluid filled fracturedat deeper crustal sections (Bons 2001,Miller 2002). The vein microstructureis a unique tool to unravel the frac-ture sealing process. The most indica-tive microstructures are fractured min-erals, which were sealed by a fluid of dif-ferent composition. The repeated pres-ence of fluid and solid host rock inclu-sions in fibrous, stretched crystal typeveins (minerals which extend across thevein and into the host rock) also indi-cate repeated fracture-sealing processes(Ramsay 1980), although their presenceis not a sufficient criteria (Hilgers 2005).In this study, we outline the differentfault sealing processes associated in astill seismic zone. The faults are lo-cated in Carboniferous limestones, andthus present an analogue for fault seal-ing processes in hydrocarbon reservoirsand an in-depth study of seismogenicfaults.

Geological SettingWe studied lower Carboniferous lime-stones, which are truncated by sub-vertical, dm-wide calcite veins. Theseplatform limestones are located on theNE-limb of the Stavelot-Venn Anti-cline, which is part of the Variscanfold and thrust belt. Our study areais the quarry Hastenrath, which is lo-cated app. 50 m SW of the seismo-genic Sandgewand normal fault. Cal-cite veins locally contain lead- and zinc-sulfide ores and strike NW-SE parallelto the normal fault. We compare our re-sults of core data derived from the deepdrilling project RWTH–1, a 2543m deepwell drilled in 2004 in the city centre ofAachen. The core contains 20m of in-

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TSK 11 Göttingen 2006 Chatziliadou et al.

Figure 1: (a). A calcite vein with Pb-Znmineralization, Hastenrath Quarry. Therim of the vein shows fragments of hy-drothermal dolomite and euhedral galenacrystals. The central part of the vein isfilled with organic material ( 36% C). (b).Horizontal section of the vein shows threefluid generations.

tensely deformed upper Devonian lime-stones at 1420 m depth. These lime-stones also contain different sets of cal-cite veins, but are devoid of ore miner-alization.

Microstructure and mineralogyHastenrathThe Hastenrath quarry exposes severalapprox. 20 cm wide subvertical veinsin limestone with some first localiseddolomitisation. Macroscopically, theveins show three to four different, sym-metrically arranged cements.#1 is close to the host rock, a pink hy-drothermal dolomite precipitated nextto the host rock. The dolomite is atectonic dilational breccia, which is ce-mented with calcite. The cathodolu-minescence shows fragments of euhe-dral calcite crystals outlined by differ-ent colours, and large areas where grainsdo not match with the variations in lu-minescence. Such calcite grains consist

Figure 2: Microprobe image of a bro-ken fragment of dolomite with an ankeriteseam. Galena is also present in the patch-work calcite matrix.

of subangular fragments of dark and or-ange luminescence. Calcite twin mor-phology indicates temperatures of app250°C. Dolomite is overgrown by euhe-dral ankerite. Euhedral to subhedralgalena crystals up to 1 cm in diame-ter indicate a later timing of growth.Euhedral quartz has a solid inclusionrich rounded centre and is present in allphases of zone #1.The intermediate zone # 2 shows upto 2 cm twinned calcite grains of twintype II which indicate a temperatureof 150–300°C. The cathodoluminescenceshows a pattern which does not corre-spond to calcite grain boundaries. Thecentral zone #3 is sealed with smalltwinned calcite crystals with a thinsphalerite vein. The sphalerite showszones with high cadmium content. Bothzone #1 and #3 contains chalcopyritewithin and around galena and spha-lerite. Locally, organic material em-placed in the central part of the vein.Vitrinite reflectance gives <150°C.

RWTH AachenThe core material from the RWTH-1

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Chatziliadou et al. TSK 11 Göttingen 2006

well contains up to 0.3 cm thick veinsin dolomite. The host rock indicatesa late diagenetic dolomitisation withzoned Fe-rich seams around dolomitecrystals. Two different quartz phasesprecipitates in the pores, as indicatedby a blue luminescence (restricted to thehost rock) and a later brown lumines-cence in veins and host rock. Pyritecrystals growth in the pores of the hostrock as bacterial degradation in reducedmilieus. The vein consists of dolomiteof dark brown luminescence, transectedand surrounded by bright orange cal-cite. Euhedral quartz crystals (brownluminescence) are present in dolomite,calcite and are enriched along the veinwall interface.

ConclusionsThe sealed fractures show similar fluidevents and -sequences in upper Devo-nian (RWTH–1) and lower Carbonif-erous (Hastenrath) limestones with anearly dolomite vein, fractured and re-sealed by calcite and late euhedralquartz. The veins in Hastenrath showan even more complex sealing historybecause they contain beside brecciateddolomite and calcite, euhedral ankeriteovergrowth, galena (approx. 150°C), eu-hedral quartz, calcite, sphalerite (ap-prox. 150°C) and calcite, later filled withorganic material <150°C. Galena andsphalerite are associated with chalcopy-rite. The geochemistry of the dolomiteis different in both localities, indicat-ing either a different fluid systems orstrong influence of the host rock. Sim-ilar fluid types at both localities maysuggest a homogeneous fluid system.However, marked differences exist be-tween hydrothermal mineral products ofboth localities. The complex fluid sys-tem in Hastenrath shows that the same

fracture was sealed during different fluidevents, possibly associated with normalfaulting.

Literatur

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TSK 11 Göttingen 2006 Cotza et al.

Structural investigations ofthe W termination of the‘Schneeberg Zug’ — Aus-troalpine Unit, Southern Ty-rol: Results from a crustalscale shear zone Poster

Gianluca Cotza1 Martin Thöni2Bernhard Grasemann1

The Austroalpine microplate traces theAlpine collision event between theAfrica-related southern Alpine realmand the European continent. Thesouthern margin of this microplate, thebasement to the north of Meran (in-cluding Texel unit and Schneeberg Zug)is characterized by regional eo-Alpinehigh-pressure metamorphism (Hoinkes& Thöni, 1987). PT conditions decreasefrom SE (Texel unit) to the pre-alpinebasement in the NW.The HP Rocks were exhumed within aca. 15 km broad SW-NE-striking, NW-dipping high strain zone (Sölva et al.2001). The high-pressure Texel crys-talline is tectonically underlain by theCampo unit in the south and overlainby the Ötztal-Stubai Basement in thenorth(west). The Schneeberg Zug formsan up to 5 km thick shear zone at itsbase, representing the study area. Itshows normal-sense kinematics and sep-arates pre-Alpine basement rocks in thehanging wall from high-pressure rocks inthe footwall, the Texel unit. These wereemplaced on top of pre-Alpine basementrocks (Campo unit) by an eo-Alpineductile thrust.1 Department of Geodynamics and Sedimen-tology, Structural Processes Group Universityof Vienna, Althanstraße 14, Vienna A-1090,Austria 2 Centre for Earth Sciences, Univer-sity of Vienna, Laboratory for Geochronology,Althanstraße 14, Geozentrum 2A449, A-1090Wien, Austria

Lithologically the western termina-tion of the Schneeberg Zug comprisescharacteristic garnet micaschists, mar-ble layers, amphibolites, quartzites,hornblende-garben-schists and calc-schists. These lithologies are calledBunte Serie (Mauracher, 1981) anddiffer from the polyphase adjacentTexel unit and the polymetamorphicbasement rocks in the hanging wall dueto their lithological content and theirmonometamorphic evolution.Petrological and geochronological inves-tigations on the eastern continuationof these characteristic metapelitic rocksevidence the time of garnet growth dur-ing D1 close to the Cretaceous pressurepeak. Sm-Nd isochron data of thesecontinuously zoned garnets yielded crys-tallization ages between 90 and 95 Ma.Preliminary structural investigationsyielded four major deformation events:D1 produced a compositional layeringand a mylonitic foliation; generally thisductile deformation in the northwesternportion of the Schneeberg Zug is char-acterized by contemporaneous shearingand folding forming isoclinal folds withaxes oriented parallel to the NW–SEplunging stretching lineation. Deforma-tion stage D2 formed tight folds withsteep NW to WSW plunging axes andNW to W dipping axial planes, whichrefold the D1 related structures. De-formation stage D3 is characterized bya crenulation with NW-plunging axesand NW-dipping axial planes. Lowergreenschist-facies shear-zones dipping tothe W and with shear sense top to W–WNW represent the last ductile event.They crosscut the older structural in-ventory. Brittle deformation evidencesnormal faulting reactivating the NWdipping main foliation as well as relateddextral strike slip movement.

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Davaa et al. TSK 11 Göttingen 2006

Geochronological data and structuralinvestigations indicate a continuous eo-Alpine tectono-metamorphic evolution,which started at high grade condi-tions homogenously distributed over thewhole shear zone. With decreasingtemperature conditions the deformationprogressively partitioned into distinctshear zones.

References

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Evolution of the TamtsagBasin / NE-Mongolia — partII: structure and hydrocar-bon potential Poster

Buyan Davaa1 Peter Geerdts1 MarcVogler1 Andreas Henk1

IntroductionThe Tamtsag basin in NE Mongolia ispart of a widespread basin system whichformed during Late Jurassic and Cre-taceous times (Graham et al. 2001,Qing-Ren et al. 2003). It is filledwith continental sediments and vol-canics which can reach up to 4 km inthickness. Rifting and subsequent basininversion led to a complex basin ge-ometry characterized by several horstand graben structures. The geody-namic causes for regional basin forma-tion are discussed controversially andseveral hypothesis ranging from oro-genic collapse via subduction rollback tocollision-induced rifting have been putforward.Scientific research on the Mesozoicbasins in Mongolia has so far concen-trated on the East Gobi basin to thesouthwest (Graham et al. 2001, Prost2004, Johnson et al. 2004) and somework has also been published on theHailar Basin (Qing-Ren et al. 2003),the northeastward continuation of theTamtsag Basin into China. Fundamen-tal data on the fill and tectonics of theTamtsag Basin in between is still miss-ing. This is partly due to poor expo-sure as most of the basin fill is cov-ered by Cenozoic sediments and onlylocally, near the borders faults, rocksare accessible for surface investigations.

1 Geologisches Institut, Universität FreiburgAlbertstraße 23b, D-79104 Freiburg

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TSK 11 Göttingen 2006 Davaa et al.

Figure 1: Schematic petroleum system chart of the Tamtsag Basin

However, recent discoveries of oil inthe Tamtsag and Hailar Basins haveresulted in intense exploration activityand a strong interest in the area.This contribution describes the resultsof a field campaign in Fall 2005 fo-cusing on the structure and hydrocar-bon potential while a companion paper(Geerdts et al. this volume) deals withthe fill of the Tamtsag Basin.

TectonicsThe Tamtsag Basin is an approximately300 km long and 80 km wide ENE-trending fault-controlled structure. Thebasin architecture is characterized byuplifted fault blocks in the central partsand graben-like structures to the Northand South, close to main basin boundingfaults. In the nearby East Gobi Basin,Prost (2004) distinguished five struc-tural episodes: (1) pre-Jurassic north-east shortening, (2) Middle Jurassicto Early Cretaceous north-east directedextension, including rifting, (3) lateEarly Cretaceous north-south shorten-ing, that led to the basin inversionon already existing normal faults, (4)Middle-Cretaceous uplift and erosion,

and finally (5) east-west directed short-ening and dextral movement on north-east trending faults.Field work concentrated on the west-ern margin of the basin where suffi-cient outcrops for structural analysis areavailable. The large-scale structural el-ements, i.e. the major faults, follow theregional ENE trend. Of particular in-terest are ridges composed of Mesozoicmagmatic rocks which are uplifted rela-tive to the surrounding Cretaceous sedi-mentary basin fill and strongly resemblepositive flower structures. For example,one of the ridges is crosscut by severalfaults striking 20°, thus forming an angleof 40° to the principle basin axis. Mostare normal or reverse faults with an ad-ditional strike-slip component.

Hydrocarbon potentialOil has recently been found in block XIXof the Tamtsag Basin. Reservoirs are lo-cated in sandstones of the Lower Creta-ceous Tsagaantsav and Zuunbayan For-mations. Source rocks are situated inthe same stratigraphic units and totalorganic carbon contents in the corre-sponding shales reach up to 3%. Trans-

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Deckert & Gessner TSK 11 Göttingen 2006

pression at the end of the Lower Creta-ceous formed structural traps, e.g. ti-tled fault blocks and anticlinal folding,as well as stratigraphic traps beneaththe related unconformity.In order to get a quantitative under-standing of petroleum formation in theTamtsag Basin the subsidence and ther-mal histories of various wells are mod-elled. This requires a complete recon-struction of the sedimentation and up-lift history, i.e. the thickness and age ofthe eroded, and hence missing, stratahas to be estimated. Using shale com-paction data derived from sonic logs andthe method of Magara (1976), respec-tively, it can be found that the rocksof the Tamtsag basin were once buried350–800 m deeper than today. Compari-son with the regional evolution indicatesthat this maximum burial occurred dur-ing late Lower Cretaceous time prior todeposition of Upper Cretaceous Sayn-shand formation. This burial historyforms the basis for maturity modellingusing the software Petromod1D of IES,Jülich. The thermal history model iscalibrated against observed vitrinite re-flectance data. Modelling results showheating of the source rocks, the criti-cal moment, i.e. the onset of oil mi-gration as well as the time of peak oilgeneration. For example, the oldestsource rocks of the Tsagaantsav forma-tion reach maximum temperatures of upto 136°C during the late Lower Creta-ceous at about 118Mabp. Petroleumsystems modelling will be extended to2D and basin-wide sections to providequantitative information for future ex-ploration in blocks XX, XXI and XXII.

Acknowledgements Financial sup-port by Deutsche Forschungsgemein-schaft is gratefully acknowledged. ‘Min-

eral and Petroleum Authorities of Mon-golia’ kindly supported our work in theTamtsag Basin.

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Application of Photogramme-try in Geology: 3D Investiga-tion of Rock Fracture Distri-butions Poster

Hagen Deckert1 Klaus Gessner2

Geology as a science has an importantvisual component and the knowledge ofany geologist is deeply linked to visualexperience of rock outcrops, thin sec-tions and analytical images. One of theshortcomings of most geological imagessuch as maps, cross sections and out-crop photographs is that they are 2D,1 Institut für Geowissenschaften, JohannesGutenberg-Universität, Becherweg 21, 55099Mainz, Germany 2 School of Earth and Geo-graphical Sciences, University of Western Aus-tralia, 35 Stirling Highway, Crawley WA 6008,Australia

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TSK 11 Göttingen 2006 Deckert & Gessner

while processes geologists are interestedin are typically occurring in 3D space.The 3D geometry of faults, fracturesand joints is crucial to quantify geologi-cal processes related to fracture mechan-ics, such as hydrothermal mineralizationand ground water flow, but also geotech-nical problems such as rock mass stabil-ity. A number of studies have shownthat some geological structures can bedescribed with a scale invariant, fractaldistribution. So far these observationson which these findings are based wererestricted to one and two dimensionsand has been difficult to obtain a fullspatial geometric picture of fracture setsfrom rock outcrops, because much of therock is not directly accessible. However,without taking into account the spatialdistribution of geological structures thetrue geometry of joint patterns cannotbe fully described and scaling laws, frac-tal or not, cannot be derived.

We present images of joint patternsbased on datasets acquired by digi-tal photographs which are processedto three dimensional images using thephotogrammetry software Siro3D. Thistechnique allows to obtain a highly ac-curate 3D picture of the visible out-crop. The spatial pattern of joints innature is investigated using the soft-ware SiroJoint. For the analysis of jointsystems a large data set was collectedfrom the Heavitree Quarzite at Ormis-ton Gorge, near Alice Springs. TheHeavitree Quartzite is fragmented by aspectacularly regular three-dimensionaljoint pattern, which is repeated at dif-ferent scales and therefore represents aperfect laboratory for our investigations(Hobbs 1993). Siro3D generates a spa-tially fully referenced 3D image fromoverlapping digital images, such thateach pixel of the image is assigned spa-

tial coordinates. The software SiroJointroutinely constructs planes from the in-tersection of the rock-face with the lin-ear trace of planar features (Poropat2001). It provides stereographic plotsof structural elements and additionallymeasures joint persistence, area, andjoint spacing. Our measurements allowto analyse geometrical scaling relation-ships of joint sets with high accuracyand will help explore the character oftheir 3D complexity.Several hundred joint planes were de-fined with SiroJoint in an OrmistonGorge outcrop. Three different jointsets can be distinguished. Joint set oneand two are characterized by steeply in-clined planes with joint spacings rang-ing between 2 cm to 40 cm and 2 cm to10m respectively. Both joints sets de-pict a power law distribution in jointspacing/frequency plots. The third setis defined by a subhorizontal orienta-tion. It shows a very regular spacing inthe meter scale and lacks an exponen-tial distribution. We intend to use theresults as a basis to compare observedfracture pattern with those generatedby computational methods like IteratedFunction Systems. This might help tounderstand how physical rock proper-ties influence the spatial complexity offracture systems and develop constitu-tive scaling relationships for certain rocktypes.

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Deckert & Ring TSK 11 Göttingen 2006

Relevance of viscous flow inaccretionary wedges Vortrag

Hagen Deckert1 Uwe Ring2

The orogenic wedge model (Davis etal. 1983; Platt 1986) marks a con-ceptual breakthrough in understandingthe growth and long-term evolution ofaccretionary wedges. The characteris-tic rheology of subduction-related ac-cretionary wedges is thought to changefrom Coulomb to viscous when thewedge becomes thicker than ca. 15 km,a transition that may influence the sta-bility and dynamics of these wedges.Platt (1986) proposed that viscous flowmay trigger extensional faulting in theupper rear part of the wedge and Walliset al. (1993) argued that viscous flowmay cause vertical ductile thinning ofthe rear part of the wedge.Material fluxes control the geometricshape of an accretionary wedge (Bran-don et al. 1998; Platt 1986). Frontalaccretion and erosion both tend to drivethe wedge into a subcritical conditionas the taper angle of the wedge is pro-gressively reduced. This leads to hori-zontal shortening across the wedge. Ifunderplating is dominantly controllingthe flow field in the wedge and frontalaccretion or erosion at the rear of thewedge are small, the wedge is super-critically tapered and leading horizontalextension. Horizontal extension leadsto a subhorizontal foliation and mayeventually lead to normal faulting inthe rear-part of the wedge. Despitethe importance of these issues, thereremains a paucity of detailed informa-

1 Institut für Geowissenschaften, JohannesGutenberg-Universität, Becherweg 21, 55099Mainz, Germany 2 Department of Geo-logical Sciences, University of Canterbury,Christchurch, New Zealand

tion about ductile deformation and howviscous flow influences the stability ofsubduction-related accretionary wedges.Strain measurements are an instrumentto address whether viscous flow stronglyinfluences the deformation in accre-tionary wedges. They provide direct in-formation about the kinematics of an-cient orogenic belts. Additionally, theyallow understanding important tectonicprocesses in subduction wedges such asthe pattern of flow within the wedge.We focus on deformation analysis ona suite of samples from the Otagowedge exposed in the South Islandof New Zealand. The Otago accre-tionary wedge offers a unique opportu-nity to study the tectonic evolution of atypical subduction-related accretionarycomplex. Its across-strike length ofca. 600 km makes it one of the largestexposed ancient accretionary wedges onEarth. Pressure and temperature esti-mates indicate that our samples are rep-resentative of deformation conditions todepths as great as ca. 35 km. This issimilar to maximum depths observed forsubducting slabs beneath modern fore-arc highs.The deformation measurements showthat the strain magnitude is generallysmall in the Otago wedge. The γoct

values, a measure of the distortion asample experienced (independent fromthe strain geometry), range from 0.34–3.87 for the Rf/φ strains, 1.01–4.28 forXTG strains across the whole suite ofthe Otago rock pile, and 0.08–0.70 forthe absolute strains obtained from lowmetamorphic grade rocks. The Otagosamples are characterized by consider-able volume strain that increases fromthe lower textural zones towards thehigh-grade interior of the wedge.Our strain results are inconsistent with

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TSK 11 Göttingen 2006 Deckert & Ring

the models which advocate supercrit-ically tapering of accretionary wedgesand that supercritical tapering even-tually triggers normal faulting. Tak-ing averages of our strain measure-ments, a residence time in the wedgeof 35 Myr, burial depths of 30 km, coax-ial deformation and a depth-dependentrate for ductile deformation, we cal-culate vertically-averaged strain rates.Because the principal strain axes ofthe tensor average are all inclined, thevertical averaging changes the princi-pal stretches. The horizontal princi-pal stretch parallel to the 160°-strikingOtago wedge becomes 0.79, that foracross strike 0.88 and for verticalstrain 0.44. Averaged strain rates are−1.44−16 s−1 for parallel-strike horizon-tal strain, −6.2−17 s−1 for across-strikehorizontal strain, and −8.02−16 s−1 forvertical strain. The strain rates are re-lated to volume loss and to the effi-ciency with which dissolved chemicalsare advected away. The rates are simi-lar to the ones calculated by Bolhar &Ring (2001) and Ring & Richter (2004)for the Franciscan wedge. These strainrates are orders of magnitude smallerthan the 1−14 s−1 strain rates assumedby Platt (1986). Thus, our data implythat the Otago wedge could not shortenhorizontally fast, and hence could nothave steepened up its surface slope. Thefact that shortening was accompaniedby volume loss has another importantand interesting consequence. Even ifa case was envisioned in which hori-zontal shortening was fast enough tosteepen up the surface slope of thewedge, the volume loss would not nec-essarily change the wedge geometry intoa supercritical configuration triggeringnormal faulting. As a consequence ofthe slow strain rates and the high vol-

ume loss, viscous flow probably was notfast enough to significantly influence thestability of the wedge and to form a su-percritically tapered wedge.

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Doman et al. TSK 11 Göttingen 2006

Deformation mechanisms inthe eastern Sudbury IgneousComplex, Canada: Evidencefor meteorite impact into anactive orogen Vortrag

Daniel Doman1 Ulrich Riller1 KaiHofmann2

The 1.85Ga Sudbury Igneous Complex(SIC) in central Ontario is now widelyconsidered to be the erosional rem-nant of a deformed paleo-horizontal im-pact melt sheet, about 2.5 km in thick-ness. Deformed impact melt brecciasof the Onaping Formation and post-impact metasedimentary rocks overliethe layered SIC, which in turn restson shocked Archean basement and Pa-leoproterozoic cover rocks. The mainmass of the Igneous Complex is sub-divided from top to bottom into gra-nophyre, quartz-gabbro and norite lay-ers. Previous workers considered non-cylindrical folding and NW-directed re-verse faulting as the main structuralprocesses that formed the asymmetric,syn-formal geometry of the SIC ap-parent in map view and seismic sec-tion. Structural studies support thismodel in the southern part of the im-pact structure, where greenschist-faciesmetamorphic tectonites of the SouthRange Shear Zone (SRSZ) accomplishedstructural uplift of the southern SICby NW-directed reverse shearing. How-ever, little evidence for pervasive duc-tile strain has been reported from theweakly metamorphosed eastern part ofthe SIC, the East Range, which is char-acterised by steep basal dips and max-1 Humboldt-Universität zu Berlin, Museumfür Naturkunde, Invalidenstrasse 43, D-10115Berlin 2 Freie Universität Berlin, Insti-tut für Geologische Wissenschaften, Malteser-strasse 74–100, D-12249 Berlin

imal curvature in plan view. The ob-jective of this study is to assess thestructural inventory of the East Rangein terms of post-emplacement deforma-tion mechanisms. Our interpretation isbased on published and newly acquiredstructural data.Planar mineral shape fabrics of cumu-late plagioclase and pyroxene are devel-oped in the intermediate quartz-gabbroand lower norite layers of the south-ern East Range SIC. Microstructuresshow little intracrystalline deformationin quartz. Euhedral cumulate plagio-clase retains an angular outline indicat-ing magmatic mineral fabric develop-ment. This magmatic foliation is con-cordant to SIC contacts or large-scalediscontinuities in their vicinity (Fig. 1).Magmatic fabrics are observed rarely inthe northern portion of the East Range.Here, tectonic foliations and S–C fab-rics are developed sporadically at, andconcordant to, brittle structures strik-ing N–S. A weak tectonic foliation de-fined by chlorite that replaces magmaticminerals is developed in the upper gra-nophyric SIC of the NE-lobe that con-nects the SIC’s North and East Rangesvia a 105° arc. This foliation gradesinto a shape-preferred orientation of pri-mary, i.e., magmatic, mafic minerals ob-served in the lower granophyre and un-derlying layers of the SIC. Mineral fab-rics observed in the NE-lobe SIC areconcordant to metamorphic foliationsdeveloped in the overlying Onaping For-mation breccias. Both foliations strikeparallel to the NE-Lobe’s acute bisec-trix and, thus, display an axial-planargeometry typical for fabrics formed inthe core of a buckle fold (Fig. 1). Brit-tle structures including centimetre-scaleshear-fractures to kilometre-scale fault-zones are observed in the eastern

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TSK 11 Göttingen 2006 Doman et al.

Figure 1: Strike and dip directions of magmatic and tectonic foliations in the East RangeSIC and overlying Onaping Formation.

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Dresmann et al. TSK 11 Göttingen 2006

SIC and its host rocks. Large-scale faults striking N–S cut the NE-lobe’s eastern limb causing variablemagnitudes of strike separation ofSIC contacts. Centimetre- to metre-scale, brittle faults and chlorite-filledbrittle-ductile shear-zones occur perva-sively in the eastern SIC, often caus-ing centimetre-scale offset of mark-ers. Microstructures from first-orderfault-zones indicate deformation at, andbelow, greenschist-facies metamorphicconditions.

The concordance of magmatic and tec-tonic mineral shape fabrics in the NE-lobe indicates progressive deformationof the SIC during cooling from themagmatic state to lower greenschist-facies metamorphic conditions. Syn-magmatic deformation of the SIC sug-gests that it was emplaced during on-going orogenic deformation. Further-more, maximum principal stress direc-tions inferred from inversion of fault-slip data collected in the Onaping For-mation are orthogonal to metamorphicfoliation surfaces at the same locali-ties. This points to a similar defor-mation regime in the Onaping Forma-tion during ductile and brittle deforma-tion. The concordance of magmatic,metamorphic and brittle fabrics is ex-plained best by a single progressive de-formation event that was active whilethe SIC cooled and solidified. The lackof pervasive ductile deformation fab-rics in the East Range SIC can be ex-plained by rapid cooling of the impactmelt sheet (within 100–500 ka) with re-spect to natural tectonic strain rates.While the geometry of mineral fabricsin the study area is compatible withlarge-scale, non-cylindrical folding, thelow levels of ductile deformation suggestthat shape-change of the eastern SIC

has been accomplished mainly by dis-continuous deformation. This deforma-tion mechanism may have accomplishedbulk NW-SE shortening that was ac-commodated by reverse shearing withinthe SRSZ, resulting in large strike sepa-rations of SIC contacts observed in thewestern part of the impact structure.By contrast, the eastern SIC may haveaccomplished such shortening by brittle-ductile, non-cylindrical folding at theeastern terminus of the SRSZ. The com-plex post-impact deformation pattern ofthe central Sudbury Structure resultsfrom impact into an active orogen.

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A further step toward a ther-mochronological 3-D model ofthe SE Black Forest Poster

Horst Dresmann1 Ina Spottke1 ZoltanTimar-Geng2 Andreas Wetzel1 Bern-hard Fügenschuh3

Fission-track (FT) data always dependon the thermal history of a 3-D geologi-cal complex. Therefore it is expedientto display FT data sets in 3-D mod-els. Such a model in which tectonic,sedimentological and hydrological fea-tures are combined can greatly improve1 Geologisch-Palaeontologisches Institut, Uni-versity of Basel, Switzerland 2 Geologis-ches Institut, University of Freiburg, Germany3 Institut für Geologie und Palaeontologie,University of Innsbruck, Austria

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TSK 11 Göttingen 2006 Dresmann et al.

the interpretation of the palaeo-thermalpattern derived from FT analyses.Since 1988 several FT studies have beenconducted in the Black Forest (BF)(Michalski 1988, Wyss 2000, Timar-Geng et al. 2004, 2005). Timar-Geng etal. (2006) analyse the crystalline base-ment and the Permian Rotliegend be-neath the Mesozoic units in the TabularJura (TJ) east of Basel, Switzerland, us-ing samples taken from the three Nagraboreholes at Kaisten, Riniken and Leug-gern.In particular Timar-Geng et al. (2005,2006) characterise the thermal history ofthis pre-Mesozoic basement. For the BFthey estimate at least one heating phaseduring the lower and middle Mesozoicwhile similar heating could not be ob-served in northern Switzerland. How-ever, the FT-data in both regions showmoderate to rapid cooling during theCretaceous and Lower Eocene, whichwas followed by an Upper Eocene heat-ing event.The software package GOCAD (Geolog-ical Objects Computer-Aided Design)was used to build a digital elevationmodel (DEM), which provide a new de-tailed view of these FT data sets. Themodel is located about 20 km east ofBasel, Switzerland, and extends over anarea of about 21 km by 24 km and spansa vertical height difference of about2 km.The data sets described above alongwith two additional FT analyses fromthe Buntsandstein which lies directly onthe BF crystalline, were compiled andplotted at their topographic heights inthe DEM.The FT central-ages (Galbraith &Laslett 1993) of this region range be-tween 25 ± 2 Ma and 98 ± 6.5 Ma. Thetopographic positions extend between

−1412 m at the Borehole Riniken and960m in the BF with mean sea level asa reference.FT central-age isochron surfaces weredrawn in order to visualize the ther-mal evolution within the model range.Because the FT central-ages also corre-spond to a closure temperature, thesesurfaces can also be considered anisotherm. The FT closure temperatureof apatite is about 90± 30°C (Laslett etal. 1987). Therefore each surface showsthe position and shape of the ca. 90°Cisotherm of a specific age.This 3-D model points out an impor-tant difference in the thermal evolutionof the BF und the TJ. The vertical dis-tance between the isothermal surfacesincreases from north to south. Between90Ma and 60 Ma the ca. 90°C isothermdrops at the Kaisten borehole by 1000mwhile in the same time span in the BF alowering of the same isotherm by 300mcan be observed. In the eastern part ofthe model this feature is not as markedas in the west but nevertheless it is ob-servable.To explain this entirely different ther-mal evolution it is necessary to turn tothe tectonic and other geological fea-tures of the region. South of the ex-posed BF crystalline and beneath theTJ there lies an old Variscan struc-ture: the Permo-Carboniferous trough(PCT). This trough strikes in WSW-ENE direction and extends from LakeConstance to the Bresse Graben andcontains up to 6000 m of Palaeozoic sed-iments. Additionally, some Variscanfault structures strike in WNW–ESE di-rection and cut both the BF an thePCT, for example the Eggberg Faultand the Vorwald Fault. Beside the tec-tonic structures the hydrological charac-teristics played an important role during

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Dresmann et al. TSK 11 Göttingen 2006

the palaeo-thermal evolution. Circu-lating hot fluids controlled the thermalpattern. Variscan faults were often reac-tivated during the Mesozoic (e.g. Wet-zel et al. 2003) and also during theformation of the Upper Rhine Graben.(e.g. Illies 1967) These faults are themajor water-conducting features in thecrystalline basement of the BF, jointsand fracture networks are tributaries.Below the aquifers within the Mesozoicof the TJ, the PCT trough sedimentspredominantly act as an aquitard. Onlythe border faults of the trough wereimportant pathways for fluids (Thury1994).Considering the Mesozoic sedimentolog-ical history of the region it is unlikelythat fault movements are responsiblefor the different palaeo-thermal patternof the BF and the TJ. Only differ-ent magnitudes of heat flow caused byhydrothermal circulating fluids can ex-plain the ‘warm’ BF crystalline in com-parison to the ‘cold’ basement of the TJat the transition between the Mesozoicand Tertiary.

References

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Laslett GM, Green PF, Duddy IR & GleadowAJW (1987) Thermal annealing of fissiontracks in apatite 2. A quantitative analy-sis. Chemical Geology (Isotope GeoscienceSection) 65:1–13

Michalski I (1987) Apatit-Spaltspuren-Datierungen des Grundgebirges vonSchwarzwald und Vogesen: Die post-variszische Entwicklung. Unpubl. doctoraldissertation, Heidelberg, pp 125

Thury M, Gautschi A, Mazurek M, Müller WH,Naef H, Pearson FJ, Vomvoris S & Wilson

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Timar-Geng Z, Fügenschuh B, Wetzel A &Dresmann H (2006): The low-temperaturethermal history of northern Switzerland asrevealed by fission track analysis and inversethermal modelling. Eclogæ Geologicæ Hel-vetiæ. (submitted)

Wetzel A, Allenbach R & Allia V (2003) Reacti-vated basement structures affecting the sed-imentary facies in a tectonically ‘quiescent’epicontinental basin: an example from NWSwitzerland. Sedimentary Geology 157:153–172

Wyss A, (2001) Apatit Spaltspur Unter-suchungen in der Vorwaldscholle (SW-Deutschland). Unpubl. diploma thesis,Univ. Basel, pp 69

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TSK 11 Göttingen 2006 Dunkl et al.

(U-Th)/He thermochronol-ogy — methodology and acase study: dating of faultingin the Southern Alps Vortrag

István Dunkl1 Martin Danisík2 Vin-cenzo Picotti3 Wolfgang Frisch2

Hilmar von Eynatten1 AlbertoCastellarin3

History of He thermochronologyThe radiogeic 4He isotope is continu-ously forming in the lithosphere mainlyby the alpha-decay of U, Th and Sm.This decay process was discovered al-ready at the beginning of the 20th cen-tury, and the first U/He dating wasmade by Rutherford (1905). Althoughhis result indicated that the dimen-sions of the Earth’s history ranges tomillions of years, the U/He methodwas used only scarcely later on be-cause the minerals are usually not closedto the decay product. The helium isextremely mobile and diffuse throughthe crystal lattices. Thus, the appar-ent U/He ages were always youngerthan the radiometric ages determinedby other isotope geochronometers likeU/Pb, Rb/Sr or K/Ar. The currentrenaissance of the method has beenstarted at the end of eighties, whenH. Lippolt, P. Zeitler, K. Farley andtheir co-workers have described the pa-rameters of diffusion of some uranium-bearing minerals (e.g. Lippolt & Weigel1987, Zeitler et al. 1987). It turnedout that the (U-Th)/He apparent agesdo carry meaningful geological informa-tion. The closure temperature of themost widely used apatite-He system isaround 70°C. Thus, by the usage of this1 University of Göttingen, Germany 2 Uni-versity of Tübingen, Germany 2 Universityof Bologna, Italy

Figure 1: Schematic vertical trend of ap-atite FT and He ages in the uppermost partof the lithosphere in a tectonically stagnat-ing block (after Stockli et al. 2000).

mineral/method pair it became possibleto date low-temperature geological pro-cesses, which were undatable by othergeochronometers.

Typical applicationsThe vertical trends of apparent fissiontrack (FT) and He ages in a stagnat-ing lithosphere show convergence to theage of the latest exhumation phase atthe surface and they have total reset(= zero age) at the depth where thetemperature does not allow the accu-mulation of decay products and nucleartracks (Fig. 1). In between these val-ues there is a gradually changing sectionwhere the apparent ages are the result ofthe balance of continuous accumulationof decay products and their disappear-ance. This transitional section is calledas ‘partial annealing zone’ (PAZ) inthe fission track thermochronology and‘helium partial retention zone’ (PRZ),which is defined as a temperature rangewhere between 5% and 95% of the Heis retained in a crystal. The rapid ex-pansion of the application of (U-Th)/He

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Dunkl et al. TSK 11 Göttingen 2006

method in different fields can be relatedto its low closure temperature.

• This allows determining the finalphase of exhumation of structuralblocks in the upper crust (e.g.Stockli et al. 2000).

• In ideal conditions (proper gran-itoid lithology, possibility of 3Dsampling in a high mountains, ina subsurface mine or in bore-holes) the sensitivity of the He-thermochronology allows to dateand determine the magnitude ofvertical offset along faults (McInneset al., 1999).

• In cratonic areas, where the typi-cal lithologies are high-grade rocksand the sedimentary record is usu-ally poor the post-orogenic ther-mal events can be well recordedby apatite fission track and He-thermochronology.

• Not only cooling and exhum-ing geodynamic scenarios, but theearly phase of burial warming ofsedimentary basins can also be welldated. This has prominent impor-tance in the hydrocarbon prospect-ing, because the temperature rangeof He reset in apatite correspondsto the beginning of ‘oil-window’.

• The depth of the ca. 70°C isothermdepends on the geothermal gra-dient, the local surface morphol-ogy and the areal variation ofrate of erosional removal. Thisopens the door for apatite He-thermochronology in geomorpho-logical and morphotectonic studies(House et al. 1997).

MethodologyThe (U-Th)/He age determination isperformed on single or more crystalsin multiple aliquots. Only completelyclear, mineral and fluid inclusion freecrystals are datable. Crystals withfissures and damaged external surfacehave to be avoided. The documenta-tion of the dimensions and shape of thecrystals is crucial. By the radioactivedecay the alpha-particles has significantkinetic energy and ‘jump’ ca. 20–30 µmthrough the lattice of apatite crystals.Consequently, the rim of the crystals isdepleted as the part of helium atoms isejected from the crystals. This causesa predictable loss, but this can be cor-rected by consideration of the dimen-sions and shape (surface/volume ratio)of the dated crystals. After the selec-tion, the crystals are degassed in a full-metal vacuum oven and the released he-lium is purified from the reactive gasesby getters. The He content is measuredby mass spectrometer using isotope di-lution. The mother elements (U, Th andSm) are measured after the dissolutionof the degassed crystals by ICP-MS.

Our case study in the DolomitesThe Dolomites of the eastern SouthernAlps were formed from the Permo-Triassic sedimentary cover of theslightly deformed South Alpine in theTertiary. The different parts of theDolomites have suffered two timesAlpine deformation, and the shorteningprocess is actually still active along thesouthernmost thrusts. The immediatedating of the deformation is possibleonly in the southern zones, wheresediments are involved in the thrusts,while the northern areas no or ratherscarce geological evidences exists onthe timing of structural evolution.

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TSK 11 Göttingen 2006 Dunkl et al.

Figure 2: Simplified geological map ofDolomites with the apatite ages, whereFT chronometer suffered minor reset, butthe more sensitive He ages indicate LateMiocene exhumation.

The isotope geochronological dating isalso difficult because the sedimentarysuccessions are dominantly composedof carbonate rocks. We could use onlythe Triassic volcanic dikes and tuffhorizons for thermochronology. Theapatite fission track ages are rangingbetween 210 and 6 Ma. The oldestages indicate the presence of slightlyreset areas and date the exhumationof some structural blocks to be LateMiocene. The apatite (U-Th)/He agesare younger than the FT ages in everysample. In the western Dolomites,where the Neogene thermal reset is notdetected by the apatite fission trackthermochronometer, the He ages showLate Miocene reset (Fig. 2) due to thelower closure temperature of the latermethod. From the significant contrastbetween the FT and He ages we canconclude that the dated stratigraphichorizons were deeper than the totalreset depth of He method but shallowerthan the reset depth of the FT method

Figure 3: Schematic burial history of thesamples from western Dolomites. The thickblack line represents the position of thedated samples. They were in a hotter en-vironment than the helium retention tem-perature, but below the complete FT resettemperature.

between the Late Triassic and LateMiocene. We suppose that beyond thegeneral Miocene uplift of the Dolomitesmainly the displacements along theStava Line and Schio-Vicenza Faultor Bassano Thrust are responsible forthe exhumation of Passo Feudo andRecoaro area, respectively. Figure 3shows a supposed burial path for thesamples presented in Figure 2.

References

Lippolt HJ & Weigel E (1987) 4He diffusionin 40Ar-retentive minerals. Geochim. Cos-mochim. Acta, 52, 1449–1458

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Stockli DF, Farley KA & Dumitru, TA (2000)Calibration of the apatite (U-Th)/He ther-mochronometer on an exhumed fault block,White Mountains, California. Geology 28,983–986

Zeitler PK, Herczeg AL, McDougall I & HondaM (1987) U-Th-He dating of apatite: a po-tential thermochronometer. Geochim. Cos-mochim. Acta, 51, 2865–2868

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Dworazik et al. TSK 11 Göttingen 2006

Magnetische Charakteri-stik von Pyroklastika desSág-hegy Vulkan Komplex,Kleine Ungarische Tiefebene

Poster

Nina Dworazik1 Andreas Auer1Ulrike Martin1 Karoly Németh2 Helgade Wall1 Christian Rolf3

Der Ság-hegy Vulkan Komplex befin-det sich in dem Vulkanfeld der KleinenUngarischen Tiefebene. Eine 39Ar/40ArDatierung ergab ein Alter von 5, 42 ±0, 06 Ma für den Ság-hegy (Wijbrans etal. 2004). Die Entwicklung des Vulkansweist zwei verschiedene Ereignisse auf.Als erstes trifft aufsteigendes Magmaauf meteorisches Wasser in einer fluvio-lakustinen Umgebung (fuel-coolant in-teraction FCI). Die FCI von Was-ser bzw. wassergesättigtem Sedimentund Magma führte zur Bildung einesphreatomagmatischen Tuffrings. Nach-dem das Wasserangebot aufgebrauchtwar, füllte sich das Innere des Tephra-rings mit einem Lavasee. Lokal kolla-bierte der Tuffring, so dass Lava ausdem See herausfließen konnte. Durch dieAnlage eines Steinbruches im zentralenBereich des Vulkankomplexes ergibt sichein 3-D Aufschluss mit hervorragendenEinblick auf die Intrusionsbeziehungenvon Förderdykes, Sills und Überrestendes Lavasees (Martin & Németh, 2004).Die pyroklastischen Gesteine enthaltenmassive und geschichtete Einheiten mitLapilli, Lapillituff/Tuff sowie pyrokla-stische Breccien. Die variierenden Pro-portionen der Nebengesteinsklasten wei-1 Institut für Geologie, Julius-Maximilians-U-niversität Würzburg, Pleicherwall 1 D-97070,Germany 2 Geological Institute of Hunga-ry, 14 Stefania St., Budapest H-1143, Hungary3 Leibniz Institute for Applied Geoscience,Stillweg 2, D-30655 Hannover, Germany

sen auf eine Aufnahme des Nebenge-steins während der Eruption. Juveni-le Klasten bestehen hauptsächlich auseckigen, blockigen Sideromelan (glassshards) mit nahezu gleichen Formenund einem geringen Anteil an Tachylit.Softsedimentdeformation und akkretio-näre Lapilli sind ein Beleg für die großeMenge an Wasser, die sich in dem Sy-stem befand. Dünen- und Antidünen-schichtung, Rinnen- und Pool Struktu-ren, Gradierungs- und Sortierungseigen-schaften deuten an, dass der Tuffringgraduell von base surge und eingeschal-teten fallout Ablagerungen aufgebautwurde.

Nach der phreatomagmatischen Phasefüllte sich der Krater mit einem La-vasee, dessen Morphologie durch dieTephra Ablagerungen begrenzt wurde.Am Kontakt zu den Pyroklastika ent-wickelte sich ein cm-mächtiger abge-kühlter Rand, der plattige (zwiebelför-mige) Klüftung zeigt. In die angrenzen-den Schichten intrudierte eine große An-zahl an Dykes und Sills. Diese Intrusiv-körper durchschlagen generell die pyro-klastischen Einheiten im gesamten Vul-kankomplex. Wenn die pyroklastischenEinheiten eine große Menge an Was-ser beinhalteten, so kam es zum ming-ling der Gänge mit der nassen Tephraund so zur Ausbildung von Peperiten.Die obersten Einheiten waren mächti-ge Lavaströme, die alle darunter liegen-den Einheiten überdeckten. Allerdingswurden diese Gesteine bereits abgebaut.Übrig geblieben ist nur ein großer strom-bolianischer Schlackenkegel, der mit sei-nem auffälligen Förderdyke die höchsteEbene des Steinbruchs darstellt. Hier-mit bietet sich eine sehr gute Möglich-keit, die Beziehung zwischen der Platz-nahme von Dykes und Sills und derenGeometrieübergängen von vertikal bis

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TSK 11 Göttingen 2006 Dworazik et al.

Abbildung 1: Ein Sill und Dyke Komplexin den pyroklastischen Einheiten des Ság-hegy. Die Sills sind vorzugsweise entlang ei-ner Diskordanz der Tuffring Sequenz intru-diert.

schichtparallel zu untersuchen. Die Aus-dehnung der Intrusivkörper reicht vonMächtigkeiten im cm-Bereich von klei-nen Apophysen des Lavasees in die pyro-klastischen Gesteine bis zu mehrere Me-ter mächtigen Dykes und Sills.In dieser Studie sollen die magnetischenCharakteristika einer Sektion von py-roklastischen Gesteinen, die von Dy-kes und Sills abgeschnitten wird, unter-sucht werden. Vorläufige Ergebnisse zei-gen, dass die magnetische Suszeptibili-tät aller pyroklastischen Einheiten imBereich der ferrimagnetischen Suszepti-bilität liegt und von (2 − 20 × 10−3 SIvariiert. (Abb. 1).Die magnetische Anisotropie ist generellniedrig (kleiner als 5%) und in dem Feldfür oblate Geometrie, in geschichtetenTuffen ist eine signifikant höhere (5 bis10%) aber auch oblate Anisotropie fest-zustellen (Abb. 2).Die magnetische Lineation zeigt einengleich bleibenden NE (020) gerichtetenMaterialtransport für die gesamte Ab-folge. Die Intensität der magnetischenRemanenz der pyroklastischen Einhei-ten ist relativ hoch mit Werten von

Abbildung 2: a) zeigt ein Jelinek-Diagramder pyroklastischen Gesteine, die in demoblaten Geometrie Feld plotten, die Tuf-flagen (schwarz) weisen eine höhere Aniso-tropie als die restlichen Einheiten (grau)auf. b) und c) presentieren die Orientie-rung der b) magnetischen Foliationspoleund c) magnetischen Lineation der pyrokla-stischen Einheiten mit einem NE (020) ge-richteten Materialtransport für die gesamtAbfolge.

1 bis 15A m−1 und die Proben zei-gen eine stabile magnetische Remanenz,die auf Anwesenheit nur eines Rema-nenztyps (Thermoremanente Magneti-sierung) hinweist. Die MDF Werte rei-chen von 30 bis 160 mT. Der Feldvektorhat eine steile Inklination, was mit derPaläofeldrichtung übereinstimmt. DieEinheiten zeigen ausschließlich inversePolaritäten. Die insgesamt sehr stabilen

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Ebert et al. TSK 11 Göttingen 2006

natürlichen Remanenzen deuten auf ei-ne Ablagerung der Pyroklastika bei ho-hen Temperaturen hin.Dagegen streut die Remanenzrichtungin den Dykes und Sills erheblich undweist Geometrien von steilen bis flachenOrientierungen auf mit starken Varia-tionen in der Deklination. Die Koerzi-vität der magnetischen Träger ist signi-fikant niedriger als in den Pyroklastikamit MDF Werten, die von 8 bis 30mTin den Dykes und von 15 bis 30 mT inden Sills reichen. Es ist jedoch bemer-kenswert, dass abgesehen von einem ge-ringen Anteil einer viskosen Komponen-te, der Remanenzvektor auch in den Dy-kes und Sills nur durch die Anwesenheiteines einzigen Remanenztyps charakte-risiert ist, wie aus Zijderfeld Projektio-nen abgeleitet werden kann. Die deutli-che Abweichung in den Remanenzrich-tungen der in etwa altersgleichen Gan-gintrusionen von den Pyroklastika be-darf einer weiteren detaillierten Unter-suchung.

Literatur

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Entwicklung einer fluidbeein-flussten Scherzone am Bei-spiel der Glarner Hauptüber-schiebung (Schweiz) Vortrag

Andreas Ebert1 Marco Herwegh1

Adrian Pfiffner1

Lokalisierung unter retrograden De-formationsbedingungen kann häufig ingroß-maßstäblichen Scherzonen beob-achtet werden. Dabei nimmt die Scher-zonenbreite kontinuierlich ab. Gleichzei-tig passt sich das Gefüge (Korngröße,Kornform, Kornorientierung, Zwillings-dichte, kristallographische Orientierung,usw.) den neuen Umgebungsbedingun-gen (Temperatur, Spannung und Ver-formungsrate) an. Die Glarner Haupt-überschiebung in den Ostschweizer Al-pen ist ein gutes Beispiel, um das Aus-maß und die Entwicklung einer Ver-formungslokalisierung zu bestimmen. Inder Vergangenheit wurde sie detailliertin Hinblick auf ihre Isotopenverteilungund daraus resultierenden Fluidbewe-gungen und Überprägungen untersucht.Dies erlaubt das Zusammenspiel der Lo-kalisierung und der Fluidüberprägungzur Zeit der Platznahme der Glarner-decke zu bestimmen. Im Fall der Glar-ner Hauptüberschiebung wurde permi-scher Verrucano über den sedimentä-ren infrahelvetischen Komplex (Flyschund mesozoische Karbonate) geschoben.Dabei entstand zwischen dem Hangen-den und Liegenden der bekannte Loch-seiten Kalkmylonit. Die alpinen peak-metamorphen Bedingungen lagen imBereich der Anchizone (230◦C) im Nor-den und der Grünschieferfazies (350◦C)im Süden.Entlang der Überschiebungsbahn wur-den im Abstand von wenigen Kilome-1 Institut für Geologie, Universität Bern,Schweiz

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TSK 11 Göttingen 2006 Ebert et al.

Abbildung 1: Änderung der Korngröße (schwarze Punkte), der Zwillingsdichte (weißePunkte), der Kohlenstoff-Isotope (+) und der Sauerstoff-Isotope (x) in Abhängigkeit derDistanz zur Überschiebungsbahn für ein nördliches und südliches Profil. Beachten Sie dieZunahme der mittleren Korngröße von Nord nach Süd. Isotopendaten von Badertscher(2001).

tern Probenserien vertikal zur Scher-bahn genommen. Dabei wurde be-ginnend am Kontakt zum Verrucanobis zu 20m tief beprobt, wobei naheam Kontakt im Dezimeter-Bereich be-probt wurde. Alle Proben zeigen sta-bilisierte Korngefüge, welche durch eintemperatur- und spannungskontrollier-tes Wechselspiel von korngrößenreduzie-renden Mechanismen und Kornwachs-tum charakterisiert sind. Als Konse-quenz nimmt die mittlere Korngrößevon Nord nach Süd zu, wobei sie abergleichzeitig senkrecht zur Scherbahn ab-nimmt (Abb. 1). Die Zwillingsdichteverhält sich entgegengesetzt zur Körn-größe. Sie nimmt mit abnehmender Di-stanz zur Überschiebung zu (Abbildung1). Änderungen der stabilen Isotopein vertikalen Profilen zeigen überein-stimmende Trends (Badertscher, 2001).δ13C und δ18O -Werte nehmen simul-tan mit der Korngröße zur Überschie-bungsbahn hin ab (Abb. 1). Zusammenmit synkinematischen Adern zeigen die-se Isotopenänderungen, dass während

der Deformation Fluide vorhanden ge-wesen sein müssen und das Gefüge be-einflusst haben.Diese Änderungen im Mikrogefüge las-sen sich nur mit veränderten Defor-mationsbedingungen während der Über-schiebung erklären. Bedingt durch dieExhumation kühlte sich der ganzeDeckenstapel ab. Dadurch änderten sichdie Temperatur, Spannung und Verfor-mungsrate welche wiederum einen Ein-fluss auf die Deformationsmechanismenund somit auch auf das Gefüge hatten.Als Konsequenz lokalisierte die Scher-zone zunehmends, mit dem Ergebnis,dass die Scherzonenbreite kontinuier-lich abnahm. Eine Texturabschwächungzur Überschiebungsbahn hin, wie auchdie kleineren Korngrößen deuten aufeinen Wechsel von Deformationsprozes-sen hin. Mit zunehmender Lokalisie-rung nahm der Anteil an korngrößen-kontrollierter Deformation zu, währendder Anteil an Dislokationskriechen ab-nahm. Die erhöhte/leichtere Überprä-gung der Isotopensignatur zur Scher-

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Ehrlich et al. TSK 11 Göttingen 2006

zone hin kann mit folgenden Punktenerklärt werden: (a) dynamische Rekri-stallisation mit Korngrenzwandern er-leichtert den Einbau von fremden Iso-topen, (b) lokalisierungsbedingte kleine-re Korngrößen vergrößern die Permea-bilität und damit den Fluidfluß und(c) höhere finite Verformung in loka-lisierten Scherzonenbereichen führt zueiner längeren Equilibrierungszeit zwi-schen Fluid und Mylonit.Die allerspätesten Lokalisierungsstruk-turen in der Glarner Hauptüberschie-bung spiegeln spröde Bedingungen wie-der. Diese sind scharfe planare Bän-der/Brüche, die alle alten Strukturendurchschlagen und entweder mit Ge-steinsmehl oder einer extrem feinkörni-gen Matrix gefüllt sind. Desweiteren fin-det man lokal tektonische Brekzien.

Literatur

Badertscher N (2001) Deformation mechanismsand fluid flow along the Glarus overthrust,eastern Helvetic Alps, Switzerland. PhDThesis, Université de Neuchâtel, Switzer-land, pp 286

Quantification and sensitiv-ity of fault seal parame-ters demonstrated in an in-tegrated reservoir modellingwork flow. A case study onthe Njord Field, Halten Ter-race, Norway Vortrag

Ralf Ehrlich1,3 Einar Sverdrup1,3

Vibeke Øye2 Jorunn Sjøholm2 KariSmørdal Lien2 Roald Færseth2

The primary objective of this paper isto present a fault seal case study fromthe Njord Field, offshore Norway. Thestudy utilised analogue field studies aswell as core descriptions and petrophys-ical well data in order to evaluate thesealing potential of large to mediumscale faults that segment the reservoir.Dynamic data and 4D seismic informa-tion was used to calibrate the results

Figure 1: Reservoir simulator grid. Faultzones will be represented as grid cell bound-aries with no volume.

through multiple fault seal scenarios.1 Roxar AS, PO Box 165 Skøyen, N-0212 Oslo,Norway 2 Norsk Hydro ASA, PO Box 7190Bergen, Norway 3 present address: EnerPetroleum ASA, Lysaker Torg 5, 1325 Lysaker(Oslo), Norway

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TSK 11 Göttingen 2006 Ehrlich et al.

Figure 2: Cross section through a part of the Njord field showing intensive faulting andreservoir segmentation

The study was performed using theFaultSeal module of Irap RMS.Intensive faulting has in nearly all casesa strong influence on fluid flow in reser-voirs. As methods to investigate faultseal have evolved and the tools are be-coming integrated in the reservoir mod-elling work flows, the effect of faultsnow have an increased influence in nu-merical models of reservoir communica-tion. Also, several recent articles haveincreased our understanding of faultsand their effect on fluid flow in differ-ent types of lithology and reservoirs (e.g.Yielding et al. 1997, Manzocchi et al.1999, Sperrevik et al. 2002). In reser-voirs where faults form complex faultpatterns and comprise effective seals,a good representation of the faults re-quires the three-dimensional geometry,displacement pattern, fault zone thick-ness variation and deformation charac-teristics. In current reservoir simulatorgrids, such properties must be capturedin a regularised coarse grid on the gridcell boundaries (Fig. 1).The Njord Field is one of the most chal-lenging oil fields offshore Norway, par-ticularly in terms of prediction of struc-tural deformation and flow communica-tion (Dart et al. 2004, Rivenæs et al.

2005). The field is located on the Hal-ten Terrace, ca. 130 km NW of Kristian-sund, Norway. The reservoir sequenceof the Lower Jurassic Tilje Formationis approximately 120 m thick, and com-prises alternating sandstones and shales,which were deposited in a tidal to estu-arine paleoenvironment (Dalland et al.1988). The structural development ofthe field is defined by several riftingphases throughout the Triassic, Juras-sic and Early Cretaceous (Blystad et al.1995, Ehrlich & Gabrielsen 2003). Thefield is structurally deformed by a com-plex pattern of segmented and linked ex-tensional faults, which have led to a highdegree of compartmentalization in thereservoir zone (Fig. 2).Since production start-up in 1997, dy-namic well data, 4D seismic surveys,and tracer data have shown that faultshave a significant effect on fluid flowand communication patterns within theNjord field. Faults with displacementin excess of 25meters are commonly re-garded as sealing in relation to pro-duction timescales (Dart et al. 2004).The sealing mechanism on these faultshas been assumed to be caused byshale/clay smearing. Previous unpub-lished studies have shown that the most

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Ehrlich et al. TSK 11 Göttingen 2006

Figure 3: Fault core (ca. 1m thick) consist-ing of sand lenses, fault gouge, and smearedcoal and shale. The fault throw is ap-proximately 15m. Locality: Hartley Steps,Northumberland, England

important factors in fault seal assess-ments of the Njord field are the stratig-raphy involved in faulting as well as thefault throw. Analogue field studies havetherefore focussed on the mechanismsof incorporating incompetent lithologyfrom the host rock into fault zones, andto quantify the sealing capacity of suchfaults (Fig. 3). Dynamic well data fromthe Njord field, however, show that thepressure differences across the faults arehigher than those predicted from anal-yses of clay/shale smear. Based oncore observations and measurements, itis concluded that cementation processeshave been active along the faults andhave increased the fault seal capacity forthe faults in the Njord Field (Fig. 4). Incases where cementation processes actalong faults, fault seal analysis evaluat-ing smear effects only become ambigu-ous.This study focussed on integrating thefault seal calculations in a commonreservoir modelling workflow in order toquickly investigate the effects of chang-ing fault seal parameters and algorithmswith respect to reservoir performance(Figure 5). The fault seal module of

Figure 4: Micro-fault cemented by calcite

RMS has the ability to create and orga-nize a large number of fault rock prop-erty predictions, and to export finalresults for reservoir simulation. Thealgorithms include Shale Gouge Ra-tio (SGR), Shale Smear Factor (SSF),Clay Smear Potential (CSP), and user-defined SGR curves, as well as the pub-lished algorithms of Manzocchi et al.(1999) and Sperrevik et al. (2002). Themodule supports stair-step implementa-tion of faults, and include numerous andadvanced cell face visualization that al-low answers to be viewed and checked.The results from this study demonstratethe importance of evaluating the de-formation mechanisms of fault prior tofault seal analyses, and the effect of a ge-ological fault seal tuning process. Thestudy further shows the value of inte-grating fault seal as one work task in areservoir modelling work flow, enablingmultiple sensitivity runs and rapid as-sessment of the fault seal results. Theintegrated workflow will certainly en-courage an even tighter communicationbetween geologists and reservoir engi-neers.

References

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TSK 11 Göttingen 2006 Ehrlich et al.

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Fischer et al. TSK 11 Göttingen 2006

Geochemische Klassifikationund Sm-Nd Isotopensystema-tik proterozoischer Metasedi-mente des Baltischen Schil-des (Västervik Region, SE-Schweden) Poster

Mario Fischer1 Bent T. Hansen1

Ilka C. Kleinhanns1

Die Västervik Region liegt an ei-ner Haupt-Terran-Grenze im BaltischenSchild. Im NE schließen sich die Ein-heiten des Südsvecofennischen Vulkanit-gürtels mit Altern >1,85 Ga an, im SWfolgen die Granitoide des Transskandi-navischen Magmatitgürtles (TMZ) mitAltern <1,85 Ga. Die Metasedimenteder Västervik Formation bilden die stra-tigraphisch älteste Einheit der Väster-vik Region. Ihre Stellung in Bezugauf die svecofennischen Metasedimentedes Bothnischen Beckens ist noch un-klar. Sie können nach ihren mineralogi-schen Paragenesen in vier Gruppen klas-sifiziert werden: reine Quarzite, glim-merführende Quarzite, Glimmerquarzi-te und quarzitische Gneise. Vermutlichzeitgleich mit der Intrusion der großvo-lumigen Granitoidmagmen ab 1.85 Gawurde die Västervik Formation amphi-bolitfaziell überprägt. Dies führte in-nerhalb der Metasedimente zur Bil-dung von Cordierit, Sillimanit und An-dalusit sowie akzessorischem Granat.Der Beginn der Sedimentation ist be-grenzt durch das Vorkommen detriti-scher Zirkone mit Altern ab 1.87 Ga. Et-wa 75% der gemessenen detritische Zir-kone zeigt eine Altersgruppierung von1,8 bis 2,1Ga, die restlichen 25% zei-gen archaische U/Pb-Alter von 2,8 bis

1 Geowissenschaftliches Zentrum der Universi-tät Göttingen, Goldschmidtstr. 3, 37077 Göt-tingen, Germany

3,0Ga (Claesson et al. 1993, Sultan etal. 2005).Die Nd-Isotopensignaturen der Pro-ben zeigen eine sehr homogene Mi-schung und Schüttung der Sedimen-te mit subparallelem Verlauf der Nd-Entwicklungslinien und einem sehr en-gen TDM (Nd) Altersspektrum von 2,2bis 2,4 Ga. Diese Ergebnisse deuten aufein konstantes Mischungsverhältnis vonproterozoischen und archaischen Antei-len hin. Zusätzlich zeigen die REE-Muster der Proben eine Anreicherungder LREE gegenüber den HREE, sodass Zirkon als kontrollierende Phase fürdie REE ausgeschlossen werden kann.Damit ist davon auszugehen, dass dieProben nicht nur archaische Zirkone insich tragen, sondern dass effektiv ar-chaisches Detritusmaterial eingetragenwurde. Weiterhin zeigt die mineralogi-sche Zusammensetzung der Proben kei-ne Korrelation mit den TDM (Nd).Die Modellalter hängen weder mit demSortierungs- noch mit dem Reifegradder Metasedimente zusammen. Diesesdeutet wiederum auf ein sehr konstan-tes Mischungsverhältnis archaischer undproterozoischer Anteile hin.Der archaische Detritusanteil kann alsTracer benutzt werden, um herauszufin-den wo die Liefergebiete der Sedimenteliegen. Als mögliche Liefergebiete des ar-chaischen Detritus kommen der Ukraini-sche Schild (Sarmatia) und die Archai-sche Domäne im NE-Teil des BaltischenSchildes (Fennoscandia) in Frage. DerUkrainische Schild kann auf der Grund-lage eines geotektonischen Modells derKollisionszone zwischen Fennoscandiaund Sarmatia als Quelle des archai-schen Detritus ausgeschlossen werden.Demnach befanden sich zum Zeitpunktder Ablagerung der Västervik Forma-tion zwei Inselbögen und ein mittel-

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TSK 11 Göttingen 2006 Fischer et al.

Abbildung 1: Zusammenhang zwischen Modellalter (TDM) und geographischer Positionder Metasedimente der Västervik Formation und svecofennischer Metasedimente. DieAuftragung der geographischen Position ist nicht maßstabsgerecht. Mantelmodell (DM)nach Nägler & Kramers (1998).

ozeanischer Rücken zwischen den bei-den Kontinenten (Skridlaite et al. 2003).Falls das archaische Sedimentmaterialaus dem NE-Teil des Baltischen Schildesabstammt, sollten sich aufgrund der ab-nehmenden Distanz zum Liefergebiet inNE-Richtung höhere Modellalter erge-ben. In Abbildung 1 sind die Modellalterder Metasedimente der Västervik For-mation zusammen mit Modellaltern vonMetasedimenten aus dem Bereich dersüdlichen Svecofennischen Subprovinz(Miller et al. 1986) und des BothnischenBeckens (Claesson 1987) gegen ihre Po-sition in nordöstlicher Richtung aufge-tragen. Den Erwartungen entsprechendliegen die Metasedimente mit den höch-sten Modellaltern am weitesten Rich-tung NE. Die Probe mit dem höchstenModellalter von 2,8Ga ist eine Schwer-mineralseife. Nach den Ergebnissen die-ser Arbeit stammt das detritische Mate-rial der Västervik Formation sehr wahr-

scheinlich von Liefergebieten aus demNE-Teil des Baltischen Schildes ab.

Literatur

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Freitag et al. TSK 11 Göttingen 2006

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Deformationsanalyse und me-chanische Kopplung eines ak-tiven fore-arcs in Raum undZeit, Kamtschatka, RussischeFöderation Poster

Ralf Freitag1 Fabian Jähne1

Christoph Gaedicke2 MatthiasKrbetschek3

Seit dem Mesozoikum wächst die kon-tinentale Kruste am aktiven Platten-rand von Kamtschatka durch Akkreti-on allochthoner Terrane. Dieses Wachs-tum manifestiert sich in der differen-ziellen Exhumierung und Hebung tek-tonischer Blöcke innerhalb des Akkre-tionskeils, parallel zum Kamtschatka-Graben. Die Kinematik der Exhumie-rung soll mittels strukturgeologischerund neotektonischer Deformationsana-lyse erfasst und mit thermochronologi-schen Untersuchungen an Apatiten bisetwa ins Untere Pliozän quantifiziertwerden.Bedingt durch diese differenzielle He-bung und durch Meeresspiegelschwan-kungen kommt es zur Ausbildung zahl-reicher rezenter mariner und alluvialerTerrassen auf Kamtschatka. Die absolu-te Altersdatierung dieser Terrassen bie-tet die Möglichkeit, den relativen ver-tikalen Versatz und die absoluten He-1 Universität Jena 2 Bundesanstalt für Geo-wissenschaften und Rohstoffe 3 SächsischeAkademie der Wissenschaften

bungsbeträge der tektonischen Blöckebis in rezente Phasen hochauflösend zudokumentieren.Ziel des Projektes ist, den Zusammen-hang zwischen Unterplattenkonvergenz(Geometrie, Richtung, Geschwindig-keit) und Oberplattendeformation, alsodie seismische und mechanische Kopp-lung zwischen Unter- und Oberplat-te entlang des Kamtschatka-Grabenszu charakterisieren. Der aktive Platten-rand von Kamtschatka bietet mit sei-ner global einzigartigen Geometrie undüber lange Zeiträume gleich bleibenden(?) Subduktionsparametern eine heraus-ragende Möglichkeit, aus der Oberplat-tendeformation und der Art des akkre-tierten Materials auf den Einfluss vonKonvergenz und Beschaffenheit (z.B.Alter, Segmentierung, Material, Rauig-keit) der subduzierenden Unterplatte zuschließen.Am aktiven Plattenrand von Kam-tschatka wird die Unterplatte im Be-reich des Aleutenbogens segmentiertund unter Kamtschatka subduziert. DieVerformung wird an mehreren dextralenBlattverschiebungen in der Komandor-sky Scherzone aufgeteilt (Abb. 1). DieKonvergenzgeschwindigkeit der einzel-nen Unterplattensegmente nimmt von7.9 cm a−1 im Süden (Pazifische PlattePAC) ab auf 0 cm a−1 im Norden (Nord-amerikanische Platte NAM). Durch dieunterschiedlichen Konvergenzgeschwin-digkeiten kommt es zur differenziel-len Hebung im fore-arc von Kam-tschatka. Störungsbegrenzte tektonischeBlöcke werden gehoben und gegen-einander versetzt. Die Exhumierungs-und Hebungs(?)-Raten korrelieren mitder Konvergenzgeschwindigkeit (Abb. 2,3). Die Hebungsraten der individuellenOberplattensegmente können durch dieDatierung quartärer mariner und allu-

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TSK 11 Göttingen 2006 Freitag et al.

Abbildung 1: Strain partitioning in der Komandorsky-Scherzone. Einige der Blattver-schiebungen (z.B. Pikezh-Störung) setzen sich an Land fort und biegen dort um (horsetail structure), erfassen also auch die Oberplatte. Die Konvergenzgeschwindigkeit derUnterplatte nimmt von N nach S hin zu. Die einzelnen Späne zwischen den Störungenkonvergieren also mit unterschiedlicher Geschwindigkeit.

vialer Terrassen (Abb. 4) ermittelt unddaraus die Verkürzung der Oberplatterekonstruiert werden.Das Verhältnis von Konvergenz derUnterplatte zu Oberplattenverkürzungwird als kinematische Kopplung be-zeichnet. Der Charakter der kinemati-schen Kopplung an dem Plattenkontaktzwischen Ober- und Unterplatte hat

einen wesentlichen Einfluss auf die Ge-nerierung oft schwerster subduktions-bezogener Erdbeben. Wenn die Plat-tenkonvergenz gleich dem Versatz aufder Subduktionsüberschiebung ist, istdie kinematische Kopplung minimal unddie Oberplatte wird nicht deformiert.Bei sehr starker kinematischer Kopp-lung ist der Versatz auf der Subdukti-

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Freitag et al. TSK 11 Göttingen 2006

Abbildung 2: Blick nach S über die PikezhStörung. Mindestens sieben Terrassenstu-fen bis in 380m Höhe sind erkennbar.

Abbildung 3: Marine Terrasse in etwa800m Höhe. Sie sitzt diskordant demPaläo-Relief auf.

onsüberschiebung gering und der Groß-teil der Plattenkonvergenz wird durchdie Verkürzung der Oberplatte kompen-siert. Eine Schlüsselfrage für das Ver-ständnis von Subduktionserdbeben ist,

Abbildung 4: Der schematische Schnittdurch Ober- und Unterplatte vor Kam-chatka zeigt die Abhängigkeit derExhumierungs- und Hebungs(?)-Raten imfore-arc von der Konvergenzgeschwindig-keit der einzelnen Unterplattensegmente.

wie viel Versatz durch langsames, aseis-misches ‚Kriechen‘ und wie viel durchplötzliche Erdbeben generiert wird. Dieenergiereichsten Beben überhaupt sindsubduktionsbezogen (z.B. Alaska 1964,M 9.2, Kamtschatka 1952, M 9.0).Zur Quantifizierung der Oberplatten-deformation hat sich eine Kombina-tion aus strukturgeologischer Kartie-rung und thermochronologischen Unter-suchungen als geeignet erwiesen. AusZeit-Temperatur-Pfaden der Gesteineim fore-arc und den Exhumierungsratenstörungsbegrenzter, tektonischer Blöckesoll ein kinematisches Modell der Ost-küste Kamtschatkas entwickelt werden.Durch die Analyse der Höhenlage undder Expositionsalter (sub-)rezenter Ter-rassenflächen und durch neotektonischeAnalysen (Fernerkundung, Geländebe-funde) kann das kinematische Modelldes auch rezent tektonisch sehr aktivenfore-arcs bis in jüngste Zeit hinein hoch-auflösend validiert werden.Zur Untersuchung der Abhängigkeitzwischen Konvergenzgeschwindigkeitund Reaktion des fore-arc (Abb. 4) istKamtschatka weltweit außerordentlich

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TSK 11 Göttingen 2006 Friese et al.

gut geeignet, da die Pazifische Plattegenau orthogonal zum Plattenrandkonvergiert. Dort werden störendeEinflüsse wie schiefe Subduktion (Ver-formungsaufteilung), Subduktion einesaktiven Rückens oder schief konvergie-rende Transformstörungen vermieden.

Strukturgeologische Analy-sen des Thingvellir Spalten-schwarms, Südwest Island

Poster

Nadine Friese1 Michael Krumbholz1


Der Holozäne Thingvellir Spalten-schwarm ist Teil des 60 km langenHengill Vulkansystems, das sich inder Westvulkanischen Zone in Islandbefindet und ein etwa 9000 Jahre altesbasaltisches Lavafeld nördlich des SeesThingvallavatn durchquert (Abb. 1).Dieser Spaltenschwarm enthält einigeder größten postglazialen Verwerfungenund Brüche, die in der Riftzone Islandsanzutreffen sind. Das Zentrum des Hen-gill Vulkansystems bildet der 0.8 Maalte gleichnamige Vulkan. Der Gipfeldes Vulkans ist durchzogen von NE-SWstreichenden Abschiebungen, von deneneinige bis zum See Thingvallavatn ver-folgt werden können. Der ThingvellirSpaltenschwarm wird von nahezu ver-tikalen Zugbrüchen und geöffneten Ab-schiebungen dominiert (Abb. 2).Diese Strukturen sind en-échelon und1 Abteilung Strukturgeologie und Geodyna-mik, Geowissenschaftliches Zentrum Göttin-gen, Goldschmidtstraße 3, 37077 Göttingen

Abbildung 1: (a) Schematische geologi-sche Karte Islands (nach Gudmundsson,2006). Rahmen markiert den in (b) mar-kierten Teilausschnitt. NVZ: Nordvulka-nische Zone; EVZ: Ostvulkanische Zone;WVZ: Westvulkanische Zone; SISZ: Südis-ländische Seismische Zone. (b) Vereinfachtegeologische Übersichtskarte des Thingvel-lir Grabens in Südwest Island (nach Gud-mundsson, 1987)

subparallel zueinander angeordnet undstreichen im Mittel N29°E. Die Län-gen der Brüche variieren zwischen 360mund 7700m; die Sprunghöhen reichenvon 0.5m bis zu 40m. Entlang derwestlichen Grabenverwerfung, Alman-nagja, wurde eine maximale Öffnung desBruchs von 68m gemessen.Während tektonischer Studien im Plei-stozänen Hengill Gebiet an einem etwa7 km langen E–W streichenden Profilswurden mehr als 60 Störungen, davon

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Friese et al. TSK 11 Göttingen 2006

Abbildung 2: Mit Grundwasser gefüllte, ander Oberfläche vertikale Störung. Die Öff-nungsweite beträgt etwa 10m. Blickrich-tung nach NNE

35 große Abschiebungen gemessen. DieAbschiebungen in diesem Gebiet strei-chen NE–SW und sind an der Ober-fläche subvertikal (Abb. 3). Die ma-ximale Sprunghöhe beträgt 160m, ge-messen an einer Abschiebung, die dennordwestlichen Hang des Hengill Vul-kans durchschneidet. Mehr als 85% allergemessenen Abschiebungen zeigen Ver-satzbeträge kleiner als 25m. Die Ab-schiebungen mit den größten Beträgentreten im und nahe dem westlichen Teildes Hengill Systems auf. So kann zumSaemundsson (1967) zum Beispiel eineSprunghöhe von mehr als 240 m entlangeiner Abschiebung südwestlich des SeesThingvallavatn ermitteln, und schätztefür einige Verwerfungen im Nordwestendes Sees, im Gebiet Botnssulur, Beträgevon über 400 m. Messungen anhand vonLuftbildern (mit Hilfe eines Stereomi-krometers) bestätigten diese Gelände-daten. An der Abschiebung Jorukleif, imSüdwesten des Untersuchungs-gebietes,wurden Sprunghöhen von 210m gemes-sen. Es kann eine direkte Korrelati-on zwischen dem Alter der Gesteineund den Verwerfungsbeträgen festge-stellt werden. So liegt die Abschiebung

Abbildung 3: NE–SW streichende Abschie-bungen im Hengill Gebiet. Blickrichtung E,Kraftwerk Nesjavellir in der Bildmitte

Jorukleif in dem Gebiet, wo einige derältesten Gesteine des Hengill Gebietesanzutreffen sind.Ein 30 km langes Profil, welches einenSchnitt von 3 Ma alten Pliozänen Ge-steinen am Fjord Hvalfjördur bis hin zuden Holozänen Lavafeldern des Thing-vellir Spaltenschwarms repräsentiert,wurde von Forslund & Gudmundsson(1991) systematisch aufgenommen. Da-nach durchziehen 156 Abschiebungenmit einem durchschnittlichen Streichenvon N37°E das Gebiet. Die durch-schnittliche Sprunghöhe beträgt 10 m;die maximal gemessene Sprunghöhebeträgt 150m. Der Einfallswinkel derQuartären Störungen beträgt im Mittel75°. Sie sind somit steiler als diejenigen,die in den Tertiären Gebieten ange-troffen werden können, welche einendurchschnittlichen Einfallswinkel von69° aufzeigen.

Diese strukturgeologischen Datenimplizieren, dass das Spannungsfeld,welches die Holozäne Entwicklung desThingvellir Fissure Swarm maßgeblichbeeinflusste, mindestens seit den letzten3Ma gleich bleibend war.

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TSK 11 Göttingen 2006 Geerdts et al.

Das dominierende NE Streichen allerStrukturen im Extensionsgebiet Islandsergibt eine Ausrichtung der maximalenZugrichtung von 110–130°. Dieser Trendgeht in etwa konform mit dem derzeiti-gen geodätischen Vektor.

Literatur

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Evolution of the TamtsagBasin / NE-Mongolia — partI: basin fill Poster

Peter Geerdts1 Marc Vogler1 BuyanDavaa1 Andreas Henk1

IntroductionThe Tamtsag Basin in NE Mongo-lia is part of a widespread basin sys-tem which formed during Late Juras-sic and Cretaceous times (Graham etal. 2001, Qing-Ren et al. 2003). Itis filled with continental sediments andvolcanics which can reach up to 4 kmin thickness. Rifting and subsequentbasin inversion led to a complex basingeometry characterized by several horstand graben structures. The geody-namic causes for regional basin forma-tion are discussed controversially andseveral hypothesis ranging from oro-genic collaps via subduction rollbackto collision-induced rifting have been1 Geologisches Institut, Universität FreiburgAlbertstrasse 23b, D-79104 Freiburg, Germany

put forward. Scientific research on theMesozoic basins in Mongolia has so farconcentrated on the East Gobi Basin tothe south (Graham et al 2001, Prost2004, Johnson 2004) and some work hasalso been published on the Hailar Basin(Qing-Ren et al. 2003), the northeast-ward continuation of the Tamtsag Basininto China. Fundamental data on thefill and tectonics of the Tamtsag Basinin between is still missing. This is partlydue to poor exposure as most of thebasin fill is covered by Cenozoic sedi-ments and only locally, near the border-ing faults, rocks are accessible for sur-face investigations. However, recent dis-coveries of oil in the Tamtsag and HailarBasins have resulted in intense explo-ration activity and a strong interest inthe area. This contribution describesthe results of a field campaign in fall2005 focusing on the basin fill while acompanion paper (Davaa et al. this vol-ume) deals with the basin structure andhydrocarbon potential of the TamtsagBasin.

Basin fillSo far little has been published on thestratigraphy of the Tamtsag Basin. Acomparative synopsis of the Mesozoicstratigraphy in the adjacent basins isgiven by Qing-Reng et al. (2003).Basement rocks consist of metamor-phics and intrusives of Permian to De-vonian age. Triassic strata is miss-ing. Basin subsidence commenced inthe Lower-Middle Jurassic with sedi-mentation of alluvial/fluvial conglomer-ates, sandstones and intercalating coal-beds. Voluminous Upper Jurassic vol-canics with sedimentary interbeds areknown from the Tamtsag Basin andalso found in the Hailar and ErlianBasins. Using mainly borehole data,

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Geerdts et al. TSK 11 Göttingen 2006

Figure 1: Location of the Tamtsag Basin and adjacent Mesozoic basins (Graham et al.2001)

Neves (2000) identified a Lower Creta-ceous, clastic, continental rift-fill withfluvio-deltaic conglomerates and sand-stones. Volcanics occur. A general fin-ing upward-trend leads into deep wa-ter, lacustrine mudstones and shalesoverlain by Upper Cretaceous fluvial-lacustrine mudstone-sandstone facies.Clastic Cenozoic deposits of conglomer-ates, sandstones, and mudstones covermost parts of the basin, concealing theMesozoic units.At the western margin the filling of theTamtsag Basin is accessible at surfaceand two areas have been mapped in de-tail to get an insight view of the litholo-gies and depositional environments ofthe basin fill.In one of the areas mapped the pre-riftbasement rocks of the Tamtsag Basinare exposed. They consist of low- tohigh-grade contact-metamorphic schistsand turbidites with basaltic interlay-ers of presumably Devonian to Permian

age. Contact metamorphism was causedby voluminous granitic intrusions. Thesyn-rift sequence in the area can be di-vided into a volcano-sedimentary andan effusive volcanic unit. The formerconsists of large scale, proximal ign-imbrite deposits which are overlain byterrestrial, fluvial and lacustrine sedi-ments (conglomerates, breccias, sand-/ silt-/ mudstones), frequently interfin-gering with volcanic rocks (tuffs, ign-imbrites). There is a strong laterallithologic change in this unit across themapping area. It is conformably over-lain by lavas of basaltic-basaltic to an-desitic composition, presumably indi-cating a time of enhanced basin ex-tension. K/Ar-dating of this unit isin preparation to provide a radiomet-ric age and exact stratigraphic posi-tion, respectively. The effusive volcanicsare concordantly followed by units ofterrestrial-sedimentary origin, with con-glomerates, sand-, silt-, and mudstones

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TSK 11 Göttingen 2006 Geerdts et al.

Figure 2: Preliminary stratigraphic columnof mapping area 1.

rich in plant fossils and containing a unitof black shale that could serve as a po-tential source rock. Furthermore, vol-canics (rhyolithe, tuffites) are found inthis unit.The second mapping area covers morethan 70 square kilometers and is locatedsoutheast of the one described above,closer to one of the main basin-boundingfaults. Most of the area is covered byCenozoic sediments. The central partis an uplifted structure providing goodoutcrops. It comprises no basementrocks, but a thick volcanic sequence ofrhyolite, andesite and two basalt gen-erations, possibly of Late Jurassic toEarly Cretaceous age. Field observa-tions show that the rhyolitic volcanicsare overlain by andesite. Basalts cross-cut the rhyolite and andesite and, hence,

are of younger age. The center of theridge is formed by a dome-like structureof rhyolitic composition. The magmaticunits are overlain by a well rounded,possibly basal conglomerate. The sec-ond, younger basalt overlies the con-glomerate. This indicates two separatestages of volcanic activity. A lens of ma-rine carbonate sediment with crinoidalfossils was found intercalating with thebasalt. The stratigraphic position ofthis unit remains unclear and requiresfurther investigations as so far no ma-rine sediments have been described fromthe Tamtsag Basin.

Acknowledgements Financial sup-port by the Deutsche Forschungsge-meinschaft is gratefully acknowledged.‘Mineral and Petroleum Authorities ofMongolia’ kindly supported our work inthe Tamtsag Basin.

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Gessner et al. TSK 11 Göttingen 2006

Strain Localisation, Fractur-ing and Hydrothermal Miner-alisation: Numerical Modelsof the Mount Isa Copper De-posit, Australia Vortrag

Klaus Gessner1,2 P.A. Jones3A.S. Wilde4

There is substantial need in mineralexploration to understand the struc-tural controls on ore deposition for thesetypes of deposits in order to predictthe localities of new ones. Applica-tion of basic principles of rock mechan-ics, and numerical simulations of defor-mation and fluid flow processes providefundamental insights to Proterozoic hy-drothermal mineralization at Mount Isa,Australia. The rheology of layeredmeta-sedimentary rocks, and the ori-entation and position of these layeredrocks relative to major fault systemswere the key controls on ore deposition.Rock deformation is a crucial require-ment for creating fluid pathways anddepositional sites in post-metamorphichydrothermal ore systems, since meta-morphism creates a largely imperme-able wall rock. Compositional layeringin the host rock partitioned mechani-cal behaviour and strain, leading to se-lective permeability generation and fo-cussing of fluid flow during separate hy-drothermal events. Differences in phys-ical property values between shale andsiltstone lead to a significant variation in1 Computational Geoscience, CSIRO Explo-ration and Mining, PO Box 1120, Bentley WA6102, Australia 2 Earth Systems Modelling,School of Earth and Geographical Sciences,The University of Western Australia, Craw-ley WA 6009, Australia 3 School of EarthSciences, James Cook University TownsvilleQLD 4811, Australia 4 School of Earth Sci-ences, Monash University Clayton, VIC 3400,Australia

deformation behaviour and changes indeformation related permeability. Fromfield and mine observations it is rea-sonable to assume that the shale lay-ers had less cohesion and a lower fric-tion angle, but higher tensile strengththan the siltstone layers. A layering ofthese rock types is thus likely to lead toa partitioning effect known as shear-lag,which occurs when ongoing stretchingin the weak phase of a two-layer com-posite reduces s3, resulting in a pref-erential partitioning of tensile stressesinto the strong phase. This rheologi-cal contrast may be the reason why anumber of large copper and lead-zinc-silver deposits in the Mount Isa areaare hosted by a single rock unit, theUrquhart shale. According to our modelfine-grained carbonaceous shale layerspreferentially failed by plastic shearing,whereas meta-siltstones remained elas-tic or failed in tension, depending onthe magnitude of deformation and thepore fluid pressure. If lead-zinc silvermineralization is assumed to have oc-curred early orogenic or late syngeneticin consolidated and lithified sedimen-tary rocks, the pelitic layers of theUrquhart shale would have deformedplastically, becoming more permeablethan elastically deforming siltstones. Asecond hydrothermal event occurred af-ter the metamorphic peak of the (ca.1590–1550Ma) Isan orogeny. Numericalsimulations suggest that during this lateorogenic event the orientation of layer-ing and the proximity to major fault sys-tems controlled fracturing and perme-ability increase in the Urquhart shale.Deformation patterns similar to the ob-served extent of dilation and brecciationoccur in the case of E–W shortening andtop-to-E simple shearing. These geome-tries correspond to the second and third

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TSK 11 Göttingen 2006 Glotzbach et al.

deformation events recognized at MountIsa, during which meta-siltstone layersin the Urquhart shale failed in tensionand massive silicification occurred. Thefractured siltstones provided pathwaysfor an upward flowing, over-pressuredbasement fluid, from which quartz wasdeposited during cooling. An obliquestrike-slip strain geometry correspond-ing to the fourth major deformationevent, localized strain in steeply-dippingpre-existing fault zones, and again, inthe mechanically anisotropic Urquhartshale. The reactivation of steep struc-tures provided access to surface de-rived fluids during a third hydrother-mal event, causing the precipitation ofdolomite followed by chalcopyrite ore.The change from regional contractionand simple-shear to strike-slip changedthe hydraulic architecture significantly,favouring upward flow, lithostatic fluidpressures and hydro-fracturing in theformer case, and access to surface-derived fluids in the latter. Thesefindings support a sequential model forcopper mineralization at Mount Isa,where alteration from a reduced base-ment fluid preceded introduction of asurface-derived oxidized metal-bearingbrine.

Perturbation of isothermsbelow topography: con-straints from tunnel transectsthrough the Alps, Gotthardroad tunnel Poster

Christoph Glotzbach1 CorneliaSpiegel1 Meinert Rahn2 JohnReinecker1

IntroductionFor many years it has been known thatnear surface isotherms are influencedby the topography (Lees 1910). Re-cently, a number of studies were pur-sued to quantify the effect of topogra-phy on low temperature isotherms (e.g.Stüwe et al. 1994, Mancktelow & Grase-mann 1997). The magnitude of pertur-bation depends on several parameters:exhumation rate, geothermal gradient,wavelength and amplitude of topogra-phy, and finally by the age of surfacerelief change (Braun 2002).

Modelled perturbationTo obtain a rough impression of pertur-bation of near surface isotherms, a 2-D modelling approach following Stüwe& Hintermüller (2000) was applied toa profile intersecting the Aar and Got-thard massifs along the Gotthard roadtunnel. Assuming steady state topog-raphy, wavelength of 20 km, a tempo-rally and spatially constant exhumationrate of 1 mmy−1, a geothermal gradientof 20°C km−1, and height, slope and as-pect dependent ground surface temper-atures, the modelling results reveals sig-nificant perturbation of the near-surfaceisotherms (Fig. 1).1 Institut für Geowissenschaften, Eber-hard-Karls-Universität Tübingen 2 Haupt-abteilung für die Sicherheit der Kernanlagen,Villigen-HSK, CH

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Glotzbach et al. TSK 11 Göttingen 2006

Figure 1: Results of 2-D modelling alongthe Gotthard road tunnel, showing the to-pography of the tunnel-transect, and themodelled 60°C and 110°C isotherms.

The modelled 60°C and 110°C isothermsare perturbed by 870 and 400 m re-spectively, suggesting that the isotherm-perturbation effect significantly influ-ences the apatite fission track (AFT),and particularly the (U-Th)/He-system.To verify these modelled prediction,our study aims to directly measureperturbation of isotherms below to-pography by applying low-temperaturethermochronology (zircon fission track,AFT and (U-Th)/He analysis). Wetherefore sampled three tunnel transectsthrough the Alps (Gotthard and MontBlanc road tunnels and Lötschberg rail-way tunnel), as well as their correspond-ing surface lines. The investigated re-gions are characterised by pronouncedtopography and rapid present-day sur-face uplift rates in the range of 1mm y−1

(Kahle et al. 1997).

Measure perturbation

AFT data from the literature (Schaeret al. 1975; Wagner et al. 1977) andown data were projected from within acorridor of 1 km along the tunnel-axis(Fig. 2). By linear interpolation of theAFT-ages, isochrones (here the 9, 8,7 and 6.5 My isochrones) can be esti-

mated. The modelled isotherms (Fig. 1)and estimated isochrones (Fig. 2) showcomparable perturbations correlatingwith topography. For palaeotopo-graphic investigations the sample den-sity has been increased along the tunneltransect. Currently, the AFT-age den-sity is too low for palaeotopographic in-terpretations.

Implications for age-elevation rela-tionships (AER)

Exhumation rates are routinely de-duced from age-elevation relationships(i.e. from AFT-ages plotted vs. sam-ple elevation). This approach, however,is based on the assumption of flat-lyingisotherms. For perturbed isotherms,exhumation rates deviated from AERsare overestimated (Stüwe et al. 1994).Fig. 3a shows conventional AERs fromthe Gotthard and Aar massifs, yieldingexhumation rates of 0.45 mm y−1 and0.54 mm y−1, respectively. Simplified3-D modelling of the 110°C-isotherm,based on equations and input param-eters mentioned above, yields modifiedAERs, plotted against the distance frompresent elevation to the modelled 110°C-isotherm (Fig. 3b).

In contrast to other correction ap-proaches (e.g. Reiners et al. 2003), thisprocedure allows to correct every AFT-sample separately, accounting for theirspecific spatial topographic location.The resulting ‘real’ exhumation ratesare about 10% lower than the apparentexhumation rates revealed from conven-tional AER, yielding 0.42mm y−1 forthe Gotthard massif and 0.46mm y−1

for the Aar massif.

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TSK 11 Göttingen 2006 Glotzbach et al.

Future investigationsSamples collected from three tunnelsystems and their corresponding sur-face traces will be analysed by AFT,zircon fission track, and apatite (U-Th)/He thermochronology. This will al-low to estimate the effect of isotherm-perturbation on these thermochrono-logic systems. The existing thermo-erosive model will be refined, and dif-ferent kind of models shall be testedfor their consistency with the grow-ing amount of low thermochronologicaldata.

References

Braun J (2002) Quantifying the effect of recentrelief changes on age-elevation relationships.Earth Planet Sci Lett 200:331–343

Kahle H-G, Geiger A, Bürki B, Gubler E, MartiU, Wirth B, Rothacher M, Gurtner W, Beut-ler G, Bauersima I & Pfiffner OA (1997) Re-cent crustal movements, geoid and densitydistribution: Contribution from integrated

satellite and terrestrial measurements. In:Pfiffner et al (eds) Results of NRP 20; deepstructure of the Swiss Alps. Birkhäuser Ver-lag, Basel, 251–259

Lees CH (1910) On the shape of the iso-geotherms under mountain ranges in radio-active districts. Proc R Soc London A 83,295–317

Mancktelow NS & Grasemann B (1997) Time-dependent effects of heat advection and to-pography on cooling histories during erosion.Tectonophysics 270, 167–195

Reiners PW, Zhou Z, Ehlers TA, Xu C, Bran-don MT, Donelick RA & Nicolescu S (2003)Post-orogenic evolution of the Dabie Shan,eastern China, from (U-Th)/He and Fission-Track Thermochronology. American Journalof Science 303, 489–518

Schaer JP, Reimer GM & Wagner GA (1975)Actual and ancient uplift rate in the Got-thard region, Swiss Alps: A comparison be-tween precise levelling and Fission-Track Ap-atite age. Tectonophysics 29, 293–300

Stüwe K, White L& Brown R (1994) The influ-ence of eroding topography on steady-stateisotherms. Application to fission track anal-ysis. Earth Planet Sci Lett 124, 63–74

Figure 2: Sample pattern, available AFT-ages and interpolated isochrones along theGotthard road tunnel transect.

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Greiling et al. TSK 11 Göttingen 2006

Figure 3: AFT-ages for the Gotthard and Aar massifs, plotted against their samplingaltitude, yielding a clear age elevation relationship (a) and the same AFT-ages plottedagainst the distance from present elevation to the modelled 110°C-isotherm (b).

Stüwe K & Hintermüller M (2000) Topogra-phy and isotherms revisited: the influence oflaterally migrating drainage divides. EarthPlanet Sci Lett184:287-303.

Wagner GA, Reimer GM & Jäger E (1977)Cooling ages derived by apatite fission track,mica Rb-Sr and K-Ar dating: the uplift andcooling history of the Central Alps. Mem IstGeol Mineral Univ Padova 30, 1–27

Electromagnetic radiation(EMR) and its interpretationin terms of stresses in thelithosphere Vortrag

Reinhard O. Greiling1 Marco Lichten-berger1 Hennes Obermeyer2

Electromagnetic radiation (EMR) asmeasured at the surface of the litho-sphere or underground shows preferred1 Geologisch-Paläologisches Institut, Hei-delberg University, Im Neuenheimer Feld234, 69120 Heidelberg, FR Germany2 Gesellschaft für Erkundung und Or-tung, Yorckstraße 36, 76185 Karlsruhe, FRGermany

orientations, which can be related to mi-crocracks and other brittle structures atmicro and nano scales (see Bahat et al.2005 and references therein). Duringthe last years, numerous studies showedthe applicability of EMR measurementsfor the determination of active fracturesand stress orientations. EMR is deter-mined with a ‘Cerescope’, which picksup EMR signals at frequencies from 5–50 kHz (Obermeyer, 2005) with a ferriteaerial and processes them electronicallyso that the results can be displayed ona screen or copied to a computer.

With the help of oriented EMR mea-surements, intensity variations are de-termined, which can be related to pre-ferred crack fracture orientations. Fromthis information, orientations of theprincipal stresses can be calculated. Inaddition, the intensity of the EMRis related to stress magnitudes. Sev-eral EMR measuring methods with theCerescope can be applied to study re-gional and local stress fields. For hori-zontal measurements the aerial is movedin a horizontal circle. Every 5 degrees ameasurement is taken. The entire hori-

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TSK 11 Göttingen 2006 Greiling et al.

zontal measurement consists of 72 read-ings, which are illustrated in a polar di-agram. Calculating the directions of thecracks from EMR intensities, the prin-cipal directions of the horizontal princi-pal stresses can be determined. For Lin-ear measurements the aerial is movedalong a straight or curved line in thismethod. Every metre (can also beany other distance) a measurement istaken. Using this method it is possi-ble to find loci of high stresses, suchas active faults, where stress accumu-lates. It is also appropriate to find lociof possible rock burst in underground fa-cilities. If several linear measurementsare arranged in grids it is possible tomap the orientation of structures suchas faults, where stress is accumulated.Cross section measurements can onlybe applied in long underground exca-vations such as tunnels. The measure-ments are undertaken along the crosssection of the tunnel and are orientednormal to the tunnel’s long axis. Be-ginning with a vertical orientation ofthe aerial every 5 degrees a measure-ment is taken until a full circle of 360degrees consisting of 72 measurementsis completed. Fractures around tun-nels originate from a secondary stressfield which is induced by the regionalstress field and the empty space ofthe tunnel. This secondary stress fieldis described by radial, tangential andshear stresses. Shear stresses are mostlikely produce fractures, since shearstrength is much smaller than compres-sive strength. Therefore, the EMR mea-sured in cross section measurements isproportional to shear stress of the sec-ondary stress field. By determiningthe shear stress distribution along thelong axis of the tunnel it is possibleto calculate directions and magnitudes

of the regional stresses, which inducethe secondary stress field. The tun-nels in which this technique can be ap-plied have to be curved and need tohave a maximum overburden of at least75m and a minimum overburden of lessthan 20 m. These parameters are neces-sary to produce shear stress distributionalong the tunnels’ long axis from whichregional stresses can be determined re-liably and with small standard devia-tions.In order to build up experience and acomprehensive database, EMR is deter-mined in different regions and differenttectonic environments. Two exampleswill be presented, one from the shoulderof the Upper Rhine rift (Odenwald) andone from northern Sweden and adjacentNorway.In the example from the Odenwald(tunnel at Wald-Michelbach), EMR re-sults are generally compatible with pub-lished data on the regional stress field(azimuth of major horizontal principalstress 103°). In addition, a minor N-Stensional component and the influenceof local faults can be discerned.In the investigated area of Scandinaviathe regional stress field as determinedfrom EMR is uniform, the major hori-zontal principal stress has a ENE–WSWorientation. Published results from dif-ferent stress determination methods ap-plied on the eastern coast of Swedenshow a major horizontal principal stresswith NE–SW orientation.At the Steinfjellet road tunnel residualstresses with a maximum of 3 times theregional stress magnitude are found ata thrust contact, which represents theCaledonian suture between Baltica andLaurentia. There, the major horizontalprincipal stress has a NW–SE orienta-tion.

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Grimmer TSK 11 Göttingen 2006

ReferencesBahat D, Rabinovitch A & Frid V (2005)

Tensile Fracturing in Rocks — Tectonofrac-tographic and Electromagnetic RadiationMethods. Springer Verlag, Berlin Heidel-berg, pp 569

Obermeyer H (2005) Measurement of NaturalPulsed Electromagnetic Radiation (EMR)with the Cerescope, Ceres GmbH, Staffort,pp 8

Very high anisotropies ofthe magnetic susceptibility inductile shear zones: firstquantitative results from ametamorphic nappe in theCentral Scandinavian Cale-donides, Sweden Poster

J.C. Grimmer1

Shear zones in the Seve crystalline base-ment nappes of the central Scandi-navian Caledonides contributed to ex-humation and translation of these high-grade metamorphic rocks. The Seveunit is considered to represent the for-mer distal passive margin of the conti-nent Baltica, which was subducted be-neath an island arc during Ordoviciantimes and subsequently collided withthe continent Laurentia during Silurianand early Devonian times. Strongly tex-tured mylonitic garnet mica schists withwell developed mica fish and S–C-fabricsfrom a shear zone within the Seve unitshow unusual high anisotropies of themagnetic susceptibility (AMS). The cor-rected degrees of anisotropy of the mag-netic susceptibility (P ′) range from 1.781 Geologisch-Paläontologisches Institut,Ruprecht-Karls Universität Heidelberg, ImNeuenheimer Feld 234, 69120 Heidelberg

to 4.24. Bulk susceptibilities range from2.8 × 10−3 to 96.9 × 10−3. The shapefactors range from 0.32 to 0.62, docu-menting an oblate shape. Magnetic fo-liation is subparallel with metamorphicfoliation. Magnetic lineation scattersdue to permutations of the maximumand intermediate principal susceptibil-ity axes. Temperature-dependent sus-ceptibility measurements identify mag-netite as the carrier of the bulk sus-ceptibility. The temperature dependentsusceptibility curves indicate a minorcontribution of iron carbonates. Suchhigh anisotropies from natural sampleshave not yet been documented else-where. These high anisotropies resultfrom apparently flattened magnetite.The relatively incompetent mylonite is‘sandwiched’ between competent mafic-ultramafic rocks and localizes defor-mation. A multidisciplinary quantita-tive approach involving rock magneticstudies, geochemical data, digital imageanalysis, and X-ray texture goniometry(XTG) is carried out.

A section across this ductile shear zonewas sampled systematically from top tobottom over a vertical distance of ca.0.8m (six samples). The bulk suscep-tibility and the degree of AMS increasefrom top to bottom. With the excep-tion of one sample this coincides withincreasing total Fe-content. Other sam-ples from exposures of similar lithologiesalso exhibited high anisotropies (2.59 <P ′ > 4.15). Magnetite grains occur asinclusions in mica and garnet as well asin the fine-grained quartz-mica matrix.Grain sizes range from a few µm to ca.0.5mm. First digital image analysis ofSEM-pictures (x–z-sections) of a high-AMS sample shows ca. 2% modal mag-netite with a mean ellipticity of 3.3 andwith ellipticities of up to 16.7. Statis-

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TSK 11 Göttingen 2006 Gröger et al.

Figure 1: Tectonic map of the study area.

tically, the long axis of the magnetitegrains is oriented subparallel with theS-planes. The magnetite grains can bethus used as kinematic indicators. Thebulk susceptibility k and the anisotropyP ′ show a clear positive log-rhythmiccorrelation. The log-rhythmic relation-ship can be expressed by the generalequation P ′ = a · log k + b. The geolog-ical meaning of the parameters a andb is not yet clear. These parameterscould be a quantitative expression for:1) the modal magnetite content, 2) thedistribution density of magnetite, and 3)the degree of deformation of magnetitegrains and the associated shape.

The timing of polyphaseMiocene tectonics in North-ern Romania Vortrag

Heike R. Gröger1 Matthias Tischler1

Bernhard Fügenschuh2 Stefan M.Schmid1

This study addresses the polyphaseMiocene tectonic evolution in theMaramures area (northern Romania,Fig. 1) by combining field obser-vations, stratigraphic arguments andfission-track analysis (Tischler et al.in press). Fission-track analysis hasbeen carried out on basement sam-1 Geologisch Paläontologisches Institut, Uni-versität Basel, Bernoullistrasse 32, 4056 Basel,Switzerland 2 Institut für Geologie undPaläontologie, Universität Innsbruck, Innrain52, Bruno Sander Haus, 6020 Innsbruck,Austria

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Gröger et al. TSK 11 Göttingen 2006

ples from the Rodna horst, situatedin the East Carpathians (Bucovinviannappes). This area was affected by Cre-taceous medium- to low-grade metamor-phism, followed by post-collisional ex-humation and renewed moderate ther-mal overprint due to the deposition ofEocene to Early Miocene sediments.Based on paleostress analyses of meso-scale structures, three main tectonicphases can be disdinguished in thestudy area, all of which are post-date the earliest Miocene (Aquitanian,20.5 Ma, Fig. 2). In late Early Miocene(Burdigalian) the Pienide nappes, non-metamorphic flysch series, were em-placed onto the Paleogene to EarlyMiocene sedimentary cover of the Bu-covinian nappes. Emplacement of thePienides is consistently SE-directed anddominated by brittle thrusting whilefolding is of subordinate importanceonly. The curved map appearance of thethrust contact is due to lateral rampsand tear-off faults, accentuated by laterfolding. This early Miocene thrust con-tact was sinistrally offset later on alongthe Bogdan-Voda fault (Fig. 1).Activity along the Bogdan-Voda faultstarted in Middle Miocene times as asinistral transpressive fault related tothe formation of open NW-SE trend-ing folds in the sedimentary units. Ina next stage (late Middle Miocene toLate Miocene) kinematics along the co-evally active Bogdan-Voda fault and itseastern prolongation, the Dragos-Vodafault, formed one through going fault,characterised by sinistral transtension.Towards the east the left lateral offsetalong the main fault is continuously re-duced by coevally active SW-NE trend-ing normal faults (e.g. Greben fault,Fig. 1), thus terminating the Dragos-Voda fault in an extensional horsetail

Figure 2: The three main Miocene tectonicphases observed in the study area.

splay. The main activity along theBogdan-Voda fault ends at about 10Ma,as is indicated by almost unaffectedNeogene volcanics. In the western partof the study area, along the Bogdan-Voda fault, sedimentary and volcanicrocks provide timing constraints for thedeformation. In the Eastern part ofthe study area, along the Dragos Vodafault, only basement units and Pale-ogene sediments crop out. Thereforethe fault activity is indirectly dated

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TSK 11 Göttingen 2006 Gross

Figure 3: Apatite fission track data fromthe Rodna horst (encircled datum pointfrom Sanders 1998) together with altitudevs. age diagram.

and inferred from the cooling history ofthe syn-kinematically exhumed Rodnahorst. A vertical profile covering about1000m of altitude difference has beensampled for apatite fission-track analy-sis. Burial by Eocene to Oligocene sed-iments led to full annealing of apatitein the Rodna Horst, and all samplesyielded Middle to Late Miocene cool-ing ages (8.6–11.6Ma, see also Sanders1998, Fig. 3). The altitude vs. age re-lationship indicates enhanced exhuma-tion between 12–11 Ma with exhuma-tion rates of at least 1 mm−1, while afast decrease in the rate of exhumationto around 0.1 mm a−1 is observed after10Ma (Fig. 3).

Our fission-track data suggest enhancedexhumation of the Rodna horst be-tween 12–10Ma, i.e. during the strati-gaphically dated transtensional sinistralstrike-slip phase.

Literatur

Sanders C (1998) Tectonics and erosion: com-petitive forces in a compressive orogen. A fis-sion track study of the Romanian Carpathi-ans. Ph.D. thesis, Free University of Ams-terdam, 204 p.

Tischler M, Gröger HR, Fügenschuh B &Schmid SM (in press) Miocene tectonics inthe Maramures area (Northern Romania)-implications for the Mid-Hungarian faultzone. Journal of international Earth Sci-ences.

Grain coarsening and hy-drothermal alteration inmetacarbonates of theDamara Orogen, Namibia

Poster

Christian J. Gross1

Introduction and geological back-groundGrain coarsening is a process that oc-curs in a wide variety of rock types. Theapplication of grain growth theory tonatural geologic materials has its begin-nings in the theoretical foundations ofthe metallurgical and material sciences.Two types of grain growth can be statis-tically defined: 1) normal grain growthdescribing a uniform grain structure and2) abnormal grain growth, where somegrains grow more rapidly in size at the1 GZG, Goldschmidstr. 3, 37077 Göttingen,Germany

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Gross TSK 11 Göttingen 2006

Figure 1: Large rhombohedral calcite blastsin a matrix of coarse-grained calcite withevenly distributed nests of graphite.

expense of matrix grains, thus creat-ing a bimodal grain size distribution.This study aims to understand the graincoarsening phenomenon in metacarbon-ate rocks, to determine the mechanismsinvolved and to elucidate the role of flu-ids (e.g. hydrothermal alteration).Metacarbonate units exhibiting coarselycrystalline fabrics, representing abnor-mal grain growth, and hydrothermalalteration have been investigated fromtwo major geologic formations of theDamara Orogen (Namibia). The studysites are located in two distinct tectono-stratigraphic zones with different tec-tonic and metamorphic histories. TheCentral Zone (CZ) is characterizedby crustal-scale dome structures, ex-tensive platform carbonates, numerousgranitic intrusions, major shear zonesand Karoo-age dolerite dike swarms.Amphibolite to granulite facies meta-morphic conditions prevailed in the CZ.Shown in Figure 1 is a typical exam-ple of abnormal grain growth in a whitegraphite-bearing calcite marble of theKaribib Formation. Large rhombohe-dral calcite blasts are visible in a coarse-

Figure 2: Metadolomite marble showinglarge dolomite porphyroblasts embedded ina matrix of medium-grained dolomite.

grained calcite matrix with graphiteforming nests distributed throughout.Local lenses of grey calcite marble oc-cur showing similar grain growth char-acteristics, but without graphite nests.Peak metamorphic temperatures in thegraphite-bearing calcite reached 760° C(Walter 2004). Late-stage cataclasticand mylonitic deformation accompaniedby hydrothermal alteration overprintsthe coarse-grained calcite marbles.

In the Southern Margin Zone (SMZ)where metadolomites of the Corona For-mation were investigated, greenschistfacies conditions prevailed with dif-ferences in style of deformation andhydrothermal alteration. Carbon-ates are differentiated into siliceousdolomites, talc-bearing dolomites, adark dolomite mylonite and a medium-grained dolomite marble with largedolomite porphyroblasts (Fig. 2). Fieldevidence for extensive hydrothermal al-teration is present as hydrothermaldolomite veins, hydrothermal quartzveins, extensive alteration in con-tact zones and bleaching of the darkdolomite mylonite.

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TSK 11 Göttingen 2006 Gross

Figure 3: Classification of zonation types in the dolomite marble. A) CL image of thedolomite matrix depicting the two grain-boundary parallel Fe-rich zonations. B) Rhyth-mical growth zones indicating paleo-porosities. C) Local chaotic fabric of Fe-rich andFe-poor dolomite. D) Fe-rich pathway (two generations) cut across the porphyroblast.Minor rhythmical zonations are also visible. Note: Pictures B-D represent back-scatterelectron images.

Fabrics and microstructuresThe graphite-bearing calcite marble ofthe CZ exhibits a wide variety ofmicrostructures and fabrics. In thecoarse-grained matrix domain, calciteshows irregular grain shapes character-ized by serrated, interpenetrating grainboundaries. Some microstructural fea-tures include leftover grains, twin-freebulges migrating into neighboring grainsand examples of relic triple-point grainboundaries undergoing transformation.Twinning occurs in varying degrees,with twin-boundary migration also ob-servable. Contacts between matrix andblasts are curved and irregular. Thinflakes of graphite (3–4 mm in size) oc-cur along grain contacts, in small clus-ters and occasionally in the large calciteblasts. Calc-silicate minerals occur inthin layers or clusters. When present ingreater concentration, grain coarseningappears hindered.In optical cathodoluminescence mi-croscopy (CL), the coarse-grained cal-cite matrix and calcite blasts show ho-mogeneous red CL colors with very low

to medium luminescence. Calcite show-ing very bright luminescence occurs ascross-cutting micro-veins. The etch ex-periments reveal a qualitative map ofdislocation densities. In the calcitemarble etching occurred primarily alonggrain boundaries and formed trains ofetch pits aligned parallel to twin bound-aries.The dolomite marble from the SMZ ex-hibits a somewhat granoblastic fabricwith a visible shape-preferred orienta-tion. The dolomite matrix grains rangefrom flattened (a small percentage) toelongated in shape, where grain bound-aries can be straight or show fine irreg-ularities. Dolomite porphyroblasts ap-pear anhedral in thin section. Relativelylarge numbers of very fine-grained inclu-sions of albite clusters, talc, quartz andpyrite are found in the dolomite por-phyroblasts. The interface or contactzone between matrix and porphyblastis usually irregular and indentations ofdolomite matrix grains into the porphy-roblast are locally observable as well asleftover grains. Bulk neutron texture

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Gross TSK 11 Göttingen 2006

analysis revealed a moderate to strongcrystallographic preferred orientation inthe dolomite matrix.The density of etch pits appears greaterin the porphyroblast as compared to thematrix, with some etch grooves creatingcurved traces in the dolomite porphy-roblast. SEM also revels relatively opengrain boundaries in the matrix dolomiteafter etching.Evidence for extensive grain-scale fluid-rock interaction is visible by CL in thedolomite marble. The CL color in un-altered matrix grains as well as in thepophyroblast is yellow-orange, whereasthe Fe-rich areas exhibit various shadesof brown. Figure 3 shows a classi-fication of the types of zonation mi-crostructures present in the matrix andporphyroblast. In the dolomite matrixan interconnected network of Fe-/Mn-rich zones, creating two distinct genera-tions, occurs parallel the grain bound-aries (Fig. 3A). Complex rhythmicalzonations with alternating bands andsharp boundaries occur in some parts ofthe matrix (Fig. 3B). Chaotic CL fabricpatterns occur locally and destroy thematrix grains and the grain-boundaryzonations (Fig. 3C). In the dolomitepophyroblast (Fig. 3D), the Fe-rich al-teration is represented by cross-cuttingpathways also forming two generations.Furthermore, zoned albite clusters withdark cores and blue rims are alwaysassociated with the Fe-rich zonations.Those in the matrix are unzoned.

Discussion and conclusionAll the data indicates that the graincoarsening in the graphite-bearing cal-cite marbles is the result of regionalmetamorphism due to granitic intru-sions (e.g. static recrystallization, Evanset al. 2001). The dominant mechanism

responsible for the grain growth in thecalcite marble is grain boundary migra-tion, as is evident by the types of mi-crostructures and fabrics observable inthin section.Cathodoluminescence observations ofthe graphite-bearing calcite marble in-dicate that hydrothermal alteration waslimited to a late-stage event. Micro-veins of brightly luminescent calcite(zoned and unzoned) are associatedwith the fluids accompanying cataclas-tic deformation and are not connectedto the grain coarsening process. Fluidinclusions within the coarse calcite ma-trix and the calcite blasts have a compo-sition similar to that of seawater. Flu-ids released by the granitic intrusionsmust have played a role in the coarsen-ing process, since in theory the rate ofgrain growth and grain boundary mo-bility would be much slower under dryconditions.The grain coarsening, porphyroblastgrowth and alteration in the dolomitemarble is somewhat problematic. Thedolomite porphyroblasts could be eitheryounger or older than the coarsened ma-trix. The relic grain boundaries andpossible leftover grains suggest the por-phyroblast is younger, whereas embay-ments of matrix grains into the por-phyroblast could suggest an older age.Furthermore, the grain coarsening andporphyroblast growth could have oc-curred earlier than the hydrothermal al-teration, since the Fe-rich zones cross-cut the porphyroblast. On the otherhand, the CL zonations may representevidence for fluid-enhanced grain coars-ening and thus the mechanism of growthis solution/precipitation. Fluid inclu-sion data from dolomite veins point tohighly saline solutions present duringhydrothermal alteration.

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TSK 11 Göttingen 2006 Gudmundsson & Geyer

The sequence of events for the hy-drothermal alteration represented bythe Fe-/Mn-rich zonation network canbe separated out into five stages of acontinuous process. Stage I introducestwo Fe-/Mn-rich fluid generations. InStage II intergranular pore spaces arecreated which are then filled in byrhythmically zoned dolomite (Stage III).Formation of a second generation ofpore spaces occurs in Stage IV causedby corrosion of the original rock fab-ric. This leads to the precipitation ofdolomite (Stage V) represented by thelocal chaotic CL fabric. All these eventsrepresent episodic fluid influxes possiblycaused by seismic events, since the car-bonate unit lies in close proximity to athrust fault.

References

Evans B, Renner J & Hirth G (2001) A fewremarks on the kinetics of static grain growthin rocks. Int J Earth Sci 90, 88–103

Walter J (2004) Fabric development, electri-cal conductivity and graphite formation ingraphite-bearing calcite marbles from theCentral Damara Belt, Namibia. PhD The-sis, Georg-August University of Göttingen,pp 289

Effects of damage-zone thick-ness on fault displacement

Poster

Agust Gudmundsson1 Adelina Geyer2

When viewed as ideal elastic cracks,seismogenic faults are often modeled as1 Department of Structural Geology and Geo-dynamics, Geoscience Center, University Göt-tingen, Goldschmidtstrasse 3, D-37077 Göttin-gen, Germany 2 Institute of Earth Science,Jaume Almera, Barcelona, Spain

Figure 1: Fault zones consist of two mainmechanical units: a comparatively thincore and a much thicker damage zone. Theeffective Young’s modulus (stiffness) grad-ually decreases from the host rock to theboundary between the core and the dam-age zone.

mode II or mode III cracks in semi-infinite elastic bodies or half spaces.These models normally assume the rockto be homogeneous and isotropic. Suchassumptions may be justified and neces-sary when using closed-form analyticalsolutions for fault displacement. Theyare not justified, however, when we at-tempt to understand fault-displacementprofiles along earthquake rupture sitesor in paleofault studies. This followsbecause crustal segments hosting faultsare, as a rule, not homogeneous andisotropic, but rather heterogeneous andanisotropic. In particular, the faultrocks commonly form layers or unitsparallel with the fault plane. Also, themechanical properties of the rocks nextto the fault change as the fault develops(Gudmundsson 2004). During repeatedearthquakes in a seismogenic fault zone,two main rock units develop around thefault plane. One unit is the core, locatednext to the fault plane and normallycomposed of soft (low Young’s modu-

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Gudmundsson & Geyer TSK 11 Göttingen 2006

Figure 2: Boundary-element model of fault displacement when the damage-zone thicknessis gradually increased in 10 steps, showing the maximum normalized displacement (MND)in the fault center in each of the steps. Here MND = 104 MD

FL, where MD is the maximum

displacement and FL the fault length, both expressed in model length units.

lus) breccia, gouge, and other cataclas-tic rocks. The other unit is the dam-age zone, containing some cataclasticrocks but characterized by fractures ofvarious types. Field studies show thatthe fracture frequency in the damagezone is often quite variable, but nor-mally decreases with distance from thecore-damage zone boundary; similar re-sults are obtained for microfaults in lab-oratory experiments (Shimada 2000).The higher the fracture frequency, thelower will be the effective Young’s mod-ulus (stiffness) in a direction perpendic-ular to the main fracture trend. TheYoung’s modulus of a damage zone thusnormally decreases on approaching thefault core (Fig. 1). On the basis of vari-ations in fracture frequency, the dam-age zone associated with a fault cancommonly be divided into several sub-zones or units, each with a different ef-fective stiffness (Gudmundsson & Bren-

ner 2003).Field studies also show that as the faultzone evolves the core and the damagezone both increase in thickness. A faultzone composed of units (core and dam-age zone) with stiffnesses that are differ-ent from those of the host rock developslocal stresses that may be very differentfrom the far-field stresses (Gudmunds-son & Brenner 2003).Using these observations as a basis, wepresent numerical results on how thefault slip in a fault zone, for given faultgeometry and loading conditions, maychange when the thickness of its damagezone increases. Our results indicate thatwhen the damage-zone thickness grad-ually increases, the maximum displace-ment on the fault also increases (Fig. 2).It follows that the fault slip generatedduring a particular earthquake, includ-ing the postseismic slip, may graduallyincrease with increasing damage-zone

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TSK 11 Göttingen 2006 Gudmundsson & Philipp

thickness. Thus, for an active seismo-genic fault of constant rupture (trace)length, the ratio of the maximum dis-placement to the rupture length shoulddecrease with time. These theoreticalresults are supported by field observa-tions.

Acknowledgments This work wassupported by a grant from the Euro-pean Commission through the projectPrepared (EVG1-CT-2002-00073 PRE-PARED).

References

Gudmundsson A (2004) Effects of Young’smodulus on fault displacement. C.R. Geo-science 336, 85–92

Gudmundsson A & Brenner SL (2003) Load-ing of a seismic zone to failure deforms thenearby volcanoes: a new earthquake precur-sor. Terra Nova 15, 187–193

Shimada M (2000) Mechanical Behavior ofRocks under High Pressure Conditions.Balkema, Rotterdam

How stress transfer betweenvolcanic and seismic zones af-fects volcanic and earthquakeactivity Poster

Agust Gudmundsson1 Sonja L.Philipp1

Oceanic transform faults and ridge seg-ments form a network where mechanicalinteraction is to be expected (Fig. 1).In particular, dike emplacement in ridgesegments is likely to affect earthquakeactivity in the adjacent transform faults1 Department of Structural Geology andGeodynamics, Geoscience Centre, Universityof Göttingen, Goldschmidtstraße 3, D-37077Göttingen

Figure 1: Ocean-ridge segments and trans-form fault forms an interconnected fracturesystem, where stress changes in one frac-ture (say, due to dike injection in a ridgesegment) may be expected to be partlytransferred to the adjacent fractures (here,transform faults).

through processes such as stress trans-fer. Similarly, strike-slip displacementacross transform faults may trigger dikeinjections and, eventually, eruptions inthe adjacent ridge segments. For obvi-ous reasons, direct observations of thepossible mechanical interaction betweensubmarine transform zones and ridgesegments at mid-ocean ridges are diffi-cult.The subaerial seismic zones of Iceland,however, are in clear spatial connec-tions with the adjacent volcanic zones(Fig. 2). These zones, therefore, provideexcellent opportunities to study stresstransfer between volcanic and seismiczones (Gudmundsson 2000). At thejunctions with the Kolbeinsey Ridge inthe north and the Reykjanes Ridge inthe south, there are ocean-ridge discon-tinuities that host one or more seismiczones (Fig. 2). The northern discontinu-ity is referred to as the Tjörnes FractureZone (TFZ), a transform fault that ispartly exposed on land as the Husavik-Flatey Fault (HFF). The southern dis-

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Gudmundsson & Philipp TSK 11 Göttingen 2006

Figure 2: The Husavik-Flatey Fault (HFF) is the main structure of the Tjornes FractureZone which connects the North Volcanic Zone to the Kolbeinsey Ridge. HFF is anoceanic transform fault. By contrast, the South Iceland Seismic Zone (SISZ) is a zone ofhigh shear stress concentration between the overlapping West and East Volcanic Zones(modified from Gudmundsson and Brenner 2003).

continuity is referred to as the SouthIceland Seismic Zone (SISZ). It is azone where most of the seismogenicfaulting occurs on conjugate strike-slipfaults. The largest earthquakes inIceland, reaching M7.1–7.3, occur onstrike-slip faults in the TFZ and theSISZ.

In the SISZ, major destructive earth-quakes occur at intervals of 80–100 years, the largest events reachingM7.1–7.3 (Gudmundsson and Brenner2003). Although the zone is E–W trend-ing, with an overall sinistral movement,most of the earthquakes are associatedwith NNE and ENE-trending strike-slipfaults. We present numerical models in-dicating that when the SISZ is loaded tofailure, stresses are transferred to, and

concentrate at, its ends: tensile in thenortheast and southwest quadrants andcompressive in the northwest and south-east quadrants. These model resultsagree with observations made when theSISZ was loaded to failure in June 2000,resulting in two M6.6 earthquakes. Forseveral years prior to the June 2000earthquakes, compression, uplift and in-tense earthquake swarms (some eventsexceeding M4) occurred in two activecomposite volcanoes, Hengill and Eyja-fjallajökull, located in the quadrants ofcompressive stresses (Fig. 3). Most ofthis earthquake activity came to an endfollowing the June 2000 earthquakes.

Also, in the decades prior to the June2000 earthquakes, the Hekla Volcano(Fig. 3), located in one of the quad-

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TSK 11 Göttingen 2006 Gudmundsson & Philipp

Figure 3: Location of the central volcanoes of Hengill, Hekla, and Eyjafjallajökull inrelation to the South Iceland Seismic Zone (SISZ). Also indicated is the overall sinistralmovement across the zone, as well as the two faults (a, b) associated with the June 2000earthquakes (modified from Gudmundsson & Brenner 2003).

rants of tensile stress, erupted unusu-ally frequently. These composite vol-canoes (with shallow magma chambers)act as ‘soft inclusions’ at which stressestransferred from the SISZ become con-centrated. Deformation and seismic-ity in Eyjafjallajökull and Hengill andthe unusually high eruption frequencyin Hekla may thus be used as precursorsto large earthquakes in the SISZ.

In South Iceland, stress is also trans-ferred from the volcanic zones to theseismic zone. For example, stress trans-fer from the overpressured 27 km-longfeeder dike of the 1783 Laki eruptionto the nearby SISZ triggered the 1784earthquake sequence, the largest histor-ical one (that is, for the past 1100 years)in the SISZ. Thus, the largest histori-cal eruption in Iceland, Laki 1783, trig-gered its largest historical earthquakesequence.

In contrast to the SISZ, the TFZ is awell-developed oceanic transform fault

(Fig. 2). Its main structure is the HFF,an active dextral fault, partly exposedon land in North Iceland. Dike injec-tion in 1976 in the North Volcanic Zoneduring the Krafla Fires (1975–1984) re-sulted in a nearly two-decade suppres-sion of earthquake activity in the HFF(Fig. 2).

For regional dikes, such as those in-jected during the Laki 1783 and theKrafla 1976 eruptions, the magmaticoverpressure may reach tens of mega-pascals. Part of the overpressure asso-ciated with the dikes is transferred ascompressive stress to the nearby seismiczones, the SISZ and the HFF. The mod-els presented here indicate that whenthe dike-generated horizontal displace-ment is opposite to the normal displace-ment across the adjacent seismic zone,earthquakes are suppressed. By con-trast, when the dike-generated displace-ment is consistent with the normal dis-placement across the adjacent seismic

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Hauten et al. TSK 11 Göttingen 2006

zone, earthquakes are triggered (Fig. 2).

References

Gudmundsson A (2000) Dynamics of volcanicsystems in Iceland. Annual Reviews of Earthand Planetary Sciences 28, 107–140

Gudmundsson A & Brenner SL (2003) Load-ing of a seismic zone to failure deformsnearby volcanoes: a new earthquake precur-sor. Terra Nova 15, 187–193

Feldspar deformation ingreenschist facies shear zones(Aar-Massif, Switzerland)

Poster

Sarah Hauten1 Mark R. Handy1

Christoph Dobmeier1

Granitic gneisses of the Central AarGranite host a shear zone networkthat formed at greenschist facies con-ditions. The work area is located inthe Bächlital (Grimsel area, CentralSwitzerland) and was chosen for theanalysis of shear zones because of theweakly anisotropic fabric of the hostgneisses. Contrary to previous pub-lications (e.g. Choukroune & Gapais,1983), none of these host rocks are un-deformed. They contain a penetrativefoliation (S1) that strikes consistentlyENE-WSW with a steep dip of around70° to the south. This foliation isoverprinted by the aforementioned shearzone network, which was the main focusof this study. The granitic gneisses arepredominantly equigranular, but locallycontain feldspar augen. Albite, quartz,magmatic K-feldspar, biotite, chlorite1 Freie Universität Berlin, Department of EathSciences, Malteserstr. 74-100, 12249 Berlin

and epidote make up the rock. Albiteis the dominant plagioclase mineral, re-flecting the greenschist facies metamor-phic overprint. Partial chloritization ofbiotite is associated with the segrega-tion of a Ti-phase. Calcium from theK-feldspar was used for the formationof epidote. The shear zone networkcomprises major, dm to km long shearzones which are interconnected by mi-nor, cm to dm long shear zones. Themajor shear zones are oriented predom-inantly NE–SW and have a cm-wide my-lonitic to ultramylonitic centre whichis bounded on either side by cm to mlong fractures that run parallel to theshear zone centre in intervals of metersto decimeters. The minor shear zonesare not preferentially oriented and reachlengths of several centimeters to decime-ters. They do not always show a distinctshear component and sometimes end ascracks before reaching the next majorshear zone.Four stages of feldspar deformation dur-ing the shear zone development could beobserved in thin section:

1. Discrete, intracrystalline micro-faults form conjugate sets. Al-though some of these microfrac-tures run parallel to the cleavageplanes, the majority runs obliqueto them. Bent twin lamellae rep-resent the beginning stages of mi-crofracturing. Rotated micropha-coids (fragments bordered by themicrofractures) are the end result;

2. Dynamic recrystallisation charac-terized by serrate grain bound-aries and core-mantle structure offeldspar grains. What processesleading to this recrystallisation areunclear and and are still underinvestigation. Cracks filled with

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TSK 11 Göttingen 2006 Heinemann et al.

small feldspar grains and pressureshadows of K-feldspar clasts pointto pressure solution as a relevantprocess in this stage. Electronmicroprobe analysis revealed thatsome fractures are filled with K-feldspar which is chemically dis-tinct from the host K-feldspar (e.g.higher Ba content). Progressivesubgrain rotation is also commonlyobserved in feldspar grains. Somesubgrain aggregates show a crystal-lographic preferred orientation;

3. Recrystallised aggregates becomemore prevalent and grains start tocreep, leading to a mylonitic fabric;

4. The transition to the fourth, ultra-mylonitic stage is not well defined.

The aim of my work is to understand themechanisms of the feldspar deformationin the four stages that lead to the ul-tramylonitic final stage. The results Ihave presented in this abstract are pre-liminary.

Scherzonen- und Schuppen-bildung am Kontakt vonAarmassiv und Helvetikumim Bereich der Engelhörner,Berner Oberland (Schweiz)

Poster

Niklas Heinemann1 Marc Giba1

Jochenl Fiseli1 Michael Stipp1

Das Untersuchungsgebiet umfasst denNordrand des Aarmassivs, die auto-chthone und paraautochthone sedimen-täre Bedeckung des Aarmassivs, den1 Geologisches Institut, Universität Freiburg,Albertstr. 23b, D-79104 Freiburg

ultrahelvetischen Wildflysch und denSüdrand der Wildhorndecke. Das Aar-massiv besteht aus dem Innertkirche-ner Granit und Granitgneis und densogenannten Mischgneisen. Lokal sindpräalpine mylonitische Scherzonen aus-gebildet. Die sedimentäre Bedeckungdes Aarmassivs beginnt mit einem ge-ringmächtigen permotriassischen Aufar-beitungshorizont des kristallinen Unter-grundes aus Quarz-Glimmerschiefern,Arkosen und Konglomeraten. Darüberfolgt die mehrere hundert Meter mäch-tige mesozoische Abfolge. Im Arbeits-gebiet tritt an der Basis der massige,hell bis rötlichgelb verwitternde Röti-dolomit hervor. Im Hangenden liegendie kalkigen Schichten des Doggers sowiedas Argovien. Darüber folgen die mäch-tigen Kalkserien des Malms (QuintnerKalk) und der unteren Kreide (Oehrli-kalk), welche die Steilwände der Engel-hörner aufbauen. In den parautochtho-nen Schuppen auf der Nordseite der En-gelhörner beginnt die Abfolge erst mitdem unteren Malm. Als jüngste Ein-heit treten dort allerdings auch Terti-äre Schichten auf, welche überwiegendaus kalkhaltigen Sandsteinen, Brekzi-en und Tonschiefern bestehen. Als nurwenige Meter mächtiger dunkler bisschwarzer, glimmerführender Tonschie-fer ist der allochthone ultrahelvetischeWildflysch zwischen den parautochtho-nen Schuppen und der Wildhorndeckeeingeklemmt. Die Wildhorndecke wirdim Arbeitsgebiet von den Einheiten desDoggers aufgebaut. Die Zuordnung desDoggers zur Wildhorndecke ist aller-dings nicht immer eindeutig. Westlichdes Arbeitsgebietes in der Umgebungvon Grindelwald werden Einheiten desDoggers z.T. auch dem Ultarhelvetikumzugerechnet (Günzler-Seiffert & Wyss1938).

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Heinemann et al. TSK 11 Göttingen 2006

Die lithologische Kartierung, aber auchdie Zuordnung der Lithologien zu dentektonischen Einheiten basiert im We-sentlichen auf den ausgezeichneten Vor-arbeiten (z.B. Arbenz & Müller 1920;Günzler-Seiffert & Wyss 1938; Müller1938; Büchi 1980). Ziel unserer Unter-suchungen ist es, die Kinematik sowiedie relative zeitliche Abfolge der ein-zelnen Groß- und Kleinstrukturen ge-nauer zu bestimmen und die struktu-relle Gliederung des Arbeitsgebietes mitden von Burkhard (1988) definiertenDeformationsphasen zu korrelieren. Beiden strukturgeologischen Untersuchun-gen konzentrieren wir uns auf zwei Fra-gestellungen:

1. Welche Auswirkungen haben die al-pidischen Scherzonen im Aarmassivauf die überlagernden sedimentärenDeckeinheiten?

2. Unter welchen rheologischen Be-dingungen erfolgte die Deckenüber-schiebung und Schuppenstapelung,und wurden diese Scherzonen beiihrer späten Steilstellung reakti-viert?

Die meisten tektonischen Kontakte imArbeitsgebiet sind steil gestellt oderüberkippt, was auf die mehrphasige De-formationsgeschichte infolge der alpinenKollision zurückzuführen ist. Im We-sentlichen lassen sich drei Deformati-onsphasen unterscheiden, die den vonGünzler-Seiffert (1943) und Burkhard(1988) definierten Phasen im Zeitraumvon Oligozän und Miozän entsprechen.Nach der Platznahme der Ultrahelveti-schen Decken wurde in der Prabé Pha-se (ca. 38–30Ma, Burkhard 1988) dieWildhorndecke überschoben. Einherge-hend mit der Deckenüberschiebung fandeine isoklinale Faltung der sedimentären

Einheiten statt. Während dieser Phaseoder wahrscheinlich erst in der nachfol-genden Kiental Phase (30–20 Ma, Burk-hard 1988) wurden die parautochthonenSchuppen gebildet und gestapelt. DieKarbonate an den Kontakten sind meistmylonitisiert, während die quarzreiche-ren Tertiär-Gesteine kataklastisch defor-miert sind. Dieses deutet auf niedrig-gradige Metamorphosebedingungen imKontaktbereich von Aarmassiv und Hel-vetikum hin (ca. 300°C; vgl. Burk-hard 1990, Herwegh & Pfiffner 2005).Bei der Schuppenbildung wurden dieGranite und granitischen Gneise desAarmassivs z.T. mit in die Deforma-tion einbezogen und randlich gefal-tet. Eine der Schuppenscherzonen in-nerhalb der parautochthonen Sedimen-te ist die ‚Weissenbach Störung‘ amKontakt von Malmkalk zu tertiäremSandstein. Die Kalke sind myloniti-siert im direkten Kontakt zu Katakla-siten, in welche Pseudotachylite einge-drungen sind. Es ist mikrostrukturellnoch zu klären, ob tatsächlich Kalkmy-lonite, Kataklasite und Pseudotachylitegleichzeitig gebildet wurden oder ob be-spielsweise die Pseudotachylite auf ei-ne späte Reaktivierung der Schuppen-Scherzonen nach der Steilstellung zu-rückzuführen sind. Die Steilstellung undÜberkippung der Schuppen-Scherzonenerfolgte während der fortschreitendenHeraushebung des Aarmassivs und derExhumation des helvetischen Decken-stapels in der Grindelwaldphase (20–0Ma, Burkhard 1988). Das Aarmas-siv wurde dabei durch interne Ver-formung und Überschiebung parallelzur Einengungsrichtung verkürzt. Da-bei wurden präalpine Scherzonen reak-tiviert, und es bildeten sich grünschie-ferfazielle Mylonite aus (z.B. Marquer& Gapais 1985). Wir vermuten, dass

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TSK 11 Göttingen 2006 Hilgers et al.

die Aarmassiv-Scherzonen auch im Ar-beitsgebiet erst nach und nicht wie vonBüchi (1980) postuliert bereits vor derDeckenplatznahme (re-)aktiviert wur-den. Diese Scherzonen überprägen näm-lich die z.T. tektonisierten Kontaktevon Aarmassiv und autochthoner Se-dimentbedeckung. Die Deformation derKontakte ist gekennzeichnet durch zer-scherte Sediment-Schuppen des Permsbis Doggers und einer mehr oder we-niger starken mylonitischen Foliation,die wohl der Deckenplatznahme zuge-ordnet werden kann. Die Aarmassiv-Scherzonen reichen meist nur wenigeMeter in die autochthone Bedeckunghinein. Darüber haben sich allerdingsFaltenstrukturen entwickelt, wie z.B.die Falten des Rötidolomites an derBasis der Engelhörner im Urbachtal.Es kann hier also davon ausgegangenwerden, dass sich über den Kristallin-Sedimentkontakt hinweg ‚Fault-bendfolding‘ Strukturen, also an Störun-gen gebundene Falten, ausgebildet ha-ben. Diese Strukturen sind ebenfalls eindeutlicher Hinweis darauf, dass Aarmas-siv und helvetische Deckeinheiten infol-ge der alpinen Kollision intensiv gemein-sam deformiert worden sind.

Literatur

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Herwegh M & Pfiffner OA (2005) Tectono-metamorphic evolution of a nappe stack: Acasestudy of the Swiss Alps. Tectonophysics404, 55–76

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Müller F (1938) Geologie der Engelhörner, derAareschlucht und der Kalkkeile bei Innert-kirchen (Berner Oberland). Beitr. geol. Kar-te Schweiz, NF 91

Fossil overpressures compart-ments? A case study from theEifel area and some generalaspects Vortrag

Christoph Hilgers1 Carsten Bücker2

Janos L. Urai1

IntroductionFluid overpressures are well known fromhydrocarbon exploration in many sed-imentary basins. They can reach al-most lithostatic values, and may causethe fracturing of rock. Fracturing allowsthe discharge of fluid overpressure, andfluid flows along a hydraulic gradient to-wards a low pressure reservoir. Differ-ent mechanisms may cause the precip-itation from the fluid, such as a fluid1 Geologie-Endogene Dynamik, RWTH-Aachen, Germany 2 Shell E&P, Houston,USA

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Hilgers et al. TSK 11 Göttingen 2006

Figure 1: (a) The vein microstructure of #1 shows stretched crystals, which can laterallyevolve towards an elongate-blocky microstructure grown syntaxially. b) Vein set #2 isblocky and was deformed plastically by dynamic recrystallisation. c, d) Fluid inclusiondata show maximum temperatures of about 370°C for both vein sets #1 (c) and #2 (d).

pressure drop, a variation of tempera-ture at the low pressure reservoir, ora different rock type inducing differ-ent Eh-pH conditions. Such precipitatesin fractures are called veins, which of-ten display paleo-fluid overpressures inrocks. In this study, we present some re-sults from Devonian clastic sedimentaryrocks of the Eifel area. Results are com-pared with other sedimentary basins tohighlight some general aspects.

Geological settingThe lower Devonian rocks exposed alongthe shore of the Rursee water reservoirare Siegenian Upper Rurberger bedsand Emsian Klerfer and Heimbacherbeds to the NE. They are located on theSE-flank of the NE-plunging VariscanVenn-Anticlinorium. Both units exposeshales, siltstones and sandstones de-posited in the subsiding Devonian EifelBasin.

Meso- and microstructural dataTwo different vein sets are orientedsubnormal (#1) and parallel (#2) tobedding, respectively. Both sets arefilled with quartz. Vein set #1 is re-stricted to sandstone layers, and rarelycontinues into the enclosed shale beds.

Their shape is sigmoidal on fold limbs,and their orientation in accordancewith flexural slip along the beddingplanes. The vein microstructure of #1shows an elongate-blocky to fibrous mi-crostructure. Fibrous grains continueacross the vein (stretched crystals) andcontain solid and fluid inclusions ar-ranged parallel to the vein wall inter-face. Meso- and microstructural ob-servations indicate vein formation prioror syn-folding, veins opened in incre-mental steps (crack-seal mechanism).Vein set #2 is located at the shale-sandstone interface and can be tracedfor several tens of metres. It gener-ally truncates #1 and thus post-datesthe bedding-normal veins. Locally, veinset #2 cuts trough the hanging-wall andis associated with small thrusts. Theblocky quartz grains of vein set #2extinct undulose and are recrystallisedby grain boundary migration and sub-grain rotation. The quartz grains of thehost rock, however, are elongated (over-growth, fringes and dissolution alongthe cleavage planes), but generally op-tically undeformed. This indicates thatpressure solution was the dominant de-formation mechanism in the host rock.Modelling the subsidence of the up-per Rurberg beds using published data

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TSK 11 Göttingen 2006 Hilgers et al.

of burial temperatures (vitrinite re-flectance, illite crystallinity etc., e.g.von Winterfeld 1994) indicates rapidburial down to 7–8 km depth prior to theonset of Variscan compression and sub-sequent basin inversion. This accountsfor the up to approx. 6.5 km thick lowerDevonian sedimentary pile deposited inthe Eifel Basin, and fluid overpressuregeneration during subsidence and theonset of Variscan compression (Fig. 2).

Discussion and ConclusionField and microstructural observationsof vein sets #1 and #2 are consistentwith our modelled overpressure gener-ation due to basin evolution (Fig. 2).Bedding normal veins #1 are restrictedto the competent sandstone layers andformed in an already competent rock,as shown by transgranular fractures andthe absence of compaction features as-sociated with vein set #1. Repeatedcrack-seal increments and the variationof paleo-temperatures suggest that veinswere subsequently opened and re-sealedduring subsidence. Stretched crystalsare oriented normal to the vein wall, in-dicating extension normal to bedding.Vein formation requires tensile fractur-ing of the sandstone with the maximumprincipal stress oriented normal to bed-ding, which is consistent with vein for-mation during subsidence at high fluidoverpressures and low differential stress.Bedding-parallel vein set #2 truncatesset #1 and cuts through the hangingwall associated with small thrusts. Thisindicates a reorientation of the princi-pal stresses between #1 and #2. Veinset #2 is folded in accordance with theVariscan folds exposed on the shore, butparasitic folds of the veins are absent.This suggests that vein set #2 repre-sents the first compressional event asso-

Figure 2: Subsidence curve of the LowerDevonian upper Rurberg beds.

ciated with Variscan deformation. Thevein system of the Eifel Basin is con-sistent with results from other sedimen-tary basins, which may also include mi-crostructural aspects.

References

von Winterfeld, C-H (1994) Variszische Deck-entektonik und devonische Beckengeometrieder Nordeifel — Ein quantitatives Modell.PhD Thesis, RWTH Aachen, Aachen, 319pp.

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Hilgers et al. TSK 11 Göttingen 2006

Microstructures of fibroushalite veins Poster

Christoph Hilgers1 Gill Pennock2

Zsolt Schléder1 Stansilaw Burliga3

Janos L. Urai1

IntroductionHalite veins hosted in clastic sedimen-tary rocks are frequently observed nextto evaporite layers. Their microstruc-ture can be enhanced by gamma ir-radiation and etching, which can beused to infer the deformation mecha-nism of halite (e.g. Howard & Kerr1960, Schleder & Urai 2005). In thisstudy, we present results from gamma-decorated vein microstructures of fi-brous halite veins hosted in claystone.

DataSamples were taken in the Klodawa saltmine in Poland and the Hengelo minein the Netherlands. Both locations ex-pose halite veins with a white and or-ange colour. The halite host rock, whichis the source of halite precipitated inthe vein, is located centimeters to me-ters away from the veins. The vein mi-crostructure is fibrous with variable fi-bre diameters, and slightly widens to-wards the vein-wall interface. This in-dicates antitaxial vein growth from thecentre towards the wall and precipita-tion of new material on both sides ofthe vein. Fibre grain boundaries arestraight and not serrated. Irradiatedsamples show that some fibres consist ofsubgrains, which formed during growth.1 Geologie-Endogene Dynamik, RWTH-Aachen, D-52056 Aachen, Germany2 Utrecht University, Faculty of EarthSciences, 3508 TA Utrecht, The Netherlands3 Wroclaw University, Department of Struc-tural Geology, ul. W. Cybulskiego 32, 50-205Wroclaw, Poland

Figure 1: Gamma-irradiated fibrous haliteveins show different fibre widths rangingbetween millimeters to microns. Micron-scale fibres are growth subgrains, while de-formation subgrains are absent in the vein.Klodawa mine, Poland.

Overall, the vein is devoid of defor-mation subgrains. Repeated solid- orfluid inclusion bands have not been ob-served in the veins, which would point tothe crack-seal mechanism causing veinopening (see also Hilgers & Urai 2005for similar conclusion on antitaxial gyp-sum and calcite veins).EBSD analysis suggests a random tex-ture (Fig. 2), which is also apparent incolored maps showing the crystal direc-tions of the grains. Thus, significantgrowth competition is absent and grainscontinue to grow regardless of their crys-tallographic orientation. Growth in an

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TSK 11 Göttingen 2006 Hirt et al.

Figure 2: The fibrous halite vein from Hengelo shows a random texture (137 grainsmeasured).

open vug would result in euhedral crys-tals and significant growth competition,while randomly oriented fibrous grainsrequire contact with the wall rock dur-ing growth (Hilgers et al. 2001).

ConclusionFibrous antitaxial halite veins formed inextension fractures in claystone. Mi-crostructural indicators for repeatedcrack-seal mechanism are absent, andthus veins may rather have formed dur-ing a continuous growth process. Thebulk permeability of the fractured rockwas low even if the vein aperture reachesseveral centimetres, because a randomcrystallographic texture of the vein mi-crostructure requires close contact be-tween the growing vein and the hostrock.

References

Hilgers C, Koehn D, Bons PD & Urai JL (2001)Development of crystal morphology duringunitaxial growth in a progressively wideningvein: II. Numerical simulations of the evo-lution of antitaxial fibrous veins. Journal ofStructural Geology, 23, 873–885

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Howard & Kerr, RC (1960) Blue halite. Sci-ence, 132(3443), 1886–1887

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Magnetic fabric in ilmenite-rich norites of the Bjer-kreimer-Sokndal Layered In-trusion, Norway Poster

Ann M. Hirt1 Volkmar Schmidt1Suzanne McEnroe2 FlorianHeidelbach3 Peter Robinson2

IntroductionThe Bjerkreim-Sokndal (BKS) is a lay-ered intrusion, located in the Mid-Proterozoic Egersund anorthosite-noriteprovince within the Sveconorwegianprovince of the Baltic Shield, southNorway. The layered intrusion formed1 Institute of Geophysics, ETH Hoengger-berg, CH-8093 Zurich, Switzerland 2 Geo-logical Survey of Norway, N-7040, Trondheim,Norway 3 Bayerisches Geoinstitut, Universityof Bayreuth, 95440 Bayreuth, Germany

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Hirt et al. TSK 11 Göttingen 2006

by influxes of more primitive magmainto more evolved magma to producesix Megacyclic units (MCU), each ofwhich can be divided into up to sixsubunits. From bottom to top ineach megacycle the rocks consist ofearly plagioclase-rich norites, intermedi-ate hemo-ilmenite-rich norites and latermagnetite-rich norites. Aeromagneticmaps over the intrusion show largenegative and positive anomalies. Anegative anomaly with amplitude to -13000 nT at 60 m above ground is as-sociated with hemo-ilmenite-rich noritelayer MCU Ive. This layer IVe con-tains plagioclase, orthopyroxene, hemo-ilmenite, magnetite, and minor clinopy-roxene, biotite, apatite and sulfides.Multi-domain (MD) magnetite makesup 2–3% of the rock.The negative magnetic anomaly associ-ated with MCU IVe reaches its mostnegative value on the east limb of theBjerkreim Lobe near Heskestad. Theanomaly at Heskestad is part of a longernegative anomaly, which follows MCUIVe for more than 20 km around a largesyncline. The average NRM intensitydecreases from 25A M−1 along the eastfold limb to 10AM−1 towards the hingearea to 7 AM−1 at the hinge. TheBKS has a penetrative deformation fab-ric within the syncline with the weak-est deformation found in the hinge areaand the strongest on the east limb. Elec-tron backscatter diffraction (EBSD) wasused to determine the lattice-preferredorientation (LPO) of orthopyroxene andilmenite. The (100)-planes of the or-thopyroxenes are found to lie parallelto a foliation in the rock, which is sub-parallel to the cumulate layering. Or-thopyroxene c-axes form the steep lin-eation within the foliation plane.The anisotropy of magnetic susceptibil-

ity (AMS) was measured for samplesthat were taken at five locations fromthe eastern limb to the hinge area of thesyncline to investigate if the change inNRM intensity could be related to mag-netic fabric.

Magnetic FabricThe AMS of the norite samples wasmeasured in low fields with an AGICOKLY-2 susceptibility bridge at roomtemperature (293 K) and liquid nitro-gen temperature (77K). At room tem-perature the AMS ellipsoid is triaxialwith a grouping of maximum axes down-dip in the foliation plane and minimumaxes sub-parallel to the pole to folia-tion. The degree of anisotropy is lowerin the hinge area compared to localitieson the limb of the syncline. The aver-age, low-field susceptibility increases bya factor of 2.2 to 3.2 at low temperature,which indicates that both ferromagneticand paramagnetic minerals are responsi-ble for the low-field susceptibility. Thisgrouping becomes less distinct at lowtemperature; the shape remains triax-ial although the degree of anisotropy in-creases. There is also a slight change inthe orientation of the ellipsoid at 77K,which may be related to the increasedcontribution of the paramagnetic phasesto the magnetic susceptibility at lowtemperature, and this will be discussedin conjunction with the mineral fabric.To understand better which mineralfraction is controlling the AMS at thetwo temperatures, i.e., the ferromag-netic or paramagnetic, the AMS wasmeasured subsequently in high-fieldswith a torque magnetometer at 293 Kand 77 K on selected samples. Thetorque is dominated by the ferromag-netic phases at both temperatures. Theorientation of the ferromagnetic ellip-

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TSK 11 Göttingen 2006 Hoffmann et al.

soid is at 293K is in agreement withthe orientation of the low-field AMS.The paramagnetic AMS is similar istilted slightly with respect to the ferro-magnetic AMS, but both are triaxial inshape. At 77 K the orientation of theferromagnetic subfabric rotated clock-wise with respect to its orientation at293K. Magnetite is the dominant car-rier of the susceptibility anisotropy. Itmust be noted that magnetite under-goes a transition in its crystallographicstructure from cubic to lower symme-try below the Verwey transition at ap-proximately 120 K. Above the Verweytransition magnetite is dominated byshape anisotropy, i.e., shape of the mag-netite grains, whereas below the Ver-wey transition, magnetite is dominatedby a strong crystalline anisotropy. Thechange in magnetic fabric will be dis-cussed in the context of the mineral fab-ric of orthopyroxene and ilmenite.

Strukturgeologische Gelände-studie im Mittleren Bunt-sandstein zur Nutzung alsgeothermisches Reservoir

Poster

Stefan Hoffmann1 ChristianMüller1 Sonja L. Philipp1 AgustGudmundsson1

Zur Nutzung von Erdwärme aus Teu-fen zwischen 2–5 km werden häufig Sy-steme aus einer Injektions- und Förder-bohrung (‚Dubletten-System‘) genutzt.Dabei wird durch die Injektionsboh-1 Geowissenschaftliches Zentrum der Geor-g-August-Universität, Abteilung Strukturgeo-logie und Geodynamik, Goldschmidtstr. 3,37077 Göttingen

rung ein Fluid in den Untergrund ver-presst, welches sich erhitzt und durchdie Förderbohrung wieder an die Ober-fläche gelangt. Ein wesentlicher Para-meter für die produktive Nutzung vonsolchen Dubletten-Systemen ist eine ho-he Permeabilität der Gesteine im Un-tergrund. Häufig werden in solchen geo-thermischen Reservoiren die Wegsam-keiten für Fluide von Brüchen kontrol-liert, die bereits vorhanden sind oderkünstlich erzeugt werden müssen (hy-draulische Stimulation). Deshalb ist dieKenntnis über existierende Bruchgeo-metrien sowie Vernetzung der Bruch-systeme von fundamentaler Notwendig-keit zur Abschätzung der Permeabilitätvon geothermischen Reservoiren. Seis-mische Verfahren und Bohrkernanaly-sen besitzen im Allgemeinen dafür einezu geringe Auflösung. Daher bieten sichdreidimensionale Rekonstruktionen desBruchsystems aus analogen Obertage-aufschlüssen an (vgl. Philipp et al. 2005;2006).Detaillierte strukturgeologische Gelän-destudien wurden dazu in Aufschlüs-sen des Mittleren Buntsandsteins in BadKarlshafen (bei Höxter) und Reinhau-sen (bei Göttingen) durchgeführt.Die Sandsteine des Mittleren Buntsand-steins wurden während der Trias imgesamten Norddeutschen Becken abge-lagert. In Niedersachsen ist der Bunt-sandstein südlich des Harzes in weitenArealen an der Oberfläche aufgeschlos-sen. Nördlich des Harzes ist der MittlereBuntsandstein von jüngeren Sedimentenüberdeckt und in geothermisch interes-santen Teufen von ca. 3 km anzutreffen.Der Mittlere Buntsandstein ist durcheinen sohlbankzyklischen Aufbau imgesamten Beckenbereich charakterisiert(Bachmann et al. 1999). Diese beginnenjeweils mit mächtigen Basissandstei-

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Hoffmann et al. TSK 11 Göttingen 2006

Abbildung 1: Aufschluss im MittlerenBuntsandstein bei Bad Karlshafen: a) DieN-S streichenden Klüfte bilden durch rechtgeradlinig verlaufende Kluftflächen relativglatte Aufschlusswände; b) Die W-E strei-chenden Klüfte sind meist schichtgebun-den, so dass Aufschlusswände mit deutlichhervorspringenden Bereichen entstehen.

nen, die im Hangenden in eine gering-mächtigere Wechselfolge aus Sandstein-Bänken und Ton-/Schluffsteinen über-gehen. Die Aufschlüsse dieser Gelände-studie decken diese unterschiedliche Fa-zies ab: Der Aufschluss in Reinhausenentspricht den mächtigen Basissandstei-nen, hingegen ist in Bad Karlshafen dieheterogene Wechselfolge aufgeschlossen.In den Geländeuntersuchungen soll un-tersucht werden, in wieweit Mate-rialkontraste zwischen sandigen undtonig/schluffigen Gesteinsschichten dieBruchausbreitung beeinflussen.In beiden Aufschlusslokalitäten tritt ein

Abbildung 2: Abgelenkte oder gestopp-te Bruchausbreitung in geschichteten Ge-steinen (Reinhausen): dünne Tonschichten(weißgestrichelt) zwischen mächtigen Sand-steinschichten beeinflussen die Bruchaus-breitung.

orthogonales Kluftsystem mit einer N–Sund einer W–E streichenden Kluftscharauf (vgl. Philipp et al. 2006). Im Auf-schluss in Bad Karlshafen setzen sichdie N-S streichenden Klüfte oft durchmehrere Schichten fort. Diese Kluftscharweist eine geringe Richtungs- und Ein-fallsstreuung auf und bildet im Auf-schluss meist auch sehr glatte Wändeaus (Abb. 1a). Die Klüfte der W-E strei-chenden Schar sind hingegen schicht-gebunden und zeigen eine weit größe-re Richtungsstreuung. Die Eigenschaf-

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TSK 11 Göttingen 2006 Hoffmann et al.

Abbildung 3: Terminationsverhalten von 74Klüften an einer Tonschicht in Reinhausen.Die Tonschicht fungiert als Spannungsbar-riere und stoppt die meisten Klüfte.

ten dieser zweiten Kluftschar führen zuAufschlusswänden mit deutlich hervor-springenden Bereichen (Abb. 1b).Im Vergleich zu Bad Karlshafen zei-gen die dickbankigen Sandsteinschich-ten in Reinhausen größere Kluftab-stände. Dies deutet auf einen Zu-sammenhang zwischen Bankmächtig-keit und Klufthäufigkeit hin. Die meistgroß-dimensionierten Klüfte reagierenüberaus empfindlich auf dünne Ton-steinschichten (Abb.2). Tonsteinschich-ten können als Spannungsbarriere fun-gieren und den Verlauf von Klüften be-einflussen oder sogar terminieren.Aus den Gelädeuntersuchungen gehthervor, dass die Bruchausbreitung vonder Schichtmächtigkeit und entschei-dend vom Materialkontrast der un-terschiedlichen Schichtpakete abhängt.Die Geländebeobachtungen zeigen, dassschon geringmächtige Lagen von Ton-stein viele Klüfte stoppen oder ihrenVerlauf ändern können (Abb. 3).Anscheinend aber entspricht die mecha-nische Schichtung nicht immer der sedi-mentären Schichtung, wie zum Beispielin Bad Karlshafen. Mehrere Schichten

können eine Einheit bilden und sich wieeine einzelne Schicht verhalten (Phil-ipp et al. 2005). Diese Klüfte sindgeothermischen Reservoiren von großerBedeutung, da sie zusammenhängendeBruchnetzwerke bilden können und zueiner erhöhten Permeabilität des Reser-voirs führen. Ein solches Bruchnetzwerkwürde in einem geothermischen Reser-voirgestein zu einem erwünscht hohenFluidfluss führen.Anscheinend aber entspricht die mecha-nische Schichtung nicht immer der se-dimentären Schichtung. So bilden imAufschluss in Bad Karlshafen mehre-re Schichten häufig eine Einheit, diesich wie eine einzelne Schicht bei derKluftausbreitung verhalten (Philipp etal. 2005). Diese Klüfte sind in geo-thermischen Reservoiren von großer Be-deutung, da sie zusammenhängendeBruchnetzwerke bilden und zu einererhöhten Permeabilität des Reservoirsführen können. Ein solches Bruchnetz-werk würde im Mittleren Buntsandsteinzu einer erwünscht hohen Permeabilitätführen.

Danksagung Wir danken der Deut-schen Bundesstiftung Umwelt für einPromotionsstipendium für C. Müller,sowie den Steinbruchbetrieben Bunkund Niemeyer für den Zugang zu denAufschlussflächen.

Literatur

Bachmann GH, Beutler G, Hagedorn H &Hauschke N (1999) Stratigraphie der Germa-nischen Trias. In: Hauschke N & Wilde V(Hrsg.). Trias - Eine ganz andere Welt. PfeilVerlag, München, S. 81–104

Philipp SL, Oelrich A, Müller C, Hoffmann S,Bartelsen T, Thäter D & Gudmundsson A(2006): Strukturgeologische Studien als Bei-trag zum Erfolg tiefengeothermischer Pro-jekte. (in diesem Band)

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Ibele & Behrmann TSK 11 Göttingen 2006

Philipp SL, Hoffmann S, Müller C & Gud-mundsson A (2005) Verringerung des Fün-digkeitsrisikos für tiefengeothermische Pro-jekte durch strukturgeologische Geländestu-dien und Numerische Modell. GeothermischeJahrestagung 2005, Unterschleißheim: 113–124

Deformation und Kinematikder Lechtal-Decke im nord-westlichen Rätikon, Nördli-che Kalkalpen (Vorarlberg,Österreich) Poster

Tobias Ibele1 Jan H. Behrmann1

Diese Arbeit beschäftigt sich mit demstrukturellen Bau und der tektonischenEntwicklung der Lechtal-Decke im nord-westlichen Rätikon am Westende derNördlichen Kalkalpen (NKA). Die Da-ten und Interpretationen beziehen sichzum Einen auf den gesamten Bereich derNKA im Rätikon westlich des Brand-nertals und zum Anderen auf ein detail-liert kartiertes Teilgebiet zwischen demsüdlichen Brandnertal und dem südli-chen Gamperdonatal. In- und außer-halb dieses Kartiergebiets konnten inAufschlüssen der Arosazone, die das lo-kale Unterlager der Nördlichen Kalkal-pen darstellt, kinematische Daten vonScherbändern erhoben werden. Auf derBasis der eigenen Arbeiten und publi-zierten Geologischen Karten der Regi-on (Allemann 1985, Heissl 1965) wur-de ein NW–SE-Profil durch das westli-che Rätikon konstruiert und bilanziert.Die Anlage des Profils erfolgte senk-recht zum Überwiegenden Streichen derGroßstrukturen die einen ausgeprägten1 Geologisches Institut, Universität Freiburg,Albertstr. 23B, D-79104 Freiburg

Schuppen- und Faltenbau zeigen. DasKartiergebiet enthält die gesamte Abfol-ge der Nördlichen Kalkalpen vom sky-thischen Buntsandstein bis zu den ober-kretazischen Kreideschiefern, sowie Ge-steine der Arosazone. Das Strukturin-ventar des Kartiergebiets zeigt eine vor-wiegend NW-gerichtete Vergenz in dentieferen Einheiten und eine vorwiegendN- bis NE-gerichtete Vergenz in den hö-heren Einheiten. Die beiden Domänenunterschiedlicher Vergenz sind durchden Horizont der karnischen Raibler-Schichten voneinander getrennt. Dabeiist in Bereichen, in denen die Raibler-Schichten größere Mächtigkeiten aufwei-sen der Vergenzkontrast zwischen prä-und postkarnischen Einheiten geringerals in Bereichen in denen die Raibler-Schichten stark reduzierte Mächtigkei-ten aufweisen.Die Strukturdaten der Arosazone imwestlichen Rätikon zeigen überwie-gend einen NW-gerichteten Transportdes tektonisch Hangenden. Im Nor-den, wo Arosazone die Nördlichen Kal-kalpen von Rhenodanubischem Flyschund nicht von der mittelpenninischenFalknis-Decke trennt, zeigt sich dagegenein NE-gerichteter Transport des tekto-nisch Hangenden. Da der Rhenodanubi-sche Flysch nach dem Mittelpenninikumüberfahren wurde (Frisch 1979, Ober-hauser 1995), zeigt sich hier möglicher-weise ein Wechsel der tektonischen Ver-kürzungsrichtung mit der Zeit von NWnach NE.Im Kartiergebiet wurden Raumdatenvon insgesamt 123 Harnischen aufge-nommen. Diese Daten wurden erst nachtektonisch sinnvollen Gruppen getrennt,und daraufhin eine Paläospannungsana-lyse mit der RDM (Right Dihedra Me-thod; Angelier & Mechler 1977) undder P/T-Achsen Methode (Marrett &

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TSK 11 Göttingen 2006 Ibele & Behrmann

Allmendinger 1990) durchgeführt. Bei-de Methoden ergaben im Wesentlichenähnliche Ergebnisse. Mit Ausnahme we-niger lokaler Abweichungen zeigen al-le Datensätze eine SE-NW gerichte-te Orientierung der größten kompressi-ven Hauptnormalspannung (σ1). Die er-mittelte räumliche Anordnung der dreiHauptnormalspannungen zeigt nur fürdie Daten aus der Arosazone eine über-schiebende Kinematik. Die Übrigen Da-ten zeigen abschiebende Kinematik. Dierelativ homogene Orientierung der Pa-läospannungsachsen weißt auf ein regio-nales Ereignis hin.

Die Profilbilanzierung wurde in zweiEinzelschritten vorgenommen: Eine spä-torogene Verkürzung des gesamten Pro-fils, und eine vorhergehende interne Ver-kürzung und Verschuppung der Nördli-chen Kalkalpen. Für den ersten Schrittwurde eine Einengung von 37% ermit-telt. Er reflektiert eine späte tektoni-sche Phase, die im Liechtensteiner Va-lorschtal Rhenodanubischen Flysch miteinschuppt und dem gesamten Profil dieGeometrie einer weitspannige Synformgibt. Im zweiten Bilanzierungsschrittwurden die einzelnen Schollen und in-nerhalb dieser das prä- und das post-karnische Gesteinspaket jeweils getrenntvoneinander bilanziert. Dabei wurdenverschiedene Verkürzungsbeträge zwi-schen 10% und 30% ermittelt. Die Bi-lanzierung musste für jede Scholle ein-zeln vorgenommen werden, da auf dendie Schollen trennenden Störungen grö-ßere Seitenverschiebungsbeträge anzu-nehmen sind. Die aus der Profilbilan-zierung ermittelten Verkürzungsbeträgenehmen entlang des Profils von Nordwe-sten nach Südosten ab. Auch die Über-einstimmung der entzerrten Zuständevon prä- und post-karnischen Einheitennimmt in diesem Verlauf ab. Der Grund

hierfür könnte in der nach Südosten zu-nehmenden Differenzierung in überwie-gend NW-gerichtete Einengung im prä-karnischen Stockwerk und mit der Zeitzunehmende Einengung in NE-Richtungnur im post-karnischen Stockwerk zu su-chen sein. Aus dem Befund einer mitder Höhe des tektonischen Stockwerkszunehmenden Rotation der Einengungs-richtung im Kartiergebiet folgt für denSE-Teil des Profils eine mit der Profilhö-he zunehmend senkrecht zur Profilebenegerichtete Einengungskomponente undsomit eine zunehmende Unmöglichkeitkorrekter Bilanzierung. Dieser zweiteBilanzierungsschritt reflektiert die früheKalkalpen interne Verkürzung und dieDeformation während der Überfahrungder Mittel- und Nordpenninischen Ein-heiten durch die NKA.Im Kartiergebiet zeigt sich eine Vergen-zänderung von NW nach NNE mit zu-nehmender stratigraphischer Höhe, ausden kinematischen Daten der Arosazonezeigt sich eine Vergenzänderung von Wnach NE mit der Zeit. Da der nordwest-liche Teil des bilanzierten Profils einebessere Übereinstimmung zwischen denunterschiedlichen stratigraphischen Ni-veaus zeigt als der Südöstliche, scheintdie NE-gerichtete Bewegung den nord-westlichen Teil des Gebirges ‚en-bloc‘,im Südöstlichen Teil aber nur die höhe-ren Einheiten erfasst zu haben.Zur späten tektonischen Phase gehörtdie Einschuppung des Rhenodanubi-schen Flyschs im Valorschtal, und dieBildung der Harnische im Rahmen eineskonvergent überschiebenden Regimes.Die gleichzeitige Bildung der weitspan-nigen Synklinalstruktur des Gesamtpro-fils und die dadurch verursachte Ankip-pung des in ihrem Südflügel befindli-chen Kartiergebiets führt möglicherwei-se dazu, dass eine aufschiebende Kine-

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Jähne & Freitag TSK 11 Göttingen 2006

matik der im Kartiergebiet vorgefunde-nen Harnische sich im heutigen Kartier-befund als überwiegend abschiebendeKinematik darstellt. Diese letzte Pha-se ist NW- bis N-gerichtet. Dafür spre-chen die dem Kartenbild entnommeneAufschlußgeometrie des eingeschupptenFlysches im Valorschtal und die ausden Harnischdaten ermittelte Orientie-rung der Paläospannungsachsen. Des-halb konnte das in NW-SE-Richtung an-gelegte Profil für diese tektonische Pha-se gut bilanziert werden.

Literatur

Allemann F (1985) Geologische Karte des Für-stentums Liechtenstein. 1:25.000. Hrsg.: Re-gierung des Fürstentums Liechtenstein. 1985.

Angelier J & Mechler P (1977) Sur une me-thode graphique de recherche des contraintesprincipales egalement utilisable en tectoni-que et en seismologie: la methode des diedresdroits. Bull Soc geol France, 19/6, 1309–1318

Frisch W (1979) Tectonic Progradation andPlate Tectonic Evolution of the Alps. Tec-tonophysics, 60, 121–139

Heissel W, Oberhauser R, Reithofer O, &Schmidegg O (1965) Geologische Karte desRätikon. Maßstab 1:25.000. Hrsg.: Geol.Bundesanstalt Wien, Wien 1965

Marrett R & Allmendinger RW (1990) Kine-matic analysis of fault-slip data. Journal ofStructural Geology, 12/8, 973–986

Oberhauser R (1995) Zur Kenntnis der Tekto-nik und der Paläogeographie des Ostalpen-raumes zur Kreide-, Paläozän- und Eozän-zeit. Jb. Geol. Bundesanstalt in Wien, 138/2,369–432

Remote Sensing Analyses ofNeotectonic Active Regionsin East-Kamchatka Vortrag

Fabian Jähne1 Ralf Freitag1

IntroductionThe tectonic history of the KamchatkaPeninsula is dominated by continuousaccumulation and amalgamation of ter-ranes with different origins, which weredelivered by convergence between thePacific plate and in former times, theKula plate against Eurasia (Freitag,2002). The Kronotsky and Cape Kam-chatka Peninsulas show that the colli-sion of terranes and the resulting tecton-ics are still important for major parts ofEast-Kamchatka. While the collision ofthe Kronotsky Peninsula is sorely influ-enced by the convergence of the Pacificplate, the Cape Kamchatka Peninsula isaffected by the collision of the AleutianArc with Kamchatka, what gives the op-portunity to compare two different pro-cesses that resulted in the amalgama-tion of terranes to Kamchatka.

Data, analyse methods & object ofworkIn this work, neotectonic structuresalong the east coast of Kamchatka wereanalysed in detail. The study areaincludes the Kronotsky Peninsula, theCape Kamchatka Peninsula and a partof the Kumroch Range that lies betweenthem (Fig. 2). The available remotesensing data (Landsat TM7, ASTER,SRTM) were examined by the analysisof lineaments, terraces (Fig. 1), spec-tral properties and drainage networksall over the study areas. The analyse1 Friedrich-Schiller-Universität Jena — Insti-tut für Geowissenschaften, Burgweg 11, 07749Jena

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TSK 11 Göttingen 2006 Jähne & Freitag

Figure 1: a.: detail image (Landsat TM7)of south-eastern Cape Kamchatka; b.: thisinterpretation of TM7 data show sedimen-tary fans which covers coastlines and ma-rine terraces. (R. Freitag)

methods were chosen on the basis oftheir applicability to neotectonic struc-tures and the available dataset. As noabsolute ages of the terraces are avail-able yet and because of the low reso-lution DEMs, only relative uplift couldbe determined for the study area. Theresult of all applied methods is a block-model of neotectonic active regions ofeastern Kamchatka.

Results of remote sensing analysisThe results indicate that the Kronotskyand Cape Kamchatka Peninsulas are re-lated to different neotectonic kinemat-ics (Fig. 2). Both are also moving rela-tively to the Kumroch Range. But theapplied analyses reveal that the style ofdeformation of the Kronotsky Peninsulahas more similarities with the Kumroch

Range as the Cape Kamchatka Penin-sula.The results of terrace analysis implythat the Cape Kamchatka Peninsula isdivided into several small parts with dif-ferent vertical movement. A major partof horizontal shortening on the CapeKamchatka Peninsula seems to be re-lieved in differential rock uplift along theeast coast. The lineament and terraceanalysis clearly show a segmentation ofthe peninsula. This segmentation ismainly caused by the impact of the Ko-mandorsky strike-slip zone, whose faultsform horsetail structures on Cape Kam-chatka (Fig. 2). To the south of thepeninsula the evidences for neotectonicactivity increase. The southern part ofthe peninsula differs in topography, aswell as in geology and the developmentof terraces from the northern and cen-tral parts of Cape Kamchatka. The neo-tectonics of Cape Kamchatka indicatethat it can be associated to the Aleu-tian Arc.The Kronotsky Peninsula seems to beless deformed by active tectonics thanCape Kamchatka. This Peninsula isprobably uplifted en bloc. Several largethrust faults along the west side of thePeninsula indicate the collision of theKronotsky-Terran with the accretionarywedge of East-Kamchatka (Fig. 2). Thecentral part of the Kronotsky Peninsulais displaced to the NW along strike-slipfaults and is interpreted to act as an ‘in-denter’. Young E–ENE striking linea-ments which occur in Neogene volcanics(Railway Ridge) in the NW of Kronot-sky are assumed to represent active dip-slip faults, which can be interpreted asRiedel shears with respect to the inden-ter. From this assumption an activediplacement of the indenter can be in-ferred.

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Jähne & Freitag TSK 11 Göttingen 2006

Figure 2: tectonic overview of eastern Kamchatka and the western Aleutian arc

The structure and uplift of the KumrochRange (Fig. 2), between the Kronot-sky and Cape Kamchatka Peninsulas, isinterpreted to result from the subduc-tion of the Pacific plate beneath East-Kamchatka. The Kumroch Range andthe submarine accretionary wedge are

dominated by NE-NNE striking thrustfaults. From the analysis of terraces itis suggested that this part of the Kum-roch Range is uplifted en bloc.

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TSK 11 Göttingen 2006 Jonas & Ranten

ReferencesFreitag R, Gaedicke C, Baranov B & Tsukanov

N (2001) Collisional processes at the junc-tion of the Aleutian-Kamchatka arc: Newevidence from fission track analysis and fieldobservations. Terra Nova 13: 433-442

Freitag R (2002) Inselbogenentwicklung imKamchatka — Aleuten Kreuzungsbereich.Dissertation, Scientific Technical ReportSTR02/09, GFZ Potsdam

Gaedicke C, Baranov B, Seliverstov N, AlexeievD, Tsukanov N & Freitag R (2000) Struc-ture of an active arc-continent collision area:the Aleutian-Kamchatka junction. Tectono-physics Vol. 325, 63-85

Jähne F (2005) Fernerkundliche Analyseneotektonisch aktiver Gebiete in Ostkam-chatka. Diplomarbeit, FSU Jena, Institut fürGeowissenschaften

Seliverstov N.I. (1998) Structure of the oceanfloor around Kamchatka and geodynamic ofthe Kuril-Kamchatka / Aleutian junctionarea. Nautchny Mir, Moscow, (in Russian)

The significance of fracturesin Europe Poster

Philipp S. Jonas1 Colin D. Ranten1

Analytical modelling of geological frac-tures is now at an exciting stage. Inview of the ever-mounting amount offracture data available, and the needfor a European overview of the stateof the art, we correlate fractures fromacross the continent. In order to achieverelevant and meaningful statistics, thedataset of millions of entries was down-sampled to filter out inadequate and ir-relevant values. The resulting data3 arethe object of this study. For each frac-ture there exist measurements on thestrike (s), dip (d), outcrop trace lengthor height (l) and aperture or thickness(a) (Fig. 1).1 Fractured Institute of Studies, 00007 Gutingi2 Institute of Near-Trivial Geological Studies,34587 Altenbrunslar 3 3 data

Figure 1: Measurement of the outcroplength l of data point 2 (see text)

The data are: 1) An earthquake fracture(formed in the June 17th earthquakeof M6.6 in the South-Iceland-Seismic-Zone) from a Pleistocene basaltic lavaflow near Eyvik, South Iceland (s 163, d90, l 30 m, a 0.47 m),2) a calcite vein from a horizon-tal outcrop of limestone layer (Blue-Lias-Formation, Lower Jurassic), Kilve,Somerset Coast, Southwest England (s095, d 73, l 2.1 m, a 0.0045 m), and3) a joint from a vertical section in aquarry in sandstone (Solling-Formation,Middle Buntsandstein, Lower Triassic)from Bad Karlshafen, Central Germany(s 166, d 90, l 0.48m, a 0.0025 m).All the fractures are extension fractures.Although there is still some discussionabout shear joints being sheared joints,but shear joints are shear nonsense.Whatever, the present fractures are ex-

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Jonas & Ranten TSK 11 Göttingen 2006

Figure 2: Meaningful presentation of ourdata. a) strike and dip density contours, b)scatter plot of aperture versus length)

tension fractures.Figure 2a shows the density contoursof the strike and dip measurements ina Schmidt-net stereo projection (equalarea, equatorial projection, lower hemi-sphere). The average fracture strike is141.33 (N38.67W), the average dip is84.33. From the strike direction we inferthe orientation of the minimum princi-pal compressive stress (maximum prin-cipal tensile stress), σ3, as being 51.33°.The average aperture (thickness) of thefractures is 0.159m; the average lengthis 10.86m.A scatter plot of aperture versus out-crop length (Fig. 2b) shows that thetwo variables are related to each other.Linear regression of the present data —with the aperture as the dependent vari-able y, the length as the independentvariable x — results in the equationy = 61.554x + 1.073. The coefficient

of determination is R2 = 0.998. Withsuch a high correlation coefficient thecorrelation must be significant (but wewould rather not run a statistical testwith so few data points). This meansthat 99.8% of the variation in apertureis linearly related to the variation in out-crop length, and only 0.02% of the datavariability cannot be explained by a lin-ear regression.We now use these data to calculatethe fluid overpressure that formed thesefractures (even if we do not know ifthey are hydrofractures, maybe theyare, maybe not; the earthquake fracturefrom Iceland probably isn’t, but whocares?). For a fluid-filled extension frac-ture modelled as a through crack thereis a nice equation to calculate the staticfluid overpressure (we don’t present theequation here; we have the solution, itwould not even be too long to print inthis abstract, but we are too lazy towrite all the symbols). And even if wedon’t care if the outcrop length is thecontrolling dimension, we still use thisequation. For Young’s modulus we usean average value of 79.157 GPa (basedon an uneducated guess) and for Pois-son’s ratio a value of 0.2497 (ditto).Using the average aperture and out-crop length presented above, we ob-tain an average fluid overpressure of617.99 MPa.From this overpressure we can infer thedepth to the source of the fluid thatformed these fractures. Using an in situtensile strength 579.7 kPa (yielding anupper limit for the excess pressure of thesource rock and one fourth of the maxi-mum differential stress), an average rockdensity of 2468 kg m−3 and an averagefluid density of 975.12 kg m−3 (some wa-ter, some oil, some gas) we obtain adepth of 42000.10 m below the present

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TSK 11 Göttingen 2006 Kenkmann

surface.This signifies that these fractures origi-nated at depths somewhat greater thanthat of Moho beneath Europe, that is,in the lithospheric mantle. Extrapolat-ing these significant results to the restof our planet, it follows that there mustthus be a lot of fluid in the mantle. Evenif extrapolation to the moon, other plan-ets, or beyond our solar system is maybenot valid, these results are not only sig-nificant but very important, and obvi-ously extremely interesting.

RemarksThis work is not funded by anyone.Who should care about this nonsense?Anyway, we like doing field work in thesunshine. This is why we selected lo-calities particularly in SW-England andIceland . . .We could have written this text in Ger-man. However, we felt that it soundsmuch more scientific in English, doesn’tit?The data presented here are originaldata from our field note books. Thecalculations are based on real equationsthat in fact are useful. The statis-tics and the conclusions presented here,however, are maybe not quite matchingany scientific standards.

The fate of sandstone duringimpact cratering: shock com-paction, cataclastic flow, andgranular fluidization Vortrag

Thomas Kenkmann1

Impact of solid bodies is the most funda-mental of all processes that have takenplace on the terrestrial planets in ourSolar system (Shoemaker 1977). OnEarth, impact cratering was the dom-inant geologic process during the pe-riod of the early heavy bombardmentuntil 3.8 Ga. A constant asteroid im-pact flux exists since that time. Al-though deformation of the crust by me-teorite impacts is now subordinate withrespect to tectonics, it represents animportant, but often underestimatedfraction of the bulk crustal deforma-tion. Short-term deformation duringhypervelocity impact events differs inmany respects from standard tecton-ics: Unique conditions exist at pres-sures above the so-called Hugoniot elas-tic limit (HEL) of a particular mineralor rock. This state of compression isreached in a shock wave that propa-gates from the point of impact. Shockwaves travel at supersonic velocity, heatand irreversibly deform the rock, andcause a residual motion of the mate-rial they have passed, which ultimatelyleads to the formation of parabolicallyshaped crater cavity of much larger ex-tent than the projectile diameter. Atpressure above the HEL minerals aresubjected to shock metamorphism. Forinstance, the HEL of quartz is in therange of 3–5 GPa, pending on crystal-lographic orientation. With increasing

1 Institut für Mineralogie, Museum fürNaturkunde, Humboldt-Universität Berlin,Invalidenstrasse 43, 10115 Berlin

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Kenkmann TSK 11 Göttingen 2006

shock pressure, quartz first displays re-duction in refraction indices and bire-fringence (10–35GPa). Localized amor-phization occurs in this pressure inter-val along certain crystallographic di-rections and leads to the formation ofso-called Planar Deformation Features(PDF) in which small stishovite crystalscan form. PDFs are among the mostimportant diagnostic features to provethe existence of ancient impact struc-tures. Above 35GPa quartz is com-pletely transformed to amorphous glasswhile keeping its initial shape (diaplec-tic glass). Clusters of coesite can growwithin this solid-state glass. Above50GPa quartz melted upon pressure re-lease, as indicated by the formationof schlieren and vesicles. Vaporiza-tion of quartz is completed at about100GPa upon pressure release (Stöf-fler & Langenhorst 1994). The vol-ume of rock affected by shock metamor-phism increases unproportionally strongwith increasing crater size. Since pres-sure decays with increasing distancefrom the point of impact, the zone ofshocked rock is surrounded by a zonein which deformation by strong pres-sure waves occurs without indicationsof shock metamorphism. Deformationproducts of this area comprise catacla-sites, monomictic and polymictic brec-cias, dikes, pseudotachylites, and vari-ously faulted and folded rocks. The pe-riod of deformation during initial com-pression, and the subsequent excavationflow and crater modification at ambientpressure is in the order of seconds tominutes, pending on crater size. How-ever, even in this short period the physi-cal boundary conditions for deformationchange in time and space and lead toa complex deformation path in whichreversals in motion direction are com-

mon. A general characteristic of de-formation during excavation is a radialsymmetric, divergent, outward and up-ward directed flow. This is followed byan inward directed, convergent flow thatdominates the gravity-driven crater col-lapse (Kenkman 2002). Here, the de-formation history of porous sandstoneduring impact cratering is presented.These rocks were investigated experi-mentally (Kenkman 2006), and in thedeeply eroded Upheaval Dome impactcrater, Utah (Kenkman 2003, Kenkmanet al. 2005). We can distinguish threestages of deformation: (i) deformationabove the HEL of quartz, (ii) defor-mation at confining pressure below theHEL, (iii) deformation at fluctuatingambient pressure during the excavationand modifications stage of the crateringprocess:

i) Porous rocks behave differentlyin shock waves with respect tonon-porous, dense rocks. Beforethe rock can be pervasively com-pressed, the pore space must col-lapse. Thus, a large amount ofshock wave energy is spent for com-paction prior to compression. Thisleads to reduced shock magnitudes,unusually high target heating, andmore rapid shock decay. Sincevolume and size of the crater de-pend on shock magnitude and thedecay in shock pressure with dis-tance, the resulting crater will besmaller than a crater in a denserock with the same bulk density.In weakly-shocked porous sand-stone (<10GPa) pore closure is ac-complished by brittle fracturing ofgrains, in moderately and stronglyshocked rocks, pore space collapseis accomplished by jetting, the ex-trusion of melted streams of hot

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TSK 11 Göttingen 2006 Kenkmann

SiO2 material into the pores (Kief-fer et al. 1976). PDF formation isrelatively rare in porous sandstone.Most of the shock metamorphosedrock volume will be ejected fromthe crater.

ii) At pressures below the HEL shockmetamorphism of quartz does notoccur. But the attenuated shockwave still provides a considerablepressure and initiates a cataclas-tic flow within porous sandstones.Distributed cataclastic flow is de-fined as a microscopically brittleprocess in which a material’s co-herence is reduced by pervasive mi-crocracking that affects the entirerock. The distributed cataclasticflow in the sandstones is initiatedby grain crushing, collapse of porespace, and subsequent intergran-ular shear. An important resultof the deformation at high confin-ing pressure is that the cohesivesandstone is transformed to a non-cohesive sand by pervasive, delocal-ized intergranular cracking. Hence,further deformation is controlled byfrictional properties rather than thefracture toughness of the rock.

iii) It is well-known that the strengthproperties of rocks are temporar-ily strongly reduced after the shockwave has passed through the rocks.Disturbances of the shock wave leadto strong residual seismic noise andvibrations behind a shock wave; aprocess which is called acoustic flu-idization (Melosh 1979). The basicidea of acoustic fluidization is thatseismic vibrations of grains, frag-ments, or blocks within the targetresult in fluctuations of the over-burden pressure, which leads to slip

events in periods of low pressuresand reduced frictional strength. Interms of rheology the fluidized rockcan be described with the prop-erties of a Bingham plastic mate-rial (Melosh & Ivanov 1999), whichis characterized by a linear vis-cous behavior after a yield strengthis exceeded. Deformation at suchfluctuating ambient pressures al-lows dilatancy and a rearrangementof grains in periods of unloading.Hence, the cataclastically deformedsandstones behave like unconsol-idated sand and most likely de-form in a pervasive granular flow.A macroscopic result of granularflow of sandstones during impactcrater collapse is the formationof large sandstone dike networks,which occur, e.g. in the center ofthe Upheaval Dome impact crater,Utah. These dikes show extremethickness variations, blind termina-tions and frequent embranchmentsat nodular-like points and indicatean almost complete loss of inter-nal coherence during deformation.Fluidized sandstone accommodatesspace incompatibilities that arisefrom the deformation of more com-petent target rocks.

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Die hydrogeologische Wirk-samkeit von Störungen amBeispiel des Talhof-Störungs-System (Ostalpen, Öster-reich) Poster

Eva Kiechl1 Robert Rabitsch1

Heiko Gaich1 Walter Kurz1

Gerfried Winkler2

In der oberen Kruste sind Störungszo-nen üblicherweise aus komplexen Netz-werken von diskreten Brüchen unter-schiedlicher Genese zusammengesetzt.Sie stellen daher meist maßgeblicheZonen bevorzugter unterirdischer Was-serwegigkeiten dar. Außerdem sind siesomit wesentlich für die hydrogeolo-gische Beurteilung von Gebirgskörpern,da massive Wassereinbrüche im Unter-tagebau sehr häufig an Störungszonengebunden sind.Solche Störungszonen zeigen für ge-wöhnlich eine räumlich-zeitliche Ent-wicklung vom Ausgangsgestein zu voll-ständig ausgeprägten Störungszonenmit einer internen strukturellen Gliede-rung (Protolith — damage zone — faultcore).Die hydraulische Bewertung von Stö-rungen ist ein wesentlicher Eingangspa-rameter für eine numerisch hydraulische1 Institute of Applied Geosciences, Graz,Austria 2 Joanneum Research, Institute ofWater Resources Management, Graz, Austria

Modellierung von Gebirgskörpern. Hier-für ist es notwendig das hydraulischeVerhalten und die Wirksamkeit der ver-schiedenen Bereiche der Störung zu be-schreiben und für die modellhafte Um-setzung mit hydraulischen Kenngrößenzu belegen.Das Ziel der Arbeit ist eine Korrela-tion von strukturgeologischen Parame-tern mit hydraulischen Parametern (kf ,T, . . . ). Dies kann als eine hydraulischeKalibration der einzelnen Störungsklas-sen in Verbindung mit Wasserdurchläs-sigkeit angesehen werdenFür eine Fallstudie wurde als Test-gebiet das Talhof-Störungssystem imNordostteil der Ostalpen (Semmering-Raxgebiet, Österreich) gewählt. Diesesubvertikale, ca. E–W streichendeTalhof-Störung zeigt links-lateralenVersatz und schneidet permo-triassischeSequenzen (Quarzite, Karbonate)der unterostalpinen Einheiten, wel-che den unteren Teil einer permo-mesozoischen Cover-Sequenz bilden.Im Untersuchungsgebiet zeigen sie einesub-vertikale Lagerung und streichenE–W bis NE–SW. Diese Gesteins-einheiten sind durch unterschiedlicheRheologie und daher unterschiedlichemDeformationsverhalten charakterisiert.Im bearbeiteten Bereich schneidet dieTalhofstörung die primäre Quarzit-Karbonatabfolge spitzwinkelig. Bruch-hafte Strukturen in den Karbonatensind charakterisiert durch die Bildungvon diskreten Brüchen (Scher-undExtensionsbrüche) und zementiertentektonischen Breckzien. Innerhalb derQuarzite ist der Protolith durch bei-nahe vollständige Auflockerung bis zurBildung von kohäsionslosen Kakiritengekennzeichnet.Kartierungen im Kleinmaßstab (Li-thologie, Bruchstrukturen), und die

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TSK 11 Göttingen 2006 Kiechl et al.

detaillierte Untersuchung repräsentati-ver Aufschlussbereiche (incl. der Auf-nahme von Scan-lines) geben De-tailinformationen über die Geometriedes Bruchsystems. Für die hydrauli-sche/hydrogeologische Auswertung undAnalyse werden in erster Linie dierichtungsgebundenen Kluftvolumina be-stimmt. Hierfür werden Kluftsystem-parameter wie Raumlage, Öffnung, li-nearer Durchtrennungsgrad sowie ku-mulative Öffnungsparameter (z.B. Auf-lockerung des Gebirges, relativer An-teil an Porenvolumen) u.dgl. aufgenom-men und mittels statistischer Metho-den (Clustering — hierarchisch, fuzzy c-mean) nach objektiven Kriterien ausge-wertet. Die Kakirite werden auch mit-tels labormäßige Porositätsmessungenuntersucht, um Rückschlüsse über Spei-cherverhalten und Durchlässigkeiten zuerhalten. Auf Basis dieser Daten kön-nen bestimmte Domänen definiert wer-den, denen jeweils spezifische hydrau-lische Wirksamkeiten zugeordnet wer-den kann.

Bei der statistischen Auswertung mussbesonders auf die in unterschiedlicherQualität und Maßstab vorliegenden Da-tensätzen zwischen den ober- und un-tertägig erhobenen und aufgenommenenParametern Rücksicht genommen wer-den. Ebenso muss ein gemeinsamerBewertungsschlüssel zwischen struktur-geologischer Gebirgsbeschreibung undhydrogeologischer Bewertung hinsicht-lich Konsistenz und Vergleichbarkeiterarbeitet werden. Dies ist vor al-lem notwendig, um geologisch erho-bene Parameter in bestehende hydro-logische/hydrogeologische Berechnungs-und Modellierungsverfahren zur Ermitt-lung von Speichervolumina und hydro-graphischen Einzugsgebieten einfließenlassen zu können.

Als Resultat der statistischen Auswer-tungen werden die Parameter in Grup-pen bzw. Klassen unterteilt. WeitereUnterteilungen bzw. Klassifizierungen,unter anderem in Hinblick auf unter-schiedliche Auswirkungen auf verschie-dene lithologische Einheiten, sind Be-standteile der statistischen Auswertung.In weiterer Folge werden die Ergeb-nisse der statistischen Auswertungen(objektiv) der subjektiven hydrogeolo-gischen Gesamtbeschreibung der Stö-rungen interpretativ gegenübergestellt.Zudem können die ermittelten hydrau-lischen Kennwerte den errechneten Po-rositäten und Kluftvolumina der Stö-rungen gegenüber gestellt und vergli-chen werden. Dies stellt auch einenwesentlichen Bearbeitungsschritt in derAusweisung hydrographischer Einzugs-gebiete in Festgesteinskörpern dar, daStörungen einen wesentlichen Einfluss inBezug auf deren Erstreckung und Aus-dehnung haben. In Verbindung mit hy-drologischen Daten (Wasserbilanz) sinddie somit wichtige zusätzliche Eingangs-daten für die Berechnung von Bergwas-serzutritten (Spitzenzutritte und Behar-rungsmengen) vorhanden.

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Klein et al. TSK 11 Göttingen 2006

Methodische Untersuchun-gen am Kreta-Detachment(Kreta, Griechenland): An-zeichen für eine alpidischeMetamorphose der Hangend-scholle Vortrag

Thomas Klein1 Gernold Zulauf1 JohnCraddock2 Johannes Glodny3

EinführungDie Insel Kreta bildet den südlichenRand der externen Helleniden, welcheüblicherweise in zwei Deckenstapel un-tergliedert werden: Die unteren Decken(Plattenkalk und Phyllit-Quarzit-Einheit) sind durch eine alpidischeHP-Metamorphose (Oligozän/Miozän)gekennzeichnet (Seidel et al. 1982, Joli-vet et al. 1996), welche im Hangendenbislang nicht nachgewiesen wurde. DieOberen Decken (i.w. Tripolitza- undPindos-Einheit) bestehen aus karbo-natischen Gesteinen und sind für einepetrologische PT-Abschätzung unge-eignet. Aufgrund des Gesteinshabituswurden sie als unmetamorph eingestuft.Schlußfolgernd wird der Kontakt derbeiden Stapel seit etwa zwanzig Jahrenals krustales Megadetachment (‚Kreta-Detachment‘) aufgefaßt (Jolivet et al.1996, Fassoulas et al. 1994, Kilias et al.1994), wobei Versatzbeträge von über100 km angenommen werden (Ring etal. 2001, 2001).Ziel dieser Arbeit ist es Gemeinsam-keiten und Unterschiede der unmittel-bar an das Detachment angrenzendenEinheiten herauszuarbeiten, um Rück-1 Johann Wolfgang Goethe-Universität, Sen-ckenberganlage 32–34, 60325 Frankfurt amMain 2 Macalaster College, Geol. Dept., St.Paul, 1600 Grand Ave., Mn 55105 3 GeoFor-schungsZentrum Postdam, Telegrafenberg C2,14473 Potsdam

schlüsse auf die tatsächliche Signifikanzder Störungszone zu ziehen.

MethodenEs wurden neben der röntgenographi-schen Bestimmung der Illitkristallini-tät (IK) zusätzlich Kalzitzwillinge zurTemperaturabschätzung herangezogen.Die IK wurde an luftgetrockneten Tex-turpräparaten mit standardisierter Be-legungsdichte ermittelt. Die Umrech-nung der gemessenen Halbhöhenbreitenerfolgte mittels CIS-Standardisierung(Warr und Rice 1994). Kalzitzwillings-Thermometrie (Burkhard 1993, Ferrillet al 2004) erfaßt im Gegensatz zur IKeher das Temperaturregime während ei-ner Deformation.Die Verformung der Gesteine ließ sichim Falle der Phyllit-Quarzit-Einheit E-Kretas mit der Rf/φ - und der (norma-lisieren) Fry-Methode quantifizieren.Um die Raumlage der prinzipiellenVerformungsachsen in Tripolitza- undPhyllit-Quarzit-Einheit zu rekonstruie-ren, wurde die statistische Orientierungder Kalzitzwillinge im geographischenReferenzrahmen probenweise erfaßt (n.Grohong 1972). Streß- und Strainellip-soid sind in bei fehlender Vorzugsori-entierung der Kalzite kongruent (Burk-hard 1993). Streßmagnituden wur-den mit dem Kalzitzwillingsintensitäts-Paläopiezometer nach Rowe und Rut-ter (1990) bestimmt. Die erzielten Ab-solutwerte für den differentiellen Stresserscheinen zwar zu hoch, sollten jedochuntereinander vergleichbar sein.

ErgebnisseDie Geländebefunde zeigen für E-Kreta,dass in beiden Einheiten bruchafte Ver-formung stattfand. Die basalen An-teile der Tripolitza-Einheit sind da-bei vollständig brekziiert. Auf Klasten

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TSK 11 Göttingen 2006 Klein et al.

der kataklastisch überprägten Phyllit-Quarzit-Einheit treten spröde Strie-mungen und Kalzitfaserminerale mitTop-SW Kinematik auf. Während dieTripolitza-Einheit in der Regel stei-le Abschiebungen, teilweise aber auchhorizontale Bruchflächen mit assoziier-ten Riedel-Scherflächen aufweist, tretenin den darunterliegenden triassischenRotsedimenten zudem E W streichen-de Dehnungsrisse, Abschiebungen (z.T.listrisch), Knickbänder, und N–S verlau-fende Streckungslineare auf.In W-Kreta konnten in den basalenAnteilen der Tripolitza-Einheit Top-WNW-Bewegungen nachgewiesen wer-den, womit die Streckungsfaser parallelzur den dortigen Faltenachsen verläuft.Die Brekziierung ist deutlich schwächer,das Gestein meist homogranular mi-krosparitisch. An der ProbenlokalitätFalasarna (W-Küste) kam es zum meta-morphen Wachstum von Hellglimmern.Da dies eine Ausnahme ist, ist der Me-tamorphosegrad der Tripolitza-Einheitam einfachsten mit den klassichen Me-thoden zur Intensitätsabschätzung ei-ner niedergradigen Metamorphose be-stimmbar.Deren Anwendung zeigt ebenfalls, dasseine schwachmetamorphe Überprägungder Tripolitza-Einheit vorliegt. Selbstdie Kalzitverzwillingung fand in beidenEinheiten etwa unter gleichen Bedin-gungen statt, wobei jedoch für einenGroßteil der kretischen Gesteine gilt,dass nur dünne Zwillinge auftreten, wiesie für Temperaturen weit unter 200°Ccharakteristisch sind.Speziell in E-Kreta erscheint die Phyllit-Quarzit-Einheit zudem auch diageneti-sche Anteile zu beinhalten, wobei dieTripolitza-Einheit hier anchizonale Be-dingungen erfuhr, was eine inverse Me-tamorphose impliziert. Die fehlende me-

tamorphe Überprägung im Liegendender Tripolitza-Einheit ist durch diesehr niedrige Illitkristallinitäten, niedri-gen Partikel- und Matrixstrain, durchKalzit- und Quarz-Mikrogefügen undrelativ hohe Differentialspannungen be-legt (vgl. Zulauf et al. 2002). Von einerretrograden Überprägung der Phyllit-Quarzit-Einheit im Zuge der Störungs-aktivität ist laut Jolivet et al. (1996) ab-zusehen.Deswegen sind Deckenbewegungen inE-Kreta die wahrscheinlichste Ursache.Das Vorhandensein einer jungen kom-pressiven Tektonik mit Deckenbewegun-gen wird aber vor allem durch die Tat-sache gestützt, dass dort unmittelbar imLiegenden der Tripolitza-Einheit Neoge-ne Anteile vorkommen, was mit keinemDetachment-Modell erklärbar ist (s.a.Fortuin 1977).In W-Kreta ist eine inverse Metamor-phose zwar nicht nachweisbar, dochauch hier erscheint der in der Lite-ratur postulierte Metamorphosesprungüberzogen, da sowohl in der Tripolitza-Einheit als auch in der Phyllit-Quarzit-Einheit anchi- bis epizonale Illitkristal-linitäten gemessen wurden.Die metamorphen Hellglimmer in W-Kreta zeigen zudem ähnliche Phengit-Gehalte, wie Gesteine der Phyllit-Quarzit-Einheit. Trotz des Fehlens ei-ner kritischen Paragenese ist dieses einHinweis auf unterschätzte Druckbedin-gungen. U.a. aufgrund sehr geringerKorngrößen gelang es nicht ein robu-stes Rb/Sr-Alter zu gewinnen. Die er-mittelte vier-Punkt Isochrone liefert mit19 ± 2, 5 Ma (MSWD = 9,8) jedochein Isotopen-Alter, welches den Ar-ArAltern der Phyllit-Quarzit-Einheit W-Kretas entspricht.Die Kalzitstrainanalysen zeigen, dass inTripolitza-Einheit und Phyllit-Quarzit-

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Klein et al. TSK 11 Göttingen 2006

Einheit im wesentlichen schichtparal-lele (subhorizontale) Einengung statt-fand, wobei vertikale Einengung eben-falls vorkommt. Die statistischen Mit-telwerte der Einheiten sind dabei nahe-zu identisch. Trotzdem deutet eine star-ke Streuung der Straintensoren auf einepolyphase Deformation unter einem sichänderenden Streßfeld hin.

Zusammenfassung und Schlußfol-gerungenKreta wurde in den zurückliegenden bei-de Dekaden als ein, im Rahmen derdurch roll-back der ozeanischen KrusteGondwanas induzierten Ägäischen Ex-tension exhumierter, ‚kalter‘ metamor-pher Kern-Komplex interpretiert. Da-bei wurde als wesentlicher Mechanis-mus der Exhumierung der kretischenHP-Gesteine ein Megadetachment un-mittelbar oberhalb der Phyllit-Quarzit-Einheit erwägt. Die vorliegenden Da-ten belegen jedoch einen wesentlichgeringeren Metamorphose-Sprung, wassich auch mit jüngsten Literaturda-ten deckt. In E-Kreta liegt sogar ei-ne inverse Metamorphose vor. Dabeiist festzustellen, dass der Zeitpunktder thermischen Überprägung in derTripolitza-Einheit mit den Abkühlal-tern der Phyllit-Quarzit-Einheit iden-tisch ist. Auch zeigen die Geländebefun-de nicht selten eine von den Literaturda-ten abweichende Kinematik unmittelbaram Störungskontakt.Die rezente Geländesituation ist damitwesentlich besser durch eine Tektonik zuerklären in der Kompression und Exten-sion einander abwechselten, es zwar zurExhumierung von HP Gesteinen kam,aber auch Krustenstapelung in kleine-rem Maßstab stattfand. Dabei sind we-der Magnituden noch die Raumlagender Hauptnormalspannungen in einem

hohen Krustenstockwerk für alle Lo-kalitäten auf Kreta identisch gewesen.Ein ‚Kreta-Detachment‘ kann damit we-der Ursache noch alleiniger Mechanis-mus der Exhumierung der HP-GesteineKretas sein. Offenbar ist die gesam-te Extension entgegen bisheriger Ver-mutungen viel stärker delokalisiert undverteilt sich über ein Netz von Stö-rungen innerhalb der Phyllit-Quarzit-Einheit. Die kataklastische Störungs-zone unmittelbar zwischen Tripolitza-und Phyllit-Quarzit-Einheit ist zumin-dest in E-Kreta durch Kompression ent-standen.

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Deformation of the OnapingFormation in the NE-lobe ofthe Sudbury Igneous Com-plex, Canada: Evidence forfold adjustment flow in thecore of a km-scale foldPoster

Christian Klimczak1 Ulrich Riller2

The synformal geometry of the 1.85 GaSudbury Igneous Complex (SIC), an im-pact melt sheet resulting from large-magnitude meteorite impact, attests topost-impact deformation. However, incontrast to the overlying Onaping For-mation, a heterolithic impact melt brec-cia, the SIC shows little evidence forpervasive ductile strain. This pertainsin particular to its NE-lobe character-ized by a curvature of about 100° inplain view. This curvature has been in-terpreted either as a fold or as a primaryfeature. In order to test these scenarios,a detailed structural analysis was con-ducted in the core of the NE-lobe, whichconsists of rocks of the Onaping Forma-tion.Structural measurements and litholog-ical observations made at a total of700 stations collectively led to the con-struction of a detailed structural map ofthe Onaping Formation in the NE-lobe.The map displays a non-systematic foldpattern evident by individual units ofthe Onaping Formation, which frombottom to top are known as the Basal,the Grey, the Green and the Black Mem-bers. The fold pattern of these unitsis characterized by elongate domes andbasins, the axes of which trend ap-proximately NE–SW. These axes are1 Freie Universität Berlin, Institut für Ge-ologische Wissenschaften, Malteser Strasse74-100, D-12249 Berlin 2 Humboldt-Univer-sität Berlin, Institut für Mineralogie, Invaliden-strasse 43, 10115 Berlin

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Koehn et al. TSK 11 Göttingen 2006

collinear to the uniformly SW-dippingplanar mineral shape fabrics suggestingthat the formation of these fabrics is ge-netically related to that of the domesand the basins. Near km-scale struc-tural discontinuities, which in the fieldand digital elevation models are evidentby their strong gradients in topography,the strike of the mineral fabrics gener-ally matches that of the discontinuities.In terms of scale and structures devel-oped, deformation of the Onaping For-mation in the core of the NE-lobe is,therefore, highly heterogeneous.Based chiefly on the shape-preferredalignment of metamorphic minerals, theintensity of shape fabrics was visuallyestimated. Fabric intensity is strongestat the top of the Onaping Formation butdecreases dramatically towards its con-tact with the SIC. This intensity gradi-ent corresponds well with the size of ma-trix minerals as well as with granitoidand metasedimentary fragments, whichincreases toward the base of the Onap-ing Formation. Apart from this litholog-ically controlled correspondence, shapefabric intensity is maximal in the cen-tral portion of the NE-lobe and, alongwith the axial-planar geometry of theplanar mineral fabrics, attest to gener-ation of the NE-lobe be folding of theSIC around a south-westerly plungingaxis. During such folding, deformationof the mechanically less competent On-aping Formation was accomplished het-erogeneously, evident by the highly vari-able fold geometry and shape fabric in-tensity. Such heterogeneous deforma-tion is typical for fold-adjustment rockflow in fold hinge zones of mechanicallymore competent rocks, i.e., the SIC.

Die dynamische Entwicklungvon Styloliten Vortrag

Daniel Koehn1 François Renard2

Renaud Toussaint3 Jean Schmittbuhl3Cees Passchier1

Stylolite sind raue Lösungssäume, diesich in einer großen Zahl von natürli-chen Gesteinen bilden. Sie werden häu-fig verwendet um die Kompaktion vonsedimentären Becken abzuschätzen unddie Hauptspannungsrichtung zu finden.Allerdings sind die meisten Beschrei-bungen von Styloliten qualitativ undwir wissen nicht viel über ihre dyna-mische Entwicklung und den Einflussder Spannung auf die Entwicklung derRauhigkeit. Wir präsentieren numeri-sche Simulationen mit deren Hilfe wirdie dynamische Entwicklung von Stylo-liten untersuchen und erforschen, wel-chen Einfluss Heterogenitäten, Oberflä-chenenergien und Spannungen auf dieEntwicklung der Rauhigkeit haben. Diemeisten numerischen Simulationen wer-den mit dem Programm Elle durchge-führt, wobei ein Partikelnetzwerk fürelastische Interaktionen verwendet wirdund das Auflösen mit einem thermo-dynamisch/kinetischen Ansatz gerech-net wird. Wir vergleichen diesen dis-kreten Ansatz mit einer analytischen li-nearen Herleitung und einem Kontinu-umsansatz, der eine Langevin Gleichungfür das Auflösen eines heterogenen elas-tischen Mediums im Kontakt mit ei-ner Flüssigkeit verwendet. Die Ergebnis-se der numerischen Simulationen wer-den mit der Statistik von natürlichen1 Tectonophysics, Institut of Geosciences, Uni-versity of Mainz, Becherweg 21, 55099 Mainz,Germany 2 LGIT-CNRS-Observatoire, Uni-versité J. Fourier BP 53, F-38041 Grenoble,France 3 IPG Strasbourg, UMR 7516 CNRS,5 Rue Descartes, F-67084 Strasbourg Cedex,France

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TSK 11 Göttingen 2006 Kouankap

Styloliten verglichen. Wir zeigen, dassElastische- und Oberflächenenergien einAbflachen der Fläche bewirken, was be-weist, dass Heterogenitäten die Rau-higkeit hervorrufen. Die durchschnittli-che Höhe des Styloliten wächst mit ei-nem Wachstumsexponenten von 0.6, sodass das Wachstum mit der Zeit lang-samer wird. Oberflächenenergie und ela-stische Energie produzieren zwei ‚selbst-ähnliche‘ also pseudo-fraktale Bereiche.Die Oberflächenenergie dominiert imMikrobereich mit einem Rauhigkeitsex-ponenten von etwa 1.0 und die elasti-sche Energie im Makrobereich mit ei-nem Exponenten, der kleiner 1.0 ist (0.8bis 0.5). Im elastischen Bereich werdendie Stylolite wegen des kleinen Expo-nenten flacher, je größer der Bereichist, den man betrachtet. Die charakteri-stischen ‚Stylolitzähne‘ entwickeln sichnur im elastischen Bereich. Der Wech-sel vom Bereich der Oberflächenener-gie zum Bereich der elastischen Energieist bestimmt durch einen Schnittpunkt,der von dem absoluten Wert der Span-nung abhängt, so dass Stylolite viel-leicht als Spannungsindikatoren verwen-det werden können.

Textures in mylonitised gran-ite from Banefo area in thecentral part of the CameroonCentral Shear Zone (centralAfrica) — Kinematics andgradian deformation indica-tors Poster

Nono Gus D. Kouankap1

The North Equatorial Panafrican beltis constituted by orthogneissified meta-morphic and magmatic sets linked totectonometamorphic events of the neo-proterozoic orogeny. This belt whoseformations are situated in the North ofthe congo craton is divided into threedistinct geodynamic domains: a south-ern domain, a northern domain and acentral domain. The deformation andmetamorphism relationships are a func-tion of the different geodynamic do-mains of the belt.The central domains, to which belongsthe Banefo region, is affected by largestrike-slip faults among which is the cen-tral cameroonian shear zone. This do-main is marked out by numerous syn-tectonic granitoids. At Banefo (NEBafoussam, West Cameroon), thosemassifs are mainly constituted by my-lotinised orthogneisses and granites ofvarious degrees. The country rock ismade up of gneiss and amphibolite. Inthe Banefo massifs, the orthogneiss isthe least deformed petrographic unit.It shows a heterogranular granoblas-tic texture with a mineral assemblageformed by quartz, K-feldspars, biotite,etc., within the orthogneiss, remains ofmagmatic fluidality can still be observedmarked by feldspar megacrystal.1 Université de Yaoundé I, Départe-ment des Sciences de la Terre, BP : 812Yaoundé-Cameroun

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Kouankap TSK 11 Göttingen 2006

Figure 1: C/S/C′ structure

Field observations reveal a net progres-sion of the intensity of deformation oforthogeisses to ultramylotinised gran-ites having an identical chemical com-position as the orthogneisses. The my-lonitisation is marked by a reductionin grain size, in the percentage of themegacrystals of feldspars and by theflattened, elongated and stretched formsof minerals, with the main ones includ-ing:

• orthoclase, which is present as elon-gated crystals with sigmoidal andelliptical shapes, with oblique fis-suration planes at the long axes ofthe mineral;

• quartz which is in the form ofrubans and xenomorphic stretchedcrystals;

• biotite which is less abundant, withcrystals disposed parallelly at theborders of orthoclase clasts, thelatter showing shadow zones withquartz grains.

The organization of those minerals inthe rock forms the S/C′ structure whoseidentification in the field permitted todetermine the sinistral trend of theshear movement.

Figure 2: S/C′ structure

These S/C′ structures evolve with theintensity of the deformation; from theorthogneisses where they are observed,they pass to mylonites sensus strictowith S/C/C′ structures (Fig. 1) and fi-nally to the ultramylonites where oneobserves the S/C′ structure in whichC is parallel and confused with S(Fig. 2). The gradian of the deforma-tion is marked by stretched crystals ofquartz, by the reduction of the sizesand proportions of feldspar megacrys-tals. This has implications at the levelof orthogeissification of structures, re-duction of the angle between S and C,the increase in the density of C and theappearance of the C′ plane, such that inthe ultramylonites, S is almost parallelto C and the angle between C and C′

attains its maximum.

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TSK 11 Göttingen 2006 Kouankap

Neotectonic markers in thePanafrican belt formations ofCameroon: elements of inter-pretation and their environ-mental impacts Poster

Nono Gus D. Kouankap1

The North equatorial Panafrican Belt,whose Cameroonian formations aredated between 650 and 400 millionyears, and which are located in theNorth of the Congo Craton, is subdi-vided in to three major geodynamic do-mains: a north Cameroon domain, acentral Cameroon domain and a southCameroon domain. These major do-mains are generally, particularly thecentral domain, affected by great strike-slip faults in which the most importantare the central cameroonian shear zoneand the Sanaga fault.Studies that establish the order of oc-currence of geological events, generallyperformed in these domains and partic-ularly at Banefo area (West Cameroon)reveal markers of recent tectonics (postpanafrican) that affect the granitogneis-sic basement. They include:

i) pseudotachytes observed in the re-gions of Yaoundé, Tibati, Edea,and Banefo (Fig. 1);

ii) Net and fresh stries of movementobserved on the quartzofeldspathicinjections sampled in some faults inthe Banefo locality (Fig. 2).

The impact of the repeated action ofthis fault on the environment is ex-pressed by:

• the fissuration of the tarred roadat the level of the Banefo road cut,

1 Université de Yaoundé I, Départe-ment des Sciences de la Terre, BP : 812Yaoundé-Cameroun

Figure 1: pseudotachylites

in the same direction as the majorfractures of this locality;

• the crumbling of gneissified massifsin the Banefo Region in 1955, pre-ceeding a series of local minor earthtremors;

• fissuration, in parallel directions, ofhouses in some urban areas of theYaoundé town; capital of the Re-public of Cameroon (Fig. 3);

Figure 2: Stries of movement.

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Kouankap & Sylvestre TSK 11 Göttingen 2006

Figure 3: Fissurations of the houses.

• the most recent regional earthtremor (March 2005) recordedalong the Sanaga Fault, which wasregistered right at Yaoundé situ-ated 70 km away from the fault.

The tectonic processes that occur in theNorth Equatorial Panafrican belt sincethe end of panafrican orogeny (400 My)to the present day can be explained inthe context of the neotectonic processes.The causes of the neotectonics, accord-ing to Ngako (1999), might be due tothe processes of progressive peneplana-tion of the Panafrican reliefs by erosion,thus controlling the mechanism of iso-static rising of the crust/mantle inter-face from the end of the orogeny.The genetic link existing between thepseudotachytes and the seismic faultscoupled with the recorded minor earthtremors make the geotectonic environ-ment of these areas a non-aseismic one,and for this reason, a particular atten-tion should be focussed in the study ofthose major accidents in order to pre-dict, monitor and take the necessarymeasures to minimize the consequences

of an eventual natural seismic catastro-phe in this environment which seemsaseismic.

A new practical and econom-ical technique for the obten-tion of high quality thin sec-tion photographs with thehelp of a simple optical mi-croscope Vortrag

Nono Gus D. Kouankap1 GannoSylvestre1

Microscopic study is an indispensablestep in the determination of the pet-rographic characteristics of rocks. InCameroon just like in most developingcountries, simple polarizing microscopesof the 20th Century constitute the onlyavailable material for macroscopic stud-ies. A major difficulty encountered inthe use of these instruments resides inthe realisation of photographs of the dif-ferent parts of the thin section that re-quire illustrations. The technique thathas been used upto now has been inef-ficient and unsatisfactory. Faced withthis recurrent situation, we thought ofsetting up a new, semi-modern, practi-cal and very economical technique forphotographing the thin section.The setup that has existed till presentday consists of an ‘Euromex’ microscopewith eyepiece fixation plates (removableeyepiece plate). The principle consistsof removing the eyepiece plate and thenfixing a second one which is speciallyconceived, for, it bears a metallic tube

1 Université de Yaoundé I, Départe-ment des Sciences de la Terre, BP : 812Yaoundé-Cameroun

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TSK 11 Göttingen 2006 Kouankap & Sylvestre

on which can easily be connected an ar-gentic or classical camera, that is, usingfilms. Once the camera is connected, thepart of the thin sections to be filmed iscarried out through a fastidious set upstep of the image, for, it is the eye pieceof the camera that is used rather thanthat of the camera; the zoom of the cam-era is fixed. Once the setup of the imageis over, room light has to be eliminatedso as to avoid any influence on the qual-ity of the films. Moreover, the source oflight of the microscope should neitherbe too low, nor too sharp, because onthis factor strictly depends the qualityof the photographs. All these problemssuppose that, for the realisation of goodquality photographs, it is better to pro-ceed at night while putting off all roomlights (electricity).However, after having thoroughly re-spected all the above constraints andobligations related to light, it is veryrecurrent that after having realised thepictures, one still obtains empty nega-tives during the process of development.This is because the camera was unableto fix a single image. As a result, in or-der to increase the chances of obtainingimages, several photographs are usuallytaken on one single section, while mod-ifying the intensity of the light sourceafter each film. With this technique,we succeeded in obtaining few imageswhose quality was highly denatured bylight. The few images were then later onscanned so as to have a numerical ver-sion. It should however be noted herethat due to the low resolution powerof the scanner, the exact nature of theoriginal photograph is no reproduced.Finally, mediocre to poor quality pho-tographs are obtained.This method, which is long, fastidiousand expensive, is a serious obstacle in

the progress of most research works ofgeologists in third world countries. Thisis because is not only a time consum-ing technique, but also a non-reassuringone. The final product is only lightlysatisfactory. Because of the above con-straints, it was necessary to revolution-ize the method.Faced with the persisting difficulties,the establishment of a new technique ofmicroscopic photography was then en-visaged The setup is based on the po-larizing microscope, a numerical cameraand an adapter.

• the polarizing microscope can ei-ther monocular or binocular;

• the adapter is a hollow cylinder ora plastic cylinder whose diameteris greater than that of the objec-tive of the numerical camera, withits hight varying between 3 and 5cm. The adapter should also havea diameter which is slightly greaterthan or equal to that of the eyepieceof the microscope. The adapterplays the role of extension of theeyepiece thereby facilitating move-ments (translational movements) ofthe zoom (objective) of the camera.

• numerical cameras of all sorts canbe used so long as their objectiveshave diameters which are close tothat of the eyepiece of the polariz-ing microscopes.

The principle consists to:

• Place the thin section on the min-eral plate and chose suitable sec-tions to be filmed

• fix the adapter on the eyepiece ofthe polarizing microscope

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Kouankap & Sylvestre TSK 11 Göttingen 2006

• insert the zoom (objective) ofthe numerical camera inside theadapter

• Progressively move the camera sothat the light source from theeyepiece of the microscope shouldpasse inside the objective of thecamera (coincide the objective ofthe camera with the eyepiece of themicroscope.

• Once the previous step is properlydone, the zone of the thin sectionto be filmed will be seen on thescreen of the numerical camera. Atthis point in time, the zoom can bereadjusted for the best quality pho-tograph to be obtained.

The advantages are:

• the section to be filmed is visible onthe screen of the camera;

• after filming, the photo is immedi-ately observable and if its qualityis not very good, it is possible tocancel the picture and to repeat theprocess on the same zone of the thinsection;

• the pictures obtained are of veryhigh quality and directly transfer-able to a computer without fur-ther scanning, as in the previouscase, for the various manipulations.Moreover, with the aid of modernsoftware programs, it is possible toimprove the quality of those imagesin the computer.

• The method is relatively easier,faster and cheaper.

However, the only obstacle or inconve-nience encountered in the new techniqueresides in the determination of the scale

of the photographs. This is because it isdifficult to determine the rate of enlarge-ment or reduction of the camera’s objec-tive as well as that of the computer. Inorder to overcome the obstacle, the fol-lowing steps have been proposed:

• On each section to be filmed,choose a given mineral, mark itand measure its dimensions withthe help of the graduations on thecrossed nicols. The obtained valueis termed initial dimension (Di) orreal dimension.

• After computer processing andprinting of the photographs, themarked minerals are then measuredagain and the obtained value istermed final dimension (Df ).

• The scale of the photo is the ratioof the real dimension to the finaldimension E = Di/Df

The proposed method enables to obtainhigh quality photographs, but, it how-ever remains rudimentary, for it requiresmuch skills and manipulations. More-over, the polarizing microscope does notoffer durable observations; it will be nec-essary to construct a more practical andless expensive microscope on which isincorporated a numerical camera thatwill meet up with the expectations ofall. Thus, microscopic observations willbe carried out for longer periods of time(because the light will no longer exhaustthe eyes with time) and in groups, thuspermitting constructive discussions.

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TSK 11 Göttingen 2006 Krumbholz et al.

Fluidtransport entlang vonStörungen und Klüften imGebiet des Hengill-Vulkans,SW-Island Poster

Michael Krumbholz1 NadineFriese1 Steffi Burchardt1 AgustGudmundsson1

Das Holozäne Hengill-Vulkansystemliegt in der aktiven WestvulkanischenZone in Südwestisland. Es beinhaltetden Hengill-Zentralvulkan, der sich süd-lich des Sees Thingvallavatn befindet,und ist eines der aktivsten geothermi-schen Systeme Islands (Abb. 1). Dieaktuelle Spreizungsrate in der Westvul-kanischen Zone liegt zwischen 3 und7 mma−1 bei einer Subsidenzrate von1 mma−1 (Tryggvason 1982; La Feminaet al. 2005). Das Hengill-Vulkansystemist 60–70 km lang und zwischen 5 und10 km breit. Strukturgeologisch wird dasGebiet von großen NNE-streichendenAbschiebungen dominiert.Der Hengill-Vulkan selbst liegt in derNähe des Tripelpunktes zwischen derReykjanes-Halbinsel, der Westvulkani-schen Zone und der SüdisländischenSeismischen Zone. Diese besondere plat-tentektonische Konfiguration ist eineder Ursachen für die sehr hohe seismi-sche Hintergrundaktivität. So wurdenallein in dem Zeitraum zwischen 1994und 1998 mehr als 80.000 Erdbeben klei-ner Magnitude im Gebiet um den Hen-gill registriert (Vogfjord et al. 2005).Ungefähr die Hälfte davon zeigte Herd-flächenlösungen, die auf Abschiebungenund auf Seitenverschiebungen zurückzu-führen sind. Die Seitenverschiebungenbilden in diesem Gebiet ein konjugier-tes System von NNE-streichenden dex-

1 Geowissenschaftliches Zentrum Göttingen,Goldschmidtstraße 3, 37077 Göttingen

Abbildung 1: Das geothermische KraftwerkNesjavellir im Hengill-Vulkansystem. DieAbschiebungen im Hintergrund streichenN30°E.

tralen und ENE-streichenden sinistralenStörungen. Die andere Hälfte der Erdbe-ben fand vorzugsweise in Hochtempera-turgebieten statt und zeigt Herdflächen-lösungen, die charakteristisch für Exten-sionsversagen verursacht durch zirku-liernde geothermale Wässer sind (Foul-ger 1988).Das Hauptziel dieser Untersuchung ist,das Verständnis für die Bruchentwick-lung und die Fluidtransportmechanis-men im Hengill-Gebiet zu verbessern.Dieses Verständnis ist notwendig, umrealistischere Modelle über den Fluid-transport in den geothermischen Fel-dern erstellen zu können und um bes-sere Prognosen über ihre Lebensdau-er zu ermöglichen. Weiterhin soll derKenntnisstand über den Einfluss vonWässern auf Erdbebenentstehung un-tersucht werden, da in diesem Gebietdie meisten Erdbeben durch Fluidüber-druck ausgelöst werden.Für diesen Zweck wurden mehr als2000 Klüfte, 1000 Mineralgänge und 29großskalige Abschiebungen am Hengill-Vulkan gemessen (Abb. 2). Die großenAbschiebungen, die eine Grabenstruk-tur bilden, streichen im Mittel N30°E.

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Krumbholz et al. TSK 11 Göttingen 2006

Abbildung 2: Stereographische Projektion(untere Hemisphäre) von A) 2044 Klüftenand B) 972 Mineralgängen. Die Kluftscha-ren sind senkrecht und parallel zum Ver-lauf der Grabenstruktur. Die Hauptscharder Mineralgänge streicht NE–SW, wäh-rend die untergeordneten Gangscharen E–W streichen bzw. subhorizontal liegen.

Der gemessene vertikale Gesamtver-satz über diese 29 entlang eines Pro-fils gemessenen großen Abschiebungenbeträgt mehr als 1200 m. Die Klüf-te im Untersuchungsgebiet besitzenzwei Hauptrichtungen. Eine Kluftscharstreicht parallel (NE–SW) zum Hengill-Vulkansystem während die zweite Kluft-schar genau senkrecht (NW–SE) da-zu ausgerichtet ist. Die NE–SW ver-laufenden Klüfte wurden bevorzugt vonden zirkulierenden geothermalen Wäs-sern als Leiter benutzt und liegen heutezum großen Teil als Mineralgänge vor.Diese Kluftschar wurde bevorzugt von

den Wässern benutzt, da sie senkrechtzur maximalen Zugspannung, also senk-recht zum örtlichen Spreizungsvektor,ausgerichtet war. Zusätzlich zu dieserNE–SW streichenden Schar von Mine-ralgängen haben sich zwei untergeord-nete Gangscharen entwickelt. Eine vonihnen streicht E–W und fällt nach Sü-den ein, die zweite Schar ist subhorizon-tal. Da die E–W streichenden Mineral-gänge nicht mit dem regionalen Span-nungsfeld erklärt werden können, wärees möglich, dass sie mit dem konjugier-ten System von Seitenverschiebungen inZusammenhang stehen. Dieses Systemvon Seitenverschiebungen ist vermutlichdie Ursache für die häufigen Erdbebenim Gebiet des Hengill-Vulkans.

Literatur

Foulger GR (1988) Hengill triple junction, SWIceland, 2. Anomalous earthquake focal me-chanisms and implications for process withinthe geothermal reservoir and at accretiona-ry boundaries. J. Geophys. Res. 93, 13507–13523

La Femina PC, Dixon TH, Malservisi R, Ár-nadóttir T, Sturkell E, Sigmundsson F &Einarsson P (2005) Geodetic GPS measure-ments in south Iceland: Strain accumulationand partitioning in a propagating ridge sy-stem, submitted to JGR

Tryggvason E (1982) Recent ground deformati-on in continental and oceanic rift zones. Con-tinental and Oceanic Rifts, Geodynamic Se-ries, 8, 17–29

Vogfjord KS, Hjaltadóttir, S & Slunga, U(2005) Volcano-tectonic interaction in theHengill region, Iceland during 1993-1998.Geophys. Res. Abstracts 7, EGU05-A-09947

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TSK 11 Göttingen 2006 Kühn & Austrheim

Metastability and HP meta-morphism at fluid deficientconditions, an example fromthe Bergen Arcs (WesternNorway) Poster

Alexander Kühn1 Haakon Austrheim2

In the Lindæs Nappe, Bergen ArcsWestern Norway, Precambrian gran-ulites facies anorthosites (P<10 kbars,T=800°C) and their Caledonian eclogite(P<17 kbars, T=700°C) and amphibo-lite facies equivalents alternate on me-ter scale. It has recently been sug-gested by Camacho et al. (2005) that thegranulite facies anorthosites, remainedat low temperatures (350°C) and wereonly locally heated to 700°C and reactedto eclogites by spasmodic hot fluids.This is in contrast to previously pub-lished models (Austrheim 1987) wherethe fluid-triggered mineral reactions ina terrain that was at 700°C duringthe Caledonian Orogeny. In the lat-ter model the dry granulites metastablysurvive the Caledonian HP/HT meta-morphic event at 425 Ma.In pristine granulites, occurring adja-cent (less than 1m distance) to the com-pletely eclogitised parts, visible Cale-donian metamorphism is very limited.Reactions are confined to local (15mwide kyanite, zoisite, garnet and K-feldspar aggregates and feathery inter-growth of K-feldspar and zoisite growingon plagioclase-plagioclase grain bound-aries. In addition 0.1 to 0.5mm thickcoronas are observed around spinel andcorundum that is embedded in pla-gioclase (Fig. 1). During progres-1 Institut für Geowissenschaften, Becher-weg 21, Universität Mainz, D-55099 Mainz,Germany 2 Physics of Geological Processes(PGP), University of Oslo, PO Box 1048 Blin-dern, 0136 Oslo, Norway

Figure 1: Eclogite facies garnet-omphacite-kyanite corona around spinel/corundumembedded in a plagioclase groundmasswithin an otherwise unreacted granulite fa-cies anorthosite. The grain boundaries be-tween plagioclase grains show tiny growthof K-feldspar and kyanite.

sive reaction/fluid availability these re-action rims (coronas) become thickerand change their mineral assemblagefrom garnet, omphacite, kyanite to om-phacite, amphibole, kyanite. In addi-tion to these changes, plagioclase trans-forms to an increasing amount of fine-grained zoisite and phengite needles.The little H2O needed to facilitate thesetransformations is provided from thebreakdown of primary hydrous phaseslike scapolite and hornblende that aretypically found in the granulites.Based on the above described texturaland chemical characteristics (e.g. the oc-currence of omphacite and garnets richin Alm and Grs component, distinctlydifferent to the granulite facies mineralcompositions), that can be observed inthe most pristine granulites we suggestthat these coronas and can be assignedto the Caledonian metamorphism. Thisin turn means that also the least re-acted granulites record the same P–Tconditions as are recorded in the ad-jacent eclogites but not the same fluid

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Kühn et al. TSK 11 Göttingen 2006

conditions. The little water needed tobalance the zoisite formation on the mi-cro scale can be balanced by the break-down of hydrous primary phases (horn-blende and scapolite). These ‘granulitefacies’ anorthosites remained fluid de-ficient compared to their fully equili-brated eclogite facies equivalents. Fluiddeficiency and meta-stability at meta-morphic conditions as recorded by thenearby eclogites explain the observedclose occurrence of granulites and eclog-ites.The granulites from the eclogitised ar-eas in the Lindæs Nappe contain suf-ficient amounts of fluid to record thehigh-pressure event on the microscale.However, these signs of metamorphismare easily miss-interpreted as of lowergrade origin. Extending our observa-tions to a completely dry bulk composi-tion it is inferred that such a rock willmiss all signs of the Caledonian meta-morphism and that the first metamor-phic mineral assemblage will first formwhen fluid is introduced.

References

Austrheim A (1987) Eclogitization of lowercrustal granulites by fluid migration throughshear zones. Earth and Planetary ScienceLetters 81, 221–232

Camacho A, Lee JKW, Hensen BJ & BraunJ (2005) Short-lived orogenic cycles and theeclogitisation of cold crust by spasmodic hotfluids. Nature 435, 1191–1196

Oligocene emplacement ofthe Eclogite Zone of the cen-tral Tauern Window, EasternAlps, Austria Poster

Alexander Kühn1 Johannes Glodny2

Uwe Ring3

The EZ is an approximately 20 km longand 2–3 km wide coherent unit of theTauern Window in the Eastern Alps. Itis sandwiched between the Venediger-and the Glockner Nappe. While rocksin the EZ experienced HP metamor-phic conditions (24 kbar/650°C), rocksfrom the underlying Venediger Nappeand the overlying Glockner Nappe onlyrecord lower alpine metamorphic condi-tions with peak pressures not exceeding10 and 8 kbar, respectively. While meta-morphism in the EZ is well dated withan average age of 31.5±0.7 Ma (Glodnyet al. 2005) the final emplacement ofthese different nappes is still under de-bate.Thrusting of the EZ on top of theunderlying Venediger Nappe is docu-mented by top-N shear-sense indicatorsin carbonaceous mica schists and my-lonites from the Dorfertal. The inter-nal structure of the EZ is characterizedby N-vergent folds at the 100m to kmscale. Fold axial planes are moderatelyto steeply dipping. The upper boundaryof the EZ at its contact with the Glock-ner Nappe is characterized by blueschistto greenschist facies carbonate bearingmylonites. Stretching lineations in theENE-striking mylonites dip on average20° to the ENE indicating sinistral shear1 Institut für Geowissenschaften, Becher-weg 21, Universität Mainz, D-55099 Mainz,Germany 2 GeoForschungsZentrum Pots-dam, Telegrafenberg C2, D-14473 Potsdam,Germany 3 Department of Geological Sci-ences, University of Canterbury, Christchurch8004, New Zealand

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TSK 11 Göttingen 2006 Laukamp & Angerer

with a slight extensional component.Two carbonate mylonites from the Dor-fertal, (samples EIS 14a and 14b; cal-cite, dolomite, muscovite, paragonite,tourmaline and rare garnet) yieldedRb/Sr mineral isochron ages between30.5 ± 0.8 Ma and 29.1 ± 0.5 Ma, in-terpreted to date the final thrust em-placement of the EZ above the Venedi-ger Nappe. The youngest ages are ob-tained from the most fine-grained mus-covites in these mylonites, which are fur-ther characterised by particularly highSr concentrations. This may be dueto a change of the Sr partition coeffi-cient between carbonate and muscoviteduring progressive deformation and co-eval decompression, related to the arag-onite to calcite phase transition. ARb/Sr mineral isochron age of 31.4 ±0.4 Ma from a mafic schist from the baseof the Glockner Nappe (Seekopfscharte,sample EIS11) directly above the EZdates blueschist facies metamorphismand sinistral shearing within the Glock-ner Nappe. Rb/Sr data from carbonate-dominated mylonites (sample EIS 6; cal-cite, dolomite, muscovite, rare amphi-bole and epidote), marking the upperboundary of the EZ in the Timmeltalprovide a deformation age of 31.2 ±0.7 Ma.Our data indicate that top-N thrust-ing at the base and large-scale fold-ing of the EZ was coeval with sinistralstrike-slip faulting at its upper bound-ary and eclogite-facies metamorphismin the EZ. The data also indicate thattoday’s nappe architecture must havebeen established in less than 2 Ma af-ter the eclogite facies metamorphism inthe EZ. Very fast exhumation of the EZwas accomplished in a transpressionalsetting, which might explain why the ex-posed EZ is such a small unit.

References

Glodny J, Ring U, Kühn A, Gleissner P &Franz G (2005) Crystallization and veryrapid exhumation of the youngest Alpineeclogites (Tauern Window, Eastern Alps)from Rb/Sr mineral assemblage analysis.Contributions to Mineralogy and Petrology149, 699–712

Eo-Alpine imbrication ofMiddle Austroalpine units inthe Gurktal Alps, Carinthia— questioning the existenceof the Upper AustroalpineMurau Nappe Poster

Carsten Laukamp1 Thomas Angerer1

Structural analysis of Paleozoic Middleand Upper Austroalpine (MAA, UAA)units of the Gurktal Nappe Complex(GNC) in combination with electron mi-croprobe analyses of multiphase gar-nets reveal a complex Variscan and Al-pidic tectonometamorphic evolution ofthe GNC. Our study is focussed on theUAA ‘Murau Nappe’ and its tectonictransition to the MAA respectively tothe overlying UAA Stolzalpen Nappe.The ‘Murau Nappe’ may rather be in-terpreted as a major zone of imbricatethrust slices of the underlying and over-lying units than a distinct nappe.The tectonometamorphic evolution ofthe MAA and UAA units in the GNCcomprises the following events:

i) D1: pre-Alpine (Variscan), anchi-zonal to greenschist-facies meta-morphism of the MAA (40Ar/39Ar-ages on micas of the western GNC

1 Geologisch-Paläontologisches Institut, Uni-versität Heidelberg, Im Neuenheimer Feld 234

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Laukamp & Angerer TSK 11 Göttingen 2006

about 315–310Ma; Neubauer et al.1999),

ii) D2: after subduction of the North-Penninic ocean thrusting of theAustroalpine units during Creta-ceous times west- to northwest-wards over the North-Penninic andHelvetic units,

iii) D3: Paleogene movement of thruststo the north/northwest (v. Gosen1989), and

iv) syn- to post-D3: transition ofthe N–S-compressional regime toE–W-extension, causing sliding ofthe extruding wedge of the Mur-alps from the Tauern Windoweastwards towards the Pannon-ian Basin (Ratschbacher et al.1991a,b) from Eocene/Oligocene toMiddle Miocene times.

The ‘Murau Nappe’ (Stohwasser1947/1956) was postulated because oftwo Mesozoic units (Stangalm respec-tively Pfannock unit) separating thenappe from the underlying MAA andoverlying Stolzalpen Nappe. The oc-currence of Mesozoic units, however, islocally restricted; therefore the ‘MurauNappe’ as a distinct thrust unit is notconfirmed yet.The analyses on spessartine-rich gar-nets indicate upper greenschist-faciesto epidote-amphibolite-facies in thephyllitic micaschists and epidote-amphibolite-facies in the phyllites,which are presumably related to thepre-Alpine peak-metamorphism. Thecarbonate dominated suite (MurauLimestones) displays conditions ofhigher greenschist-facies and has beentectonically imbricated between theoverlying phyllitic micaschists and theoverlying phyllites during D2.

The Stolzalpen Nappe lacks Variscanductile structures (v. Gosen 1989).During the Eo-Alpine orogeny theStolzalpen Nappe overthrusted theMAA and the direction of movementchanges from top-NW (syn-D2) to top-E/NE (syn-D3). A NW- to SW-dippingpenetrative cleavage (S3) is attributedto the late phase of the Eo-Alpineorogeny (D3) and is a ubiquitous featureof all MAA- and UAA-units in the cen-tral Gurktal Alps. Linked to D3 is a ret-rogressive overprint (diaphthoresis) ofthe MAA and ‘Murau Nappe’ under lowto high greenschist-facies conditions.The Stolzalpen Nappe is not affected bythis retrogression. The boundary ‘Mu-rau Nappe’ and Stolzalpen Nappe ap-pears to be transitional with respect tolithology and metamorphic grade. Lo-cally a tectonic boundary is defined bychloritoid-bearing quartzitic mylonites(Angerer et al. 2000), indicating athrust zone, with lower greenschist fa-cies metamorphosis.Except for the Murau Limestones acontinuous metamorphic gradient fromMAA to the Stolzalpen Nappe was es-tablished during the Eo-Alpine orogeny.The Murau Nappe appears as a con-tinuous shear zone, incorporating lessdeformed imbricate slices of the Mu-rau Limestones. No discrete tectonicboundary between MAA and ‘MurauNappe’ has been observed in the centralGNC.The results of our study lead to a rein-terpretation of the ‘Murau Nappe’ as amajor shear zone generated during theEo-Alpine thrusting of the StolzalpenNappe over the MAA. Concerning thecentral GNC we conclude, that the ge-netic term ‘Murau Nappe’ for the lowerUAA unit between MAA and StolzalpenNappe is not valid. Instead, its reinter-

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TSK 11 Göttingen 2006 Laukamp et al.

pretation as a major shear zone (‘Muraushear zone’), genetically belonging tothe MAA, generated during Eo-Alpineoverthrusting of the Stolzalpen Nappe,is favoured. The Mesozoic Stangalmunit is interpreted as a local sequenceimbricated during the northward move-ment of the MAA units.

References

Angerer T, Laukamp C & Leonhard A (2000)Strukturgeologische Untersuchungen in denTeileinheiten des Gurktaler Deckensystems(Ostalpen) und seines Kontaktes zum Mit-telostalpin. Terra Nostra 2000/5: 4–5

v. Gosen W (1989) Gefügeentwicklungen,Metamorphosen und Bewegungen der os-talpinen Baueinheiten zwischen Nockgebietund Karawanken (Österreich). GeotektForsch 72, pp 247

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Structural control of fluidflow on a carbonate plat-form margin: an examplefrom the Otavi Mountain-land, Namibia Vortrag

Carsten Laukamp1 Volker Petzel2

Thilo Bechstädt1

Fault inversion and alteration influencefluid pathways over the period of de-formation and thereafter. Relationshipsbetween the formation and site of oredeposits can be established if the stagesof deformation can be linked to spe-cific hydrothermal events. In orderto find new indications on the gene-sis and distribution of known and even-tual further base metal mineralisationin the Otavi Mountainland (OML) innorthern Namibia, we started a cement-stratigraphic and detailed structural in-vestigation.The OML is positioned in the north-eastern part of the Damara belt, onthe northern tip of a foreland fold andthrust belt. The ENE-trending belt innorthern central Namibia results fromthe pan-African collision of the Congowith the Kalahari Craton. The pan-African tectonic evolution of the OMLis summarised in Fig. 1. Sedimen-tary lithologies in the OML consist ofthe Neoproterozoic Damara sequencewith the siliciclastic and volcanoclasticNosib Group at the bottom, overlainby the Otavi Group carbonates and themolasse-like Mulden Group. Depositionproceeded from Cryogenian to late Edi-acaran or early Cambrian (Frimmel etal. 2004, amongst others).

1 Geologisch-Paläontologisches Institut, Uni-versität Heidelberg, Im Neuenheimer Feld 2342 Geological Survey of Namibia, 1 AviationRoad, Windhoek, Namibia

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Laukamp et al. TSK 11 Göttingen 2006

Figure 1: Tectonic evolution of the OML(ages after Frimmel et al. (1996), Frimmel(2004), Goscombe et al. (2004), Haack andMartin (1983), Haack et al. (1980), Hoff-mann et al. (2004))

The present study focuses on the north-western OML, southwest of the miningtown of Tsumeb. The dominating struc-ture in this area is the NW-SE strikingGuinas Fault. The Guinas Fault is ashear zone that divides an area, whichis different in sense of stratigraphic fea-tures, the grade of pre-, syn- and post-Damaran deformation and the type andgrade of mineralisation. The northernarea is enriched by Cu-rich base metalsulphides, whereas the southern area isalmost barren.The carbonate successions in the GuinasFault area are part of the Tsumeb Sub-group (upper Otavi Group, lithozonesT4–T8). North of the Guinas Faultthe massive dolomites of the Hütten-berg Formation (T6–T8) are uncon-formably overlain by conglomerates andsandstones of the lower Mulden Group.South of the Guinas Fault T6 and lower

T7 show almost the same stratigraphy,but instead of the laminated dolomites,there are thin laminated and thick bed-ded limestones with intercalated massflow breccias. Total thickness of theT7 in the south is about 600 m, butin the north only about 35 m (Petzel,1993). This huge difference in thicknesscould either be caused by (1) tectonicnappe stacking in the south, (2) lateralfacies change obliterated by the thrust-ing or (3) due to growth faulting duringthe deposition of the Hüttenberg Forma-tion. Mass flow breccia lenses embed-ded in the laminated limestones of theT7 lithozone exist only southwest of theGuinas Fault. Clasts of carbonate sed-iments from the northeastern area areenclosed in the mass flows. Restrictedto the northeast there are algal reefspointing to shallow marine conditions,whereas the mass flows and the darklimestones and shales might have beendeposited at a slope just south of theGuinas Fault. Therefore the origin ofthe Guinas Fault as a growth fault alongan unstable slope at the southwesternmargin of a carbonate platform is pos-sible. Similar growth faults have beenreported from the central OML.

Differences in the deformation southand north of the Guinas Fault are evenbigger. South of the Guinas Fault ourstudy examined a wide range of Dama-ran deformations. Bedding parallel firstcleavage S1 is marked by thin chert lay-ers, which are isoclinal folded aroundan NW–SE axis. The second cleav-age cuts S1 and small scale thrustsand nappe stacking evolve. Thereforenappe stacking is evident south of theGuinas Fault, but only on a minorscale and tectonic thinning of the lime-stone units might have partly neutral-ized the greater thickness of the stacked

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TSK 11 Göttingen 2006 Laukamp et al.

Figure 2: transect of the Guinas Fault andthe upper Tsumeb Subgroup (HüttenbergFm., T6–T8); not to scale

T7-litho-units. A major lateral facieschange is not likely, because the smalldimension of thrusting is not sufficientto obliterate the major facies change.The hanging wall of the Guinas Faultitself is a thrust horizon, which is madeup of a highly silicified oolitic dolomite.Silification happened in a late stage oreven after the main phase of the north-eastward thrusting (D2) along this hori-zon.A transect through the Guinas Fault(Fig. 2) shows a displacement of the car-bonates of the upper Tsumeb Subgroup(T6–T8, Hüttenberg Formation) alongthe Guinas Thrust. The carbonates arethrusted over the Mulden siliciclastics,indicating that the thrusting is of anEarly Cambrian age developed duringD2. Karst pipe structures, filled byMulden siliciclastics, are common hostsfor mineralisation in the northern OML,like the Tsumeb Pipe, which is deformedby Damaran tectonics. Karstificationdown to the middle Tsumeb Subgroupoccurs preferred at fractures, which arerelated to the syn-D2 folding event. TheGuinas Fault has been involved againduring the late Damaran uplift (D3), asminor normal faulting along the floorthrust of the silicified thrust horizon canbe referred to D3.

Applying our data to the base metalmineralisation in the northwesternOML, we find implications for theformation and alteration of ore bodies.Deposition of primary base metalmineralisation has started at the latestduring the deposition of the lowerMulden siliciclastics (ca. 580-540Ma)and before the peak metamorphism ofthe Damaran orogenesis in the OML(ca. 535 Ma). Ages of around 530Ma(Kamona et al. 1999) may indicate anupper age of the primary mineralisationor its syn-Damaran remobilisation(Fig. 1). Adequate conduits for min-eralising fluids could have been theGuinas Fault/Thrust itself, strati-graphic horizons of higher porosity inthe Tsumeb Subgroup and karst struc-tures in the upper levels (Fig. 2). In alater stage of the Damaran orogenesis(Fig. 1) hydrothermal fluids could havemoved along these pathways to the areanorth of the Guinas Fault, whereas thedistribution to the south was preventedby the syn-D2b silicified Guinas Thrusthorizon that acted down to the lowerTsumeb Subgroup as a dam for theascending fluids (Fig. 2). The resultis a highly-deformed, almost barrenarea in the south, the inverted GuinasGrowth Fault and the silicified GuinasThrust Horizon in the center and theless deformed Uris-Tsumeb-miningarea with all the base metal sulphidedeposits, as a precursor for furthersupergene Cu- and V-enrichments inthe north.

References

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Leiss & Ullemeyer TSK 11 Göttingen 2006

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Neue Perspektiven der Tex-turanalytik von Gesteinenmit konventioneller Röntgen-beugung Poster

Bernd Leiss1 Klaus Ullemeyer2

Technische Entwicklungen und verbes-serte Messmethoden haben in den ver-gangenen 15 Jahren in der Gesteinstex-turanalyse zu einer zunehmenden Nut-zung vor allem der Elektronen- undNeutronenbeugung geführt. Dabei istdie Anwendung der Röntgentexturana-lyse in der Geologie in den Hinter-grund getreten. Neue technische Optio-nen dieser Methode, wie sie zum Bei-spiel für die Qualitätskontrolle in der Si-liziumchipherstellung entwickelt wordensind, haben noch keinen Eingang in dieGesteinstexturanalyse gefunden. Stehtdie volumenbezogene Gesamttexturana-lyse im Vordergrund, so hat die Rönt-genbeugung spezifische Vorteile. Gegen-über der Elektronenbeugung am Raster-elektronenmikroskop (Backscatter Elec-tron Diffraction) ist keine aufwendigeProbenpräparation notwendig und eskann ein wesentlich größeres Probenvo-lumen erfasst werden. Gegenüber derNeutronenbeugung ist die Röntgenbeu-gung wesentlich kostengünstiger und diezur Verfügung stehende Messzeit ist imPrinzip unbeschränkt.Nachteile der Röntgentexturanalysesind die notwendige Messdatenkorrek-tur aufgrund der Defokussierung desMessstrahls im Verlauf der Messung(Ullemeyer & Weber 1994), die unterUmständen schlechte Auflösung bezüg-lich Gitterabstand d, und das gegenüberder Neutronenbeugung wesentlich ge-1 Geowissenschaftliches Zentrum Göttin-gen, Goldschmidtstraße 3, 37077 Göttingen2 Geologisches Institut, Universität Freiburg,Albertstr. 23B, 79104 Freiburg

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TSK 11 Göttingen 2006 Leiss & Ullemeyer

ringere messbare Probenvolumen. DieAnwendung der Röntgentexturana-lyse war daher klassischerweise aufmonophase und feinkörnige Gesteinebeschränkt.Um diese Nachteile der Röntgentex-turanalyse kostengünstig zu minimie-ren, wurde für die Abteilung Struktur-geologie und Geodynamik des Geowis-senschaftlichen Zentrums der Universi-tät Göttingen ein neues Röntgentex-turgoniometer auf der Basis von neuentwickelten standardisierten Bauteilenfür die Gesteinstexturanalyse individu-ell konfiguriert und die Messdatenaus-wertestrategie angepasst:

• Glasfaserkapillaren (Polykapillare)ermöglichen eine Parallelisierungdes Primärstrahls auf einen ma-ximalen Durchmesser von 7mmbei nur geringem Intensitätsver-lust. Damit ist ein vergleichswei-se großes Probenvolumen in kurzerZeit messbar

• die hohe Strahlintensität erlaubtin Kombination mit entsprechen-den Kollimatoren auf der Sekun-därseite trotz kurzer Messzeiten ei-ne hohe d-Wert-Auflösung

• eine zusätzliche Kreuzblende aufder Sekundärseite erlaubt die Ver-kleinerung des Messstrahls unddamit individuelle Strahlgeometri-en bei spezifischen Fragestellungen(z.B. Messung lokaler Texturen)

• ein in X und Y verfahrbarer Pro-bentisch erlaubt Translationsbewe-gungen, um das genutzte Proben-volumen zu erhöhen, lokale Textu-ren automatisiert innerhalb eines100 × 100 mm großen Rasters zumessen, oder mehrere Proben nach-einander automatisch zu messen

• der Probentisch erlaubt Probengrö-ßen mit bis zu 20 cm Durchmesserund 24 mm Höhe

Durch diese erweiterten Anwendungs-möglichkeiten der Röntgentexturanaly-tik auf grobkörnigere und/oder polymi-neralische Gesteine und die lokale Tex-turanalyse per Rastermessung, sowiedie gleichzeitige Erhöhung des Proben-durchsatzes werden wesentlich umfang-reichere Datensätze erzeugt. Des Weite-ren hängt die Qualität der resultieren-den Polfiguren stark von der zuverläs-sigen Korrektur des Defokussierungsef-fekts ab. Die bewährte empirische Kor-rektur mit Hilfe regelloser Pulvermes-sungen soll beibehalten werden, denn sieerlaubt auch die Korrektur von Korn-formeinflüssen, die z.B. bei Polfigur-messungen an Schichtsilikaten bei sehrkleinen Streuwinkeln erheblichen Ein-fluss haben (Ullemeyer & Weber 1994).Auch kleinere Justierungsfehler beimProbeneinbau können unter Umstän-den nachträglich korrigiert werden. Dader Defokussierungseffekt von mehre-ren Parametern abhängt (Strahldimen-sionen, Streuwinkel, Kornformanisotro-pie), muss für routinemäßige Korrektu-ren eine umfangreiche Datenbank zurVerfügung stehen. Aufgrund der schnel-len und automatisierten Messungen istdie Erstellung und Aktualisierung derDatenbank unproblematisch.Mit Hilfe von Texturmessungen senk-recht zueinander stehender Schnittlagenist die Güte der Defokussierungskorrek-turen sehr gut abschätzbar: bis zu ei-nem Kippwinkel von 70° ist die Korrek-tur unproblematisch und je nach Anfor-derung an die Messung oft bis 80° hinrei-chend genau. Die hier nur im Reflexions-modus messbaren experimentelle Rönt-gentexturpolfiguren sind jedoch generellunvollständig. Um vollständige Polfigu-

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Letourneur & Gudmundsson TSK 11 Göttingen 2006

ren zu erzeugen gibt es zwei Herange-hensweisen:

i) ist erkennbar, dass in den Ausfalls-bereichen keine wesentlichen Tex-turinformationen enthalten sind(Bereiche unter ein mal die Gleich-verteilung), lassen sich fehlende Da-ten durch Extrapolation berechnen

ii) die Daten aus drei senkrecht zuein-ander stehender Schnittlagen wer-den kombiniert.

Da alle bekannten Programme für diequantitative Texturanalyse mit unvoll-ständigen Polfiguren umgehen können,kann alternativ auf die Vervollständi-gung der Polfiguren verzichtet werden.Die dann erforderliche größere Zahl anEingabepolfiguren kann aufgrund derGeschwindigkeit der Messungen leichtgewonnen werden.Die Kombination neuer Messoptionenaufgrund weiter entwickelter technischerKomponenten mit optimierten Korrek-turfunktionen und der vergleichswei-se kostengünstige Betrieb erweitern dieAnwendungsmöglichkeiten der an sichkonventionellen Röntgentexturanalytikenorm und ermöglichen damit auch dieBearbeitung neuer Fragestellungen inden Geowissenschaften. Bezüglich dernutzbaren Probenvolumina bewegt sichdie Röntgentexturanalytik in der vorge-stellten Konfiguration im mmbis cm-Bereich und steht damit zwischen derElektronen (µm bis mm)- und Neutro-nenbeugung (cm-Bereich). Die Röntgen-texturanalytik sollte bei entsprechen-den Texturanalyseanforderungen wiederstärker berücksichtigt werden.

Literatur

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re measurements. In: Textures of Geolo-gical Materials (eds. Bunge et al.), DGMInformationsgesellschaft-Verlag, Oberursel,pp 83

Asymmetrical deformationof the Piton de la Fournaise(Réunion Island) summitcone Poster

Ludovic Letourneur1Agust Gudmundsson1

Piton de la Fournaise (Réunion Island)is an active basaltic shield volcano in thesouth-western part of the Indian Ocean.The activity consists essentially of lavabeing issued from two rift zones close tothe summit cone. The summit cone hasbeen monitored since 1980 by the OVPF(Volcanological Observatory of Piton dela Fournaise). Geodetic data and radarinterferometry show a systematic asym-metric pattern of deformation associ-ated with all the N–S trending eruptivefissures (Briole et al. 1998, Sigmundssonet al. 1999).The asymmetric deformation has beeninterpreted in various ways. The twomain models proposed are (1) east-ward dip of the dykes, based on in-version of data provided by radar in-terferometry (Sigmundsson et al 1999),and (2) the existence of a free bound-ary in the east part of the volcano. Thesecond model allows the accommoda-tion of dykes by eastward displacements,whilst the western part of the volcanois supported by the existing Piton desNeiges (Lénat et al., 1989). However,1 Department of Structural Geology and Geo-dynamics, Geoscience Centre, University ofGöttingen, Germany

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TSK 11 Göttingen 2006 Letourneur & Gudmundsson

Figure 1: Numerical model showing the displacement triggered by the injection of anoverpressured dyke (1MPa) in the summit cone of an asymmetric volcano. Unit = 1 km

no displacements occur along the east-ern coastline of Piton de la Fournaise.The only parts of the volcano affectedby deformation are the rift zones andthe summit cone. Moreover, geodeticdata provided by the new real-time GPSnetwork show that there is an asymmet-ric deformation of the summit cone priorto eruption (Staudacher 2005). The de-formation itself seems to be related topressure increase in the magma cham-ber. Absence of permanent displace-ments during periods of rest (such as1992–1998) (Briole et al. 1998) sup-port this link between magmatic pres-sure and deformation.

Here we complement previous deforma-tion studies by the results of several nu-merical models that aim at understand-ing the internal processes resulting indeformation of the volcano. We inves-tigate the influence of different parame-ters such as the topography and the lat-eral mechanical heterogeneity revealedby gravimetric data and seismic data.We are able to obtain an asymmetric

deformation as resulting from (1) theasymmetric topography of the volcano,and (2) the existence of a pluton underthe Plaine des Sables area. The asym-metric topography can explain the ma-jor part of the asymmetric deformation,whilst the existence of pluton beneaththe Plaine des Sables area arrests thepropagation of deformation in the west-ern part of the volcano.Our models explain the large featuresof the asymmetric deformation observedduring eruptions at Piton de la Four-naise Volcano. Vertical and lateral het-erogeneities are very important for un-derstanding the deformation. In thecase of Piton de la Fournaise Volcano,absence of deformation on the otherparts of the volcano, especially thelower eastern part, whilst the upperpart shows much deformation, impliesthat stresses concentrate primarily inthe eastern flank.

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Liebl et al. TSK 11 Göttingen 2006

References

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Effect of crystallography andtemperature on the devel-opment of quartz high-anglegrain boundaries in metamor-phic rocks Poster

Christoph Liebl1 Boriana Kuntcheva†1

Jörn H. Kruhl1 Karsten Kunze1

Grain boundary migration during dy-namic recrystallization of quartz resultsin grain boundary suturing of variousextent. The geometry of the suturedboundaries is affected not only by tem-perature, strain rate, finite strain and1 Tectonics and Material Fabrics Section,Technische Universität München, D-80290München, Germany 2 Geologisches Institut,ETH Zürich, CH-8092 Zürich, Switzerland† Boriana Kuntcheva, 8.10.1971–9.11.2004

Figure 1: Thin-section outline (right) andorientation image map (OIM) (left) for partof the measured area, obtained as resultof the combined beam/stage EBSD mea-surements; confidence index >0.2; step size5micrometer; boundary levels: 15°.

differential stress, but also by internalproperties such as the defect distribu-tion and crystallographic orientations.Consequently, the grain boundary ge-ometry may provide information aboutthese conditions and properties.In continuation of a previous study(Kuntcheva et al.) the complete crys-tallographic orientation of quartz grainboundaries was measured, based ona combination of electron backscatterdiffraction (EBSD) and universal-stage(U-stage) measurements. For this pur-pose a sample of granite from the north-ern Aar Massif (Central Alps, Switzer-land) was taken, deformed at tempera-tures up to 300–350°C at the end of theLepontine event of the Alpine Orogene-sis. The former magmatic quartz partlyrecrystallized dynamically to grains ofca. 50–100 micrometer diameter, withweakly sutured grain boundaries show-ing no curved but always straight seg-ments (Fig. 1) as typical for quartzgrain boundaries in metamorphic rocks(Kruhl & Peternell, 2002). In addition,at grain boundary triple junctions thedihedral angles generally deviate from120 degree. These observations indicateanisotropy of grain boundary energies.The measurement of the Aar Massif

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TSK 11 Göttingen 2006 Liebl et al.

Figure 2: Frequency distribution of quartz grain boundaries (inverse pole figure, Schmidnet, upper hemisphere). Each grain boundary is represented with respect to the crystal-lographic system of both neighbouring grains and, consequently, occurs in two differentorientations. For comparison, low-index planes of quartz are indicated. Left: 3320 mea-surements from a quartzite from the Barrow metamorphic zones of the Scottish High-lands, deformed during increasing temperatures up to mid-amphibolite facies conditions.Contour intervals = 0.5× uniform distribution, starting at 1. Modified after Kuntchevaet al.. Right: 6288 measurements from a granite from the northern Aar Massif (Cen-tral Alps, Switzerland), deformed at temperatures up to 300–350°C. Contour intervals =0.25× uniform distribution, starting at 1.

granite sample by combined EBSD/U-stage methods led to 3144 quartz grainboundary segments, the orientation ofwhich was calculated with respect toboth neighbouring grains so that a fi-nal data set of 6288 segment orienta-tions was achieved. In accordance withKuntcheva et al. the segments do notoccupy preferred low-index or coinci-

dence site lattice orientations with re-spect to both neighbouring grains, i.e.,they do not represent special bound-aries. They preferentially occupy rhom-bohedral, trapezohedral and bipyrami-dal positions, i.e. positions in a ca. 30–50 degree girdle to the c-axis, however,to a less extent than the quartz ana-lyzed by Kuntcheva et al. The strongest

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Liebl et al. TSK 11 Göttingen 2006

maxima in the girdle are near the (1012)plane of quartz, the other two near the(1011) and the (1123) planes. In gen-eral, however, positions near the basaland near the prism planes occur, too(Fig. 2, right).With such a high number of measure-ments special grain boundary geome-tries, like triple junctions or zigzagstructures, or segment orientations withrespect to both neighbouring quartzgrains could be investigated on a suf-ficiently broad data basis. Specifically,the orientations of grain boundary seg-ments at triple junctions show a distinctdependency on the size of the angles atthe triple junctions. In general, seg-ments with a preferred crystallographicorientation, with respect to one neigh-bouring quartz grain, often shows a pre-ferred orientation with respect to theother neighbouring grain, too.As shown by HRTEM studies on goldcrystals, a partly ordered transitionfrom one to the other crystal occursacross straight grain boundary segments(Wolf & Merkle, 1992). Consequently,the atoms across such a boundary arebound in periodically repeated sections,whereas in other sections the crystal isstrongly elastically distorted. We sug-gest that these results may also serve asan explanation for the present observa-tions on quartz grain boundaries.Together with the previous study byKuntcheva et al. the present studyconfirms the preliminary results on thetemperature-dependency of the crystal-lographic control of quartz grain bound-aries, based exclusively on universal-stage measurements (Kruhl & Peter-nell 2002). At relatively low tem-peratures, i.e., just above the quartzrecrystallization temperature of about300°C, the grain boundary segments oc-

cupy a broad spectrum of crystallo-graphic orientations with only a weakpreference for rhombohedral and trape-zohedral positions. However, at mid-amphibolite facies temperatures the seg-ments concentrate in a ca. 30Ű-50 de-gree girdle to the c-axis. Further in-vestigations will show if this relation-ship holds to higher temperatures andrepresents a general reduction to ratherfew (meta)stable crystallographic grainboundary orientations with increasingtemperatures, which may represent apotential geothermometer. Since thedevelopment of sutured grain bound-aries is a geologically short processthat takes place during and immediatelyafter deformation, the studied quartzgrain boundaries can be considered asstabilized post-tectonic textures, withmore or less stable crystallographic ori-entations for the given geological condi-tions, mainly the temperature immedi-ately after deformation.

Literatur

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TSK 11 Göttingen 2006 Liu & Cao

Change of deformation mech-anisms during low tempera-ture flow of rocks — observa-tion from micron to nanome-ter scales Vortrag

Junlai Liu1 Shuyun Cao1

Recent studies on nano-materials inmaterials science revealed that nano-materials may have fantastic featuresdue mainly to size-effect of the mate-rials. For example, nano ceramics mayhave very high ductility at room temper-atures and pressures, even though nor-mal ceramics is easily deformed by brit-tle fracturing.What and how much do we know aboutthe nature of nano or nano to micronscale geological materials? What factorscontribute to their occurrence? How dothey flow at geological conditions andhow do they affect the rheology of rocks?Upper crustal deformation is charac-terized by low temperature flow ofrocks under unsteady state, which re-sults in progressive grainsize reductionand leads to the occurrence of mi-cron to nano meter scale materials infault zones. The examples of naturally-deformed upper crustal rocks presentedin the paper help to unravel the impor-tance of nano to micron scale rock ma-terials during the low temperature flowof rocks.Cataclastically faulted marble, lime-stone and dolomite from the Autseibfault zone, Namibia, and micro-brecciasfrom detachment fault zones in severalmetamorphic core complexes (mcc’s),e.g. the Whipple mountains mcc inWestern USA, Jinzhou mcc, and Huh-

1 State Key Laboratory of Geological Pro-cesses and Mineral Resources, China Universityof Geosciences, Beijing 100083, China

hot mcc in North China are stud-ied with optical microscope, CL micro-scope, SEM, and TEM. It is shown fromthe present study that micron to nanoscale materials do occur during naturalfaulting at low temperatures in the up-per crust. Macroscopic brittle featuresare shown primarily by the field occur-rence of zones of microbreccias or cata-clasites. Angular clasts with straight orirregular boundaries are randomly dis-tributed in extremely fine-grained ma-trix and they do not show any evi-dence of preferred dimensional or lat-tice orientation. There is either clear orvague transition from clasts to matrixalong the clast boundaries, which is alsoclearly shown by SEM studies. The ma-trix materials are extremely fine grainsfrom micron to nano meter scales. Theyhave optically irregular or vermiculateforms and are either fine clasts of grainaggregates or single grains. At the high-est strain zones, rare clasts are observed.Single grains, however, predominate inthe matrix and often have polygonalforms. TEM studies reveal great dif-ferences in dislocation patterns betweencoarse-grained clasts and fine-grainedmatrix. Dislocation substructures arewidespread in grains of different sizesand origins. Tangled dislocations arethe most common dislocation substruc-tures in coarse-grained clasts, althoughfree dislocations, dipoles, dislocationloops, dislocation walls and irregularlyconnected dislocations are also observedeither jointly or separately in deformedgrains in the clasts. A general ten-dency is that dislocations are more andmore regularly organized towards clastboundaries. Tangled and irregularlyconnected dislocations occur mostly inthe central grains of relatively big clasts,while walls of well-organized disloca-

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Liu & Cao TSK 11 Göttingen 2006

tions occur mainly near the boundaries,constituting subgrain boundaries. It isshown from TEM observations that tan-gled dislocations occur mainly in clastswith sizes greater than several tens ofmicrons and well-organized dislocationsand subgrains predominate clasts withsizes smaller than that limit. Fine-grains are 0.02 µm to 3µm in sizesand characterized by polygonal shapes.They have regular and straight bound-aries, and are generally dislocation freeor contain only very few free disloca-tions. Grain sizes of the fine grains varyin the range from hundreds of nano me-ters to tens of microns. The fine grainsgenerally have no preferred dimensionalorientation. Due to extremely fine grainsizes their lattice orientation is unde-tectable.On the other hand, there are oftenmicropores along grain boundaries be-tween the fine grains. This, togetherwith the cathodoluminescence differencebetween big clasts and fine matrix mayimply the importance of fluid phasesduring flow of the fault rocks.The above evidence lead to the follow-ing conclusions:

i) Micron to nano meter scale geo-logical materials are common inhighly deformed crystalline rocks.Their occurrence is attributed tounsteady state progressive shearingand grain size reduction along faultzones in the upper crustal level.

ii) Variation of grain sizes at micronto nano meter scales in rocks hasstrong effects on the flow of therocks at natural strain rate and de-formation conditions. The grain-size range from n × 10−1 µm ton × 101 µm is an important range

of grain sizes for the transition ofdeformation mechanisms deformedat low temperatures in the uppercrust. Grains with sizes greaterthan n×101 µm can be deformed byeither crystalline plasticity or cat-aclasis. Grains with sizes smallerthan that limit are deformed onlyby crystalline plasticity. The min-imum size of clasts deformed in abrittle manner is n× 101 µm.

iii) Variation in deformation mecha-nisms at micron to nano meterscales is interpreted as the resultsof grainsize reduction to a very highlevel at unsteady state and the ef-fects of fluid involvement in thedeformation of the extremely fine-grained rock materials. There is asharp decrease in surface area withgrain sizes. Such an increase andfluid flow may both enhance diffu-sion of atoms or lattice defects to-wards grain boundaries and fromgrain to grain. Both effects con-tribute to the variation of defor-mation mechanisms of naturally de-formed rocks at upper crustal lev-els.

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TSK 11 Göttingen 2006 Lögering et al.

Paläofluide in störungskon-trollierten Bruchsystemender Aachener Geothermie-Bohrung Vortrag

M.J. Lögering1 J. Kolb1 F.M. Meyer1

J. Schwarzbauer2

EinleitungIn der vorliegenden Arbeit werdengeologische Prozesse im Untergrunddes linksrheinischen Rhenoherzynikumsund deren Verhältnis zum regional-tektonischen Rahmen anhand derProben aus der Aachener Geothermie-Bohrung mit dem Schwerpunkt desFluid- und Stofftransportes untersucht.Die methodische Vorgehensweise basiertauf einer systematischen und detaillier-ten Bestandsaufnahme der Paläofluidein Form von Flüssigkeitseinschlüssenan Kernmaterial der Bohrung. ImAachener Raum wurden Untersu-chungen von Flüssigkeitseinschlüssenhauptsächlich an postvariszischenPb-Zn-Gangvorkommen durchgeführt.Die Homogenisierungstemperaturen(Th) von NaCl-CaCl2-Lösungen unter-schiedlicher Salinität liegen zwischen70°C und maximal 190°C (Redecke1992, Stroink 1993, Muchez et al. 1994,Glasmacher 1995). Für die tektonisch-metallogentische Entwicklung desRheinischen-Schiefergebirges könnengenerell zwei Fluid-Aktivitätsperiodenunterschieden werden (Behr et al.1993). Die im Zuge der variszischenGebirgsbildung synkinematische Deflui-disierung des Orogenkörpers generiertedas Fluid-System der ‚Tectonic Brines‘1 Institut für Mineralogie und Lagerstätten-lehre, RWTH Aachen, Wüllnerstr. 2, D-52056Aachen 2 Lehrstuhl für Geologie, Geoche-mie und Lagerstätten des Erdöls und der Koh-le, RWTH Aachen Lochnerstr. 4–20, D-52056Aachen

(1). Diese sind Na-(K)-Cl-betonteLösungen geringer Salinität mit CO2,CH4 und N2 sowie durch Th ≤ 350°Cgekennzeichnet. Im Gegensatz dazuwurden die meisten postvariszischenGanglagerstätten des Rheinischen-Schiefergebirges durch ‚BasementBrines‘ (2) gebildet. Diese sind Ca-Na-Cl-Lösungen hoher Salinität mitTh ≤ 250°C (Behr et al. 1993).

Regionale GeologieDie 2544 m tiefe Bohrung befindet sichca. 500 m nordwestlich der AachenerÜberschiebung und durchteuft Gesteinedes Karbon und Devon. Die untersuch-te Kernstrecke von 1391 m bis 1516mumfasst Gesteine des Ober Devon.Sie besteht aus Ton-Silt-FeinsandsteinWechselfolgen mit zwischengeschalte-tem Dolomit, Dolomit- bzw. Kalzit-mergel und bioreliktischem Knollen-kalk. Ton-Siltbereiche sind mehrfachgeschiefert. Die zweite Schieferung istdurch eingeregelten Chlorit gekennzei-chent. Karbonatbereiche sind dolomi-tisiert. Die Lithologien wurden wie-derholt von kataklastischen Deforma-tionsprozessen erfasst. Die Nordost-Südwest streichende Aachener Über-schiebung lässt sich nach Westen hinüber die Eifel-Überschiebung bis hin zurFaîlle du Midi-Überschiebung bis nachBelgien verfolgen. Im östlichen Rhei-nischen Schiefergebirge sind bedeuten-de variszische Überschiebungen West-Ost gerichtet. Die Pb-Zn Vererzungenim Aachener Raum sind an postvaris-zische, Nordwest-Südost angelegte Stö-rungszonen gebunden.

GangpetrographieDie lithologischen Einheiten werdenvon unterschiedlich orientierten, teilwei-se konjugierten Gängen und Gangsyste-

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Lögering et al. TSK 11 Göttingen 2006

Abbildung 1: Schergang mit befreienderKrümmung (Teufe 1483,84m)

men durchschlagen. Die Gänge zeigensyntaxiale, aber auch antitaxiale Gang-gefüge und variieren in der Mächtigkeitvon <1mm bis 3 cm. Drei Gangtypenwerden unterschieden:

i) Quarz-Karbonat Gänge ± Chlorit± Sulfat,

ii) Karbonat Gänge ± Chlorit und

iii) Quarz Gänge ± Chlorit.

Die hydrothermale Fällung des Mineral-inhaltes der Gänge erfolgte mit der epi-sodischen tektonischen Öffnungsbewe-gung. Die Gänge werden Aufgrund derTektonik und ihrer Geometrie in Scher-gänge, befreiende Krümmungen (dila-tional jog) und Fiederspalten gegliedert(Abb. 1 u. 2). Duktile Deformation wirddurch die Rekristallisation von Quarz,Kalzit und Dolomit angezeigt. Die Re-kristallisation findet hauptsächlich anGangrändern, aber auch innerhalb derGänge statt. Durch den bruchkontrol-lierten Fluidfluss kam es zu hydrother-maler Alteration des Nebengesteins, dievor allem durch Dolomit- und Chlorit-neubildung gekennzeichnet ist.

Abbildung 2: Quarz-Karbonat-Gänge alsFiederspalten (Teufe1433,7m)

FlüssigkeitseinschlusspetrographieBei den Flüssigkeitseinschlüssen imQuarz sowie Kalzit und Dolomit han-delt es sich um dunkle, CO2-reiche undtransparente, H2O-reiche zweiphasigeEinschlüsse. Dabei kann im Quarzzwischen ca. 15–30µm großen, primärenEinschlüssen, die isoliert innerhalb vonKristallen auftreten und ca. 4–8 µmgroßen, sekundären Einschlüssen, dieentlang von Trails, Korngrenzen undin Klustern auftreten, unterschiedenwerden. Die Einschlüsse im Kalzitund Dolomit kommen als Klusteroder isoliert vor. Sie sind überwiegend2–8µm, vereinzelt bis zu ca. 25 µm großund primär eingeschlossen. SekundäreEinschlüsse im Kalzit und Dolomitsind selten und kommen als Trails vor.Die Einschlüsse zeigen unterschiedlicheHomogenisierungstemperaturen, diedurch eine Temperaturzunahme vomZentrum der Gänge (Th = 240–260°C)zum Gangrand (Th = 330–360°C)gekennzeichnet sind. GasförmigeInhaltsstoffe von Fluideinschlüssenwurden mittels Gaschromatographie alsCO2, CH4 und N2 bestimmt (Abb. 3).

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TSK 11 Göttingen 2006 Lögering et al.

Abbildung 3: Gaschromatogramm der Flüssigkeitseinschlüsse aus einem Quarz-KarbonatGang

Mikrothermometrie und Geother-mometrie

Die Fluide der primären und se-kundären Einschlüsse bestehen ausNa-(K)-Cl-haltigen Lösungen miteiner geringen Salinität. Die Homo-genisierungstemperaturen sekundärerEinschlüsse in Quarz der Quarz-Karbonatgänge (1) bzw. der Quarz-gänge (3) sind mit einer Salinität vonca. 5Gew.% NaCl-Äq. und Th von 180bis 230°C relativ einheitlich, währenddie primären Einschlüsse in den Quarz-Karbonatgängen (1) im höheren Th von240 bis 380°C streuen und eine Salinitätvon <4–6Gew.% NaCl-Äq. aufweisen.In den Karbonatgängen (2) haben dieEinschlüsse im Kalzit unterschiedlicheTh von 240–280°C und Salzgehalte von<4–5Gew.% NaCl-Äq. Die Einschlüsseim Dolomit haben eine Salinität um6 Gew.% NaCl-Äq. und bilden zweiGruppen mit Th bei 310°C bzw. 370°C.Die Th der Einschlüsse in den Quarz-Chlorit Gängen (3) liegen bei 360°Cmit einer Salinität von 6–<9 Gew.%

NaCl-Äq. (Abb. 4). Kalzit-DolomitGeothermometer ergeben Temperatu-ren ähnlich der mikrothermometrischenDaten primärer Einschlüsse zwischen280 bis 370°C. Unterschiedliche Chlo-ritthermometer ergeben konsistenteTemperaturen zwischen 290 bis 350°Cund zeigen mit den Isochoren derprimären Fluideinschlüsse im Quarzund Kalzit-Dolomit Drücke von 2 kbaran.

Diskussion

Die sekundären Flüssigkeitseinschlüssemit geringer Salinität und Homogenisie-rungstemperaturen von 180°C bis 230°Czeigen ein späteres Reaktivierungser-eignis und somit möglicherweise einenpostvariszischen Fluidtransport, der mitder regionalen Pb-Zn-Vererzung im Zu-sammenhang stehen könnte. Die unter-suchten primären Flüssigkeitseinschlüs-se mit Th von 240 bis 380°C sind bis-her im linksrheinischen Schiefergebir-ge nicht beschrieben worden. Die Flui-de sind Na-(K)-Cl-betonte Lösungen ge-

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Lögering et al. TSK 11 Göttingen 2006

Abbildung 4: Diagramm für die Salinität(Gew.% NaCl-Äq.) Gegen die Homogenisie-rungstemperatur (Th) für die Einschlüssein Quarz-, Kalzit- und Dolomitkristallen

ringer Salinität. Die Th und die Zu-sammensetzung der Fluide können Auf-grund der gleichen Fluidzusammenset-zung direkt mit den ‚Tectonic Brines‘ imvariszischen Basement von Mitteleuro-pa (Behr et al. 1993) korreliert werden.Desweiteren zeigen Ergebnisse der Un-tersuchungen von Schroyen et al. (2000)und Muchez et al. (2000) im Faltenund Überschiebungsgürtel von Ostbelgi-en sowie in den Varisziden von Belgienund Nordfrankreich ähnliche Homogeni-sierungstemperaturen und Zusammen-setzungen der Fluide.Die Bohrung befindet sich im Überschie-bungsgürtel der Aachen-Überschiebung.Daher erfolgte der Fluidtransport ver-mutlich entlang der SW-NE gerichte-ten Aachener Überschiebung währendder variszischen Gebirgsbildung. Die ho-hen Fluidtemperaturen im Zusammen-hang mit der nicht weit in das Ne-bengestein reichenden Alteration las-sen auf ein geringes Fluid/Gesteins-Verhältnis schließen und implizierendamit einen kurzzeitigen, episodischenFluidfluss durch tektonische Öffnungs-bewegungen entlang von Scherzonen.Diese Fluide sind durch die primärenEinschlüsse der Aachener Geothermie-Bohrung repräsentiert. Dem gegenüberstehen die Fluideinschlüsse von postva-

riszischen Pb-Zn-Gangvorkommen, wo-bei hier allerdings der Fluidtransportentlang des NW-SE gerichteten postva-riszischen Störungssystems verläuft. DieAachener Geothermie-Bohrung stelltdas fehlende Glied zwischen den Un-tersuchungen an Falten- und Überschie-bungsfronten der Eifel-Überschiebungund der Faille du Midi-Überschiebungnach Westen und dem RheinischenSchiefergebirge nach Osten dar.

LiteraturBehr HJ, Gerler J, Hein UF & Reutel CJ

(1993) Tectonic Brines and Basement Brinesin den mitteleuropäischen Varisziden: Her-kunft, metallogentische Bedeutung und geo-logische Aktivität. Göttinger Arb. Geol. Pa-läont. 58, 3–28

Glasmacher U (1995) Variszische und postva-riszische Fluidsysteme. In: Walter R, Glas-macher U & Wolf M, (eds): KW-relevanteEigenschaften potentieller Mutter- und Spei-chergesteine am Nordrand des Linksrhei-nischen Schiefergebirges. RWTH Aachen,BMBF-Forschungsprojekt 032 6804 A 5,01.04.1991-30.09.1994, Teil 5, 1–40

Muchez P, Slobodnik M, Viaene W & KeppensE (1994) Mississippi Valley-type Pb-Zn mi-neralization in eastern Belgium: indicationsfor gravity-driven flow. Geology 22, 1011–1014

Muchez P, Sintubin M & Swennen R (2000)Origin and migration pattern of palaeofluidsduring orogeny: discussion on the Variscidesof Belgium and nothern France. Journal ofGeochemical Exploration, 69–70, 47–51

Redecke, P (1992) Zur Geochemie und Gene-se variszischer und postvariszischer Buntme-tallmineralisation in der Nordeifel und derNiederrheinischen Bucht. RWTH Aachen,Dissertation, pp 159

Schroyen K & Muchez P, (2000) Evolution ofmetamorphic fluids at the Variscan fold-and-thrust belt in eastern Belgium. SedimentaryGeology 131, 163–180

Stroink L (1993) Zur Diagenese paläo-zoischer Sandsteine am Nordrand desLinksrheinischen-Ardennischen Schiefer-gebirges. Aachener GeowissenschaftlicheBeiträge, Band 1, Verlag der AugustinusBuchhandlung, Aachen, pp 190

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TSK 11 Göttingen 2006 Mora et al.

The role of penetrative defor-mation in orogenic processes.An example from the EasternCordillera of Colombia

Vortrag

Andrés Mora1 Mauricio Parra1 Man-fred Strecker1

The Lower Cretaceous units of the East-ern Cordillera of Colombia have beendeposited during a stage when the areawhere nowadays lies a contractionalorogen was an actively deforming rift.Therefore, they are syn-rift sedimen-tary units. These rocks have a uniquefeature in the Cretaceous sedimentarycolumn of this mountain chain. Thisis a widespread planar fabric expressedmostly as a penetrative slaty cleavage.This planar fabric is only macroscopi-cally evident in Cretaceous units olderthan Barremian. Planar fabric (e.g.slaty cleavage) is one of the productsof internal or penetrative deformation(i.e. contractional deformation at mi-croscopical scale in rock units). Pres-sure solution and even cleavage havebeen recently reported in areas under-going only subtle burials (Engelder &Marschak 1985). However, in the East-ern Cordillera, the units where pla-nar fabric is evident are the base ofa sequence of at least 5 km and theyhave vitrinite reflectance values up to2. These data and the formation ofclorithoid contemporary with the slatycleavage, allow us to propose that thisplanar fabric was developed when theLower Cretaceous units had an amountof overburden close to the thickness ofthe entire Cretaceous sequence.We carried out finite strain measure-1 Institut für Geowissenschaften, UniversitätPotsdam, 14415 Potsdam, Germany

ments using the enhanced normalizedFry method (Erslev 1988) in order toquantify the shortening by internal de-formation in various localities in theEastern Cordillera. For this purposewe used thin sections of sandstones con-taining macroscopically evident planarfabrics as recommended by Dittmar etal. (1994). In some cases we de-duced 3D-strain ellipsoids from individ-ual Fry-method measurements followingvon Winterfeld & Oncken (1995). In ad-dition we took strike and dip measure-ments of all the observed structural fea-tures observed in the outcrop to carryout a structural and orientation analy-sis mostly in the same localities where fi-nite deformation was measured. Finallywe also produced stratigraphic profilesin some of the locations in order to checkrelationships between lithology and de-formation features.

First finite strain measurements allowedus to quantify an additional amountof shortening by penetrative deforma-tion (i.e. contractional deformation atthe microscopical scale that mostly pro-duces slaty cleavage) in the EasternCordillera that is locally near 20%.Shortening by internal deformation islocalized in the steeply dipping limbsof anticlines, the hinge zones of somesynclines and the contractionally re-activated boundaries of former nor-mal faults. As the observed planarfabric (e.g. slaty cleavage) is mostlycontinuous throughout different litholo-gies rather than discontinuous cleavagewithin spaced deformation zones; weassumed that shortening by penetra-tive deformation is not discrete. Thus,we propose that it represents a ho-mogeneous flattening of the outcrop-ping units in those localities where it ispresent. We calculated that shortening

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Mora et al. TSK 11 Göttingen 2006

by folding in the Eastern Cordillera isclose to 20%. This means that short-ening by penetrative deformation com-pared to shortening by folding is not mi-nor.Orientation analysis of fractures andSiO2-filled or CaCO3-filled veins wasdone when these features were spa-tially associated with the planar fabric.With the collected data we propose thatplanar fabric and fractures have beenformed mostly at the early stages offolding under a dominant WNW–ESEto E–W compressional stress field. Forinstance, fractures present in tilted bedsonly give a consistent pattern of com-pressional stress if they are restored toa prefolding position. In such cases theobtained direction is coincident with thedirection of maximum finite deforma-tion (This direction is assumed to beroughly perpendicular to the plane ofslaty cleavage when finite strain mea-surements are not available at a givenlocation). After restoring the frac-tures to a prefolding position their dipis vertical and perpendicular to bed-ding. In the folded state fracture ori-entation strongly depends on their posi-tion within the folded structures. How-ever fracture intensity appears to de-pend both on structural position andlithology.In addition, we found the presence ofsimilar sets of fractures with similar ori-entations in different Lower-Cretaceouslithologies along the stratigraphic sec-tions. However, fractures found in ter-rigenous pellites always lack any kindof filling. In contrast when found interrigenous sandstones they have SiO2

filling and in carbonates they are filledwith CaCO3. When evaporites are thehost rocks of mineralization the veinshave the paragenesis of albite, pyrite,

calcite and emeralds. This paragenesisis a guide for emerald exploration andtherefore represents the only mineraliza-tion of economic interest. In such evap-oritic facies, fracture density reaches amaximum. Thus, evidence of miner-alization strongly dependent on lithol-ogy, allow us to we hypothesize abouta closed mineralization system, at leastpartially. However, by the field evi-dence the possibility of the influence offluids coming from outside the forma-tions cannot be discarded completely.In addition, in some of the analyzedlocalities we have found specific typesof deformation, only observed when thesequence is composed of interbeddedmedium to thick layers of terrigenousmudstones with marls: A close associa-tion of slaty cleavage restricted to cal-careous beds with CaCO3-filled veinsrestricted to adjacent terrigenous mud-stones. In such localities both featureshave been formed under the same stressfield. The exposed relationships allowus to propose the following situation.Fluids ascending from terrigenous mud-stones to adjacent marls. They ascenddue to them being expelled because ofa reduction in porosity caused by pres-sure solution processes. The exposedmineralization scenario would be then ahighly autochthonous one.

The paragenesis of the veins associ-ated with evaporites provides the entireColombian emerald production, whichin fact is one of the largest in theworld. In such context those veins inthe emerald-bearing areas have beendated (Cheilletz et al. 1996) as oldas 37 ± 0.1 My in the western flank ofthe Eastern Cordillera and 65 ± 3 Myin its eastern flank. We propose thatthe mentioned ages are giving a proxyof the age of the kinematic indicators

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TSK 11 Göttingen 2006 Müller et al.

deduced from fracture and vein orien-tations. Fluid inclusion studies demon-strate that these mineralizations oc-curred at more than 250°C (Cheilletz etal 1996). Thus fluid inclusions and vit-rinite reflectance data illustrate that atthis time exhumation of the Cretaceousrocks was minor or absent.Mineralization is also present as hy-drothermal breccia frequently localizedin the hinge zones of folds. In somecases those areas are also the locationof intenser finite deformation values.Therefore we propose that mineraliza-tion associated with Lower Cretaceousunits were formed in presence of highfluid pressure during folding and inter-nal deformation under epithermal con-ditions. With all the collected evidenceit appears that penetrative deformation(Slaty cleavage) is instrumental for min-eralization.Therefore, our contribution showspieces of evidence supporting that therole of penetrative deformation hasbeen underestimated in the EasternCordillera. Penetrative deformationdoes not only account for importantadditional crustal shortening in thisorogen, but also plays a role in theformation of prolific economic mineraldeposits.

References

Cheilletz A & Giuliani G (1996) The genesis ofColombian emeralds: a restatement. Miner-alium Deposita 31, 359–364

Dittmar D, Meyer W, Oncken O, Schieven-busch T, Walter R & von Winterfeld C(1994) Strain partitioning across a fold andthrust belt: the Rhenish Massif, Mid-European Variscides, Journal of StructuralGeology 16, 1335–1352

Engelder T & Marshak (1985) Disjunctivecleavage formed at shallow depths in sedi-mentary rocks. Journal of Structural Geol-ogy 7, 327–343

Erslev EA (1995) Normalized center to centerstrain analysis of packed aggregates. Journalof Structural Geology 17, 417–450

von Winterfeld C & Oncken O (1995) Non-plane strain in section balancing: calculationof restoration parameters. Journal of Struc-tural Geology 17, 447–450

Extensional crustal-scaleshear zones in the WesternCyclades (Kea, Greece)

Poster

Monika Müller1 Bernhard Grasemann1

Michael A. Edwards1 Erich Draganits3Klaus Voit1 Christoph Iglseder1 An-drás Zámolyi1 Konstantin Petrakakis2

Intense seismicity and intensely devel-oped active and ancient fault systemsare common to the Aegean Region. Ex-tending/thinning crust involves a com-plex interplay of (1) Gulf of Corinth rift-expansion, (2) west- and south-ward re-treat of the Hellenic Trench, (3) west-ward impingement of the AnatolianPlaten, and/or (4) propagation of theAnatolian Fault system into the Aegean.New geological/structural investiga-tions on Kea (also known as Tzia), inthe Western Cyclades reveal a low anglecrustal-scale, detachment-type ductileshear zone probably formed duringMiocene extension and thinning of thecontinental crust.The area of interest, which lies in north-western Kea, comprises a large-scale de-1 Department of Geodynamics and Sedimen-tology, Structural Processes Group, Universityof Vienna, A-1090 Vienna, Austria 2 De-partment of Geodynamics and Sedimentol-ogy, University of Vienna, A-1090 Vienna,Austria 3 Institute for Engineering Geology,Vienna University of Technology, A-1040 Vi-enna, Austria

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Müller et al. TSK 11 Göttingen 2006

tachment shear zone. Brittle deforma-tion and lithospheric failure in the re-gion includes at least two failure phases:(1) multiple low angle cataclastic faultzones formed within, and parallel to, aregional mylonitic ductile foliation and(2) a widespread system of (sub)verticalcross-cutting steep faults. For low angleextensional faulting, a priori co-seismicdeformation (i.e. pseudotychylites) isabsent and therefore aseismic creep issuggested, is overprinted by youngersteep/vertical fault zones.

A several meter thick low angle cataclas-tic fault zone, with interestingly devel-oped S–C fabrics, separates (i) steeplydipping, minimal deformation-relatedmicrostructure, ankeritised dolomite inthe hanging wall from (ii) folded (ultra-)mylonitic marbles in the footwall andis regarded as the upper crustal ex-pression of the failure of regionallythinning crust. The locally morethan 10m thick brittle fault zone com-prises numerous generations of catacl-asites ranging from foliated protocat-aclasites with brittle/ductile overprint,incohesive coarse grained fault brecciasand partly graphitic fine grained faultgouges. This brittle fault zone lo-cally includes a 2m thick serpentinite-talc zone, fractured boudin lenses ofopalescent serpentine associated withpartly ankeritised (mega-) boudins ofdolomites. In the northern part of Kea,this brittle fault zone can be mappedover several kilometres. The faults dipat low angle towards the NNW. Slick-enlines on brittle faults show consis-tent NNE–SSW orientations. Shearsense indicators including scaly fab-rics and Riedel geometries of secondaryfractures consistently indicate south-directed hanging wall displacement di-rection.

The footwall of the brittle fault zoneconsists of a several tens of metersthick ultramylonitic shear zone, mainlycomprising marbles, phyllites, gneissesand quartzitic schists. The myloniteshave a pronounced stretching lineationthat has maximum plunge gently to-wards NNE parallel to the brittle kine-matics. Countless textbook examplesof a broad range of shear sense indi-cators (flanking structures, asymmet-ric boudinage, stable porphyroclastswith monoclinic symmetry, rotated andboudinaged veins) consistently indicatea south-directed, non-coaxial shearing.Beside a pronounced stretching lin-eation towards NNE specially in onearea distinctive lineations and recurva-ture is observed. However, the moststriking structural observation is the up-right non-cylindrical folding of the my-lonites with fold axes parallel to thestretching lineation. Shearing of thesefolds into tubular/sheath folds suggeststhat folding occurred during shearingdue to shortening perpendicular to thestretching lineation. The same short-ening direction is associated with gen-tle buckling of the structurally overlyingcataclastic zones suggesting that the W–E shortening component accompanieddeformation persisting from ductile, tobrittle/ductile to brittle conditions.

Several generations of extension gashesfilled with calcite, quartz and actino-lite are widespread throughout the my-lonitic rocks. Locally, some extensiongashes with associated flanking folds arerotated into the shearing direction de-veloping trains of elongated boudins.Quantitive kinematic flow analyses sug-gest an effective shear strain in the or-ders of several tens of gamma support-ing the interpretation of a high-strainshear zone corroborating with the ob-

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TSK 11 Göttingen 2006 Nagel & Buck

servation of sheath folds.The low angle cataclastic fault zones areregarded as the upper crustal expres-sion of the failure of regionally thin-ning crust. Further investigations willreveal whether steep faults suites maybe related to more than one tectonicevent and show, for example, a regionalgenetic link with the actively wideningGulf of Corinth.In summary, lithological and structuralinvestigations on Kea indicate that theisland is a further example of crustalscale shear zone. Preliminary obser-vations suggest that the shear zonebends around the whole island forminga dome-shaped antiform. In analogy toSerifos, a metamorphic core complex tothe S of Kea, we speculate that, comple-mentary to the N directed shear zonesof Naxos and Paros, the mapped shearzone on Kea is part of an extensionalS-directed detachment system.

Über die mechanischen Ursa-chen von parallelen Abschie-bungen Vortrag

Thorsten Nagel1 Roger Buck2

Gruppen von parallel einfallenden Ab-schiebungen treten in der Natur sehrhäufig und in unterschiedlichsten Di-mensionen auf. Existierende, überwie-gend experimentelle Arbeiten führeneinheitliches Einfallen auf laterale Fe-stigkeitsschwankungen oder, vor allem,auf horizontale Scherspannungen zurück(e.g. Brun et al. 1994, Behn et al. 2002).Einheitliche horizontale Scherspannun-

1 Geologisches Institut Bonn 2 Lamont Do-herty Earth Observatory, Palisades, NY, USA

gen im großen Maßstab werden mit ei-ner konsistenten Fließrichtung in dermittleren und/oder unteren Kruste er-klärt. Beobachtungen in einigen der be-deutensten Rift-Systeme lassen jedochbeide Erklärungen als zentrale Ursa-che unwahrscheinlich erscheinen. In derBasin-and-Range-Provinz in den westli-chen Vereinigten Staaten ändert sich dieEinfallrichtung von parallelen Abschie-bungen im Streichen der Störungen, sodass strukturelle Domänen mit interneinheitlicher Einfallrichtung entstehen,die von Blattverschiebungen unterein-ander getrennt werden. Eine solche Geo-metrie ließe sich nur mit bizarren Fließ-mustern in der Unterkruste erklären.

Wir präsentieren numerische Extensi-onsexperimente von sprödem Material,das auf einem linear-viskosen Substratruht. Parallele Abschiebungen treten inder oberen Schicht nur dann auf, wenndas Substrat mäßig viskos und nur ei-ne relativ dünne Schicht ist, die einein der vertikalen Richtung fixierte Un-tergrenze hat. Mit diesen Randbedin-gungen bilden sich parallele Abschie-bungen auch dann, wenn die Untergren-ze scherstressfrei ist. Wir erklären die-ses Verhalten mit den Fließeigenschaf-ten von Flüssigkeiten in dünnen visko-sen ‚Kanälen‘Die Wechselwirkung miteinem viskosen Substrat führt in er-ster Linie dazu, dass die Verformungin der spröden Schicht verteilt ist —die obere Lage wird boudiniert. Wennder Abstand zwischen einzelnen Brü-chen (Boudin-necks) kleiner als die ela-stische Wellenlänge der oberen Lage ist,minimiert eine Geometrie von einheit-lich einfallenden Störungen die visko-se Arbeit in der unteren Schicht. Diesist so, weil in einem viskosen Kanal diezu leistende Arbeit quadratisch von derEntfernung zwischen Quellen und Sen-

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Neubert et al. TSK 11 Göttingen 2006

ken im Fließmuster abhängt und eineGeometrie von parallelen Abschiebun-gen eben diese Entfernung minimiert.Desweiteren unterscheiden wir zweiGeometrien, mit denen die spröde Lagein einem ‚Boudin-neck‘ nachgeben kann— einzelne Störungen und lokale Grä-ben, d.h. zwei entgegengesetzt einfallen-de Störungen, die sich nahe der Gren-ze zwischen sprödem und viskosem Ma-terial schneiden. Wir beobachten, dassein hoch viskoses Substrat die Bildungvon lokalen Gräben — im Gegensatz zueinzelnen Störungen — begünstigt. Amunteren Ende einer Störung treten imviskosen Material in einem begrenztenBereich die höchsten Verformungsratenauf. Eine einzelne Störung muss dabeimehr Arbeit leisten als ein lokaler Gra-ben, da es zu einem vertikalen Versatzder beiden Blöcke kommt. Diese ‚Stra-fe‘ für einzelne Störungen (die andereenergetische Vorteile haben) nimmt mitzunehmender Viskosität des Substratszu. Das heißt, dass das viskose Sub-strat bei der Bildung von parallelen Ab-schiebungen (die ja aus einer Folge ein-zelnen Störungen bestehen) nicht allzuhoch sein darf, da es sonst zur Bildungvon einer Serie von Horsten und Gräbenkommt. Ein niedrig viskoses Substratführt jedoch zu weit auseinander liegen-den Brüchen, wenn die viskose Lage dickist oder eine schwimmende Untergrenze(Winkler-foundation) hat. Eine dünne,mäßig viskose Lage verbindet die bei-den erforderlichen Eigenschaften, indemsie wenig Widerstand an der Untergren-ze einzelner Störungen bietet und dazudie spröde Lage effektiv boudiniert.In unseren Modell sind parallele Ab-schiebungen nicht, wie bisher ange-nommen, auf einheitlichen horizonta-len Scherstress, sondern auf vertika-le Normalspannungen zurückzuführen,

d.h. auf den Widerstand, den das vis-kose Substrat vertikalen Blockbewegun-gen in der spröden Lage entgegensetzt.Wenn unser Modell richtig ist, wür-de das für Gebiete wie die Basin-and-Range-Provinz bedeuten, dass die sprö-de Oberkruste auf einer wenige Kilo-meter dicken, viskosen mittleren Kru-ste liegt, die wiederum ein festeres Sub-strat hat. Die Unterkruste müsste deut-lich fester sein als die mittlere Kruste.Es scheint, dass Folgen von parallelenAbschiebungen häufig in dünnen, nied-rig viskosen Lagen (etwa Ton oder Salz)wurzeln.

LiteraturBehn, MD, Lin J & Zuber MT (2002) A con-

tinuum mechanics model for normal faultingusing a strain-rate softening rheology: Impli-cations for rheological controls on continen-tal and oceanic rifting, Earth. Planet. Sci.Lett., 202, 725–740.

Brun J-P, Sokoutis D & van den DriesscheJ (1994) Analogue modeling of detachmentfault systems, Geology, 22, 319–322.

Microfabrics and deformationprocesses in magmatic veinsof the Thuringian Forest,Germany Poster

Jana Neubert1,2 Sebastiaan van derKlauw3 Jonas Kley2

IntroductionThe research area is located in theRuhla-Brotterode crystalline complex in1 Universidade Federal do Pará, Dep. Ge-ologia, CP 1611, 66017970 Belém, Brazil2 Friedrich-Schiller-University, IGW, Burgweg11, 07749 Jena, Germany 3 Ercosplan —Ingenieurgesellschaft Geotechnik und BergbaumbH, Arnstädter Strasse 28, 99096 Erfurt, Ger-many

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TSK 11 Göttingen 2006 Neubert et al.

Figure 1: Position of the Mid-German Crystalline High within the variscan orogen (mod-ified after Hansch & Zeh (1999)

the western part of the ThuringianForest (Germany), about 20 km south-southwest of Eisenach. The investigatedoutcrops occur at the eastern and west-ern flanks of the valleys north of thevillages Trusetal and Hohleborn. De-formed magmatic veins only occur inthe Hohleborn area. Both areas haverelative fresh outcropping rocks, due tothe steep relief, former quarries andfresh road cuts. According to Obst& Katzung (2000) several periods withthe formation of magmatic veins withdifferent chemical composition occur inthe Ruhla-Brotterode crystalline com-plex. Presumably older lamprophyricveins and younger doleritic, syenitpor-phyric and granitporphyric veins havebeen identified (Obst & Katzung 2000).Benek & Schust (1988) already pointedout that some of these magmatic veinshave experienced ductile deformation.The subject of this work is the oc-currence of deformed magmatic veinsin the Hohleborn area. The contact

to their host rocks, their petrographyand their microfabrics have been inves-tigated and related to deformation pro-cesses, which led to a better under-standing of their deformation conditionswithin the late- to post-variscan devel-opment of the area.

Regional geological framework

The Ruhla-Brotterode crystalline com-plex is part of the Mid-German Crys-talline High (Fig. 1). The CrystallineHigh is a 50–70 km broad zone strik-ing NE–SW and forms the NW bor-der of the Variscan Saxothuringian zone(Seidel 1995). During the main phaseof the Variscan orogeny, in the lowerto middle Carboniferous, the Mid Ger-man Crystalline High is considered tohave been part of the active continen-tal margin of the Saxothuringian (mi-cro)continent (Seidel 1995), which over-rode the more northwestern Rhenoher-cynian (micro)continent. This phasecontinued during upper Carboniferous

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time with the segmentation of theVariscan orogen through an E–W ex-tensional stage within Central-Europe.The investigated area lies in the south-eastern part of the Crystalline Com-plex. Its rocks mainly consist of para-gneisses, which are intruded and bor-dered by numerous permocarbonifer-ous granites and a diorite (Lützner etal., 1997). According to Zeh et al.(1996), the paragneisses are part of theTruse Formation and represent an accre-tionary wedge. The crystalline rocks arecovered by Permotriassic sedimentaryrocks and crosscut by numerous E-W-to SSE-NNW-trending, magmatic veins.These veins are of basaltic, andesiticand dacitic to rhyolithic nature (Obst& Katzung, 2000) and appear as simpleveins, mixed or combined veins (Mädler& Voigt 1994). U-Pb zircon dating ofthe veins by Brätz (2000) shows ages be-tween 285±5 Ma and 264±7 Ma for un-deformed veins and ages between 305–320Ma and 294±4 Ma for the deformedveins.

MethodologyFrom 10 oriented samples of deformedveins (2 sections per sample, perpen-dicular to the foliation) as well as forcomparison purposes from 10 samples ofmacroscopically undeformed vein (1 sec-tion per sample) thin sections have beenprepared for microscopic structural andpetrographical analysis. The sectionshave been investigated for mineralogicalcomposition, micro-fabrics, deformationstructures and deformation intensitytrough measurement of length-width-relation of quartz crystals (shape pre-ferred orientation, SPO) and extension-relation of feldspars crystals as well asthe crystallographic preferred orienta-tion (LPO) of the quartz crystals with

Figure 2: Stereographic projection (lowerhemisphere) of vein-host rock contacts ofundeformed, magmatic veins in the re-search area; n = 44.

the universal stage. The structural datafrom veins and host rocks have beenevaluated with the program ‘Wintek’ forintegration of the deformed veins withinthe late to post-variscan context.

Structural AnalysisFigure 2 shows the stereographic pro-jection of the contacts of undeformedmagmatic veins with their host rocks.Nearly all veins strike E–W to NW–SEand dip steeply with 65–85° to N–NE re-spectively SSW–WSW. In contrast thedeformed magmatic veins in Figure 3strike mostly N–S to NE–SW and dipwith 40–65°to ENE to SE. The struc-tural inventory of the host rocks (Fig. 4a& 4b) shows a predominance of N–Sto NE–SW striking and 30–75° dippingschistosity S3 and NW–NNE striking20–60° dipping S2 which both seem to bepartly refolded by B4. This leads to thepossible directions of 5–35°to ENE–E forB3 respectively 35–60° to ESE–SSE forB4 folding axes.The main rock-forming minerals of thedeformed veins own the following char-

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TSK 11 Göttingen 2006 Neubert et al.

Figure 3: Stereographic projection (lowerhemisphere) of vein-host rock contacts ofdeformed, magmatic veins in the researcharea; n = 28.

acteristics.

• Feldspars (potassic feldspar & pla-gioclase): microboudinage, serici-tisation, fissures (often filled withantitaxial and syntaxial quartz-and feldspar-fibers), incipient frac-tures, growth rims of quartz par-allel and perpendicular to schistos-ity and in strain shadows of crys-tals, undulatory extinction & mi-croclinic & myrmekitic structures(pot. feldspar) or uniform extinc-tion and mechanical twins (plagio-clase).

• Quartz: occurs as porphyroclast,matrix-quartz or growth-rims. Por-phyroclast have a strong elonga-tion (extreme length-wide-relation,long axis parallel to schistosity),undulatory extinction, deformationribbons, subgrain structures (sizeca. 1 mm), recrystallised grainswith highly irregular grain bound-aries (size 10–15µm); as coarsestrain-shadow of crystals or veinfilling; grain size spectrum: coarse/ fine matrix = 15–50µm / 10–

15µm, strain shadow = ca. 50µm,growth rim = 100–300µm.

• Biotite: structures indicating slid-ing of layer-packages parallel tocleavage or bending with undula-tory extinction in extreme frac-turing perpendicular to schistosity;single clasts as well as small orien-tated fragments (frequently marksthe schistosity together with chlo-rite, hematite, sericite and opaquephases), partly strongly alterated.

The evaluation of the quartz-elongationand the stretched feldspars in the Flinn-Diagramm shows that the deformationregime is flattening and that the in-tensity of the quartz deformation (inall directions) is higher than that ofthe feldspars. The determination ofrecrystallized grain size of quartz andthe calculation of differential stress af-ter Blenkinsop (2000) and Twiss (1977)yielded relative high differential stressesin the range of 95–125MPa for this flat-tening deformation stage. The deforma-tion also resulted in the development ofa lattice preferred orientation (LPO) ofthe quartz in the deformed veins. Thepreferred orientation of the c-axis forisometric and elongate quartz grains isnot well defined. Nevertheless the mea-sured quartz c-axes suggest an uniformreorientation with increasing deforma-tion intensity. The c-axis reorientationis to within the plane of the vein internalschistosity.

ConclusionsThe investigation shows deformed an-desitic and rhyolitic veins with quartz-growth rims mostly orientated parallelto the schistosity. This strongly sug-gests that a fluid was available during

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Figure 4: a) and b) Stereographic projection (lower hemisphere) of the host rock struc-tural inventory in the research area; a) of outcrop A, n = 28; b) of outcrop B, n =35.

deformation of the veins. The compari-son with the position of the main schis-tosity in the host rocks indicates thatthe deformed magmatic veins intrudedbefore or during the last deformationphase of the host rocks (D4). This in-ference is supported by the nearly par-allel orientation of the veins with theshallower schistosity planes of the mainschistosity (S3), the formation of ecc-structures in the deformed veins as wellas fabrics of similar deformation inten-sity within the younger quartz-veins inthe host rocks. The different orientationof deformed and undeformed veins alsoargues for their formation during differ-ent time episodes with a changed orien-tation of σ3. The sparse age determina-tions for the magmatic veins do not con-tradict this conclusion. The observedmicro-fabrics limit the boundary condi-tions during the deformation to a regimewith relative high differential stresses of95–125 MPa and low temperatures. Themicrostructures and the LPO of quartzindicate that the vein-deformation tookplace between the deformation regimes

of low temperature plasticity and dislo-cation creep of quartz.

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TSK 11 Göttingen 2006 Nitzsche et al.

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Strukturanalyse juvenilerFragmente in Vulkaniklastikades Messel Maar-Diatrems

Poster

Thomas Nitzsche1,2 Helga de Wall2Christian Rolf1

EinführungGeophysikalische Untersuchungen imGebiet der Grube Messel (25 km süd-lich von Frankfurt) ließen schon vor eini-gen Jahren eine Maar-Diatrem-Strukturim Untergrund vermuten. Jedoch erstdie gekernte Forschungsbohrung imJahr 2001 bewies die Existenz einesdurch phreatomagmatische Eruptionengekennzeichneten Maar- Vulkans, dervor ca. 48Ma aktiv war. Neben den be-rühmten fossilreichen Ölschiefern wurdeim Teufenbereich zwischen −240 m und−370 m unter der Erdoberfläche vul-kaniklastisches Material entdeckt. Un-terhalb des so genannten Lapillituffswurden bis zur Endteufe von −433 mGesteine der Diatrem-Brekzie erbohrt.Um das schwer differenzierbare, vulka-nische Gestein in situ detaillierter un-tersuchen zu können, sind gesteinsmag-netische Messungen besonders wertvoll.Hierbei kann die magnetische Suszepti-bilität (MS), die Magnetisierbarkeit ei-nes Gesteins, für quantitative und qua-litative Analysen sehr hilfreich sein. Diejuvenilen Lapilli, an die die ferrimag-netischen Minerale bzw. die magneti-schen Träger gebunden sind, sind da-bei von besonderem Interesse. Bildana-lytische Auswertungen sowohl an Ker-nen als auch an Dünnschliffen dienendabei zur Interpretation des Suszeptibi-1 Institut für Geowissenschaftliche Gemein-schaftsaufgaben (GGA) Hannover 2 Insti-tut für Geologie, Julius-Maximilians-Universi-tät Würzburg

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Nitzsche et al. TSK 11 Göttingen 2006

Abbildung 1: a) Messungen der Suszeptibilität im Bohrloch (Daten von T. Wonik, GGA-Institut) und an Einzelproben im Labor, b) Darstellung der bildanalytischen Auswertungfür die Zunahme der mittleren Korngrößenflächen der gemessenen Partikel und c) Dia-gramm des durchschnittlichen Plättungsgrades (F = Länge/Höhe) juveniler Fragmente.

litätslogs der durchgeführten Bohrloch-messungen. In dieser Studie ist wei-terhin ein besonderes Augenmerk demmagnetischen Gefüge der Vulkaniklasti-ka verliehen. Dabei liefern Messungender Anisotropie der magnetischen Sus-zeptibilität (AMS) Informationen überdie räumliche Anordnung der magne-tischen Minerale (Foliation und Linea-tion) und offenbaren dadurch interneStrukturen des Gesteins.

Suszeptibilität und juvenile Frag-mente

Während der Forschungsbohrung imJahr 2001 wurde die magnetische Sus-zeptibilität im Bohrloch mit einer Sus-zeptibilitätssonde mit einer Abtastratevon 5 cm gemessen (Wonik & Bücker2000). Betrachtet man die MS in Ab-bildung 1a vom Hangenden zum Lie-genden, so steigen diese mit starkenSchwankungen, aber mit einem nahe-zu linearen Trend vom oberen Bereichdes Lapillituffs in −250 m Tiefe bis

ca. −360 m im Mittel von 0,01 SI aufWerte bis zu 0,03 SI an. Beim Verlas-sen der Vulkaniklastika und mit Errei-chen der Diatrem-Brekzie fällt die Sus-zeptibilität fast sprunghaft auf geringebis mittlere Werte (<< 0,01 SI) zurück.Der lineare Trend mit ansteigender Sus-zeptibilität unter starken Schwankun-gen der Werte ist auch durch Untersu-chungen an Proben im Labor nachvoll-ziehbar und bestätigt worden (Abb. 1a).Der Nebengesteinsanteil innerhalb derVulkaniklastika beträgt 5–35% undzeigt keine Korrelation mit dem MS-Log. Bildanalytische Untersuchungenan Dünnschliffen des vulkaniklastischenMaterials dagegen belegen eindeutig ei-ne Zunahme der mittleren juvenilenKornflächengrößen bis –360m, welchemit dem MS-Log sehr gut korrelieren(Abb. 1b). Die ansteigende Suszeptibi-lität spiegelt somit eine Korngrößenzu-nahme der juvenilen Fragmente wider.Untersuchungen des Plättungs-grades einzelner juveniler Klasten

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TSK 11 Göttingen 2006 Nitzsche et al.

Abbildung 2: a) Rückorientierte kmax und kmin Achsen im Schmidt’schen Netz mit Pro-jektion in die untere Lagenhalbkugel. Veranschaulicht sind jeweils die Einzelwerte (links)und die Belegungsdichtediagramme (rechts). b) Karte der Schwereanomalien im Umfeldvon Messel und weiteren Maar- Vulkanen (Kreise) (nach Buness et al. 2004). Auffälligist eine SW–NE orientierte Zone, die den Übergang von geringen zu hohen Schwerewer-ten darstellt, die sogenannte Messel- Störungszone (Jacoby et al. 2000). Vorzugsrichtungder magnetischen Lineation der Vulkaniklastika von Messel (Schmidt’sches Netz untenrechts).

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Nitzsche et al. TSK 11 Göttingen 2006

zeigen oberhalb –300m sehr ähnlichegemittelte Werte (Abb. 1c). Dagegenliefern die abgelagerten juvenilen Frag-mente unterhalb –300m die höchstenWerte und bilden hier den größten Gradder Abflachung. Paläomagnetische Un-tersuchungen weisen auf hohe Abla-gerungstemperaturen (>300°C) für dieuntere Hälfte des Lapillituffs hin (Nitz-sche et al., im Druck), so dass sich die ju-venilen Komponenten hier relative leichtverformen konnten. Die juvenilen Kör-ner erlauben durch ihre Geometrie denLapillituff bildanalytisch in eine obereund untere Hälfte abzugrenzen. Sie be-stimmen die strukturellen Trends desmagnetischen Gefüges im Gestein undsind für weitere strukturgenetische Mo-dellierungen essentiell.

Anisotropie der magnetische Sus-zeptibilität (AMS) der Vulkanikla-stikaTrotz des makroskopisch meist struk-turlos erscheinenden, vulkaniklastischenMaterials, liefert die Methodik der AMSein ideales Instrument zur Untersu-chung des internen Gefüges. In obla-ten Gefügen ist die Raumlage der klein-sten Achse des AMS- Ellispoids (Pol zurmagnetischen Foliation, êmin) sehr gutdefiniert, während in prolaten Gefügendie längste Achse des Ellispoids (mag-netische Lineation, êmax) in ihrer Raum-lage bestimmt ist (Tarling & Hrouda1993).Aufgrund der horizontal unorientiertenKerne, mussten die AMS- Daten mit-hilfe paläomagnetischer Daten (Dekli-nation der natürlich remanenten Mag-netisierung (NRM)) rückorientiert wer-den. Die gefilterten êmax Achsen zei-gen dabei generell flache Inklinatio-nen. Nach Rückorientierung gruppie-ren sich die Achsen zu einem subho-

rizontalen NW–SE orientierten Cluster(Abb. 2a). Diese Richtung entsprichtungefähr der tatsächlichen geographi-schen Orientierung der Lineation desvulkanischen Materials, da die Paläo-deklination vor ca. 48 Ma, um nur 10°von der heutigen Deklinationsrichtungabweicht (McElhinny & Lock 1990).Beim Betrachten der êmin Deklinatio-nen/Inklinationen macht sich ebenfallsein Trend bemerkbar (Abb. 2a). Hiererscheinen die Deklinationen in einemNE–SW orientierten Gürtel, mit star-ker Belegung der steilen Foliationspo-le und daher überwiegend flacher Ori-entierung der magnetischen Foliation.Das Gefüge der Vulkaniklastika inner-halb des Messel Maar-Diatrems resul-tiert möglicherweise aus Überlagerun-gen einer aus der Kompaktion resultie-renden Vertikalspannung mit horizonta-len tektonischen Paläospannungen derRheingrabentektonik.Gravimetrische Messungen im Gebietum Messel zeigen einen markanten Gra-dienten, der auf ein ENE-streichendeKrustendiskontinuität schließen läßt(Abb. 2b), und als Messel Störungsliniebezeichnet wird (Jacoby et al. 2000).Die Orientierung der Lineation genausenkrecht zum Streichen der Messel-Störungszone spricht für eine genetischeRelation der AMS Lineation zu dieserStörungslinie.

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Fracturing and vein forma-tion in the middle crust - arecord of co-seismic loadingand post-seismic stress relax-ation Vortrag

Jens-Alexander Nüchter1 BernhardStöckhert1

Metamorphic rocks approaching thecrustal scale brittle-ductile transition(BDT) during exhumation are expectedto become increasingly affected by shortterm stress fluctuations related to seis-mic activity in the overlying seismogeniclayer (schizosphere), while still resid-ing in a long-term viscous environment(plastosphere). The structural and mi-crostructural record of quartz veins inlow grade – high pressure metamorphicrocks from southern Evia, Greece, yieldsinsight into the processes and conditionsjust beneath the long-term BDT at tem-peratures of about 300 to 350°C, withswitches between brittle failure and vis-cous flow as a function of imposed stressor strain rate. The following featuresare characteristic:1 Ruhr Universität Bochum, Institut für Ge-ologie, Mineralogie und Geophysik

i) The veins crosscut the foliation andall pre-existing structures;

ii) The veins have formed from tensilefractures, with a typical length onthe order of 10−1 to 101 m. Veinorientation is uniform on the kilo-meter scale;

iii) Some veins branch symmetricallywith an aperture angle of 30°, whichis interpreted to indicate high en-ergy dissipation rates and crack tippropagation velocities approachingthe terminal velocity similar to theRaleigh wave speed;

iv) Fabrics of the vein quartz indicatethat the veins formed during a sin-gle sealing stage by mineral precip-itation in open cavities;

v) The veins show a low aspect ratioof about 10 to 100 and an irregularor characteristic lenticular shape,which requires distributed ductiledeformation of the host rock;

vi) The sealing quartz crystals reveal abroad spectrum of microstructuralfeatures indicative of crystal plas-tic deformation at temperatures ofabout 300 to 350°C and high stress.

vii) Fluid inclusions entrapped in veinquartz reveal a markedly sublitho-static pore fluid pressure duringcrack sealing.

Fractures propagated in a single step.Therefore, fluid overpressure as the onlysource of crack-driving energy is ex-cluded. The drop in pore-fluid pressurerelated to incremental growth wouldcause arrest of the fracture until re-covery. Hydraulic fracturing is there-fore expected to result in cyclic vein-ing, which is not observed in the present

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Otto et al. TSK 11 Göttingen 2006

case. Opening of the fractures, com-mencing immediately after crack arrest,was controlled by ductile deformation ofthe host rock. Vein-parallel shorteningis less than about 2%. The structuraland microstructural record reflects anisothermal switch from short-term brit-tle failure at quasi-instantaneous load-ing to decelerating viscous creep withlittle strain accumulated. Individualveins are the result of a single sequenceof events:

i) A major stress peak is imposed tothe uppermost part of the plasto-sphere, probably as a consequenceof co-seismic loading by fault dis-placement in the overlying schizo-sphere (timescale is seconds).

ii) Fractures presumably initiateafter a stage of enhanced stresscorrosion with sharpening of ear-lier blunt flaws, resulting in arise of the stress intensity factorKI (timescale is not certain, butestimated to be between secondsand days).

iii) Flaw sharpness rises abruptly aftercritical fracture initiation and re-sults in a KI peak. The fracturepropagation velocity increases ex-tremely in this early stage. Dilationduring fracturing causes an instan-taneous drop in pore fluid pressure;this implies a drop in driving forceand consequently an arrest of thefractures. The time span from ini-tiation to arrest must be a few mil-liseconds.

iv) After fracture arrest, deceleratingviscous deformation during post-seismic stress relaxation causes theopening of the fractures. Sealing of

the fissures to become a vein takesplace by precipitation of mineralsfrom the pore fluid percolating intothe evolving cavity. This process isestimated to take some time on theorder of 100 to 104 years.

Opening of fractures and developmentto a vein is therefore interpreted to bea short-term and episodic process dur-ing a stage of post-seismic creep. Therecord of the exhumed rocks providesinsight into earthquake related dam-age in the uppermost plastosphere andtransient crustal properties during post-seismic creep and stress relaxation.

Correlation of magnetic fab-ric and crystallographic pre-ferred orientations of natu-rally deformed carbonate —mica rocks from the AlpiApuane in Italy and theDamara Orogen in Namibia

Poster

Michael Otto1 Ann M. Hirt2 BerndLeiss1 Volkmar Schmidt2 Jens M.Walter3

Scope of the correlationThe anisotropy of magnetic susceptibil-ity (AMS) is a time-efficient method todescribe crystallographic preferred ori-entations of rocks and has been appliedin a wide field of sedimentary, meta-morphic and magmatic geology. The1 Geoscience Centre Göttingen, University ofGöttingen, 37077 Göttingen, Germany 2 In-stitute of Geophysics, ETH Zurich, 8093Zurich, Switzerland 3 ForschungszentrumJülich, 52425 Jülich, Germany

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TSK 11 Göttingen 2006 Otto et al.

method, however, suffers from limi-tations which mainly result from theinterference of diamagnetic, paramag-netic and ferromagnetic fabrics (de Wall2005) — the term ferromagnetism isused in a wider sense here, including e.g.ferrimagnetism. The AMS is an integralparameter which describes a crystallo-graphic preferred orientation as an el-lipsoid. The quantitative correlation ofthe AMS with the crystallographic pre-ferred orientations should help to allowa closer view at the applicability and thelimitations of the AMS analysis (see alsoSchmidt et al. 2006 a, b).

Recent advances in AMS analy-sis through new methods for phaseseparationThe separation of ferromagnetic, para-magnetic and diamagnetic partial fab-rics has been a subject of research in re-cent times and has led to several newmethods. Martin-Hernandez & Hirt(2001) presented a method for the sep-aration of diamagnetic/paramagneticand anti-ferromagnetic from the fer-romagnetic phase fabrics using high-field torque measurements and differ-ent field strengths between 0.1 and1.7T. While ferromagnetic magnetiza-tion saturates at high fields, paramag-netic/diamagnetic magnetization is pro-portional to the field strength. So theseparation can be calculated from mea-surements at several fields.Schmidt et al. (2005, 2006 a,b) de-veloped a method for the separationof paramagnetic from diamagnetic fab-ric. It is achieved by the comparison ofroom-temperature and low-temperature(77K) measurements using the high-field torque method. This method wasapplied and compared to neutron tex-tures on synthetically-deformed calcite-

mica samples.

Naturally-deformed rocksTo test the application of the new meth-ods on naturally deformed rocks, micabearing calcite marbles and mylonitesfrom the Alpi Apuane in Italy anddolomite mylonites from the DamaraOrogen in Namibia were selected. Se-lection criteria were varying mica con-tents and varying intensities/types oftheir crystallographic-preferred orienta-tions (CPOs). Quantitative textureanalyses were carried out by means ofthe ‘powder and texture diffractometerSV7’ at the research reactor Jülich 2 ofthe Research Center Jülich (FRJ-2) inGermany. Due to a low absorption co-efficient of neutrons in condensed mat-ter, neutron diffraction allows a volume-related quantitative texture analysis ofthe sample cylinders which were alsoused for AMS measurements. Only thisstrategy allows a direct correlation ofCPOs with the AMS. AMS measure-ments were performed at different fieldintensities (0.8 to 1.7T) as well as atdifferent temperatures (room tempera-ture and 77 K) in order to separate thedifferent magnetic phases.Mica shows a relatively strong param-agnetic anisotropy; calcite a weaker dia-magnetic anisotropy.

First resultsThe 30 samples analysed cover a spec-trum from fine-grained (0.05mm) rocksto coarser grain sizes (max. 0.2mm). Ingeneral, grains show isometric to elon-gated shapes; the grain boundaries varyfrom relatively straight to irregular andlobate. In the different samples, themica content covers a range from 0 toca. 50%.

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Otto et al. TSK 11 Göttingen 2006

Texture analyses reveal a large varietyof texture types. The carbonate phasesshow single c-axis maxima, covering arange from weak to very strong intensitymaxima. Other samples show distinctto weak c-axis double maxima. Further-more, some samples show partially de-veloped girdle distributions with mod-erate to weak intensity. In one case,dolomite displays a completely devel-oped girdle distribution. The micaphases show c-axis preferred orienta-tions covering a range of very weak tovery strong single maxima.The measured AMS tensors are found torepresent the crystallographic preferredorientations of calcite and mica detectedby neutron diffraction goniometry. Dif-fering directions of the carbonate andmica phase preferred orientations aregenerally reflected by the directions ofthe dia- and paramagnetic AMS. In gen-eral, the eccentricity of the AMS ellip-soid reflects the intensity and type of thetexture.The AMS of the ferromagnetic phaseswas found to be often significantlydifferent from the para-/diamagneticAMS. Magnetite has been identified byacquisition of isothermal remanent mag-netization (IRM) and thermal demag-netization of a cross-component IRM.The AMS of magnetite is defined bythe grain shape rather than crystallo-graphic orientation. Additional low fieldAMS measurements give results repre-senting directions which are intermedi-ate between paramagnetic/diamagneticand ferromagnetic AMS.

ConclusionsThe results of this study are basedon a large variety of fabric types ofcarbonate-mica marbles and mylonites,i.e. varying mica content, grain sizes,

grain shapes, types and intensities ofthe crystallographic preferred orienta-tion. The presented first correlations ofthe AMS and CPO for the single mineralphases in general demonstrate a goodmatching. Regarding the comparison oftexture types and the AMS, limitationsare possible. While single c-axis max-ima and girdle-like c-axis distributionscan be also distinguished by the AMS,it is obvious that distinguishing betweenthese types and the double c-axis typeis not possible at the present stage.

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TSK 11 Göttingen 2006 Peternell & Kruhl

Crystal distribution pat-terns and their anisotropybehaviour in igneous rocks:towards an automated quan-tification, first results

Vortrag

Mark Peternell1 Jörn H. Kruhl1

IntroductionSince approximately two decades frac-tal geometry offers tools for the quan-tification of rock fabrics, and newmethods are currently under develop-ment to investigate the inhomogene-ity of crystal distributions, grain- andphase-boundary patterns as well astheir anisotropy behaviour (Kruhl et al.2004). These methods are now adaptedfor automated processing and suit-able to quantify the inhomogeneity andanisotropy of rock fabrics from macro tomicroscale. Applications for quantifyinginhomogeneity are mainly based on thebox-counting and map-counting (Pe-ternell 2002) methods, for anisotropybehaviour mainly based on modifiedCantor-dust methods and provide frac-tal dimensions, fractal-dimension iso-lines and azimuthal anisotropies of frac-tal dimension (AAD, Volland & Kruhl2004). For instance, the results provideinformation about the local variations offabric patterns and their prefer orienta-tion behaviour at macro and microscale.

MeasurementsInhomogeneityDifferent types of granites from theTuolumne Batholith (Sierra Nevada,USA), the Piquiri Syenite Massif

1 Tectonics and Material Fabrics Section,Technische Universität München, D-80290München, Germany

(Neoproterozoic basement of southernBrazil) and a fine-grained granitefrom central China (plates sold by ado-it-yourself store, Munich) have beeninvestigated. Based on digital pho-tographs of flat non-polished, polishedand stained surfaces of fine-grainedgranites, the distributions of phase-boundary patterns for biotite, quartz,plagioclase and K-feldspar have been

Figure 1: [A] Image of quartz (qtz), pla-gioclase (plg), K-feldspar (fsp) and bt(black) phases based on data from a stainedplate of a fine-grained granite from CentralChina (plates sold by a do-it-yourself store,Munich). [B] Results of box counting on[A] - the linear relation between the numberof occupied boxes and the box-side lengthplotted in a double-logarithm diagram forall phases shows that the pattern for eachface is self similar. The box dimension (DB

— defined as the slope of the line) for alldifferent patterns is app. the same, exceptfor biotite (marked by the dashed lines).

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Peternell & Kruhl TSK 11 Göttingen 2006

quantified by the box-counting method(Fig. 1). All distributions and patternsare self-similar, and their fractal box-dimensions range from 1.71 to 1.80 forall phases and for all different surfacesof the samples, but they are signif-icantly different within the box-sizeinterval of approx. 0.2 mm to 2mm forbiotite. This indicates the influence ofat least two pattern-forming processesduring crystallization:

i) equilibrium crystallization condi-tions for all minerals, and

ii) biotite distribution controlled byfeldspar, as biotite crystals mayhave either grown in the remainingspaces or rotated during feldspargrowth.

A comparison of manually (highestprecision) and automatically digitizedcrystal distribution and grain-boundarypatterns shows no significant differ-ences in fractal-dimension values, andindicates the possibility of fully auto-mated data processing. Box-countingmeasurements of crystal distributionfor hornblende/pyroxene- and feldspar-phases on differently-oriented cuts of afoliated syenite show significantly differ-ent box-dimensions for mafic and felsicminerals. This may result either fromfeldspar having controlled the crystal-lization and/or orientation of the maficminerals, or from the influence of early-formed pyroxene cumulates now dis-rupted and found as schlieren. Other-wise the cut orientation has no influenceon the results of the measurements, indi-cating that the box-counting method isnot useful for analyzing anisotropic be-haviour of rock patterns.

AnisotropyBecause of the impracticalness of the

box-counting method for analyzing theanisotropic rock pattern behaviour ofthe syenite, the hornblende/pyroxeneand feldspar phases on the differently-oriented cuts are analyzed with a newautomated process based on the workof Volland & Kruhl (2004). First re-sults should show different orientationbehaviour of;

i) the mineral phases in relation tothe differently-oriented cuts and

ii) different anisotropic behaviourbetween the hornblende/pyroxeneand the feldspar phases.

The results from the differently-orientedcuts could be potentially useful as a steptowards the analyses of 3D anisotropicmaterial as well as the interpretationof the 2D cut effect of such material.Different anisotropic behaviour of differ-ent mineral phases in the syenite possi-bly indicate complex geometrical as wellas chemical phase-to-phase interactionscaused by either different pattern form-ing processes, for each phase, during thecrystallization of the rock or by differ-ent crystallization time during the sameprocess.

ResultsThe application of box-counting, a clas-sical fractal geometry method for ana-lyzing inhomogeneity distributions indi-cates:

i) Stained, polished and even non-polished granite surfaces yield thesame information about the rockpattern distribution and, there-fore, about the pattern-formingprocesses of different phases likequartz, feldspars, and opaquephases even if the precision for dig-itizing the outlines of the different

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TSK 11 Göttingen 2006 Pfaar et al.

phases is not the same in differentsurfaces. Such record forms the ba-sis of automated fractal geometryprocedures and, consequently, ofdetailed pattern analysis of largerareas.

ii) Pattern differences between differ-ent minerals may be detected, evenif they are not apparent, and quan-tified, as a necessary basis forthe further investigation of pattern-forming processes.

iii) Box-counting seems not to be ade-quate for analyzing the anisotropicbehaviour of rock patterns. Thusan automated process based on theCantor dust method was applied onanistropic mineral-phases patterns.The results show different orienta-tion behaviour of this pattern dueto differently oriented rock cuts andmineral phases, potentially indicat-ing

iv) complex mineral-phases growth in-teractions, influenced by one or sev-eral pattern forming processes atthe same time or at different times,during the crystallisation of thesyenite.

v) Combining fractal and non-fractaldata, i.e., chemical and/or miner-alogical properties of rocks, mayprovide even more useful data sets.

References

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Gefügecharakterisierung vonCalcitmyloniten und Marmo-ren bezüglich senkrecht zu-einander stehender Falten-teilstrukturen, Alpi Apuane,Italien Poster

Rüdiger Pfaar1 Bernd Leiss1 Gian-carlo Molli2 Jens M. Walter3

Im nördlichen Teil des Appenin in Ita-lien ist der metamorphe Komplex derAlpi Apuane in Form eines tektoni-schen Fensters sehr gut aufgeschlosssen.Die metamorphen Gesteine der AlpiApuane — Metakarbonate, Kiesel- undKarbonatschiefer sowie Phyllite — sindaufgrund der Kollision der korsisch-sardischen Mikroplatte mit der ita-lienischen Halbinsel im mm bis km-Maßstab verfaltet worden. Im zentra-len Teil der Alpi Apuane biegt das ge-nerelle N–S Streichen der Faltenstruk-turen in eine E–W Richtung um. Fal-tenstrukturen mit senkrecht zueinanderstehenden Faltenachsen sind charakte-ristisches Strukturmerkmal u.a. ‘Meta-morpher Kernkomplexe’ und Schlüssel1 Geowissenschaftliches Zentrum der Univer-sität Göttingen, Goldschmidtstr. 3, 37077Göttingen 2 Dipartimento di Scienze dellaTerra, Università di Pisa, Via San Maria 53,56126 Pisa, Italien 3 Forschungszentrum Jü-lich, 52428 Jülich

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Pfaar et al. TSK 11 Göttingen 2006

zum Verständnis von Deformationsge-schichte und mechanismen. Die Ent-wicklung dieser Strukturen wird kontro-vers diskutiert.

Auf der Basis einer vorangegangenen,eigenen Detailkartierung des Umbie-gungsbereiches im Maßstab 1:5000, istes Ziel dieser Arbeit, Kornformgefügeund kristallographische Vorzugsorientie-rungen (Texturen) mit den makro- undgrossmaßstäblichen Gefügen der Falten-teilstrukturen systematisch zu charak-terisieren und zu korrelieren. Diese Ar-beiten sollen zum einen zum Verständ-nis der Deformationsgeschichte der Al-pi Apuane, aber auch zum generel-len Verständnis von Deformationsme-chanismen und -prozessen von Kar-bonaten beitragen. Aufgrund des stei-len Reliefs und guter Aufschlussver-hältnisse durch zahlreiche Steinbrüchekönnen die Strukturen dreidimensio-nal kartiert und beprobt werden. Diein der ersten Deformationsphase (D1)eng verfaltete, N–S streichende Synkli-ne von Arni biegt nach Süden hin in-nerhalb einer relativ kurzen Distanz von100 bis 200m in ein E–W-Streichenum. Der N–S-streichende Teil entsprichtdem generellen Streichen innerhalb desKernkomplexes, das Vorkommen desE–W-streichenden Teils ist lokal be-grenzt. Die Streckungslineare sind so-wohl im N–S-streichenden als auchim E–W-streichenden Bereich senkrechtzur Faltenachse entwickelt und in lo-kal auftretenden Scherzonen in Klein-falten mitverfaltet. Während der spä-teren zweiten, extensionalen Deforma-tionsphase (D2) werden die gesamtenD1-Faltenstrukturen durch offene Fal-ten mit subhorizontal einfallenden Fal-tenachsenflächen überprägt. Das unter-suchte Probenmaterial stammt aus derEinheit der jurassischen Marmore. Die

orientierte Probennahme erfolgte struk-turbezogen, d.h. es wurden Proben ausScherzonen und aus verschieden starkverfalteten Bereichen bzw. aus den Fal-tenschenkeln und den Scharnieren derunterschiedlich streichenden Faltenteil-strukturen entnommen.Die Korngrößen- und Kornformgefü-geanalysen erfolgten mit Hilfe des Po-larisationsmikroskops, die Polfigurmes-sungen für die Texturanalysen wur-den am Pulver- und Texturdiffrakto-meter SV7 am Forschungsreaktor Jü-lich 2 des Forschungszentrums Jülich(FRJ-2) durchgeführt. Neutronen erlau-ben aufgrund ihrer geringen Absorptionin Materie, die Messung relativ großerProbenvolumina (hier Zylinder mit 3oder 4 cm Durchmesser und Höhe), wasbei den vorliegenden Proben mit re-lativ großer Korngröße notwendig ist.Ein Überblick der ersten Gefügeanaly-sen von 10 Proben ergibt folgendes Bild:In der Regel weisen die Marmore einKorngrößenspektrum von ca. 0,05mmbis ca. 0,5mm auf. Die Körner sind voneiner interlobaten bis polygonalen Korn-grenzengeometrie gekennzeichnet. Meistist eine schwache Kornstreckung paral-lel zum generellen Streckungslinear zuerkennen (Abb. 1a). Die Mylonitprobenaus den Scherzonen, weisen ein deut-lich breiteres Korngrößenspektrum aufund zwar in Form eines feinkörnige-ren (<0,01 mm bis 0,1 mm) und einesgrobkörnigeren (0,1 mm bis ca. 1mm)Lagenbaus. Die Körner sind von einerinterlobaten bis verzahnten Korngren-zengeometrie gekennzeichnet. Vor allemdie grobkörnigeren Kristalle zeigen ei-ne deutliche Kornlängung (Abb. 1b)mit Kornachsenverhältnissen bis 1:4.Die Kornlangachsen liegen parallel zumMineralstreckungslinear oder zeigen imSchliff parallel Linear, senkrecht Foliati-

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TSK 11 Göttingen 2006 Pfaar et al.

Abbildung 1: Dünnschlifffotos (gekreuzteNicols) und Polfiguren für Calcit senk-recht zur Foliation und parallel zumStreckungslinear orientiert (X parallelzum Streckungslinear, Y senkrecht zumStreckungslinear und Z senkrecht zur Fo-liationsebene und Streckungslinear). DiePolfiguren sind in der flächentreuen Pro-jektion dargestellt (Isolinienabstufung 1,1.5, 2, . . . mrd für (c(006) bzw. 1, 1.25,1.5, . . . mrd für a<110>). a) Calcitmar-mor mit polygonaler Korngrenzengeome-trie und einfachem c-Achsen Maximum,b) Calcitmylonit mit deutlich ausgepräg-tem einfachem c-Achsen Maximum, c) Cal-citmylonit mit Schräggefüge und c-AchsenDoppel-Maximum (gestrichelte Isolinien 1,1.1, 1.2, . . . mrd für c(006) und 1, 1.05, 1.1,. . . mrd für a<110>).

on Kornschräggefüge auf (Abb. 1c).

Es lassen sich in allen, auch inden Marmorproben, kristallographischeVorzugsorientierungen nachweisen ImAllgemeinen zeigen die Texturen einzum Teil deutlich ausgeprägtes, ein-faches c-Achsen Maximum (Abb. 1b),meist senkrecht zur Foliation orientiert.

Es lassen sich aber auch c-Achsen Dop-pelmaxima (Abb. 1c) und c-Achsen-Teilgürtel nachweisen.

Diese ersten Ergebnissen zeigen kei-ne eindeutige Korrelation zwischenKorngefügetyp (Marmor oder Mylo-nit), Kornformtyp (polygonal, Korn-langachsenverhältnis, Korngrenzverzah-

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Philipp & Gudmundsson TSK 11 Göttingen 2006

nungsgrad etc.), dem Texturtyp, denmakroskopischen und den regionalenStrukturen. Damit wird offensicht-lich, dass die Gefüge die komple-xen Verformungs- und Temperaturpfa-de sehr differenziert aufgezeichnet ha-ben und dass in weiteren systemati-schen Detailanalysen ein hohes Potenzi-al steckt, zum Entwicklungsmodell derAlpi Apuane beizutragen.

Gypsum veins as hydrofrac-tures in layered and faultedmudstones: implications forreservoir permeability Poster

Sonja L. Philipp1

Agust Gudmundsson1

Mineral veins and reservoir perme-abilityMineral veins form when water solu-tions passing through fluid-transportingfractures gradually seal the fracturesas minerals precipitate. Many mineralveins are hydrofractures, that is, frac-tures generated at least partly by aninternal fluid pressure. For most min-eral veins, the fluid generating the hy-drofracture is geothermal water. Otherhydrofractures include fractures gen-erated by magma (dykes, sills, in-clined sheets), oil, gas and ground-water (many joints), as well as man-made hydraulic fractures in petroleumengineering. Hydrofractures are pri-marily extension fractures (Gudmunds-son et al. 2002). The formation of

1 Geowissenschaftliches Zentrum der Georg-AugustUniversität Göttingen, AbteilungStrukturgeologie und Geodynamik, Gold-schmidtstr. 3, 37077 Göttingen

Figure 1: Reverse fault in the profile atWatchet.There is a network of white gyp-sum veins on either side of the fault plane,which stops abruptly at a grey siltstonelayer and is absent in the overlying mud-stones. A gypsum vein follows the faultplane to a higher level than the vein net-work in the adjacent layers. View south-east; the person provides a scale.

hydrofractures is one of the two ba-sic mechanisms for the generation andmaintenance of permeability, particu-larly in fluid-filled heterogeneous reser-voirs such as those commonly associ-ated with petroleum, groundwater, vol-canic and geothermal fields. The other,and better-known, mechanism for per-meability development is the formationof shear fractures, that is, faults.The permeability development in frac-tured reservoirs, such as those forgroundwater, geothermal water andpetroleum, depends on fluid overpres-sure and transport in hydrofractures(Aguilera 1995). It has been proposedthat a high fluid pressure in a reservoircan create high temporary permeabil-ity through hydrofracturing (Aguilera1995; Gudmundsson et al. 2002). Thishydrofracturing may result in mineralvein networks. Such palaeohydrofrac-tures give information about past fluid

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TSK 11 Göttingen 2006 Philipp & Gudmundsson

Figure 2: Aperture /dip relationship of160 gypsum veins measured at Watchet.The thick veins are subhorizontal indicat-ing that the minimum principal compres-sive stress was oriented vertically at thetime of vein formation, a situation occur-ring during basin inversion.

flow and flow networks. Studying min-eral veins is thus important for under-standing fluid and mineral transport inrocks and reservoirs.

Faults and gypsum veins in mud-stones

Here we present field measurements ofmineral veins in coastal sections nearthe village of Watchet on the SomersetCoast of Southwest England (Fig. 1).The cliffs provide excellent outcropsof subhorizontal to gently dipping redmudstone beds with horizons of nodu-lar gypsum and of siltstone of the UpperTriassic Mercia Mudstone Group.In the upper part of the red mud-stones there are laterally impersistentevaporite-rich horizons, mainly of whitenodular gypsum. In part of the stud-ied section west of Watchet Harbour,there are many thin beds of grey-greencarbonatic siltstones, as well as nodu-lar gypsum horizons. The beds are dis-sected by many faults and numerousgypsum veins. In some beds, there are

dense anastomosing networks of fibrousgypsum (satin spar) veins which mayhave formed during transient hydraulicfracturing (Cosgrove 2001). The exactmechanism for the formation of gyp-sum veins, however, is still a matter ofdebate. Proposed mechanisms includemineral precipitation in open fractures,formation due to crystallisation pres-sure, and hydraulic overpressure (Shear-man et al. 1972; Gustavson et al. 1994).Based on 160 measurements, the veinsin a dense vein network do not showany preferred orientation. The thick-est veins, however, are subhorizontal(Fig. 2), indicating a horizontal orienta-tion of the maximum principal compres-sive stress during their formation. Thus,the vein networks were partly devel-oped during horizontal basin compres-sion, a stress state which may have ex-isted during basin inversion associatedwith Alpine Tectonics in the late Cre-taceous and early Tertiary. 97 cross-cutting relationships, as well as mostlyperpendicular vein fibres, indicate thatthe veins are primarily extension frac-tures; that is, they show hardly any evi-dence of shear displacement. In a 300 m-long profile dissected by (mostly) nor-mal faults with small displacements, 24faults (out of 28) have veins followingthem, indicating palaeofluid transportalong the fault planes.

Formation of gypsum veins as hy-drofracturesMineral veins form through several re-lated processes: fracturing, mineral dis-solution, transport and precipitation.These processes may occur simultane-ously and be repeated many times toform a single mineral vein. For a vein toform there must thus be a fluid, a ma-terial source, a fracture providing space,

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Philipp & Gudmundsson TSK 11 Göttingen 2006

and suitable pressure-temperature con-ditions for material precipitation. Wepropose that for the gypsum veins atWatchet water was transported fromdeeper levels in the sedimentary basinalong faults into the mudstones whereit got access to nodular anhydrite. Thewater then dissolved the anhydrite andformed gypsum. The volume increasedue to this reaction and the low perme-ability of the mudstones lead to build-up of high fluid pressure in the nod-ules that, eventually, created hydrofrac-tures at the ends of their long axes.The resulting hydrofractures connectedthe gypsum nodules. Calcium-sulphatesaturated fluids, transported along thefaults, got access to evaporite-free mud-stone layers where dense anastomos-ing vein networks developed. Mostveins were arrested during their prop-agation by layers with contrasting me-chanical properties (generating stressbarriers). Some veins, however, prop-agated through the barriers along faultsto shallower levels.

Permeability of heterogeneousreservoirsOur results have important implica-tions for fluid transport in reservoirsand the formation of hydrofractures.The gypsum veins at Watchet indi-cate hydrofracturing rather late in basinhistory during inversion and exhuma-tion (Cosgrove 2001). The veins showthat fluids from deeper levels in thesedimentary basin can be transportedalong faults into rather impermeablehost rocks. When injected into the hostrocks, the overpressured fluids inducenew hydrofractures. Provided the hostrock has a low permeability and is seal-ing the nodules, the fluid overpressure isthen partly related to the volume change

at the hydration of nodular anhydriteto gypsum. The hydrofractures propa-gate until they become arrested at layerswith contrasting mechanical properties.Individual layers or ‘compartments’ ina fluid reservoir can be connected ver-tically through faults in which case thereservoir may develop a high temporarypermeability. The gypsum veins fol-lowing many fault planes indicate thefaults transported water through themudstones. This transport, presum-ably, occurred either during fault slipor through the formation of hydrofrac-tures along the fault planes. Hydrofrac-tures can transport fluids through low-permeability rocks. When the fluidsare supersaturated with respect to cer-tain minerals, or when there exists a lo-cal material source, mineral veins mayform. At Watchet, nodular anhydriteacted as local material source. Thepresent results suggest that high tempo-rary permeabilities can develop in reser-voirs not only during early burial butalso during basin inversion — and thatthese permeabilities are primarily due tothe formation of hydrofractures.

Acknowledgements We thank Sta-toil for a PhD-Grant (to AG) for SonjaPhilipp, née Brenner.

References

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TSK 11 Göttingen 2006 Philipp et al.

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Shearman DJ, Mossop G, Dunsmore H & Mar-tin M (1972) Origin of gypsum veins by hy-draulic fracture. Institution of Mining andMetallurgy Transaction, Section B: AppliedEarth Science 81 149–155

Strukturgeologische Studienals Beitrag zum Erfolg tiefen-geothermischer Projekte

Poster

Sonja L. Philipp1 Asdis Oelrich1

Christian Müller1 Stefan Hoffmann1

Tobias Bartelsen1 Denise Thäter1Agust Gudmundsson1

Strukturgeologie und GeothermieBei der tiefen Geothermie werden zurSchaffung eines künstlichen geother-mischen Reservoirs unterirdische Wär-metauscher erzeugt. Zur Wärme- undStromerzeugung wird dann wiederholtWasser in den Untergrund verpresst,welches erhitzt und wieder gefördertwird. Dafür werden im Allgemeinen Sy-steme aus Injektions- und Förderboh-rungen (‚Dubletten‘) von 2–5 km Tiefeverwendet, um die erforderlichen Tem-peraturen zu erreichen. Der kritischeParameter für die wirtschaftliche Nutz-barkeit geothermischer Reservoire (‚Er-folg‘) ist jedoch eine nötige hohe Per-meabilität. In den meisten Reservoi-ren müssen zu niedrige natürliche Per-meabilitäten — oder zu kleine Wärme-austauschflächen — durch die Öffnung1 Geowissenschaftliches Zentrum der Geor-g-August-Universität Göttingen, AbteilungStrukturgeologie und Geodynamik, Gold-schmidtstr. 3, 37077 Göttingen

Abbildung 1: Hydromechanische Einhei-ten von Störungszonen: Störungskern undBruchzone (verändert nach Gudmundssonet al. 2002). Erläuterung im Text.

bzw. Scherung vorhandener Brüche oderdie Erzeugung künstlicher hydraulischerBrüche erhöht werden (‚Reservoirstimu-lation‘). Um Stimulationen erfolgreichdurchzuführen, müssen dabei das vor-handene Bruchsystem und das gegen-wärtige Spannungsfeld möglichst genaubekannt sein. Dafür sind strukturgeolo-gische Studien von besonderer Bedeu-tung (vgl. Philipp et al. 2005).Zu Beginn sollten detaillierte geologi-sche Kartierungen im Bereich poten-tieller Bohrungen durchgeführt werdensowie Informationen über den geologi-schen Untergrund ausgewertet werden.Dabei sollte der Schwerpunkt auf demAuffinden von Störungszonen liegen, dadiese entweder Barrieren für den Fluid-transport darstellen können oder aberFluide bevorzugt transportieren. Stö-rungszonen bestehen im Allgemeinenaus zwei hydromechanischen Einheiten:dem Störungskern und der Bruchzone(Abb. 1). Der Störungskern besteht ausBrekzien und Letten und ist in eineraktiven Störungszone durch hohe Per-meabilität geprägt, sonst jedoch meistsehr dicht und eher eine Barriere fürden Fluidtransport (Gudmundsson et

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Philipp et al. TSK 11 Göttingen 2006

al. 2002). In der Bruchzone mit zahl-reichen Brüchen, meist subparallel zurStörungsfläche orientiert, hängt die Per-meabilität der Bruchsysteme besondersvom Vernetzungsgrad der Brüche unddem lokalen Spannungsfeld ab.

In vielen Reservoirgesteinen ist die Ma-trixpermeabilität gering, so dass Fluid-transport besonders durch Brüche statt-findet (‚bruchkontrollierte Reservoire‘).Fluidtransport zwischen zwei Punk-ten A und B in einem bruchkon-trollierten Reservoir findet gewöhnlichnur dann statt, wenn die Perkolations-schwelle erreicht wird, d.h. dass die-se Punkte durch ein zusammenhängen-des Bruchnetzwerk miteinander verbun-den sind (Stauffer & Aharony 1994).Um die Permeabilität von Gesteinenin potentiellen Reservoiren in geother-misch interessanten Tiefen abzuschät-zen, sind Prognosen über die Geome-trie existierender Brüche (insbesonde-re deren Orientierung und Öffnungswei-te) sowie deren Vernetzung zu Bruch-systemen nötig. Da seismische Verfah-ren und Bohrkerne dafür nicht ausrei-chen, sind strukturgeologische Analysenentsprechender Gesteine in Aufschlüs-sen gleicher Fazies (‚Analoge‘) wichtig.Dabei wird der Schwerpunkt darauf ge-legt, wie Gesteinsheterogenitäten (ins-besondere die Schichtung) die Bruch-ausbreitung beeinflussen. Geländestudi-en in unterschiedlichsten Gesteinen —z.B. auch in natürlichen Paläogeother-miefeldern in Großbritannien und Island(Brenner 2003) — haben gezeigt, dassdie mechanische Schichtung der Gestei-ne (insbesondere Änderungen der Stei-figkeit) der wichtigste Parameter fürdie Bruchausbreitung ist. In mecha-nisch geschichteten Gesteinen sind Brü-che häufig auf einzelne Schichten be-schränkt und bilden daher seltener zu-

sammenhängende Bruchnetzwerke. De-taillierte Geländestudien werden dahermit der Bestimmung der mechanischenGesteinseigenschaften ergänzt.Weiterhin ist es wichtig, das lokaleSpannungsfeld möglichst gut zu ken-nen. Zum einen hängen die Aktivitätvon Störungszonen und der damit ver-bundene Fluidtransport vom vorherr-schenden Spannungsfeld ab. Zum zwei-ten wird durch das lokale Spannungsfeldbestimmt, ob Brüche sich ausbreitenkönnen oder gestoppt werden. Zum drit-ten bestimmt das Spannungsfeld allge-mein, ob Brüche eher geöffnet oder ehergeschlossen werden (Abb. 2) und damitob Fluidtransport durch das Bruchsy-stem stattfindet. Ist die größte Horizon-talspannung, σH , parallel zum Streicheneines Bruchs orientiert, wird der Bruchoffen gehalten, Fluidtransport wird er-leichtert. Ist die größte Horizontalspan-nung, σH , jedoch senkrecht zum Bruch-streichen orientiert, wird der Bruch ehergeschlossen, Fluidtransport wird er-schwert. Das lokale Spannungsfeld kannerheblich vom regionalen Spannungsfeldabweichen. Gesteine mit unterschiedli-chen mechanischen Eigenschaften kön-nen das Spannungsfeld auf kleinstemRaum extrem heterogen machen undso die Bruchausbreitung stark beein-flussen (Brenner 2003). Numerische Mo-delle tragen jedoch erheblich zum Ver-ständnis des lokalen Spannungsfelds so-wie der Vernetzung vorhandener und zuschaffender Bruchsysteme und somit desFluidtransports im Reservoir bei.

Fallstudie: Geothermisches Poten-tial des BuntsandsteinsIm Folgenden präsentieren wir Aus-schnitte aus einer derzeit durchge-führten Fallstudie zur Vorhersage vonBruchsystemen und Permeabilitäten

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TSK 11 Göttingen 2006 Philipp et al.

Abbildung 2: Aufschluss im Buntsandstein (Solling-Folge) bei Bad Karlshafen. A) Blicknach NNO, die kurze Bildkante ist etwa 10m hoch. B) Darstellung von 558 Klüften alsDurchstoßpunkte der Flächennormalen im Schmidtschen Netz (flächentreue, äquatorialeProjektion, untere Halbkugel).

im Buntsandstein Niedersachsens (vgl.Hoffmann et al. 2006). DetaillierteGeländestudien wurden in Aufschlüs-sen der Solling-Folge bei Bad Karls-hafen durchgeführt (Abb. 2A). Esliegen zwei orthogonale Kluftscharen(Abb. 2B) mit unterschiedlichen Eigen-schaften vor. Von 58 O–W-streichendenKlüften sind 40 (69%) auf einzel-ne Sandsteinschichten beschränkt. Von129 N–S-streichenden Klüften hingegenkonnten sich 71 (55%) durch mehre-re Sandsteinschichten ausbreiten. Schongeringmächtige Lagen von Tonstein kön-nen viele Klüfte stoppen. Offenbar ha-

ben die deutlich unterschiedlichen me-chanischen Eigenschaften von Tonstein(niedrige Steifigkeit) und Sandstein (hö-here Steifigkeit) Einfluss auf die Kluft-ausbreitung.

Auch wenn es unwahrscheinlich ist, dassdas im Steinbruch analysierte Bruch-system genau dem Bruchsystem ent-spricht, das in der Tiefe angetroffen wer-den wird können Prognosen auf das vor-handene Bruchsystem im Untergrundgetroffen werden. Weiterhin sind Aus-sagen zur potentiellen Ausbreitung neuzu schaffender künstlicher hydraulischerBrüche möglich, bzw. dazu, wie sich

169

Pleuger et al. TSK 11 Göttingen 2006

vorhandene Brüche durch Stimulationvoraussichtlich vernetzen werden. Da-zu werden aus den in Geländestudiengewonnenen Daten und Informationenüber den Untergrund der angestrebtenBohrung numerische Modelle erstellt.Ähnliche Studien können auch für an-dere Standorte, Lithologien und Stra-tigraphien durchgeführt werden. Durchdie erläuterten Untersuchungen ist esmöglich, optimale Bohrlokalitäten zubestimmen. Die Wahrscheinlichkeit desAbteufens einer nicht nutzbaren Boh-rung wird dadurch minimiert. Ebensokönnen durch eine geringere Zahl vonBohrungen höherer Effizienz Kosten re-duziert werden.

Dank Wir danken der DeutschenBundesstiftung Umwelt für CMs Pro-motionsstipendium und der FirmaSteinbruch Niemeyer, Bad Karlshafen,strukturgeologische Geländestudiendurchführen zu dürfen.

LiteraturBrenner SL (2003) Field studies and models of

hydrofractures in heterogeneous reservoirs.Doktorarbeit, Universität Bergen, Norwegen

Gudmundsson A, Fjeldskaar I, & BrennerSL (2002) Propagation pathways and fluidtransport of hydrofractures in jointed andlayered rocks in geothermal fields. Journal ofVolcanology and Geothermal Research 116,257–278

Hoffmann S, Müller C, Philipp SL & Gud-mundsson A (2006) Strukturgeologische Ge-ländestudie im Mittleren Buntsandstein zurNutzung als geothermisches Reservoir (die-ser Band)

Philipp SL, Hoffmann S, Müller C & Gud-mundsson A (2005) Verringerung des Fün-digkeitsrisikos für tiefengeothermische Pro-jekte durch strukturgeologische Geländestu-dien und numerische Modelle. Geothermi-sche Jahrestagung 2005, 113–124

Stauffer D & Aharony A (1994) Introduction toPercolation Theory. Taylor & Francis, Lon-don

Kinematik des Deckenkon-taktes zwischen der Combin-zone und der Zermatt-Saas-Zone (Penninische Decken,Westalpen) und deren Bedeu-tung für die Exhumierung derZermatt-Saas-Zone Vortrag

Jan Pleuger1 Sybille Roller1 Jens M.Walter2 Ekkehard Jansen2 NikolausFroitzheim1

Die Grenze zwischen zwei ophiolithis-chen Decken der penninischen Alpen,der Zermatt-Saas-Zone (unten) und derCombinzone (oben), markiert zugleicheinen bedeutenden Sprung der bei dertertiären alpinen Metamorphose max-imal erreichten Drücke. Währenddie Zermatt-Saas-Zone Ultrahochdruck-metamorphose (25–30 kbar/550–600°C,Bucher et al. 2005) erfuhr, erreichtedie Combinzone lediglich blauschiefer-fazielle Bedingungen (13–18 kbar/380–550°C, Bousquet et al. 2004). Vorallem die Polarität des Drucksprungesführte dazu, daß die Deckengrenzezumeist als gewaltige südostvergenteAbschiebung interpretiert wurde (z.B.Ballèvre & Merle 1993, Reddy et al.1999). Strukturgeologische Gelände-beobachtungen ergeben jedoch sowohlfür das Hangende als auch das Liegendeder Combinstörung die folgende kine-matische Entwicklung:

i) Nordwestvergente, überschiebendeScherung (D1),

ii) (Süd)westvergente Scherung (D2),

1 Geologisches Institut, Universität Bonn,Nußallee 8, 53115 Bonn 2 Mineralo-gisch-Petrologisches Institut, UniversitätBonn, Arbeitsgruppe für Neutronenbeugung,Forschungszentrum Jülich, MIN/ZFR, 52425Jülich

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TSK 11 Göttingen 2006 Pleuger et al.

iii) Südostvergente, abschiebendeScherung (D3).

Alle drei Deformationsphasen fandenin beiden Einheiten unter grünschiefer-faziellen Bedingungen statt.Neutronentexturgoniometrische Unter-suchungen sind vor allem an Quarzitender Cimes-Blanches-Decke durchgeführtworden, die sich an der Basis derCombinzone befindet und große Ver-satzbeträge entlang der Combinstörungdurch duktile Scherung aufgenommenhat. Die im Rahmen dieser Studie erhal-tenen Quarzittexturen lassen insbeson-dere Rückschlüsse auf die Geometrie derVerformungen D1, D2 und D3 zu. Siespiegeln die oben avisierte Verformungs-geschichte wieder und erlauben, zusam-men mit Quarzittexturen aus anderenEinheiten, den Geländbeobachtungenund petrologischen sowie geochronolo-gischen Daten, eine detaillierte kine-matische Rekonstruktion des penninis-chen Deckenstapels. Diese zeigt,daß abschiebende Bewegungen entlangder Combinstörung während D2 undD3 stattgefunden haben, aber nurgeringe Versatzbeträge hatten. Spätwährend D1 entstanden jeweils ander Basis der Sesia-Dent Blanche-Decke, der Zermatt-Saas-Zone und derMonte Rosa-Decke drei out-of-sequence-Überschiebungen, die als stark aus-gedünnte Liegendschenkel von Decken-falten aufgefaßt werden können. NachAbwicklung dieser Falten liegt die Com-binzone im Süden über der Sesia-Dent Blanche-Decke, in der Mitte überder Zermatt-Saas-Zone und im Nordenüber dem Bernhard-Deckensystem (Bri-ançonnais). Die Platznahme der Com-binzone fand während früher Stadienvon D1 statt als die Combinstörungeine flache, nordwestgerichtete Über-schiebung war. Gleichzeitig mit dieser

Überschiebung war eine Abschiebung ander Basis der Sesia-Dent Blanche-Deckeaktiv, so daß diese nach Süden aus demDeckenstapel extrahiert wurde. Die Ex-traktion der Sesia-Dent Blanche-Deckebewirkte größtenteils die Exhumierungder Zermatt-Saas-Zone. Nördlich desextrahierten Blocks vereinigten sich inder Combinstörung die Überschiebungund die Abschiebung. Da der Ver-satzbetrag der Überschiebung größer alsder der Abschiebung war, addierten sichdie Bewegungen nördlich der Sesia-DentBlanche-Decke zu einer Überschiebung.Diese transportierte die ursprünglicheBedeckung der Sesia-Dent Blanche-Decke, von der sich auch die CimesBlanches-Decke ableitet, so weit nachNorden, daß die ursprüngliche Bedeck-ung des Briançonnais durch die Cimes-Blanches-Decke ersetzt wurde (sieheauch Sartori & Marthaler 1994).Die Rekonstruktion ergibt, daß dieCombinstörung hauptsächlich als Über-schiebung aktiv war. Die Exhumierungder Gesteinseinheiten im Liegendenwurde nicht durch Extension, sonderndurch vertikale Ausdünnung der Krustewährend horizontaler Kontraktion be-wirkt.

Literatur

Ballèvre M & Merle O (1993) The Combinfault: Compressional reactivation of a LateCretaceous-Early Tertiary detachment faultin the Western Alps. Schweiz Mineral Pet-rogr Mitt 73, 205–227

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Rambousek et al. TSK 11 Göttingen 2006

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The Serifos MetamorphicCore Complex (Greece) —kinematic investigations ofthe southern detachmentmylonites Vortrag

Christian Rambousek1 BernhardGrasemann1 Konstantin Petrakakis1Michael A. Edwards1 ChristophIglseder1 András Zámolyi1

The island of Serifos is situated about100 km SSE of Athens in the AegeanSea and belongs to the Attic-Cycladicmassif. The geology of Serifos is largelycharacterized by a shallow hornblende-biotite granodiorite pluton that in-truded in the late Miocene into a pre-viously deformed (under blueschist con-ditions) sequence mainly consisting ofortho- and paragneisses, calc-silicatemarbles, amphibolites and schists. Thepluton has a dome-shaped body occu-pying the central and southern parts ofthe island (Salemink 1985). The SerifosMCC is the very western continuation1 Department of Geodynamics and Sedimen-tology, Structural Processes Group, Universityof Vienna, Austria

of a zone of syn- to post tectonic intru-sions younging from the East (Naxos,Paros ∼12Ma) to the West (Serifos 9–8Ma). Whereas the older intrusions inthe East show a top to the North ge-ometry, the Serifos MCC has developeda South-directed low-angle detachmentfault.The northern contact of the Serifos plu-ton is intrusive. In the SE, towardsstructurally higher levels, a core be-comes foliated with increasing intensityand, under greenschist facies conditions,transformed into S-dipping low temper-ature mylonitic to ultramylonitic rockswith abundant SSW-directed kinematicindicators (SCC′ fabrics, sigma anddelta clasts, flanking structures andmica fish). This zone forms the maingreenschist facies to brittle/ductile de-tachment of the Serifos MCC. The lin-eation in these rocks has a remarkablyconsistent NNE-SSW direction. The fo-liation however varies and follows thedome shaped structure caused by theexhumation and unloading of the MCC.Quantitative kinematic indicators andmicro structures with monoclinic sym-metry have been investigated in orderto characterize the flow within the maindetachment zone. It is well known thatin mylonitic zones, an increase in in-tensity of deformation is normally ex-pressed by a decrease in grain size, ac-companied by recrystallisation (Berthéet al. 1979) as it can be observed inthe ultramylonitic granodiorites of theSE detachment zone. Here the unde-formed core becomes foliated towardsthe S and, with increasing intensity,turns into a ultramylonite with quartz-feldspar- and biotite-porphyroblasts ina very fine grained matrix.Rigid objects in rocks undergoing pene-trative ductile non-coaxial flow will tend

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TSK 11 Göttingen 2006 Renk et al.

to rotate with respect to the kinematicframe of the bulk flow, and disturb thedeveloping foliation pattern at a smalladjacent domain. To investigate the ro-tational behaviour of porphyroblasts inaspect to their shape, thin sections ofthe ultramylonitic Hbl–Bt granodioriteof the southern detachment were ana-lyzed with the image analysis programScion Image. Qtz, feldspar and biotitewere separately plotted in aspect totheir orientation (θ) and the normalizedlength-width ratio (B∗) of their idealstrain ellipsoid. In contrast to the plas-tically deforming quartz, the feldsparshows brittle deformation which sug-gests maximum deformation tempera-tures of about 350°C. Our microstruc-tural investigation reveals that feldspargrains with variable aspect ratio recordno stabilization forming-clast geome-tries. In contrast Qtz clasts show both:stabilization of grains with high aspectration inclined against the shear direc-tion and grains with low aspect ratioswith no stable position. Bt alwaysforms textbook examples of mica fishtype clast with stable position inclinedagainst the shear direction. These ob-servations from natural mylonites con-firm results from analogue and numer-ical models (e.g. Ceriani et al. 2003,Marques et al. 2005; Schmid & Pod-ladchikov 2005), which suggest a strongdependence of the shape and the clastmatrix coupling on the rotational be-haviour and stable position of clasts.

References

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Einfluss der Zusammenset-zung von Titanomagnetit aufdie Anisotropie der magneti-schen Suszeptibilität — Fall-studie an einem Dyke-SillKomplex in Ungarn Poster

Daniela Renk1 Helga de Wall1 UlrikeMartin1 Karoly Nemeth2

EinführungIn den letzten Jahrzehnten hat dieMessung der magnetischen Suszeptibi-lität im Schwachfeld (üblicherweise bei300A m−1) für geologische Arbeiten ei-ne wichtige Rolle eingenommen. Da an-hand der Anisotropie der magnetischen1 Institut für Geologie, Julius-Maximilians-U-niversität Würzburg, Pleicherwall 1 D-97070Germany 2 Geological Institute of Hungary,14 Stefania St., Budapest H-1143, Hungary

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Renk et al. TSK 11 Göttingen 2006

Suszeptibilität (AMS) auch schwacheVorzugsorientierungen registriert wer-den können, ist die AMS eine wichti-ge Methode zur Bestimmung von Fließ-richtungen in magmatischen Körpern.In ferrimagnetischen, basaltischen Ge-steinen ist hauptsächlich Titanomag-netit Träger der Information für dieAMS. Nach Jackson et al. (1998) undde Wall (2000) variiert die magnetischeSuszeptibilität (MS) von Titanomagne-titen stark mit der Mineralzusammen-setzung und ist abhängig von der Feld-stärke (Amplitude des Wechselfeldes)des angelegten Magnetfeldes.Diese Arbeit umfasst eine systemati-sche Studie zum Einfluss der Feldstär-ke für AMS Messungen an Gängen (Dy-kes und Sills) und Lavaströmen (flows).Variationen in der MS und ihrer Aniso-tropie können Informationen zur Platz-nahme und den Fließeigenschaften vonLaven beinhalten (Canon-Tapia et al.1997, Canon-Tapia & Pinkerton 2000).Für eine korrekte Bewertung und In-terpretation von Variationen der AMS,muss in Titanomagnetit-haltigen Ge-steinen der Einfluss der Feldstärkenab-hängigkeit auf die MS und AMS berück-sichtigt werden.Die Studie wurde am Ság-hegy Vul-kankomplex in der kleinen ungarischenTiefebene durchgeführt. Dieser Kom-plex besteht aus einem phreatomagma-tischen Tuffring, der sich im Pliozän bisMiozän bildete. Nachdem die Zufuhr anmeteorischem Wasser endete, wechsel-te der phreatomagmatische Stil zu ei-nem effusiven. Dabei wurde der Tephra-ring mit einem Lavasee verfüllt und einDyke-Sill Komplex intrudierte in die py-roklastischen Einheiten.Im Gelände wurden Proben von den Dy-kes und Sills, sowie von Laven aus demLavasee und aus den ausgeflossenen La-

vaablagerungen genommen und an die-sen die Parameter der AMS bestimmt.Die geochemischen Analysen der Pro-ben ergaben eine basaltische bis tra-chybasaltische Zusammensetzung undplotten im Diskriminierungsdiagrammim Feld der Intraplattenvulkanite. Pro-ben der Übergangsbereiche (Transitio-nal) von Dykes zu Sills und Intrusiva zuEffusiva wurden gesondert betrachtet.Die MS wurde mit einer KLY-4S Kap-pabrücke (AGICO, Brno) gemessen.

ErgebnisseIm Schwachfeld wird eine lineare Bezie-hung zwischen der Magnetisierung unddem angelegten, magnetischen Feld an-genommen. Dies gilt in den hier bearbei-teten Proben nur für Felder kleiner als100A m−1, bei einer höheren Feldstär-ke ist die Beziehung nicht mehr linear(Abb. 1). Um den Einfluss der Feldstär-ke auf die AMS zu testen, wird ein Da-tensatz präsentiert, der bei 30 Am−1 (li-neares Verhalten) und 300A m−1 (nicht-lineares Verhalten) gemessen wurde.Für diese beiden Datensätze sind inTab. 1 die Volumensuszeptibilität, derFormfaktor (T ) und der Grad der Ani-

Tabelle 1: Merkmale der magnetischen Sus-zeptibilität (k in 10−3 SI) für die Dykes, dieÜbergangsbereiche (Transitional), die Sillsund Lava Flows bei einer Feldamplitudevon 30Am−1 und 300Am−1.

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TSK 11 Göttingen 2006 Renk et al.

Abbildung 1: Magnetische Suszeptibilität mit zunehmender Feldstärke Hac (k normiertauf Hac = 10Am−1) für a) Dykes; b) Übergänge (Transitional) von Dykes zu Sills undLava Flows; c) Sills; d) Lava Flows. Zum Vergleich wurde eine Probe mit reinem Magnetit(Magnetit-Standart) dazu geplottet. Der durchschnittliche χhd-Wert (Feldstärkenabhän-gigkeit der magnetischen Suszeptibilität in Prozent, ermittelt aus den Messungen beieiner Feldamplitude von 30 und 350Am−1) für die verschiedenen Probengruppen istebenfalls angegeben.

sotropie (P′) gelistet. T und P′ sinddie Parameter, die üblicherweise zur Be-schreibung der AMS-Ellipsoide benutztwerden (Jelinek 1981).

Die MS ist für die effusiven Lavagesteineam höchsten, wobei die höchsten Werteden Proben aus dem Lavasee zuzuord-nen sind. Die Suszeptibilität nimmt vonden effusiven Gesteinen zu den Dykesab und zeigt die geringsten Werte fürdie Sills. Für die Messungen in den bei-den Feldamplituden gibt es einen deut-lichen Unterschied in den Beträgen derMS, mit größeren Unterschieden in La-ven und Dykes im Vergleich zu den Sills.Dies steht mit der unterschiedlichen Zu-sammensetzung der Titanomagnetite inBeziehung und weist auf einen geringenTi-Anteil in den Sills im Gegensatz zu

den Dykes und Laven hin (Abb. 1). Be-trachtet man den gesamten Datensatz,so wird für abnehmende Feldamplitudenein Trend zu geringeren Suszeptibilitä-ten und isotroperen Strukturen deutlich(Abb. 2).

Messungen bei Feldstärken, die im nichtlinearen Bereich liegen, haben offen-sichtlich auf den Grad der magneti-schen Anisotropie einen großen Einfluss,der mit der Zusammensetzung der Tit-anomagnetite variiert. Generell ist derGrad der Anisotropie bei magmatischenFließstrukturen eher gering (P′ <1.1,Tarling & Hrouda 1993). Der Einflussder Feldstärkenabhängigkeit kann al-so den Betrag der ‚wahren‘ magneti-schen Anisotropie überschreiten. DerVergleich der AMS-Ellipsoide für Mes-

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Renk et al. TSK 11 Göttingen 2006

Abbildung 2: In a) ist die Änderung des Formfaktors und der Anisotropie mit zunehmen-der Feldstärke dargestellt. Die grau gezeichnete Probe enthält einen geringen Ti-Anteilund die schwarze einen hohen; in b) ist für Proben aus den Dykes der Grad der Anisotro-pie gegen die Suszeptibilität für Messungen bei einer Feldstärke von 30 und 300Am−1

aufgetragen.

sungen im linearen und nicht linearenBereich zeigt diesen dramatischen Ef-fekt. Es bleibt aber dennoch ein Unter-schied in der MS und P′ zwischen Sills,Dykes und Laven, der sich auch in denSuszeptibilitäten in Tab. 1 wiederspie-gelt. Dies gibt einen Hinweis auf unter-schiedliche Fließeigenschaften und Ab-kühlungsraten der verschiedenen vulka-nischen Körper.

SchlussbemerkungDiese Studie macht den Einfluss derFeldstärkenabhängigkeit auf die MS undAMS in Titanomagnetit-führenden Ge-steinen deutlich. Die Auswirkung derZusammensetzung auf die MS muss al-so beachtet werden, wenn man ma-gnetische Anisotropien von verschiede-nen Typen vulkanischer Gesteine mit-einander vergleicht und wenn man denGrad der Anisotropie dazu verwendet,um Informationen über die Fliessdy-namik einer Lava zu erhalten. DieAuswertung der gemessenen Daten er-gibt eine lineare Beziehung zwischen∆ P′ (P′ 300A m−1 — P′ 30A M−1)

und den χhd-Werten (Feldstärkenab-hängigkeit in %). Aus diesem Graphkann ein Korrekturfaktor bestimmt wer-den, mit dem die Anisotropiedatenin Titanomagnetit-führenden Gesteinenkorrigiert werden können. Ansonstenwird für ferromagnetische, basaltischeGesteine vorgeschlagen, die AMS im Be-reich der linearen Beziehung zwischenMagnetisierung und angelegtem Feld zumessen, also bei Feldern <100A m−1.

Literatur

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Jackson M, Moskowitz B, Rosenbaum J & Kis-sel C (1998) Field-dependence of AC suscep-tibility in titanomagnetites. Earth Planet.Sci. Lett. 157, 129–139

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TSK 11 Göttingen 2006 Reuther & Moser

Jelinek V (1981) Characterization of the ma-gnetic fabrics of rocks. Tectonophysics 79,63–67

Tarling DH & Hrouda F (1993) The Magne-tic Anisotropy of Rocks. Chapman & Hall,London, p 217

Empirische Feldstudien überelektromagnetische Emissio-nen in Gesteinen unter akti-ven Krustenspannungen

Vortrag

C.-D. Reuther1 Elmar Moser1

EinleitungIn den vergangenen Jahren wurdenvon den Mitgliedern unseres De-partments mehrere Feldstudien überelektromagnetische Emissionen intektonisch aktiven Regionen durch-geführt. Die Untersuchungsgebietelagen in Südspanien, Sizilien, Malta,Eger-Graben/Tschechische Republikund die Provence/Frankreich als auchin Süd-Chile.

Theoretische GrundlagenDas Ziel dieser Untersuchungen wardie Erfassung der größten horizonta-len Spannungs-Richtung in der obe-ren Erdkruste. Dazu wurden die In-tensität des elektromagnetischen Fel-des in Bezug zu der Orientierung ei-ner Richtantenne gemessen (Abb. 1).Diese Ergebnisse wurden mit akti-ven Stress-Richtungen verglichen dieaus Doorstopper-Messungen, Bohrloch-Randausbrüchen, Herdflächenlösungen1 Department für Geowissenschaften, Uni-versität Hamburg, Bundesstrasse 55, 20146Hamburg

Abbildung 1: Typische Messkurve einerelektromagnetischen Messung zur Rich-tungsbestimmung der maximalen horizon-talen Krustenspannung

und neotektonischen Strukturanalysengewonnen wurden. Die Richtungen dergrößten Horizontalspannungen stimmensehr gut mit der Orientierung der ma-ximalen elektromagnetischen Emissionüberein.

Die elektromagnetische Emission vonGesteinen unter tektonischer Spannungberuht auf dem Prinzip der Ladungs-verschiebung im molekularen Maßstab.Dabei wird in dem Gestein eine kurz-eitige Ladungstrennung und damit einDipol erzeugt. Dieser strahlt sowohl beiseiner Entstehung als auch beim fol-genden Ladungsausgleich eine gerich-tete elektromagnetische Welle ab. Da-bei stehen die elektrische und die ma-gnetische Komponente senkrecht auf-einander, haben aber dieselbe Orientie-rung im Raum. Die Ladungstrennungwird wahrscheinlich durch Mikrorissehervorgerufen, aber auch der Einflussvon piezoelektrischen und piezomagne-tischen Effekten kann nicht ausgeschlos-sen werden. Daher werden hier nur dieempirischen Daten präsentiert und keinspezifisches Modell für die Entstehungder elektromagnetischen Strahlung defi-niert.

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Reuther & Moser TSK 11 Göttingen 2006

Abbildung 2: Vergleich von Bohrlochmessungen und elektromagnetischen Messungen zurKrustenspannungsbestimmung auf Malta

Empirische ErgebnisseIn Südspanien wurden 2002 und 2005EM-Messungen durchgeführt um dieReproduzierbarkeit der Messmethodezu zeigen. Die Ergebnisse der beidenMesskampagnen stimmen innerhalb derMessgenauigkeit dieser Methode über-ein und zeigen eine größte Horizontal-spannung in NW-SE-Richtung (140°).Dies ist in guter Übereinstimmung mitder tektonischen Gesamtsituation imwestlichen Mittelmeerraum. Sowohl aufSizilien als auch auf Malta wurden dieEM-Messungen mit Bohrlochmessungenaus den 1980er Jahren verglichen. BeideMethoden erbrachten dieselben Ergeb-nisse in Bezug auf die Richtung der ho-rizontalen Hauptspannung (Abb. 2) undfügen sich auch in die großräumige tek-tonische Spannungssituation ein.Eine besonders erwähnenswerte Bege-

benheit tritt in Ost-Sizilien auf wo ei-ne tektonische Flexur ein anderes loka-les Spannungsfeld hervorruft als in denrestlichen Teilen Siziliens (Reuther etal., 2002). Leider ist es bei der Span-nungsbestimmung mittels elektroma-gnetischer Emissionen noch nicht mög-lich den Absolutbetrag der Spannungzu ermitteln wie es bei den Bohrloch-messungen der Fall war. Die Ergebnisseaus der Tschechischen Republik könnensowohl mit der Mikroriss-Theorie alsauch mit dem piezoelektrischen Effekterklärt werden. Die mit den unterschied-lichen Theorien ermittelten Hauptspan-nungsrichtungen stehen in einem Win-kel von 90° zueinander. Beide Lösun-gen können im geologischen Kontext er-klärt werden und daher kann mit die-sem Datensatz die Frage der Entstehungder Mikrorisse nicht erklärt werden. Die

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TSK 11 Göttingen 2006 Reuther & Moser

auf Basis von Mikrorissen als Ursa-che der elektromagnetischen Strahlungermittelte horizontale Hauptspannungs-richtung stimmt gut mit Herdflächen-lösungen im tschechischen Schwarmbe-bengebiet überein. Der piezoelektrischeAnsatz würde ein theoretisch mögli-ches regionalgeologisches Modell mit ei-ner Übertrittssituation zweier gestaf-felter Horizontalstörungen nachweisen.Die Spannungsbestimmung in der Pro-vence (Südfrankreich) zeigt eine NNW-SSE Richtung der maximalen Hori-zontalspannung. Diese Richtung wur-de durch neotektonische Strukturanaly-sen und neueste geodätische Vermessun-gen (Jouanne et al., 2001) andererseitsbestätigt. Südchile ist eine tektonischsehr aktive Gegend in der mit neotek-tonischen Untersuchungen basierend aufStrukturanalysen verschiedene regiona-le/lokale Krustenspannungsfelder ermit-telt wurden. Diese Spannungsdomänensind durch Kompressions-, Extensions-,Vertikal- und Horizontal- Tektonik ge-kennzeichnet. Die Messung der elek-tromagnetischen Emissionen bestätigtedie unterschiedlichen Spannungsfelderin den jeweiligen Regionen.

Literatur

Jouanne F, Hippolyte JC, Gamond JF & Mar-tinod J (2001) Current deformation of theDigne Nappe (southwestern Alps) from acomparison between triangulation and GPSdata. Geophysical Journal International 144,432–440

Reuther CD, Obermeyer H, Reicherter K, ReissS, Kaiser A, Buchmann T, Adam J, Lohr-mann J & Grasso M (2002) Neotektonik undaktive Krustenspannungen in Südost Sizili-en und ihre Beziehungen zur regionalen Tek-tonik im Zentralen Mittelmeer. Mitteilun-gen des Geologisch-Paläontologischen Insti-tuts der Universität Hamburg 86, 1–24

Structural contacts in theLate Paleozoic accretionarywedge of central Chile andtheir tectonic significance forthe evolution of the accre-tionary complex Vortrag

Peter P. Richter1 Uwe Ring2 Arne P.Willner3 Bernd Leiss4

The Chilean accretionary wedge is partof a Late Paleozoic subduction complexthat developed during subduction of thePacific plate underneath South Amer-ica. The wedge is commonly subdividedinto a structurally lower Western Seriesand an upper Eastern Series. Under-standing the contact between both se-ries has been a long standing problemand is fundamental for the understand-ing of the evolution of the wedge sys-tem. We show the progressive develop-ment of structures and finite strain fromthe least-deformed rocks in the easternpart of the Eastern Series of the accre-tionary wedge to higher grade schist ofthe Western Series at the Pacific coast.Upright chevron folds of sedimentarylayering are associated with a penetra-tive axial-plane foliation, S1. As theF1 folds became slightly overturned tothe west, S1 was folded about recum-bent open F2 folds and an S2 axial-planefoliation developed. Near the contactbetween the Western and Eastern se-ries S2 represents a prominent subhor-izontal transposition foliation. Towardsthe structural deepest units in the west1 Institut für Geowissenschaften, JohannesGutenberg-Universität, 55099 Mainz, Germany2 Department of Geological Sciences, Canter-bury University, Christchurch, New Zealand3 Institut für Geologie, Mineralogie und Geo-physik, Ruhr-Universität, 44870 Bochum,Germany 4 Zentrum für Geowissenschaften,Universität Göttingen, Göttingen, Germany

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Riller TSK 11 Göttingen 2006

the transposition foliation became pro-gressively flattened. Finite-strain dataas obtained by Rf/φ analysis in meta-greywacke and X-ray texture goniome-try in phyllosilicate-rich rocks show asmooth and gradual increase in strainmagnitude from east to west. There isno evidence for normal faulting or signif-icant structural breaks across the con-tact. We interpret the progressive struc-tural and strain evolution between bothseries to reflect a continuous change inthe mode of accretion in the subductionwedge. Before ca. 320-290 Ma the rocksof the Eastern Series were frontally ac-creted to the Andean margin. Frontalaccretion caused horizontal shorteningand upright folds and axial-plane foli-ations developed. At ca. 320–290Mathe mode of accretion changed and therocks of the Western Series were under-plated below the Andean margin. Thisbasal accretion caused a major changein the flow field within the wedge andgave rise to vertical shortening and thedevelopment of the penetrative subhor-izontal transposition foliation.

Origin of Central Andean col-lapse calderas Vortrag

Ulrich Riller1

Regional strains in tectonically activevolcanic provinces may have a profoundinfluence on the mode of collapse calderaformation. Conversely, the deformationpattern, more specifically, the symme-try of plan-view strain fields impartedto caldera floors may assist in elucidat-

1 Humboldt-Universität Berlin, Museum fürNaturkunde, Invalidenstrasse 43, 10115 Berlin

ing the regional deformation active dur-ing caldera formation. The symmetryof plan-view strain fields is chiefly con-trolled by the mode of floor subsidence,particularly whether subsidence is uni-form, symmetric or asymmetric, por-traying collapse mechanisms known re-spectively as plate, downsag and trap-door. Plate and downsag subsidencegenerates centro-symmetric strain fieldscharacterized by radial and concentricdiscontinuities and subvolcanic dikes.Such strain fields appear to developpreferably where magma pressure con-trols collapse. By contrast, rectilinearhorizontal strain fields form under uni-directional stretching and generate nor-mal faults and subvolcanic dikes trans-verse to the stretching direction. Recti-linear strain fields are typical for trap-door subsidence but also for straightorogenic belts and suggests that the for-mation of both may be related. Thiswas tested for six central Andean col-lapse calderas that formed between 10.5and 2Ma and are located on prominentNW–SE striking fault zones.

A combined geochronological and struc-tural analysis of the Miocene NegraMuerta Caldera in particular was de-signed to better understand caldera for-mation associated with the prominentOlacapato – El Toro Fault Zone. Rb-Sr ages of the caldera outflow facies in-dicate that caldera formation occurredin two volcano-tectonic episodes. Thefirst episode commenced with explosiveeruption of the 9.0 ± 0.1 Ma andesiticAcay Ignimbrite followed by a period ofvolcanic quiescence and moderate tec-tonic activity. Dominant volcanic andtectonic activity occurred during thesecond episode, which is bracketed byeruption of the 7.6 ± 0.1 Ma rhyoliticToba 1 Ignimbrite and effusive discharge

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TSK 11 Göttingen 2006 Riller et al.

of the 7.3 ± 0.1 Ma rhyodacitic to an-desitic lava flows. Structural relation-ships between rocks of the Negra MuertaVolcanic Complex and collapse-inducednormal faults, notably NE-striking nor-mal faults, agree with simultaneous vol-canic activity and floor subsidence ofthe caldera during the second episode.Floor subsidence was achieved by tilt-ing on an outward dipping reverse faultto the northwest of the caldera flooraround a hinge zone located south ofthe caldera floor. This induced hor-izontal extension of the caldera floorand was accomplished by fragmenta-tion of, and intrusion of dikes into,the floor. Collapse-induced and post-collapse fault populations of the calderado not differ significantly in the direc-tions of their axes of maximum exten-sion and are in this respect kinemati-cally compatible with left-lateral slip onthe nearby Olacapato – El Toro FaultZone. This furnishes evidence for a kine-matic control by prominent faults onthe formation of collapse calderas in thecentral Andes.Similar to the Negra Muerta Caldera,other Central Andean calderas adhereto a rectilinear strain field pointingto trapdoor subsidence and uniformstretching sub-parallel to the orogenaxis. The colinearity of Neogene orogen-scale stretching direction deduced fromthe geometry of large-scale folds andfaults with stretching evident fromcollapse-induced strain fields suggeststhat caldera formation in the southerncentral Andes was assisted, if not con-trolled, by regional tectonism. This im-plies that rectilinear strain fields of col-lapse calderas may serve as indicatorsof regional paleostrain imparted to up-per crustal rock at the time of collapsecaldera formation.

Identification of upper-crustal discontinuities us-ing dip curvature analysisof isostatic residual gravity:examples from the centralAndes Poster

Ulrich Riller1 Hans-Joachim Götze2

Sabine Schmidt2 Robert Trumbull3Fernado Hongn4 Ivan Petrinovic4

Structural analysts are often faced withthe problem of identifying prominentstructural discontinuities covered bypost-tectonic sedimentary or volcanicrocks. Gravity fields are often used todelineate the trace of buried disconti-nuities but are frequently found to betoo crude to localize discontinuities ad-equately. Here, we introduce the im-portance of dip curvature of the iso-static residual gravity for identifyingupper-crustal discontinuities. The rela-tionship between Bouguer gravity, iso-static residual gravity and its dip curva-ture, first-order structural elements anddistribution of Neogene volcanic rockswas examined in the central Andeanplateau, more specifically, the southernAltiplano and the Puna. In the southernAltiplano, strong positive Bouguer grav-ity corresponds to areas affected by late-Cenozoic faulting and large-scale fold-ing of upper crust. Dip curvature anal-ysis of isostatic residual gravity showsthat elongate zones of maximum cur-vature correspond remarkably well withthe structural grain defined by first-order folds and faults. Similarly, iso-static residual gravity in the Puna is1 Museum für Naturkunde der Humboldt-U-niversität zu Berlin, Invalidenstrasse 43,10115 Berlin, Germany 2 Universität Kiel,Germany 3 GeoForschungsZentrum Pots-dam, Germany 4 CONICED and UniversidadNacional de Salta, Argentina

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Roeser et al. TSK 11 Göttingen 2006

largely controlled by prominent, upper-crustal structures but also by the dis-tribution of Miocene and younger vol-canic rocks. The Central Andean Grav-ity High, in particular, is confined byNeogene volcanic rocks and is mostlyassociated with areas of low topog-raphy, i.e., fault-bounded, internally-drained basins. Dip curvature analy-sis of the isostatic residual gravity fieldshows that elongate zones of maximalcurvature correlate with the strike ofprominent Neogene faults. Our studysuggests that such analysis constitutesan important tool for imaging upper-crustal structures, even those which arenot readily apparent at surface. For ex-ample, upper-crustal faults in the Salarde Atacama area, the presence of whichis suggested by the dip curvature ofresidual gravity, offers a plausible ex-planation as to the pronounced angulardeparture of the volcanic belt from itsoverall meridional trend and its narrow-ing south of the salar. In contrast toprevious interpretations, our study sug-gests that gravity anomalies of the Cen-tral Andes arise chiefly from late Ceno-zoic volcanism and tectonism. Further-more, dip curvature analyses of gravityfields bear a great potential for eluci-dating first-order structural elements ofdeformed upper-crustal terranes such asthe modern Andes.

Geotechnical characterizationof trench- and slope sed-iments off Southern Chile:preliminary results Vortrag

Georg Roeser1 Jan H. Behrmann1

Achim Kopf2

IntroductionTo understand seismogenesis in shal-low parts of subduction zones, it is vi-tal to know about strength and fric-tional parameters of subducted sedi-ment. For this purpose, PETROTEC,as part of the TIPTEQ-Project, gath-ers geotechnical data for sediments de-posited on the incoming Nazca Plate,the trench and the slope off the southernChilean coast during the last 5 Ma, andwhose equivalents are now being under-thrusted into the seismogenic zone be-neath South America (Fig. 1).

Figure 1: Principle of sampling the south-ern Chile Trench for geotechnical purposes.

Material comes from gravity cores col-lected during R/V SONNE CruisesSO181 (Flüh E. & Grevemeyer I (Edi-tors) 2005), SO102 (Hebbeln D, WeferG, et al. 1995) and SO156 (Hebbeln D,et al. 2001), as well as from ODP Leg141 (Behrmann JH, et al. 1992) drillcores (Fig. 2).1 University of Freiburg, Albertstrasse 23b,D-79104 Freiburg i. Brsg., Germany 2 DFGresearch center ocean margins, University ofBremen, Loebener Str., D-28359 Bremen

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TSK 11 Göttingen 2006 Roeser et al.

Figure 2: Swath bathymetric map of thesouthern Chile Trench between 36°S and47°S, after Flüh E & Grevemeyer I (Eds)(2005), with gravity core sampling locali-ties, and ODP Leg 141 drill sites.

Sediment strength and frictional prop-erties are determined by triaxial testing,ring shear testing and direct shear test-ing.First results from triaxial testing showthat Young’s moduli are much lower(3–20 kPa) in comparison to diatom-rich muds from equivalent depths in theJapan Trench area (180–240 kPa; Rolleret al 2003). Internal angles of fric-tion from ring shear testing, direct sheartesting, and triaxial testing yielded co-herent results. Values from ring sheartesting differ depending on material,normal stress and shear velocity, andvary from 9° to 34°. With increasing

shear velocity, there is at first a decreaseof the internal angle of friction, followedby an increase. Values from direct sheartesting range up to 27° and angles offriction determined from triaxial testingshow values of about 10° to 20°.Results from ring shear testing showcompliance to the rate- and state-variable friction law as described byScholz (1998). Fig. 3 shows two ex-amples of shear stress vs. time dia-grams. In diagram a), the materialshows velocity weakening behaviour atlow normal stress (up to 4MPa). Ma-terial from another specimen shown indiagram b), however, shows velocitystrengthening behaviour at low (1 MPa)and high (8 MPa) normal stress, butvelocity weakening behaviour at inter-mediate normal stress values (4 MPa).Preliminary data show no pattern ora connection between velocity weaken-ing/strengthening behaviour and differ-ent normal stress values. Stick-slip be-haviour is observed at high shear ve-locities, not depending on normal stress(Fig. 3b).In addition to sediment strength prop-erties, permeabilities were determinedon the basis of consolidation data dur-ing triaxial testing. Values range from1.0953× 10−8 to 8.7× 10−10 m s−1. Av-erage permeability is 10−9 m s−1, an ex-pected value for marine clays to silts.We discuss possibilities to extrapolatelaboratory data (up to 40 MPa effec-tive stress, equivalent to 1.5 km depth)to upper seismogenic zone conditions(equivalent to 100–150 MPa effectivestress).Results so far raise questions: whatcauses different velocity strengthen-ing/weakening behaviour at varyingnormal stress values and in which wayis seismogenesis affected?

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Roeser et al. TSK 11 Göttingen 2006

Figure 3: Shear stress vs. time diagrams, derived from ring shear testing, showing therate- and state-variable friction law (Box after Scholz (1998)).

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TSK 11 Göttingen 2006 Ruedrich & Vollbrecht

Geowissenschaftliche Bedeu-tung von Mikrorissen in Kri-stallingesteinen Poster

Joerg Ruedrich1 Axel Vollbrecht1

In Kristallingesteinen (Magmatite, Me-tamorphite, Migmatite) sind Mikrorisseallgegenwärtig. Ihre Entstehung ist aufunterschiedliche treibende Kräfte (i.W.Tektonik, Thermik) und Mechanismenwie z.B. volumetrische Verformung oderplastische Rissinitiierung zurückzufüh-ren (z.B. Vollbrecht et al. 1999). Dieheute in oberflächennahen Kristallin-gesteinen zu beobachtenden Mikroris-spopulationen repräsentieren i.d.R. dieSumme verschiedener geologischer Er-eignisse in unterschiedlichen Krusten-stockwerken, wobei generell die jüngstenGenerationen das höchste Erhaltungs-potential besitzen. Abhängig von denjeweiligen stofflichen Rahmenbedingun-gen (Wirtsminerale, Krustenfluide) zei-gen die Mikrorisse unterschiedliche Aus-bildungsformen (offen, verheilt, versie-gelt), die häufig gemeinsam in einemGestein auftreten und damit komplexe,mehrphasige Entwicklungen dokumen-tieren (Abb. 1a).Analysen von natürlichen und experi-mentell erzeugten Rissen belegen, dassdie überwiegende Anzahl als Zugris-se zu interpretieren sind, d.h. sie wer-den primär senkrecht zur kleinstenNormalspannung angelegt. Zusätzlichist bekannt, dass Mikrorisse innerhalbgrößerer Gesteinsvolumina meistens inForm von mehreren richtungskonstan-ten Scharen auftreten (Abb. 1b) und da-mit den Gesteinen ein Anisotropieele-ment aufprägen. Das Beispiel in Abb. 1bzeigt zusätzlich, dass die Bildung der

1 Geoscience Centre University Göttingen,Goldschmidtstr. 3, 37077 Göttingen

Abbildung 1: Unterschiedliche Mikrorisszu-stände (a) und Quarz-Mikrorisse im SoultzGranit (b); BelegungsdichtediagrammSchmidt’sches Netz untere Halbkugel; vgv= vielfaches der Gleichverteilung; n =Anzahl der gemessenen Risse, aus Schildet al. (1998).

verheilten und offenen Mikrorisse un-ter verschiedenen Spannungsrichtungenstattfand.Aufgrund der genannten Eigenschaftenbesitzen Mikrorisse sowohl für dieRekonstruktion geodynamischer Ent-wicklungen als auch für die Interpreta-tion der physikalischen/mechanischenGesteinseigenschaften besondere Be-deutung. Das Vernetzungsschema inAbb. 2 zeigt, welche Informationenaus Mikrorissen durch Verknüpfungverschiedener analytischer Methodengewonnen werden können. Beispielhaftseien folgende Forschungs- und Anwen-dungsfelder genannt:

1. GeodynamikMikrorisse stellen zum einen sensible(Paläo-) Spannungsindikatoren dar,zum anderen erlauben die Rissfüllungen(Fluide, Minerale) z.T. weitreichendeRückschlüsse auf die Entwicklungsge-schichte des Gesteins. In günstigstenFällen kann durch eine Datierung der

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Ruedrich & Vollbrecht TSK 11 Göttingen 2006

Abbildung 2: Beziehungen zwischen Analy-tik und Informationspotential von Mikro-rissen.

Rissmineralisate in Verbindung mit ei-ner detaillierten Richtungsanalyse eineChronologie der Spannungsrichtungenrekonstruiert werden (z.B. Vollbrechtet al. 1994). Anhand von Fluidein-schlüssen in verheilten Mikrorissenund Indexmineralen in versiegeltenRissen kann zusätzlich für die jeweiligenSpannungsrichtungen eine Druck/Tem-peraturabschätzung vorgenommenwerden (z.B. Schild et al. 1998).

2. Gesteinseigenschaften in situVerschiedene geophysikalische Krusten-anomalien können u.a. durch eingehäuftes Auftreten von orientiertenMikrorissen erklärt werden (z.B. Dämp-fung und Polarisation von seismischenWellen; z.B. Weiss 1998). Die durchvernetzte Risspopulationen erzeugtenGesteinspermeabilitäten stellen bedeu-tende Wegsamkeiten für Krustenfluidedar. Dies ist u.a. für den gerichtetenpenetrativen Stoff- und konvektivenWärmetransport durch die Gesteinsma-

trix von Bedeutung. Die Ausrichtungund der Vernetzungsgrad von Mikroris-sen ist z.B. auch ein wichtiger Faktorfür die Beurteilung geothermischerReservoire, da prä-existierende Mi-krorisse die Ausbreitungsrichtung undDimension von künstlich stimuliertenMakrobrüchen (Wärmeaustauschflä-chen) erheblich beeinflussen.

3. Eigenschaften als WerksteinDas richtungsabhängige Festigkeitsver-halten wird u.a. durch die bevorzug-te Orientierung von Mikrorissen dik-tiert. Dies gilt insbesondere für Gestei-ne, die keine weiteren planaren Vor-zeichnungen wie stofflicher Lagenbauoder Schieferung aufweisen (z.B. Rüd-rich 2003). Der Beitrag von Mikroris-sen zur inneren Oberfläche ist für dasVerwitterungsverhalten vieler Werkstei-ne von Bedeutung. So stellen Mikroris-se u.a. Wegsamkeiten und Angriffsflä-chen für korrosive Agenzien dar (Rüd-rich 2003). Hinsichtlich der physikali-schen Verwitterungsprozesse stellen Mi-krorisse in den ansonsten dichten Kri-stallingesteinen den Porenraum dar, indem Eis- oder Salzkristallisation unddadurch induzierte Spannungen zur Ge-fügeentfestigung führen (z.B. Doehne2002).

Literatur

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186

TSK 11 Göttingen 2006 Sachau & Koehn

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Influence of viscosity onthe growth of high pressurephases in computer experi-ments Poster

Till Sachau1 Daniel Koehn1

IntroductionThe general aim of the project is theexamination of microstructures that de-velop under HP conditions in computerexperiments. Starting point is an inter-est in the dynamics of HP phase transi-tions, as for instance the probably catas-trophic phase-change event of olivineto spinel in the upper mantle. Thisis either explained by large overpres-sure or failure during the developmentof micro-structures during the growth ofthe spinel phase. Experimental resultson this subject are rare, and do not leadby themselves to a deeper insight into1 Institut für Geowissenschaften, UniversitätMainz

Figure 1: Spinel (black) growing withinolivine (grey) in a computer simulation. Inrun a) the reaction is sluggish due to alow high activation energy. Run b) usesa high activation energy. The resolutionis 100 × 100 particles, the system size is0.5mm

the complicated stress/strain/volume-change/micro-crack relationships of thetransition. We developed a central forcespring model, where particles can un-dergo a phase change using parametersof olivine and spinel. The algorithm iscapable of simulating the local growthof the mentioned phases on the basis ofdirection-dependant rate laws.

In the current context newtonian vis-cosity is added to the previously solelyelastic system, since under HP/HT con-ditions the viscous flow within the ma-terial will have a large influence on thedistribution of elastic energies, which inturn have an important influence on thedriving force of the transition. Thuswe are dealing with a visco-elastic sys-tem, which will be subjected to time-dependant strain.

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Scherler et al. TSK 11 Göttingen 2006

MechanismA solely brittle rock will fracture if a cer-tain yield stress is reached, while a rockthat behaves only viscously, deforms likea fluid and will compensate stress byflow. Combining these properties leadsto a viscoelastic model, which is elas-tic for small strain rates but viscous forlarge ones. Whether or not a rock willfracture or flow depends therefore on theinterplay of these properties. In the con-text of stress-driven rapid phase tran-sitions, this means a large viscous de-formation during deformation previousto the reaction, and brittle fracturingduring the rapid volume reduction afterthe reaction started. The system itselfis sensitive to the starting conditions,which will be influenced by the reduceddifferential stresses due to viscous flow.An important role in the developmentof microstructures plays also the veloc-ity of the transition, since this controlsthe interplay with the latent heat releaseand the subsequent heat conduction (seeFig. 1).

Structural record of anoblique impact: the centraluplift of the Upheaval Domeimpact structure, Utah, USA

Vortrag

Dirk Scherler1 Thomas Kenkmann2

Andreas Jahn2

IntroductionMost asteroids strike their target atan oblique angle (Pierazzo & Melosh2000). The common criterion for iden-tifying craters formed by an oblique im-pact is the pattern of the ejecta blan-ket. On Earth, however, ejecta blan-kets are rarely preserved and morpho-logical, structural, geophysical as wellas depositional criteria were used to in-fer an oblique impact (e.g. for Chicx-ulub, Schultz & D’Hondt 1996, Ries-Steinheim, Stöffler et al. 2003, Mjöl-nir & Tsikalas 2005). However, the sig-nificance of such criteria in predictingimpact angle or direction is a matterof debate (c.f. Schultz & Anderson,1996, Ekholm & Melosh 2001). Par-ticularly, it is not yet known whetherthere is an influence of the impact an-gle on the displacement field during thecollapse of large transient cavities, andthus, the final crater. For most impactangles, the shape of the final crater iscontrolled by its size. At a critical di-ameter (ca. 2–5 km on Earth), simplebowl shaped craters are getting gravi-tationally unstable and collapse to formcomplex craters, with a flat floor anda terraced rim (Melosh 1989). Duringcollapse, the crater floor rises to form a1 Institut für Geowissenschaften, Univer-sität Potsdam, Karl-Liebknecht-Straße 24/25,D-14476 Golm 2 Institut für Mineralogie,Museum für Naturkunde, Humboldt Univer-sität zu Berlin, Invalidenstraße 43, D-10115Berlin

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TSK 11 Göttingen 2006 Scherler et al.

Figure 1: (A) Geological map of the central topographic depression of the Upheaval Domeimpact structure. (B) Circular schematic cross section, trace as given in A. Variablethickness of the units mainly due to dip of strata out of the plane of intersection.

central uplift, that may or may not bevisible as a central peak, or, when thepeak in turn collapses, as a peak ring atyet larger diameters.

Results and DiscussionWe present structural details from thecentral uplift of the Upheaval Dome im-pact structure, in SE Utah, that are di-agnostic of the kinematics during cratercollapse and central uplift formation.

A characteristic imbrication of thrustslices towards the southeast (see Fig. 1),the pattern of strata orientation withinthe central uplift, dominant radial faultsthat accommodated NW–SE shorteningand an elliptical bedding outline indi-cate, that the displacement field dur-ing crater collapse has not been axialsymmetric. Instead, an additional lat-eral component, roughly towards thesoutheast, is preserved in the internal

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Scherler et al. TSK 11 Göttingen 2006

Figure 2: Simplified sketches of faults and contacts from the innermost part of thecentral uplifts of eroded complex craters in sedimentary target rocks: (A) UpheavalDome, United States, D ca. 5.3 km, (B) Spider, Australia, D ca. 12 km (after Shoemaker& Shoemaker 1996), (C) Gosses Bluff, Australia, D ca. 24 km (after Milton et al. 1996).

structure of the central uplift. Thestructural asymmetries are largest in thecore of the central uplift and disappearoutwards, thereby preserving the large-scale circular shape of the main struc-tural elements (rim monocline, ring syn-cline). We propose, that this lateralcomponent reflects a shift in the on-set of crater collapse and the migration

of the uplifting crater floor downrange(c.f. Kenkmann et al. 2005). Compar-ison with numerical models of obliqueimpacts supports this view (Shuvalov2003, Shuvalov & Dypvik 2004) and fur-ther suggests, that the asymmetric dis-placement fades in the later stages ofcentral uplift formation, which providesan explanation for the largely circular

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TSK 11 Göttingen 2006 Schmatz et al.

appearance of complex impact craters.Fault patterns, that are strikingly sim-ilar to that in the innermost part ofUpheaval Dome, can be identified inother impact structures (Fig. 2) andmay serve as general criteria for iden-tifying the impact direction of deeply-eroded impact structures.

References

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Experimental study of theevolution of fault gouge inlayered sand–clay sequences

Poster

Joyce Schmatz1 Peter Vrolijk2 JanosL. Urai1 Steffen Giese3 MartinZiegler3 Wouter van der Zee4

This study focuses on clay smear pro-cesses during fault gouge evolution insand-clay sequences at depths up to2 km. A clay-rich fault gouge can dra-matically lower the fault’s permeability,and prediction of this process is there-fore relevant in groundwater modellingand hydrocarbon geology (Fulljames etal. 1997, Yielding et al 1997, van derZee et al. 2003, 2005).We constructed an ‘underwater’ sand-box to deform layered sand-clay modelsof 20 × 40 × 20 cm above a 70°-dippingrigid basement fault (Fig. 1). Theexperiments are run completely water-saturated to allow deformation of wet1 Geologie-Endogene Dynamik, RWTHAachen, Germany 2 ExxonMobil Up-stream Research Co., Houston, TX, USA3 Geotechnik im Bauwesen, RWTH Aachen,Germany 4 GeoMechanics International,Mainz, Germany

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Schmatz et al. TSK 11 Göttingen 2006

Figure 1: Sandbox-apparatus. Water-saturated setup of layered sand-clay exper-iment. Stage: Immediately after deforma-tion.

clay and cohesionless sand. The base-ment fault moves at 20 to 120 mmh−1

to a maximum offset of 60 mm. We usequartz sand with grain size between 0.1to 0.4 mm and an illite-rich clay with awater content between 28 and 55wt.%.Water content of the clay is used to con-trol its shear strength and state of con-solidation. We defined three strengthclasses: soft clay (up to 55 wt% wa-ter), normal clay (around 40 wt% wa-ter) and firm clay (less than 30 wt% wa-ter). Soft and firm clay represent under-consolidated and overconsolidated end-members, respectively. The normal clayis in equilibrium with the overburdenload. In a number of experiments 0.25–10wt% ‘Portland Cement’ was addedto the clay to make it strong and brit-tle. Material properties were carefullycharacterized by a series of geotechnicalmeasurements.Our sandbox experiments are governedby two important boundary conditions.The basement is a well-defined plate

acting as a rigid guide compared to theproperties of the sediment. The inter-face on top of the model material iseither water or aluminum plates pre-cut along the kinematically ideal plane.These two points of discontinuity in theboundary velocity field initiate a de-formation band curving away from thekinematically preferred plane. On theother hand, the boundary plates forcethe two deformation bands to join intoa continuous zone. Results of ten seriesof experiments will be presented. Wesystematically studied the effect of claystrength, thickness, number and posi-tion of the clay layers and thickness ofthe cover sand.Around 300 high resolution digital im-ages for each experiment were processedinto time-lapse movies and analyzed us-ing PIV (Particle Image Velocimetry).PIV calculates the displacement field(Fig. 3) at the scale of individual sandgrains, and allows calculation of all com-ponents of the incremental strain field.The main effects of the different param-eters are as follows:

i) absence of the top pre-cut platemakes the fault zone much wider,and renders the formation of a con-tinuous clay gouge more difficult.

ii) in models containing soft clay and apre-cut top plate, a continuous claysmear is formed irrespective of thedetails of geometry, and deforma-tion approaches simple shear withmechanical mixing of sand and clay(Fig. 2)

iii) lateral clay injection is a rare pro-cess in our experiments, even forsoft clay;

iv) stiff clay behaves in a brittle fash-ion, fault motion is associated with

192

TSK 11 Göttingen 2006 Schmatz et al.

rotation of rigid blocks and nocontinuous clay gouge is formed(Fig. 2);

v) for the same amount of clay in thesequence the presence of many thinlayers prefers the formation of acontinuous clay gouge.

High resolution PIV shows details of theinitial phase of deformation, when elas-tic strain is overprinted by plastic strainand localization (Fig. 3). This showsthat the structure of the later defor-

mation bands is already present in themodels after the first increment of de-formation.The validity of statistical methods topredict fault seal by a clay gouge (SGR— Shale Gouge Ratio, CSP — ClaySmear Potential) was examined criti-cally. Our results clearly show thatthese methods can be unreliable if theeffects of clay properties and geometryare not included in the analysis.

Figure 2: Image sections of experimental results. Images 1–3 show three stages (16, 24and 50mm offset) of deformation of sequence with two cemented clay layers. Images 4–6show the same stages for setup with four soft clay layers.

Figure 3: PIV-results for a water-saturated sand experiment. Vector field points to elasticbehaviour in the initial phase followed by plastic strain with localization of a fault zone(last image).

193

Schmidt et al. TSK 11 Göttingen 2006

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Measurement of calcitecrystallographic-preferredorientations by magneticanisotropy and comparisonto diffraction methods

Vortrag

Volkmar Schmidt1 Ann M. Hirt1Luigi Burlini2 Bernd Leiss3 Jens M.Walter4

AMS as a petrofabric toolThe anisotropy of magnetic suscepti-bility (AMS) of rocks reflects the pre-ferred orientations of minerals. There-fore AMS is a quick and easy way tocharacterize rock fabrics (Hrouda 1982,1 Institute of Geophysics, ETH Zurich, 8093Zurich, Switzerland 2 Geological Insti-tute, ETH Zurich, 8092 Zurich, Switzerland3 GZG, University of Göttingen, Göttin-gen, Germany 4 Forschungszentrum Jülich,Jülich, Germany

Borradaile 1988); the obtained result isalso called the magnetic fabric of therock. The method has been often usedto measure the orientation of ferromag-netic minerals, mainly magnetite, but inrecent studies it has been increasinglyused to measure textures of paramag-netic minerals as phyllosilicates (Lüneb-urg et al. 1999, Cifelli et al. 2004).

AMS of calcite textures A fur-ther application is the measurement ofdiamagnetic textures, especially calcitetextures. Calcite is suitable for the AMSmethod, because it has a high magneticanisotropy with the minimum suscepti-bility along the crystallographic c-axis.Therefore a preferred orientation of thec-axes, which can be induced by de-formation, generates a magnetic fabric.The relationship between AMS and de-formation of marbles has been investi-gated in laboratory (Owens & Bamford1976) and field studies (de Wall et al.2000). However, the diamagnetic fabricof calcite is relatively weak and easilyoverprinted by paramagnetic and ferro-magnetic phases. In natural carbonaterocks the ferromagnetic and the para-magnetic subfabrics should be separatedto assure a correct interpretation of theAMS. This separation can be made bytorque measurements in high fields atdifferent temperatures (see Schmidt etal., this volume).

Textures of artificial calcite-muscovite aggregatesTo test how well AMS reflects the ac-tual mineral texture, we produced a se-ries of artificial calcite-muscovite aggre-gates. Powders made from Carrara mar-ble and muscovite single crystals weremixed in different proportions and com-pacted uniaxially at room temperature

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TSK 11 Göttingen 2006 Schmidt et al.

Figure 1: Example of neutron diffractionpole figures (equal-area, lower hemisphereprojection). Compaction direction is nor-mal to the pole figure. Lowest contour lineis equal to 1.0 multiple of random distribu-tion (m.r.d.); contour interval is 0.25m.r.d.

to obtain a texture. The samples werefurther compacted hydrostatically to re-duce the porosity and to improve themechanical properties. The samplesshow a c-axis preferred orientation ofthe calcite and muscovite along the com-paction direction (Fig. 1). The textureswere measured with different methodsas AMS, X-ray diffraction and neutrondiffraction and the results are compared.Sample volumes of more than 11 cm3

were used to measure AMS as well asneutron diffraction; the same specimenscould be used for both methods.Low- and high-field AMS measurementswere made on all samples. The high-field measurements reflect more accu-rately the weak dia/paramagnetic fab-rics. A nearly perfectly oblate AMS el-lipsoid with minimum susceptibility axissub-parallel to the compression direc-tion developed even at very low pres-sures, and the principle axes of the AMSellipsoid are co-axial with the calcitefabric ellipsoid. A general increase inAMS is observed with an increase incompaction. The quantitative correla-tion between the strength of the textureand the AMS will be investigated in the

future. Moreover the separation of mag-netic sub-fabrics will be tested on theseartificial samples. The first results showthat AMS can reflect the textures of theindividual phases in a multiphase rock.

Literatur

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195

Scholz et al. TSK 11 Göttingen 2006

Separation of magnetic sub-fabrics by high-field, low-temperature torque measure-ments Poster

Volkmar Schmidt1 Ann M. Hirt1 Pas-cal Rosselli1

The anisotropy of magnetic susceptibil-ity (AMS) can serve as a good indicatorof strain in deformed carbonate rockswith diamagnetic susceptibility (Owensand Rutter 1978; de Wall 2000). How-ever, the magnetic fabric due to thediamagnetic carbonate minerals is usu-ally very weak and interpretation of theAMS in these rocks is often compli-cated by the presence of paramagneticand ferromagnetic phases which over-print the diamagnetic subfabric. Forthis reason contributions from ferromag-netic and paramagnetic minerals to theAMS should be separated for a reliableinterpretation of the AMS. Ferromag-netic contributions to the AMS can beseparated by high-field measurements,using a torque magnetometer (Martin-Hernandez and Hirt 2001). The re-maining paramagnetic and diamagneticcontributions can be discriminated bytheir different temperature dependen-cies. The paramagnetic susceptibilityincreases as an inverse function of tem-perature, whereas the diamagnetic partremains constant. Altogether, AMSmeasurements at high fields and lowtemperatures allow for the discrimina-tion of all three subfabrics.Test measurements with the high-fieldtorque magnetometer at liquid nitrogentemperature were performed. It is possi-ble to keep the specimens at low temper-ature over the measurement period us-

1 Institute of Geophysics, ETH Zurich, 8093Zurich, Switzerland

ing a cryostat. The main problem is thesuppression of mechanical disturbancesduring the measurement so that the sen-sitivity of the instrument is retained.The torque of paramagnetic mineralsincreases strongly at low temperaturewhich results in an amplification of theparamagnetic subfabric. The quantita-tive separation of diamagnetic and para-magnetic subfabric is under investiga-tion. The result is promising when thereis a significant diamagnetic signal.

References

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Microstructural analysis ofthe RWTH-1 cores in thin-sections Vortrag

Katerina Scholz1 Janos L. Urai1 UteTrautwein2 Peter A. Kukla2

IntroductionThe Aachen RWTH-1 well was drilledto 2544m TVD for geothermal purposes

1 Geologie-Endogene Dynamik, RWTHAachen, Germany 2 RWTH Aachen,Department of Geology, Germany

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TSK 11 Göttingen 2006 Scholz et al.

Figure 1: Stretched crystals of quartz andchlorite. Note how the quartz crystal fromthe matrix gets involved in the vein buildup and indicates a distinct direction ofgrain growth. The dark spotted areas in thevein itself are fluid inclusion trails. Whatdo they tell us about the vein growth?Sample from 1447.5m TVD.

and gives substance to extensive geosci-entific research. It is located in a hy-drothermally and seismically active areaof the Aachen Anticline, 500m NW ofthe Aachen Overthrust and 420 m ENEof the Laurensberg Fault. The main fo-cus of this PhD work is the structuraland microtectonic analysis of the coressampled.For 94% of the total well length the col-lected cuttings give information of thelithology and stratigraphy of the sub-surface. A total of 145.5 m was cored inthree different intervals. A complete setof wireline measurements including highresolution borehole image allow map-ping of fractures and folds, and linkingthe core to the logs. About 100 coresamples were selected for detailed mi-crostructural analysis.

First resultsMicrostructural analysis of veins formedin Mode I and II fractures shows a widerange of structures, depending on host

Figure 2: This vein gives an example of avein on which the ‘crack seal’ models givenso far can be critically tested on. How didthe various minerals quartz, chlorite andcalcite get deposited in one vein? Samplefrom 1392.5m TVD.

rock lithology, fluid composition andopening history. Four different vein gen-erations have been interpreted based onoverprinting relationships (Fig. 1).The first of these is interpreted to haveformed during burial, under conditionsof increasing pore pressure. The subse-quent generations are interpreted to be-long to the Variscan compression event.Microstructures vary considerably, be-tween fibrous antitaxial calcite veins insiltstone, unitaxial streched crystals insiltstone, blocky calcite veins in car-bonate, and multiphase chlorite-quartz-calcite veins with spectacular syntax-ial fibrous microstructures. This lasttype of veins which was formed at lowergreenschist facies conditions allow a crit-ical test of the available models of crack-seal vein evolution (Fig. 2). We presentcomputer models of syntaxial crystalgrowth during delocalized cracking in apolyphase vein which may explain theobserved microstructures. In a laterevent part of the veins were deformedinto cataclasites under conditions ofhigh shear stress.

197

Schreurs et al. TSK 11 Göttingen 2006

The role of the RanotsaraZone in southern Madagas-car for Gondwana correla-tions Poster

Guido Schreurs1 Jörg Giese1 AlfonsBerger1 Edwin Gnos1

IntroductionThe Precambrian basement of southernMadagascar was reworked at high-grademetamorphic conditions during the EastAfrican Orogen (EAO of Stern, 1994)that formed during assembly of Gond-wana in late Neoproterozoic/early Pa-leozoic times. At the end of the EAO,Madagascar is generally thought to besandwiched between southern India andeastern Africa. Constraints on its pa-leoposition are often inferred from sim-ilarities in structural features on nowdispersed continental fragments, in par-ticular high-strain zones. Major zoneswith (sub)vertical foliation planes canbe traced over hundreds of kilometresin southern Madagascar (Fig. 1) andhave been interpreted as major verti-cal ductile shear zones (e.g. Windley etal. 1994; Martelat, 1998). The NW–SEtrending Ranotsara Zone (dashed rect-angle in Fig. 1) is regarded as an intra-crustal mega strike-slip shear zone witha sinistral sense of shear that formed atthe end of the Proterozoic (e.g. Nicol-let, 1990; de Wit et al., 2001). Alarge number of studies have used theRanotsara Zone to propose Gondwanareconstructions. The Ranotsara Zonehas been correlated with various duc-tile shear zones in southern India, e.g.with the Bhavani Shear Zone or the Mo-yar Shear Zone (Katz & Premoli, 1979),

1 Institute of Geological Sciences, Baltzer-straße 1–3, CH-3012 Bern, Switzerland

Figure 1: Foliation traces in the Precam-brian basement of southern Madagascar.The dashed rectangle outlines the Ranot-sara Zone that previously has been inter-preted as a mega strike-slip shear zone andhas been used in Gondwana correlations.

the Palghat-Cauvery Shear Zone (deWit et al., 1995), the Karur-Kamban-Painavum-Trichur Shear Zone (de Witet al., 2001; Ghosh et al. 2004) or withthe Achankovil Shear Zone (Windley etal., 1994; Martelat, 1998).Within Madagascar, the RanotsaraZone has been correlated along strikewith the more N–S trending BongolavaZone in central-western Madagascar(Hottin 1976), and the Bongolava-Ranotsara Zone has been further tracedinto the Surma Shear Zone (Windley etal. 1994) and its along-strike contin-uation, the Aswa Shear Zone in east-ern Africa (Müller 2000). Chetty (2003)suggested that the Ranotsara Zone is

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TSK 11 Göttingen 2006 Schreurs et al.

Figure 2: Major tectonic units in Madagascar and southern India. The dashed lines,numbered A and B, indicate possible correlations between ductile shear zones in Mada-gascar and India. Tectonic units in northern Madagascar are after Collins et al. (2000).The southwestern Madagascar block probably consists of different tectonic units com-prising rocks that are predominantly of Proterozoic age. Shear zones in southern Indiacompiled after Meissner (2001) and Ghosh et al. (2004).

not only a mega shear zone, but alsoa terrane boundary separating a regionwith Archean crust to the north froma region with Neoproterozoic crust tothe south. Our remote sensing and fieldstudies of southern Madagascar indicatethat the Ranotsara Zone is neither amajor terrane boundary nor an intra-crustal mega strike-slip shear zone and

therefore can not be used as a ‘pierc-ing point’ in Gondwana reconstructions.In the immediate vicinity of the Ra-notsara Zone, the basic regional pat-tern consists of a high-grade gneissicfoliation produced during one or moredeformation stages (grouped in D1),which is refolded during a D2 phase ofupright folding with subvertical axial

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Schreurs et al. TSK 11 Göttingen 2006

planes. The steeply dipping compositefoliation traces generally strike N–S, ex-cept in the Ranotsara Zone where theyare ‘sinistrally’ deflected into a NW–SE orientation. Subhorizontal NW–SE trending lineations in the RanotsaraZone have been previously interpretedas stretching lineations and used as evi-dence for the presence of a major strike-slip shear zone. However, detailed fieldstudies indicate that subhorizontal lin-eations in the Ranotsara Zone are in factintersection lineations and hence do notrepresent evidence for a tectonic trans-port direction. In addition, there is noevidence for a gradient in shear defor-mation gradient across the RanotsaraZone nor is there a newly developed fo-liation parallel to it. Lithologies canbe traced across the Ranotsara Zoneand are — as the composite foliationtraces — slightly deflected. In addition,the Precambrian basement rocks in andaround the Ranotsara Zone are affectedby brittle faulting that is often parallelto the gneissic foliation. Apatite fissiontrack data also indicate that brittle re-activation occurred along the RanotsaraZone (Seward et al. 2004).

In satellite images it is often difficultto distinguish brittle from ductile linea-ments, and especially along the Ranot-sara Zone previous workers may have in-terpreted brittle lineaments as evidencefor an along-strike continuation of theductile Ranotsara Zone towards the SE.Although the Ranotsara Zone can notbe used for correlating Madagascar withother continental fragments of Gond-wana, a major ductile shear zone furtherN appears to be useful for Gondwanacorrelations. This shear zone bringsmetasedimentary rocks of the Ikala-mavony Group and Itremo Group (bothpart of what we refer to as the south-

western Madagascar Block) in contactwith the Antananarivo Block (Fig. 2)and was subsequently affected by the D2

phase of upright folding (Fig. 1). Pre-liminary mapping and interpretation ofexisting geological maps indicate thatthis tectonic contact remains N of theRanotsara Zone and can not be tracedacross it. This suggests that both theAntananarivo Block and the AntongilBlock further east (the latter has affini-ties with the Archean Dharwar cratonin India) are restricted to the area N ofthe Ranotsara Zone and may have actedas an indentor during (transpressional?)Gondwana assembly producing a syn-tactical bend (flexure) across the Ranot-sara Zone. On the basis of this tectonicinterpretation we propose that the con-tact between the Antananarivo Blockand the southwestern Madagascar Blockcan possibly be traced into the Karur-Kamban-Painavum-Trichur Shear Zonein southern India (Fig. 2).

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TSK 11 Göttingen 2006 Schneider & Rosenberg

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Kinematics of the SEMP-fault in the western TauernWindow (Stillupp Valley)

Poster

Susanne Schneider1Claudio Rosenberg1

IntroductionThe working area is located in theStillupp Valley (Tirol, Austria), wherethe western termination of the SEMP-fault (Salzach, Ennstal, Mariazell,Puchberg), overprints the northernmostmargin of the Zentralgneiss. This sinis-tral shearzone, which has a length ofabout 300 km, and causes a lateral dis-placement of 60 km (Linzer et al. 2002),marks part of the northern border of theTauern Window.

Macroscopic StructuresThe northern part of the study areashows a penetrative, mylonitic folia-tion, which strikes ENE–WSW, dipssubvertically, and contain flat-lying, butgenerally WSW-dipping stretching lin-eations. This mylonitic zone, which hasa width of approximately 2 km is sys-tematically associated with shear bandsand σ-clasts, indicating a sinistral senseof shear. Occasionally, shear bandsare also contained in the YZ plane ofdeformation, where they indicate a S-side-up sense of shear. Besides mostlyin this part the deformation of therocks is overprinted by brittle tecton-ics. South of the mylonitic zone, thefoliation is folded by isoclinal folds withaxial planes subparallel to the foliationdescribed above. These folds can be cor-related to the upright, large-amplitude1 Freie Universität Berlin, Malteserstr 74–100,12249 Berlin Germany

201

Schneider & Rosenberg TSK 11 Göttingen 2006

folds, which form the three gneiss coresof the western Tauern Window. Furthersouth, folds become more open, with ax-ial planes dipping gently southward. Weattribute these folds to the early Alpinephase of shortening, which affected theZentral Gneiss (e.g. Lammerer 1988),before doming of the Tauern Window.This area is also affected by ductileshear zones of several meters widthand a periodic distance of about 100 m.These shear zones strike WSW–ENE,dip steeply southwards and show a S-side-up sense of shear, indicated by thefoliation drag and shear bands.

Microscopic Structures

On the basis of the quartz microstruc-tures a gradient in the deformation tem-perature across the sinistral shear zonecan be inferred. Quartz grains in thenorthernmost samples were deformed bydislocation glide associated with incipi-ent bulging recrystallization. Towardsthe South, the deformation and recrys-tallization mechanisms of quartz show atransition to dislocation creep and sub-grain rotation recrystallization, followedby dislocation creep and grain bound-ary migration at the southernmost endof the sinistral shear zone. This changein the deformation and recrystallizationmechanisms goes together with a grainsize increase of the new grains fromca. 0.04 mm in the North to ca. 0.12mmin the South. The folded foliationsouth of the sinistral shear zone showsa high-temperature fabric, characterizedby dynamic recrystallization of quartz.Hence, there is no evidence for a staticoverprint separating the first and thesecond phase of folding.

InterpretationIn summary, the structures and mi-crostructures described above suggestthat the upright folds of the westernTauern Window formed during shear-ing along the SEMP Fault, which be-comes ductile as it enters the northernmargin of the Tauern Window. In addi-tion, a pronounced, southward increasein structural level, as exposed acrossthe strike of the shear zone, pointsto a transpressive type of deformation.Therefore, in addition to a left-lateraldisplacement, the SEMP Fault accom-modates a vertical S-side-up componentof displacement, which contributes tothe exhumation of the Tauern Window.

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TSK 11 Göttingen 2006 Schulz et al.

Cadomian and Variscanmetamorphic events inthe Léon Domain (Armori-canMassif) resolved by traceelement analysis in monaziteand garnet Poster

Bernhard Schulz1 Erwin Krenn2 FritzFinger2 Helene Brätz3 Reiner Klemd3

The question, whether crustal domainsare allochthonous terranes or not iscrucial for plate tectonic models ofthe Ibero-Armorican segment of theVariscan belt. The Léon Domain inthe Armorican Massif appears as a dis-placed crustal block as it bears a resem-blance to the South Armorican Domainof the internal Variscan belt (Le Correet al. 1989). In the central part of theLéon, the amphibolite-facies Conquet-Penze Micaschist Unit (CPMU) overliesthe high-grade Lesneven Gneiss Unit(LGU). At the base of the LGU, ahigh-pressure stage at 700°C/>13 kbar,recorded by garnet-clinopyroxene as-semblages in eclogites was followed by ahigh-temperature event at 800°C/8 kbarwith garnet and cordierite in aluminousparagneisses. Maximal temperatures inthe upper parts of the LGU were630°C/6 kbar. In the micaschists ofthe Conquet-Penze Unit, microstruc-tures indicate a crystallization of garnetand then staurolite during the develop-ment of S1 and S2 foliations. Zonedgarnet in assemblages with stauroliterecorded prograde P–T paths from 490–610°C at 5–8 kbar in the upper and at 6–9 kbar in the lower parts of the CPMU(Fig. 1A, B). The foliation S2 was over-1 Institut für Mineralogie, Brennhausgasse 14,09596 Freiberg/Sachsen 2 Abteilung für Min-eralogie, Hellbrunner Str. 34, A-5020 Salzburg3 Institut für Mineralogie, Am Hubland, 97074Würzburg

printed by shear bands with a top-to-SW directed normal sense of shear, cor-responding to a dextral strike-slip move-ment (Balé & Brun 1986).

A younger population of monazite withvariable Y contents displays VariscanTh-U-Pb ages (EMP dating method)between 340 and 300 Ma (Fig. 1C). Incontrast, an older population of Cado-mian monazite at 552–517 Ma is uni-formly rich in Y and was observed insamples with only few or even no gar-net. As the 330–340 Ma Saint Renan-Kersaint granite postdates the folia-tions S1 and S2 with peak metamor-phic assemblages one can conclude that340–300 Ma Variscan monazites shouldpostdate garnet crystallization. Inmetapelites, the crystallization of gar-net and accessory xenotime and mon-azite are linked by reactions with nettransfer of Y. Trace-elements in garnetwere analyzed by LA-ICPMS. GarnetY, HREE and Li are low in high-gradegneisses. In amphibolite-facies micas-chists strong zonations of Y and HREEare observed. Like Mn, both Y andHREE decrease from garnet core to rimat increasing temperature when garnetappears with xenotime and monazite,which are consumed. At low tempera-tures, xenotime is supposed to be a sta-ble phase. In some samples, the Y isvery low in the Mn-rich cores of garnetwhich crystallized at low temperatures.The Y contents strongly increase towardthe inner rims, indicating that Y wasinitially bound in xenotime and/or mon-azite and then deliberated by the break-down of these phases under progrademetamorphic conditions. This suggeststhat high-Y Cadomian monazite crys-tallized previous to the garnet and athigh temperatures. Presumably, gar-net did not crystallize at the Cadomian

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Schulz et al. TSK 11 Göttingen 2006

event due to coeval low-pressure con-ditions, but at Variscan medium pres-sures. Whatever, Cadomian monazitedates a distinct thermal event. Onecould speculate on a contact metamor-phism in the vicinity of intrusions likethe Pointe des Renards metagranitoid ora Cadomian regional low-pressure meta-morphism as it was described from theSt. Malo and Fougères units of the ad-jacent North Armorican Cadomian Do-main (Ballève et al. 2001).P-T paths in combination with the mon-azite ages underline that the central

Léon units represent a normal crustalpile which was underthrusted towardsthe SE or E beneath the Central Ar-morican Domain during a Variscan colli-sion, as proposed by Rolet et al. (1986).Then, the range of Variscan monaziteages is linking this event to a Late-Carboniferous stage with overprinting ofthe S1–S2-structures by dextral shear-ing. The finding of Cadomian remnantsdoes not support a South Armoricanprovenance. The Léon units were ratherparts of a suture zone along the northernboundary of the Armorican microplate,

Figure 1: (A, B) P-T paths from the Léon. Garnet-clinopyroxene equilibria (Grt-Cpx)and relative evolution derived from garnet zonation trend. Data from green amphiboles(gAm). Data from garnet-sillimanite-plagioclase-quartz (GASP) and garnet-cordierite(Grt-Cd) equilibria, calculated with garnet core (c) compositions. Data from garnet-muscovite-biotite-plagioclase-quartz equilibria in micaschists (GMBP); prograde P–Tpaths derived from garnet core-to-rim (c, r) zonations. (C, D) Th-U-Pb monazite ages.

204

TSK 11 Göttingen 2006 Schwarz

hence related to the margin of a for-mer Rheic Ocean between Armorica andAvalonia.

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Evolution and structure ofthe Upper Rhine Graben —quantitative insights from nu-merical modelling approaches

Vortrag

Michael Schwarz1

IntroductionThe Upper Rhine Graben forms the ma-jor segment of the Cenozoic Rift sys-tem of Western Europe. Although therift was the target of many seismicand geological investigations, the styleof lithospheric extension below the in-ferred faults, the depth to detachment,1 Geologisches Institut, Universität Freiburg,Albertstr. 23B, 79104 Freiburg i. Breisgau

and the amounts of horizontal extensionand lateral translation are still being de-bated. In this study, the date base tothe Upper Rhine Graben was subjectedto a finite element approach in order toinclude thermomechanical processes ofthe lithosphere as well as erosion andsedimentation. The study concentratedon the consequences of extension andlateral translational events on the struc-ture and evolution in terms of basingeometry, sediment layer thicknesses,Moho elevation, and shoulder uplift ona lithospheric scale. The numerical ap-proach was three dimensional in orderto incorporate the lateral crustal hetero-genities in the Upper Rhine area and thevarying ambient stress field.The thermomechanical simulation of areal rift requires the knowledge of theparameters controlling its structure andevolution. Furthermore, field data areneeded for assessing the modelling re-sults. Both preconditions could be metby the production of comparative datasets as well as by a parameter studybefore the modelling of the rift evolu-tion. The critical validation of the re-search level allowed the extraction ofthe parameters to be determined. Theresults of the parameter study alreadygave some cues on the points of contro-versy mentioned above.In anticipation of the parameter study,a hypothesis on continental rifting pro-cesses was formulated. It describes theconsequences of the potential factorscontrolling the vertical displacements ofthe graben, shoulder, and Moho undersimplified conditions. Opposite to otherconcepts, the hypothesis also takes intoaccount the mechanical behaviour offaults as a primary factor. The numeri-cal results of the parameter study werecompared with the forecasts of the hy-

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Schwarz TSK 11 Göttingen 2006

pothesis in order to identify additionalprocesses acting in the more complexsetting of the Upper Rhine Graben area.Moreover, the comparison allowed dis-closing functional relationships betweenthe vertical displacements and the con-trolling parameters. Apart from theseinsights in the continental rifting pro-cess the parameter variations renderedsome important results specific to theUpper Rhine rift system. They are indetail:

i) The vertical displacements in therift system are controlled primar-ily by the friction, depth, and ge-ometry of the border faults in thebrittle domain. The consequencesof the temperature and rheology inthe creep regime are of minor im-portance. The same holds for theeffects of the erosion and sedimen-tation.

ii) The boundary faults are sub-listricdown to maximum depth of 15 to16 km. The geometry of the faultsremains the same during the rift-ing. In the pre-rift setting, theyflatten from a dip angle of around65° to some 40° at greater depth.Beneath, the deformation is accom-modated by ductile creep without aneed for discrete shear zones in thelower crust and upper mantle.

iii) The apparent frictional coefficientsmostly lie around 0.3 bis 0.4, butat every point on the fault surfaceslower than 0.5.

iv) There are no crustal horizons wherea considerable restoration of theisostatic equilibrium takes place.

v) High viscosities can be excluded atany depth in the lower crust. The

variability of the lower crustal com-positions is of no consequence forthe rift evolution.

vi) The upper crustal creep behaviourcan be simulated only with muchhigher viscosities as it is predictedby the quarzite rheology. The re-quirement can be followed by us-ing the creep parameters of a felsicgranulite.

These results were put into the actualmodelling of the Rhine Graben evolu-tion. Therein, the implementation ofthe thermomechanical processes and thebalancing on a lithospheric scale allowedreconstructing the vertical displamentsof the graben, Moho, and shoulder overtime. The comparative data sets arematched with a rift evolution in twophases. An extension being approxi-mately orthogonal to the Rhine Grabenis replaced by lateral translation whichleads to a reactivation of the rift in asinistral sense. The horizontal exten-sion of 7.5 to 8.5 km and a sinistral dis-placement across the entire graben of4.5 km at most are necessary in orderto accommodate the sedimentary thick-nesses. Dextral and sinistral displace-ments along the border faults take placeduring the period of orthogonal exten-sion as well. These displacements arelocated at the fault segments where thefriction coefficients change laterally dueto a switch of the rift polarity. There,the graben block is extended parallel tothe graben accompanied by a reductionof the principal stress in the same direc-tion which causes the lateral displace-ments.The conduction keeps pace with theadvection of heat at any time duringthe rift evolution. There is no needfor a thermal input of subcrustal ori-

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TSK 11 Göttingen 2006 Seib et al.

gin for initiation of the rift. No thermalanomaly is created by the rifting in theUpper Rhine Graben area. The mod-elling results confirmed the ideas of thegraben as an example of a passive rift.The numerical outcomes can serve asdecision guidance for solving conflic-tive positions about the geodynamics ofthe graben system. The fit betweenmodel and reality gives preferences foran evolution of the graben in two pe-riods with different kinematics. Thelateral displacements calculated in thestudy lie at the upper end of valueswhich are inferred from structural andgeophysical observations in the RhineGraben region. Other stretching di-rections than orthogonal would resultto additional strike-slip displacementsabove this threshold and, therefore,have to be declined. In the period of lat-eral translation during the Neogene, theregional strike slip setting disintegratesinto different tectonic regimes along itsstrike. The configuration resembles therecent kinematics in the Rhine Grabenregion. Thus, the study approves theassumption of regional stress field beingnearly constant since the beginning ofthe Miocene.The modelling results refer only to pe-riods of sedimentary record. Theycontain no information about thetectonosedimentary evolution in timeswith hiatuses. The hiatuses are locatedpredominantly in the period of rift-parallel translation. This is at conflictwith the calculated displacements whichare already at the top of the values in-ferred for the Upper Rhine Graben fromother observations. However, the resultsshow that the graben subsidence, espe-cially in a strike slip regime, is highlysensitive to the mechanical properties ofthe border faults and their orientation

to the local stress field. Slight modifi-cations of these factors can result in asticking behaviour of these faults overlarge distances which may account forthe hiatuses.Apart from continental rifting, south-western Germany was affected by themigration of the Alpine peripheral fore-bulge into the Rhine Graben region.The modelling outcome permits sepa-rating the vertical displacements due torifting from those related to the bulgingprocesses. Future thermomechanicalmodelling studies require an implemen-tation of these processes in order toachieve a holistic reconstruction of allgeodynamic processes which were activein the Upper Rhine Graben area duringthe Cenozoic. Therefore, this study isregarded only as a first step to under-stand the interaction between extension,and lateral translation in a spatially andtemporally varying stress field with apre-existing structural inventory.

Die neogene Entwick-lung des zentralen TienSchan, Kasachstan. ErsteErgebnisse von Apatit-Spaltspurdatierungen undmorphotektonischer Analysevon Satellitendaten Poster

Nadine Seib1 Jonas Kley1 RalfFreitag1 Thomas Voigt1

EinführungDer Tien Schan ist ein etwa E–W er-strecktes, rund 2500 km langes und bis

1 Institut für Geowissenschaften, UniversitätJena, Burgweg 11, 07749 Jena

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250 km breites Gebirge in Zentralasien.Einzelne Gipfel sind über 7000 m hoch.Obwohl durch die Kollision Indiens mitAsien entstanden, ist der Tien Schanein Intraplatten-Orogen, dessen Hebunglange nach dem Beginn der Kollisionvor 50Ma und weit nördlich der Su-tur einsetzte (Sobel & Dumitru 1997).Von Tibet ist der Tien Schan durchdas kaum deformierte Tarim-Becken ge-trennt (Abb. 1).

Hohe und schroffe Topographie, star-ke Seismizität (Molnar & Ghose 2000)und GPS-Daten zeigen, dass das Oro-gen auch heute sehr aktiv ist (Abdrakh-matov et al. 1996, Reigber et al. 2001).Der Tien Schan nimmt gegenwärtig et-wa 40% der Gesamtkonvergenz Indiensmit Asien auf. Die Struktur des Ti-en Schan wird dominiert von E–W-streichenden, nach N und S gerichtetenÜberschiebungen (Avouac et al. 1993,Yin et al. 1998), die sich meist deutlichin der Morphologie äußern. Auffallendist die großräumige Gliederung des Oro-gens durch NW–SE-streichende dextra-le Blattverschiebungen, die auch in dasnördliche Vorland reichen (Tapponnier& Molnar 1979). Den Unterbau des TienSchan bildet ein paläozoisches Akkreti-onsorogen (Zonenshajn et al. 1990). ImMesozoikum entstand eine ausgedehn-te Fastebene. In der späten Kreide oderdem frühen Tertiär setzte die Ablage-rung kontinentaler Serien ein, die imjüngeren Känozoikum sehr mächtig wer-den. Die synorogenen Sedimente liegenmanchmal konkordant, oft aber auchdeutlich winkeldiskordant auf dem pa-läozoischen Sockel. In beiden Fällen bil-den sie häufig asymmetrische Falten, dieoft mit Störungen verknüpft sind. Ge-ländestufen und ein starker Einfluss aufdie Entwicklung des Entwässerungsnet-zes weisen viele Störungen als gegenwär-

Abbildung 1: Lage und Hauptstörungssy-steme des Tien Schan, stark vereinfacht

tig aktiv aus. Unser Untersuchungsge-biet liegt im Südosten Kasachstans. Esumfasst die Nordflanke des Tien Schanund seinen zentralen Teil mit den höch-sten Erhebungen. Im Untersuchungsge-biet liegt das nach E propagierende En-de eines seismisch aktiven Störungssy-stems, das weiter westlich die nördlicheRandstörung des Gebirges bildet, wo esunter der Millionenstadt Almaty (Alma-Ata) verläuft und eine ernste Bedro-hung darstellt. Die Entwicklung diesesStörungssystems soll über verschiedeneZeitskalen mit verschiedenen Methodenuntersucht werden.

Apatit-SpaltspurdatenErste Apatit-Spaltspurdatierungen ausGraniten und granitischen Gneisen zei-gen zwei deutlich getrennte Bereiche(Abb. 2).Die niedrigen, durch aktive Störun-gen begrenzten Bergzüge im N habenmesozoische Abkühlalter. Diese Berei-che haben seit dem Mesozoikum kei-ne starke Exhumierung erlebt. Auchdie Bedeckung durch känozoische Vor-landsedimente war nicht mächtig ge-nug, um die beprobten Gesteine überdie Schließungstemperatur des Apatit-Spaltspursystems (ca. 110°C) zu erwär-

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Abbildung 2: Probenahmepunkte und Ergebnisse der Spaltspur-Thermochronologie

men. Weiter südlich treten junge Al-ter von ca. 10 Ma auf. Hier wurde nach10Ma eine Überdeckung von ca. 3–4 kmMächtigkeit abgetragen, die vermutlichaus alten Gesteinen des Gebirgskernsbestand. Die Spurlängenverteilung indiesen Proben deutet auf rasche Exhu-mierung und Abkühlung. Die heute seis-misch aktive Randstörung wurde wahr-scheinlich erst später angelegt. Weite-re Spaltspuruntersuchungen sollen Ex-humierungsalter aus dem höchsten Teildes Gebirges und aus dem Hangend-block der Randstörung bei Almaty lie-fern. Außerdem soll die Grenze zwischendem stark und dem schwach exhumier-ten Bereich (Abb. 2) durch zusätzlicheDatierungen genauer festgelegt werden,

um die Hebung einem bestimmten Stö-rungssystem zuordnen zu können.

Morphotektonische und struktur-geologische Untersuchungen ausSatellitendaten

Große Teile des Untersuchungsgebietssind entweder zu trocken oder liegenzu hoch für dichten Bewuchs. Sie eig-nen sich deshalb ideal für Methodender Fernerkundung, mit denen großeGebiete rasch untersucht, vom Bodenaus nur schwer erkennbare Strukturenerfasst und Geländeuntersuchungen ge-zielt geplant werden können. Bisher ha-ben wir Landsat TM7-Szenen und diedigitalen Höhenmodelle aus 90 m-SRTM

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Abbildung 3: ‘Profile Convexity’ der SRTM Daten und verschiedene Formen von Tal-querschnitten in einem Teil des Untersuchungsgebiets. Ebene Talböden und Kerbtälersind deutlich kontrastiert. Der am stärksten eingeschnittene V-förmige Flussabschnitt(zwischen Pfeilen) deutet auf schnelle Hebung des querenden Hügelzugs. Starkes lokalesRelief (hell) korreliert hier deutlich mit aktiv sich hebenden Bereichen

(Shuttle Radar-)Daten benutzt. Direk-te strukturgeologische Beobachtungenaus diesen Daten sind versetzte geo-logische oder morphologische Elemen-te und Faltenbau. Bearbeitete Landsat-Daten zeigen durch wesentlich verbes-serte Auflösung der Stratigraphie selbstin Gebieten mit geringem Geländere-lief deutlich großräumige Falten neo-gener Sedimente, die bisher nicht kar-tiert waren. Die Hebung der Gebirgszü-ge steuert im Zusammenspiel mit Kli-maschwankungen die Ablagerung allu-vialer Fächer, die Ausbildung von Tal-profilen und die Bildung von Terras-

sen. Das Entwässerungsnetz ist oft dersensibelste Anzeiger aktiver Deforma-tion. Die Bearbeitung der SRTM Da-ten erlaubt die Analyse verschiedenstermorphologischer Parameter mit stati-stischen und/oder manuellen Verfahren.Abb. 3 zeigt als Beispiel eine Analyseder Konvexität der Oberflächen.Die Verbindung von Landsat- undSRTM-Daten ermöglicht eine sehr guteVisualisierung und verbesserte Interpre-tation der räumlichen Zusammenhän-ge von Strukturen und Geländeformen.Die meisten wissenschaftlichen Arbeitenwaren bisher auf den chinesischen Ti-

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TSK 11 Göttingen 2006 Seidel et al.

en Schan im Osten und Kirgistan imWesten konzentriert. Der zentrale TienSchan in Kasachstan ist bis heute einewenig untersuchte Region. Die hier vor-gestellten Arbeiten sind nur ein ersterSchritt zu weiteren Forschungen. Sie zei-gen aber schon jetzt, wie wirkungsvolldie eingesetzten Methoden sind.

Literatur

Abdrakhmatov KY, et al.(1996) Relatively re-cent construction of the Tien Shan infer-red from GPS measurements of present-daycrustal deformation rates. Nature 384, 450–453

Avouac JP, Tapponnier P, Bai M, You H &Wang G (1993) Active thrusting and foldingalong the northern Tien Shan and late Ceno-zoic rotation of the Tarim relative to Dzunga-ria and Kazakhstan. J Geophys Res 98(B4),6755–6804

Molnar P & Ghose S (2000) Seismic momentsof major earthquakes and the rate of shorte-ning across the Tien Shan. Geophysical Re-search Letters 27(16), 2377–2380

Reigber C et al. (2001) New space geodeticconstraints on the distribution of deforma-tion in Central Asia. Earth and PlanetaryScience Letters 191, 157–165

Sobel ER & Dumitru TA (1997) Thrusting andexhumation around the margins of the we-stern Tarim basin during the India-Asia col-lision. J Geophys Res 102(B3), 5043–5063

Tapponnier P & Molnar P (1979) Active faul-ting and Cenozoic tectonics of the Tien Shan,Mongolia and Baykal regions. J Geophys Res84, 3425–3459

Yin A, Nie S, Craig P & Harrison TM(1998) Late Cenozoic tectonic evolution ofthe southern Chinese Tian Shan. Tectonics17(1): 1–27

Zonenshajn LP, Kuzjmin MI & Napatov LM(1990) Plate tectonics of the U.S.S.R. terri-tory. Nedra 1990, pp 334 (in Russian)

Texturanalysen von Halitmy-loniten aus den Salzstruk-turen Gorleben, Morslebenund Teutschenthal Poster

Torben Seidel1 Bernd Leiss1 YvonneKüster2 Klaus Ullemeyer3 MichaelSchramm2

Das Verständnis der Mechanismen undder Prozesse der Gefügeentwicklung unddie damit verbundene Charakterisie-rung der anisotropen physikalischen Ei-genschaften von natürlich deformiertemSteinsalz sind von grundlegender Bedeu-tung. So lassen sich damit u.a. Aussa-gen zur Entwicklung von Salzstrukturenvom mikroskopischen bis zum regiona-len Maßstab machen, aber auch wichti-ge Parameter u.a. für den Kavernenbauoder die Endlagerung toxischer Stoffe inSalzstrukturen gewinnen. Ein wichtigerGefügeparameter ist dabei die kristal-lographische Vorzugsorientierung (Tex-tur). In der Literatur gibt es im Gegen-satz zu Deformationsexperimenten undnumerischen Simulationen relativ we-nige Untersuchungen natürlicher defor-mierter Steinsalze (für einen Überblicksiehe Scheffzük 1999). Die meisten derbislang untersuchten Proben sind Ein-zelproben und sind nicht nach myloni-tischen oder rekristallisierten Steinsalz-gesteinen unterschieden (u.a. Schwerdt-ner 1966, 1968, Goemann & Schumann1977, Ertel 1987). Aussagen sind da-her nicht zwingend repräsentativ und ei-ne Charakterisierung der gesamten Sa-linarstruktur nicht möglich.

1 Geowissenschaftliches Zentrum der Univer-sität Göttingen (GZG), Goldschmidtstr. 3–5,D-37077 Göttingen 2 Bundesamt für Geo-wissenschaften und Rohstoffe (BGR) Hanno-ver, Stilleweg 2, D-30655 Hannover 3 Geologi-sches Institut, Universität Freiburg, Albertstr.23-B, D-79104 Freiburg

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Seidel et al. TSK 11 Göttingen 2006

Abbildung 1: Zentraler Teil des südlichenpermischen Beckens mit den dort entwickel-ten Salzstöcken und -kissen (Abb. nachLokhorst 1999). Der Rand des Beckens istdurch einen Fazieswechsel der Zechstein 2Karbonate vom Beckenhang (grau) zumBeckeninneren (hellgrau) hin gekennzeich-net. Die Lokationen der beprobten Bohr-kerne von Gorleben, Morsleben und Teut-schenthal sind vermerkt.

Ziel unserer Arbeiten ist daher einestrukturbezogene (Falten, Scherzonenetc.) Gefügecharakterisierung durchKorrelation von Kornformanalysen,Texturen, makroskopischen Strukturenim dm- bis 10er Meter Bereich undder gesamten Salzstruktur. In einerersten Studie wurde auf Bohrkerne derBundesanstalt für Geowissenschaftenund Rohstoffe in Hannover zurück-gegriffen. Die Proben stammen ausdurchteuften Scherzonen, d.h. Berei-chen mit signifikanten Kornlängungen,die auf Verformung zurückgeführtwerden. Es wurden Bohrkerne ausden Salzstrukturen von Gorleben,Morsleben und Teutschenthal in Nord-deutschland beprobt (Abb. 1). DieGesamtintensität der Verformungnimmt von Teutschenthal bis Gorleben

zu, d.h. in Teutschenthal liegt eineSalzkissenstruktur, in Gorleben eineDiapirstruktur vor.Steinsalzgesteine sind immer vergleichs-weise grobkörnig und Halit ist optischisotrop. Eine systematische quantitati-ve und volumenbezogene Texturanaly-se ist damit vor allem mit der Neutro-nenbeugung sinnvoll, da Neutronen inMaterie relativ schwach absorbiert wer-den und daher größere Probenvoluminadurchstrahlt werden können. Besondersgeeignet ist dabei der Neutronentextur-messplatz SKAT am Vereinigten Insti-tut für Kernforschung in Dubna, Rus-sland, da dort Probenvolumina mit biszu 5 cm Durchmesser gemessen werdenkönnen. (Ullemeyer et al. 1998).Als Probenkörper wurden daher Zylin-der mit einem Durchmesser von 5 cmbzw. Würfel mit einer Kantenlänge von5 cm präpariert. Das Probenkoordina-tensystem wurde unabhängig vom Ge-füge, aber in Bezug zur Bohrkerngeome-trie festgelegt. Die z-Richtung ist paral-lel zur Bohrrichtung, x parallel und ysenkrecht zum Medianschnitt des Bohr-kerns orientiert. Die Flächenanschnit-te in Abb. 2 sind nicht zwingend par-allel zur Foliation und zur Mineral-streckungslineation orientiert, da dieseam Bohrkern nicht immer eindeutig er-sichtlich sind.Die Gefüge aus Gorleben und Morsle-ben zeigen deutliche Kornformanisotro-pien (Abb. 2a, b). Während die Probenaus Gorleben Kornlangachsen zwischen1 mm und bis zu 10mm aufweisen, zei-gen die Morslebenproben Kornlangach-sen zwischen 1 mm und 5 mm. In bei-den Lokationen liegen die abgeschätz-ten Kornachsenverhältnisse bei 1:2 bis1:2.5. Die Korngrenzen sind gerade bisleicht verzahnt. Bei den Proben ausTeutschenthal lassen sich keine bzw. nur

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TSK 11 Göttingen 2006 Seidel et al.

Abbildung 2: Flächenanschnitte der Proben a) Gorleben und b) Morsleben.

sehr schwache Kornlängungen nachwei-sen. Der mittlere Korndurchmesser be-trägt ca. 3 mm. Die Korngrenzen sindbei diesen Proben etwas stärker ver-zahnt.Die quantitativen Neutronentexturmes-sungen zeigen für alle vier Proben kei-ne kristallographischen Vorzugsregelun-gen. Da die bislang aus der Literaturbekannten Regelungen im Steinsalz inder Regel sehr schwach sind, wurdenUntergrund- und -Detektorkorrekturensehr genau überprüft und Einzelmaxi-ma in den Polfiguren mit Hilfe der Tex-turkomponentenmethode auf kristallo-graphische Kompatibilität überprüft. Eskonnten jedoch keine, auch nicht sehrschwache Regelungen festgestellt wer-den.Obwohl die anisotropen Kornformgefü-ge klare Hinweise auf plastische Verfor-mung geben, können über die Textur-analyse keine Hinweise auf intrakristal-line Gleitsysteme als Verformungsme-chanismen gefunden werden. Zur Dis-kussion steht ein Verformungsprozess

ohne intrakristallines Gleiten, d.h. Lö-sung/Fällung bzw. Diffusion, oder einepostdeformative Entregelung. LaufendeUntersuchungen sollen zeigen, ob und inwelchen Strukturen der Salzstöcke Tex-turen auftreten.

Literatur

Ertel A (1987) Neutronographische Textur-untersuchung an Salinargesteinen aus Kali-salzlagerstätten der DDR. Dissertation Karl-Marx Univ. Leipzig, pp 94

Goemann U & Schumann H (1977) Röntge-nographische Gefüge- Untersuchung an einerorientiert entnommenen Probe von grobkör-nigem Steinsalz. Tschermaks Mineral. Petro-gr. Mitt. 24, 179–190

Lokhorst A (ed) (1999) NW European gas atlasCD-Rom. Bundesanstalt für Geowissenschaf-ten und Rohstoffe Hannover.

Scheffzük C (1999) Neutronographische Tex-turanalysen und Mikrostrukturuntersuchun-gen natürlicher und triaxial verformter Ha-lite. Dissertation RWTH Aachen, Scienti-fic Technical Report STR99/15, GeoFor-schungsZentrum Potsdam.

Schwerdtner WM (1966) Preferred Orientati-on of Halite in a ‘Salt Seismogram’. Proc.

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Siemes et al. TSK 11 Göttingen 2006

Second. Symp.on Salt 1965, Northern OhioGeol. Soc., Cleveland, 70–84

Schwerdtner WM (1968) Intragranular glidingin domal salt. Tectonophysics 5, 353–380

Ullemeyer K, Spalthoff P, Heinitz J, Isakov NN,Nikitin AN & Weber K (1998) The SKATtexture diffractometer at the pulsed reactorIBR-2 at Dubna: experimental layout andfirst measurement. Nuclear Instruments andMethods in Physics Research A412, 80–88

Mikrostruktur und Texturnach Scherverformungsversu-chen an Hämatiterzen Poster

Heinrich Siemes1 B. Klingenberg1 E.Rybacki2 M. Naumann2 Jens M.Walter3 Ekkehard Jansen3 KarstenKunze4

EinführungDie Beziehungen zwischen der Mi-krostruktur und der kristallografischenVorzugsorientierung (Textur) von Hä-matiterzen der gebänderten Eisenerzfor-mation (BIF) in Brasilien wurden in vie-len Veröffentlichungen behandelt, z.B.Quade et. al. 2000, Rosière et al. 2001,Bascou et al. 2002. Polfiguren dieserHämatiterze zeigen kreisförmige bis el-liptische c-Achsen-Maxima, die um denPol der Foliation liegen. Die Pole derPrismenflächen liegen auf Großkreisenin der Foliationsebene und die Maxi-ma auf diesen fallen mit der Linea-tion zusammen. Die Entstehung die-ser Regelung wird auf Scherverformung-1 Institut für Mineralogie und Lagerstättenleh-re, RWTH Aachen, D-52056 Aachen 2 Geo-forschungszentrum Potsdam, Deformation undRheologie,D-14473 Potsdam 3 Mineralogi-sches Institut, Universität Bonn, Forschungs-zentrum Jülich, D-52425 Jülich 4 Geologi-sches Institut, ETH Zürich, CH-8092 Zürich

Abbildung 1: Mikrostruktur von natür-lich (a,b) und experimentell verformtem(c,d) Hämatiterz, a) Brucutu, Minas Ge-rais, Brasilien, b) Andrade, Minas GeraisBrasilien, c) 1000°C, γ = 3.8, Peripherieder Probe, d) 1000°C, γ = 0.0, Zentrumder Probe.

prozesse zurückgeführt. Bei experimen-tellen Stauchversuchen an polykristal-linem Hämatit gab es Anzeichen derBildung eines c-Achsenmaximums senk-recht zur Kompressionsrichtung (Siemeset al. 2003). Da zu vermuten war, dassGleiten parallel zur Basis des HämatitsUrsache der Regelung ist, wurden dieGleitmechanismen an experimentell ver-formten Hämatiteinkristallen bestimmt(Siemes et al. 2006). In diesem Beitragwerden neue Scherexperimente an po-lykristallinen Hämatitaggregaten vorge-stellt.

Konzeption der Versuche

Zunächst wurden drei Torsionsversuchein einer Hochdruck-Hochtemperatur-Apparatur (Paterson & Olgaard, 2000)konzipiert, um zu prüfen, ob und wiediese Versuche sich mit Hämatiterz

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TSK 11 Göttingen 2006 Siemes et al.

realisieren lassen. Als Versuchsmateri-al wurde ein Hämatiterz von Sishen,Südafrika, gewählt, das fast ungere-gelt ist und eine Kristallitgröße von5–60Mikrometer aufweist (Siemes etal. 2003). Proben (Durchmesser 14mm,Länge 10 mm) mit einer 0,5mm dickenNichteisen-Schutzhülle wurden in einJacket aus Eisen oder aus Kupfer ein-gebracht, das die Probe vom Druckme-dium Argongas trennt. Bei Temperatu-ren von 1000°C bis 900°C wurden bei400MPa allseitigem Druck, mit einerTorsionsrate von 6 × 10−5s−1, in 30-Stunden-Versuchen Scherverformungenvon 3,8 bis 4,0 erreicht. Eine Schutzhül-le aus Silber-Palladium in einem Eisen-jacket erwies sich als die geeignete Ver-suchsanordnung, um Hämatit mit nurgeringer Magnetitbildung zu verformen.Inzwischen wurden weitere Versuche beiTemperaturen bis hinunter zu 800°C ge-fahren.

Erste ErgebnisseDer Hämatit ist bei 1000°C zu einemgleichförmigen polygonalen Korngefügerekristallisiert (Abb. 1c,d), das sich auchbei natürlich verformten Erzen findet(Abb. 1b). Die Korngrößen weisen da-bei keine Unterschiede über die Pro-benquerschnitte (Abb. 1c,d) auf, obwohldie finite Scherverformung von Null imZentrum der Probe bis zum maximalenWert an der Peripherie variiert. Neu-tronentexturmessungen (Jansen et al.2000) im Probenbereich mit der stärk-sten Verformung und EBSD-Messungen(Kunze et al. 1993) ergaben für die(0003)-Polfigur ein zentrales, elliptischesMaximum im Pol der Scherebene. In der(1120)-Polfigur befindet sich auf demGrundkreis ein Maximum, das die Ori-entierung der Scherrichtung angibt. Die(1014)-Polfigur, die zwei bananenförmi-

ge Maxima (Quade 1988) unterschiedli-cher Höhe aufweist, lässt auf den Scher-sinn schließen. Diese Polfiguren stim-men weitgehend mit Polfiguren natür-lich verformter Hämatiterze überein. ImGegensatz zum homogenen Korngefügebesitzt die Textur einen grossen Gra-dienten von nahezu regellos im Zen-trum (undeformiert) zu stark geregeltam Rand (maximaler Scher-Strain). DieBeobachtungen unterstützen die Vermu-tung, dass Hämatiterz bevorzugt durchVersetzungsgleiten auf {0001}< 1210 >mit simultaner dynamischer Rekristalli-sation deformiert.

Danksagung Die zur Zeit laufendenExperimente werden von der DeutschenForschungsgemeinschaft gefördert.

Literatur

Bascou J, Raposo MIB, Vauchez A & Egydio-Silva M (2002) Titanohematite lattice-preferred orientation and magnetic anisotro-py in high-temperature mylonites. Earth andPlanetary Science Letters 198, 77–92

Jansen E, Schäfer W, Kirfel A, (2000) The Jü-lich neutron diffractometer and data proces-sing in rock texture processing. Journal ofStructural Geology 22, 1559–1564

Kunze K, Wright SI, Adams BL & Dingley DJ(1993) Advances in automatic EBSD singleorientation measurements. Textures and Mi-crostructures 20, 41–54

Paterson MS & Olgaard DL (2000) Rock defor-mation tests to large shear strains in torsion.Journal of Structural Geology 22, 1341–1358

Quade H (1988) Natural and simulated (10.4)pole figures of polycrystalline hematite. Tex-tures and Microstructures, 8–9, 719–736

Quade H, Rosière CA, Siemes H & BrokmeierH-G (2000) Fabrics and textures of Precam-brian iron ores from Brazilian deposits. Zeit-schrift für angewandte Geologie, Sonderheft1, 155–162

Rosière CA, Siemes H, Quade H, Brokmeier H-G & Jansen EM (2001) Microstructures, tex-tures and deformation mechanisms in hema-

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Steenken et al. TSK 11 Göttingen 2006

Abbildung 2: (0003)-, (1120)- und (1014)-Polfiguren von natürlich und experimentellverformtem Hämatiterz, a) Conceição, Minas Gerais, Brasilien, b) Polfiguren parallel zurScherebene, Scherrichtung etwa NS, Schersinn N.

tite. Journal of Structural Geology 23, 1429–1440

Siemes H, Klingenberg B, Rybacki E, Nau-mann M, Schäfer W, Jansen E & Rosière CA(2003) Texture, microstructure, and strengthof hematite ores experimentally deformed inthe temperature range 600°to 1100°C andat strain rates between 10−4 and 10−6 s−1.Journal of Structural Geology 25, 1371–1391

Siemes H, Klingenberg B, Rybacki E, NaumannM, Schäfer W, Jansen E & Kunze K (2006)Glide systems of hematite single crystals indeformation experiments. Ore Geology Re-views (accepted)

Syn-kinematic magma as-cent and batholith in-flation (Sierra de SanLuis/Argentina) Vortrag

André Steenken1 SiegfriedSiegesmund2 Mónica G. Lópezde Luchi1 Augusto Rapalini3 KlausWemmer2

The measurement of the anisotropy ofthe magnetic susceptibility (AMS) is1 Instituto de Geocronología y GeologíaIsotópica (INGEIS), Ciudad Universitaria,1428 Buenos Aires, Argentina 2 GeoscienceCentre of the University of Göttingen (GZG),Goldschmidtstr. 3, 37077 Göttingen, Germany3 Instituto de Geofísica Daniel Valencio (IN-GEODAV), Departamento de Ciencias Geológ-icas, Facultad de Ciencias Exactas y Naturales,Universidad de Buenos Aires, CONICET, Pa-bellón 2, Ciudad Universitaria, 1428 BuenosAires, Argentina

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TSK 11 Göttingen 2006 Steenken et al.

now routinely used since more than fourdecades in the analyses of rock fabrics ingranitic rocks (e.g. Stacy 1960, Henry1975, Gleizes et al. 1993). Even thoughthe intensity of fabrics in granitoids isoften weakly developed the significanceof orientation and shape of crystals isthe same like in other deformed rocktypes. By revealing the distribution offabrics in plutonic rocks one of the stillongoing discussions in granite tecton-ics may be addressed: How did thosesometimes voluminous batholiths wereinflated in the middle crust? We are pre-senting magnetic fabric data on a seriesof Devonian batholiths that intrudedthe polyphase deformed metaclastites ofthe Sierra de San Luis (32°10′– 33°20′ S/ 65°15′ – 66°20′ W) in central Ar-gentina. Regional considerations on thetectonic regime during the emplacementof the batholiths are inferred from com-bined field, microstructural and AMSobservations.

Geological backgroundThe proto-Andean basement outcrop-ping in the Sierras Pampeanas experi-enced a polyphase magmatometamor-phic history during the Ediacaran/EarlyPalaeozoic resulting from the accretionof different crustal fragment to Gond-wanas southwestern margin (Ramos1988). The final manifestation ofthis history is the emplacement ofvoluminous, elliptical granodioritic tosyenogranitic composite batholiths inthe Sierra de San Luis and the Sierras deCórdoba during the Early/Middle Devo-nian (Fig. 1).There exists discordance on the regionalstress field that enabled the magma as-cent during this period. According toLlambías et al. (1998) the Devonianmagmatism is the result of the collapse

of the Famatinian orogen whereas Simset al. (1998) emphasised the relation ofthe Devonian batholiths with the con-tinual subduction followed by the col-lision of the Chilenia Terrane with thewestern outboard of Gondwana.

The Devonian batholithsDetailed fabric studies on the largestbatholiths in the Sierra de San Luis,i.e. the La Totora, Renca and LasChacras-Potrerillos batholiths were car-ried out. The studies comprised system-atic field surveys, microstructural obser-vations and anisotropy of magnetic sus-ceptibility (AMS) measurements. Mi-crostructural studies indicate that thebatholith rocks are mainly characterisedby magmatic microstructures with lim-ited sub-magmatic to high temperaturesub-solidus deformation. Magmatic fo-liations are defined by the planar ar-rangement of tabular feldspar and bi-otite. The local appearance of intracrys-talline fractures in the feldspar filledwith fine-grained granitic melt point tothe syn-kinematic emplacement of thebatholiths. Continued deformation be-low the solidus is accommodated byfeldspar recrystallisation as indicatedby sub-grain boundaries. Recrystalli-sation of quartz at low temperatures,leading to the formation of quartz rib-bons is observed in the SE sector ofthe Las Chacras-Potrerillos batholithonly. Shear indicators point to sinis-tral as well as dextral sub-horizontal dis-placement. All three batholiths possessconcentric foliation patterns that alongthe margins show a steep inclination.The average magnetic foliation patternsin the studied plutons agree well withthe macroscopic fabrics measured in thefield indicating that the AMS-data canbe used to study the orientation of fabric

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Steenken et al. TSK 11 Göttingen 2006

Figure 1: Schematic map of the southern section of the Sierras Pampeanas. The Devonianmagmatism is restricted to the basement complexes of the Sierra de San Luis and theSierras de Córdoba

elements. However, a bulk susceptibility(Kvol) of up to 8000× 106 in almost allgranitic sub-units indicates a predomi-nance of ferromagnetic contributions tothe bulk susceptibility. Therefore bi-otite fabrics of selected samples wereused to calculate a theoretical AMS ten-sor (Siegesmund et al. 1995) that wascompared to the measured AMS fabric,indicating acceptable accordance in thedirectional data but do not necessarilysupport the shape of the magnetic fabricellipsoid. Most foliations and lineationsreflect magmatic flow and their attitude

is linked to the interference between re-gional deformation and batholith infla-tion, i.e. fabrics may be due to regionalstrain in combination with the internaldynamics of the magma bodies. Mag-netic lineations either are sub-vertical orfollow the NNE–SSW trend that is alsodocumented by the linear fabrics of theirhosts (Fig. 2).

ResultsIt is proposed that the opening oftranstensional pull-apart structurescontrols those shallow dipping lin-

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TSK 11 Göttingen 2006 Steenken et al.

Figure 2: Orientation of magnetic lineations for the La Totora, Renca and Las Chacras-Potrerillos batholiths. Note that except for the marginal part of the Renca batholith,most lineations tend to be sub-horizontal or shallowly plunging.

eations during batholith inflation.K/Ar and Ar/Ar muscovite data fromregional shear zones at ∼360Ma (Simset al. 1998, Steenken et al. 2004)support the idea of a syn-kinematicmagma ascent and batholith inflationfollowing the direction of extension ina transpressional tectonic framework(Fig. 3). It turns out that the Devo-nian batholiths intruded the basementsyn-kinematically with respect to theAchalian deformational cycle.

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219

Steffes et al. TSK 11 Göttingen 2006

Figure 3: Comic strip illustrating the syn-tectonic emplacement of the major Devoniangranitoids in the Sierra de San Luis. Schematic depiction of the major tectonic strike slipfaults connected with the ‘space-creation’ for the magma ascent. The development of asecondary set of NNW trending sinistral strike slip faults leads to the counter clockwisestep over of the sinistral displacement along the Río Guzmán and related NNE–SSWtrending shear zones. NNE directed crustal extension would allow the formation ofmagma conduits and subsequent magma accommodation in a transtensional setting.

Steenken A, López de Luchi MG, SiegesmundS, Wemmer K, Pawlig S (2004) Crustalprovenance and cooling of the basement com-plexes of the Sierra de San Luis: An insightinto the tectonic history of the proto-Andeanmargin of Gondwana. Gondwana Research7: 1171–1195

Deformation der karbonati-schen Espanola-Formation imzentralen Teil der Sudbury-Impaktstruktur, Kanada

Poster

Elisabeth Steffes1 Ulrich Riller2Daniel Doman2

Archaische Granitoide und paläopro-terozoische Metasedimente der Hu-ronian Supergroup werden von demschüsselförmigen und partiell erodier-ten 1.85Ga alten Impaktschmelzkom-plex der Sudbury-Impaktstruktur über-lagert. Huronische Metasedimente undderen basaler Kontakt zum granitoi-1 Freie Universität Berlin, Institut für Geolo-gische Wissenschaften, Malteser Str. 74–100,D-12249 Berlin 2 Humboldt-Universität zuBerlin, Museum für Naturkunde, Invalidenstr.43, 10115 Berlin

220

TSK 11 Göttingen 2006 Steffes et al.

den Grundgebirge stehen in einer Ent-fernung bis zu 15 km von dem lagigenKomplex und um diesen herum steil.Obwohl diese Steilstellung durch die Bil-dung eines impakt-induzierten Zentral-berges erklärt werden kann, ist unklar,ob orogene Verformung vor dem Impaktan der Steilstellung beteiligt war. Umhierüber Aufschluss zu gewinnen, wur-den die basalen Huronischen Einheiten,insbesondere die karbonatische Espano-la Formation und deren benachbarteMetakonglomerate und Metasandsteine,nordöstlich des Impaktschmelzkomple-xes strukturell untersucht. Aufgrund erNähe der metasedimentären Einheiten(ca. 5 km) zu dem 2,5 km mächtigenSchmelzkomplex wurde daher auch des-sen möglicher thermischer Einfluss aufdie Metasedimente untersucht.

Die Espanola Formation ist durch einenengen Lagenbau gekennzeichnet, derdurch deutliche Unterschiede in derKorngröße und der Mineralzusammen-setzung bestimmt wird. Dunkle Lagensind feinkörnig und enthalten Erze undunterscheiden sich von helleren Lagen,die an Quarz und Feldspat angerei-chert sind. Messungen der Orientierungvon Schichtflächen, planaren und linea-ren Mineralgefügen, sowie Faltenach-sen wurden an insgesamt 360 Stationendurchgeführt und dienten zusammenmit lithologischen Beobachtungen derErstellung einer detaillierten Struktur-karte. Entgegen älterer Kartierungen,zeigt diese, dass die Espanola-Formationnicht diskontinuierlich auftritt, sondernim Gegensatz zu ihren siliziklastischenund mechanisch kompetenteren Nach-bareinheiten im Dezimeter- bis 10er-Meter-Bereich stark verfaltet ist. Einestrukturelle Detailkartierung zeigt ins-besondere einen asymmetrischen Falten-bau, der durch flach ESE-einfallende

Achsen und steile WNW–ESE strei-chende Achsenebenen gekennzeichnetist. Minerallineationen sind parallel zuKleinfaltenachsen. Desweiteren zeichnetsich die Espanola Formation durch ei-ne achsial-planare Drucklösungsschiefe-rung aus. Diese strukturellen Befundebelegt einen orogenen Ursprung der Fal-tung. Die Überprägung von Kleinfaltendurch Pseudotachylitzonen belegt des-weiteren, dass der asymmetrische Fal-tenbau bereits vor dem Impaktereignisangelegt wurde. Inwieweit dieser Fal-tenbau durch impaktinduzierte Verfor-mung modifiziert, insbesondere rotiert,wurde, ist noch unklar.Mikrostrukturelle Untersuchungen, z.T.mithilfe des Kathodoluminiszenzmikro-skopes, zeigen, dass planare und li-neare Mineralgefüge durch eine deut-liche Vorzugsorientierung von Kalzitdefiniert sind. Jedoch ist Kalzit na-hezu vollständig durch eine polygo-nale Ausbildung seiner Korngrenzenmit 120°-Tripelpunkten gekennzeichnet.Dies zeigt, dass planare Kalzitgefügedurch eine statische Rekristallisationüberprägt wurden. Im Gegensatz dazuwaren die siliziklastischen Nachbarein-heiten der Espanola Formation ledig-lich einer dynamischen Rekristallisati-on von Quarz ausgesetzt. Dies bedeutet,das die Gesteine thermische unter sta-tischen Bedingungen in einem Tempe-raturfenster von mindestens 150°C, derRekristallisationstemperatur von Kal-zit, und höchstens 300°C, der Rekristal-lisationstemperatur von Quarz, über-prägt wurden. Ursache für die lokale,statische Überprägung ist aller Wahr-scheinlichkeit nach der nahegelegene Im-paktschmelzkomplex. Dies birgt wichti-ge Konsequenzen für die Abschätzungder ursprünglichen Ausdehnung diesesKomplexes.

221

Stipp et al. TSK 11 Göttingen 2006

The effect of water, temp-erature and strain rate on thedislocation creep microstruc-ture, recystallized grain sizeand flow stress of quartz

Vortrag

Michael Stipp1 Jan Tullis2 HaraldBehrens3

Since the work of Griggs & Blacic (1965)it is well known that the crystal plasticflow strength of ‘wet’ quartz samples ismuch lower than that of ‘dry’ samplesdeformed at the same conditions, andthe general effect of water on disloca-tion creep microstructures has been doc-umented (e.g. Hirth & Tullis 1992), butits effect on the recrystallized grain sizehas not been quantified. The recrystal-lized grain size is the most reliable andmost easily measurable microstructuralfeature to derive flow stresses from natu-ral mylonites (e.g. White 1979, Kohlst-edt et al. 1980). In a recent experi-mental study, a well-constrained recrys-tallized grain size piezometer for quartz(Stipp & Tullis 2003) was calibratedusing natural as-is quartzites; the useof a molten salt cell at high confiningpressure (1.5 GPa) in a Griggs-type ap-paratus allowed good stress resolution(Green & Borch 1989). There has beensome debate as to whether there is anyindependent effect of water on the re-crystallized grain size piezometer. Twolaboratory studies on olivine aggregates(at different pressures) report contradic-tory results; van der Wal et al. (1993)found that the recrystallized grain size1 Geologisches Institut, Universität Freiburg,Albertstr. 23b, D-79104 Freiburg 2 Depart-ment of Geological Sciences, Brown University,PO Box 1846, Providence, USA 3 Institutfür Mineralogie, Universität Hannover, Call-instraße 3, D-30167 Hannover

piezometer is independent of the wa-ter content, whereas Jung & Karato(2001) observed a water-dependence ofthe piezometer.In this study, we have investigatedchanges in the recrystallized grainsize and other deformation microstruc-tures of quartz within dislocation creepregimes 2 and 3 of Hirth & Tullis(1992). Deformation experiments onBlack Hills quartzite with three differ-ent initial water contents (as-is, water-added and vacuum-dried) were carriedout in order to evaluate the effect ofwater on the recrystallized grain size /flow stress piezometer. Samples weredeformed in axial compression at tem-peratures of 750° to 1100°C, strain ratesbetween 2 × 10−7 s−1 and 2 × 10−4 s−1

and strains up to 46% using a moltensalt assembly in a Griggs apparatus. Anincrease of the initial water content atotherwise constant deformation condi-tions caused a decrease in flow stress,an effect known as hydrolytic weaken-ing. The total water content of thestarting material was analyzed by KarlFischer Titration (KFT) and FourierTransform Infrared (IR) spectroscopy,and quenched samples were analyzedmicrostructurally and by IR. Changesin the dynamic recrystallization mi-crostructure correlate with changes inflow stress, but there is no independenteffect of temperature, strain rate or wa-ter content. IR absorption spectra ofthe deformed samples indicate that dif-ferent water contents were maintainedin the three sample sets throughout theexperiments. For quantitative determi-nation of the water content in the de-formed samples a new IR calibrationwas developed, based on KFT analysisof the starting material.A comparison with previously used

222

TSK 11 Göttingen 2006 Stipp et al.

Figure 1: Recrystallized grain size/flowstress data from the water-added, as-isand vacuum-dried samples plotted togetherwith the least squares fit calibration of therecrystallized grain size piezometer of dislo-cation creep regimes 2 and 3 (Stipp & Tullis2003, equation is indicated).

IR calibrations (e.g. Paterson 1982)demonstrates that the latter sys-tematically underestimate the watercontent of Black Hills quartzite. Onlyrelative differences in water contentwithin a sample set are reliable whensolely using these previous IR calibra-tions. However, relative differenceswithin the sample set indicate thatthe amounts of water measured withinthe vacuum-dried (∼260±40 ppm H2O),the as-is (∼340±50 ppm H2O) and thewater-added (∼430±110 ppm H2O)samples are significantly smaller thanthe initial content of the quartzite(∼640±50 ppm H2O, each with ourIR calibration). We assume that thisinitially puzzling result was causedby a redistribution of the water con-tent during experimental deformationand/or during IR sample prepara-tion. Decrepitation of aqueous fluidinclusions and transport of the watervia microcracking or dislocation pipe

diffusion are presumed to produce anincrease of the free fluid phase alongthe grain boundaries, which probablycontrols water fugacity and flow stressduring the experiments. The differencesin water content before and after theexperiments can largely be explainedby loss of water during IR samplepreparation. Initial differences in watercontent between the three sample setswere maintained during experimentaldeformation. A comparison of the threesample sets shows that vacuum-driedas well as water-added samples havethe same recrystallized grain size/flowstress relationship as the piezometerdetermined for as-is samples by Stipp& Tullis (2003). Hence, no independenteffect of water on the piezometricrelationship has been detected (Fig. 1;Stipp et al., in press), and paleostressestimates on natural mylonites need notconsider differences in water contentwhen applying the recrystallized grainsize piezometer of quartz.

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223

Streit et al. TSK 11 Göttingen 2006

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Magnetische Suszeptibilitäts-messungen an Gängen vomOstrand des HauzenbergerGranitplutons — BayerischerWald Poster

Verena Streit1 Helga de Wall1 CarloDietl2

EinführungAm Ostrand des Hauzenberger Plutonsim südlichen Bayerischen Wald tretenGanggesteine auf, die spät- bis post-variskische Granitoide und ihre Rah-mengesteine (anatektische und diatek-tische Gneise) durchschlagen. Die In-trusion der Gänge wurde auf 307Madatiert (Siebel, pers. comm.). Sie stel-len somit das jüngste magmatische Er-eignis mit deutlichem zeitlichen Hiatus1 Institut für Geologie, Julius-Maximilians-U-niversität Würzburg, Pleicherwall 1 D-97070Germany 2 Geologisch-PaläontologischesInstitut, Johann-Wolfgang-Goethe-UniversitätFrankfurt am Main, Senckenberganlage 32-34D-60054

zur Platznahme der Granitplutone desBayerischen Waldes zwischen 316 und324Ma (Propach 2000) dar. Die Haupt-verbreitung dieser Ganggesteine liegt ineinem herzynisch verlaufenden Zug vonOberndorf im Nordwesten über Wald-kirchen zum Oberfrauenwald und weiternach Wegscheid im Südosten. Die Gängestreichen in den zwei HauptrichtungenWNW–ESE (etwa 140°), also in etwaparallel zum Bayerischen Pfahl, sowieannähernd N–S (etwa 170°). Die Gängestehen generell saiger und haben Mäch-tigkeiten von wenigen dm bis zu 15 m.

ErgebnisseAn 14 Gängen wurden im Gelände undLabor die magnetische Suszeptibilitätgemessen. Im Gelände wurden dabeiGangprofile mit einem tragbaren Kap-pameter (KT–6, Geofyzica Brno) regi-striert. Im Labor wurde neben der Volu-mensuszeptibilität auch die Anisotropieder magnetischen Suszeptibilität (AMS)mit einer Kappabrücke KLY–4S (AGI-CO, Brno) bestimmt.Die Suszeptibilitätswerte zeigen star-ke Schwankungen im Wertebereich von10−4 bis 10−2 SI. Träger der magne-tischen Suszeptibilität ist in den fer-rimagnetischen Proben (10−2 SI) Ma-gnetit, in den paramagnetischen Proben(10−4 SI) ist Biotit/Hornblende für dieSuszeptibilität verantwortlich. Bei denGangprofilen fällt eine starke Variationder Werte innerhalb der einzelnen Gän-ge auf. Dabei können folgende Fälle un-terschieden werden (Abb. 1):

i) geringe Suszeptibilitätswerte amGangrand und Anstieg zum Zen-trum hin;

ii) hohe Suszeptibilitätswerte am Gan-grand und Abfall zum Zentrum hin;

224

TSK 11 Göttingen 2006 Streit et al.

Abbildung 1: Suszeptibilitätsschwankungen an Gangprofilen, gemessen mit einem Hand-kappameter, Dreiecke repräsentieren Messungen in dem Nebengesteins, Messungen anden Gängen sind durch Quadrate dargestellt.

iii) bei einem Gang steigen die Suszep-tibilitätswerte von einer Gangseitezur anderen kontinuierlich an;

iv) nur wenige Gänge zeigen ein kon-stantes Suszeptibilitätsprofil.

Variationen der Suszeptibilität in Gang-profilen werden in der Literatur mehr-fach beschrieben und können auf unter-schiedliche Ursachen (Korngrößeneffek-te durch Abschreckung, Alterationsef-fekte) zurückgeführt werden.Messungen der AMS reflektieren ge-nerell die Ganggeometrie. In 27 Pro-ben steht kmin senkrecht zur Gangwand(normales Gefüge). In nur drei Probensteht kmax senkrecht zur Gangwand (in-verses Gefüge). Bemerkenswert ist ei-

ne für Ganggesteine relativ hohe Ani-sotropie, die bis hin zu Werten von P ′

= 1,15 reicht. Während in Proben mitniedrigen Anisotropien (P ′ kleiner als1,05) die Geometrie des magnetischenGefüges von prolat bis oblat variiert,haben Proben mit höheren Anisotropi-en generell oblate Gefüge. Sowohl beikonventioneller Interpretation (magne-tische Lineation liegt parallel der Trans-portrichtung, z.B. Ellwood 1978) alsauch bei Anwendung der von Geoffroyet al. (2002) vorgeschlagenen Schnitt-geometrie von planaren Gefügen, erge-ben sich stark variierende horizontalebis vertikale Magmafließrichtungen.

225

Tanner et al. TSK 11 Göttingen 2006

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Kinematic 3D Retro-Deformation of Fault BlocksPicked from 3D Seismics

Poster

David C. Tanner1 Tina Lohr2 Char-lotte M. Krawczyk2 Onno Oncken2

Heike Endres3 Ramin Samiee3 Hen-ning Trappe3 Peter A. Kukla4

IntroductionMovement on fault planes causes a largeamount of smaller-scale deformation,ductile or brittle, in the area surround-ing the fault. Much of this deforma-tion is below the resolution of reflec-tion seismics (i.e. sub-seismic, <10mdisplacement), but it is important to de-termine this deformation, since it canmake up a large portion of the total1 Geowissenschaftliches Zentrum derGeorg-August-Universität Göttingen,Abteilung Strukturgeologie und Geody-namik, Goldschmidtstr. 3, D-37077 Göttingen2 GFZ Potsdam, Telegrafenberg, D-14473Potsdam 3 TEEC, Burgwedelerstr. 89,D-30916 Isernhagen 4 RWTH Aachen, Geol.Institut, Wüllnerstr. 2, D-52056 Aachen

bulk strain, for instance in a develop-ing sedimentary basin. Calculation ofthe amount of sub-seismic strain arounda fault by 3-D geometrical kinematicretro-deformation can also be used topredict the orientation and magnitudeof these smaller-scale structures.However, firstly a 3-D model of the faultand its faulted horizons must be con-structed at a high enough resolutionto be able to preserve fault and hori-zon morphology with a grid spacing ofless than 10m. Secondly, the kinemat-ics of the fault need to be determined,and thirdly a suitable deformation al-gorithm chosen to fit the deformationstyle. Then by restoring the faultedhorizons to their pre-deformation state(a ‘regional’), the moved horizons canbe interrogated as to the strain theyunderwent. Since strain is commuta-tive, the deformation demonstrated dur-ing this retro-deformation is equivalentto that during the natural, forward de-formation.

Working areaOur working area is located withinthe northern part of the Lower Sax-ony Basin. This structural unit isa part of the post-Variscan CentralEuropean Basin System. We use 3-D, depth-converted, reflection seismicsprovided by RWE-DEA AG, Hamburgfor this investigation. The seismicdatabase covers an area of ca. 15 ×10 km2 and extends down to 7.5 kmdepth. This is deep enough to revealthe subcrop of Upper Carboniferous andstratigraphically-higher strata.

Construction of a 3-D modelOur particular interest is the Rotliegendstrata of this area. The Rotliegend

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TSK 11 Göttingen 2006 Tanner et al.

Figure 1: Left: Map view of the hanging-wall of a Rotliegend thrust after retro-deformation, colour-coded for magnitude of the major strain (e1). Lighter greys arehigher strain. Right: Map view of the hanging-wall of the thrust after retro-deformation,showing trajectories (and dip and strike data) of the e2–e3 plane, and thus the expectedorientation of extensional fractures, caused by thrusting. Insert shows lower hemisphere,equal-area stereonet of poles to the e2–e3 planes.

mainly consists of aeolian and fluviatilesandstones, which form an onshore hy-drocarbon play. The Top Rotliegendsurface lies between 4.5 and 5.7 kmdepth in the studied area. First, theTop Rotliegend surface was picked at ahigh resolution, as were fault surfaceswhich displaced Top Rotliegend andlower strata. Displacement of the TopRotliegend varies from 0–250m, mainlycaused by normal faulting. These sur-faces were then gridded in GoCAD, andthen transferred to the Midland Val-ley software package 3DMove for retro-

deformation.

Retro-deformationFor retro-deformation modelling weused the algorithms ‘inclined shear’ fornormal faults and ‘fault-parallel flow’for reverse faults, respectively. In theformer, the hanging-wall volume of afault is sheared at an oblique angle tothe fault surface, and thus strain is di-rectly attributable to fault curvature. Inthe latter method, all horizon surfacenodes move parallel to the fault surface(as the name suggests), and therefore

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Timar-Geng et al. TSK 11 Göttingen 2006

strain is also related to fault curvature.Figure 1 demonstrates an exampleof retro-deformation (using the ‘fault-parallel flow’ algorithm) of a thrustwithin the Rotliegend, and shows thestrain tensor values and orientationswhich occurred in the surroundingstrata. We propose the values of thestrain tensor, and thus the magnitudeof the strain, are equivalent after retro-or forward deformation. For this ex-ample, the e1-magnitude ranges from0–20%, but the highest strain intensi-ties are constrained to within 700m ofthe fault generally, and up to 1 km lo-cally (Fig. 1). We propose that the e1-magnitude can be correlated to the den-sity, and that the e2–e3 plane can be cor-related to the orientation, of small-scalestructures.

Acknowledgements We thankRWE-DEA AG, Hamburg for allowingus to use their 3D seismic databaseand borehole data for this project. Theproject is part of the DFG SPP 1135;we acknowledge DFG grants TA 427/1and KR 2073/1.

Two-dimensional finite ele-ment models of convectiveheat transfer in the uppercrust — implications for theinterpretation of fission-trackdata Poster

Zoltan Timar-Geng1 Andreas Henk1

Andreas Wetzel2

Fission-track (FT) thermochronology isa tool routinely used for studies of sur-face denudation because of its sensitiv-ity to the low temperatures found inthe uppermost part of the crust. FTages and associated track length dis-tributions are regularly interpreted as-suming a steady-state temperature fieldand only conductive heat transfer. How-ever, application of the method to ther-mochronological studies based on suchinterpretations may lead to invalid con-clusions, if the temperatures at a certaindepth had actually varied with time.For example, the convective transfer ofheat by hydrothermal fluids can causetransient thermal events within the up-per crust. In particular, fluid circulationalong fault zones can result in substan-tial convective heat transport and causetemperature anomalies in the adjacentrocks (Zuther & Brockamp 1988, Flem-ing et al. 1998, Lampe & Person 2002,Bächler et al 2003). As a consequence,any refined interpretation of FT data re-quires a thorough understanding of theupper crustal temperature field and itsevolution through time.The main objective of this study is to as-sess quantitatively how convective heattransport influences the upper crustal

1 Geologisches Institut, UniversitätFreiburg, Albertstr. 23b, D-79104 Freiburg2 Geol.-Paläont. Institut, Universität Basel,Bernoullistr. 32, CH-4056 Basel

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TSK 11 Göttingen 2006 Trepmann & Spray

temperature field as well as the coolingages and track length distributions ob-served in apatite FT data. Modellingutilizes Finite Element techniques andthe software FEFLOW, respectively. In-depth parameter studies (including faultgeometry, erosion rate, hydraulic po-tential, hydraulic and material proper-ties) are conducted on two-dimensional(cross-sectional) models of fault zones.After evaluating the relative importanceof different variables relevant to fluidcirculation in a palaeogeothermal sys-tem, the time-temperature (tT) histo-ries of particle points are tracked aserosion moves them closer to surface.These tT-paths are used in a forwardmodelling approach to determine the ex-pected FT age and track length distri-butions. For each parameter study, acorresponding set of FT parameters isproduced, thus, providing a catalogueof FT ages and track length distribu-tions, which will help to interpret realdata sets.One of the goals of the project is toinvestigate the regional impact of con-vective heat transport on the inter-pretation of FT data and other ther-mal data from the Black Forest (SW-Germany). The modelling techniquesoutlined above will be applied to fielddata from the Baden-Baden and Offen-burg troughs in the northern and centralBlack Forest.

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Microstructural evidenceof impact-induced crystal-plastic deformation and post-shock annealing of quartz

Vortrag

Claudia A. Trepmann1

John G. Spray2

IntroductionDuring impact, rocks at the surfaceand accessible depths encounter ex-treme conditions. The hydrostatic com-ponent of the shock wave-associatedstress, the so-called shock pressure, canreach several tens of GPa in the cen-tral part of the structure. The shockpressure can cause the transformationof target minerals into their high pres-sure modifications or amorphous phases.The role of the deviatoric componentof the shock wave-associated stress dur-ing shock-metamorphism is only poorlyunderstood. Shock effects in quartzare particularly useful for providing in-formation on the conditions during de-formation, given the widespread occur-rence of this mineral in the Earth’s1 Institut für Geologie, Mineralogie und Geo-physik, Ruhr-Universität Bochum, Germany,Collaborative Research Center 526 2 Plane-tary and Space Science Centre, Department ofGeology, University of New Brunswick, Canada

229

Trepmann & Spray TSK 11 Göttingen 2006

Figure 1: Bright field TEM micrographshowing rhombohedral PDFs that comprisedislocations and fluid inclusions.

crust and its comprehensive experimen-tal calibration. Two distinct types ofquartz microstructure in charnockitictarget rocks and quartz veins of theCharlevoix impact structure are com-pared and contrasted in order to dis-tinguish shock-induced microstructuresthat indicate a high hydrostatic stresscomponent of the shock wave-associatedstress from those that indicate a highdeviatoric component, as well as asso-ciated microstructures that were gener-ated during post-shock relaxation.

Type 1 microstructureThe dominant shock effects in thetype 1 microstructure in charnockitesat ca. 2–4 km from the centre ofthe structure are planar deformationfeatures (PDFs) parallel to rhombohe-dral planes of quartz. The rhombo-hedral PDFs comprise a high densityof dislocations and fluid inclusions, asrevealed by transmission electron mi-croscopy (TEM) (Fig. 1). They have

Figure 2: Bright field TEM micrographsshowing inclined Brazil twin boundaries in(0001) representing basal PDFs. Note par-tial dislocations within the boundaries.

been interpreted as the result of water-assisted, post-shock crystallisation ofthe amorphous phase along rhombohe-dral planes, initially generated duringshock compression (e.g. Goltrant etal. 1992, Leroux et al. 1994, Leroux& Doukhan 1996). The abundance ofdifferent sets of these PDFs indicatesa high hydrostatic component of theshock wave-associated stress (ca. 10–15GPa). Evidence of crystal-plastic de-formation due to high deviatoric stressesis absent. Post-shock recovery is in-dicated by the actual microstructureof rhombohedral PDFs, dislocations inclimb configuration and well-orderedlow angle grain boundaries.

Type 2 microstructureIn contrast, PDFs parallel to the basalplane are predominant in the type 2 mi-crostructure developed in rocks at ca.4–9 km from the centre of the structure,whereas rhombohedral PDFs are rare.

230

TSK 11 Göttingen 2006 Trepmann & Spray

This indicates a lower hydrostatic stresscomponent (ca. 7–8GPa) compared tothe type 1 microstructure, which corre-lates with a radial decrease in recordedpeak shock pressure. The basal PDFsare revealed by TEM to represent me-chanical Brazil twins (Fig. 2), whichgive evidence for crystal-plastic defor-mation at high deviatoric stresses. Inthe type 2 microstructure, numerous de-formation bands, strong undulose ex-tinction and cataclastic zones at the op-tical scale, as well as glide-dislocationsand microcracks at the TEM scale, oc-cur in association with basal PDFs,and are therefore also interpreted tobe shock-induced. Post-shock recoveryis indicated by the occurrence of smallelongate subgrains with low angle grainboundaries paralleling low-index planes.

ConclusionsAlthough mechanical Brazil twins in thebasal plane are common in naturally-shocked quartz (e.g. Goltrant et al.1991, Leroux et al. 1994), shock-induced crystal-plastic deformation ofquartz is generally considered to be in-effective due to the high rates of loadingduring shock (e.g. Langenhorst 1994).However, the type 2 microstructurerecords highly heterogeneous and lo-calised glide-controlled deformation ac-companied by twinning and microcrack-ing. Glide-controlled deformation ofquartz is characteristic of high stressand strain rate conditions, e.g. duringco-seismic loading (Trepmann & Stöck-hert 2003). Therefore, this crystal-plastic deformation is interpreted to bedue to high deviatoric stresses and highloading rates during shock.The dominant occurrence of rhombohe-dral PDFs in the type 1 microstructure,in contrast to their rare occurrence in

the type 2 microstructure in combina-tion with the abundance of mechani-cal Brazil twins, indicates that the de-viatoric component of the shock wave-associated stress increases relative tothe hydrostatic component with increas-ing distance from the centre of the im-pact structure. This relationship hasalso been reported from other impactstructures (Leroux et al. 1994; Leroux& Doukhan 1996).Post-shock recovery is indicated in thetype 1 microstructure by the actualmicrostructure of rhombohedral PDFs,dislocations in climb configuration andwell-ordered low angle grain boundaries,as well as in the type 2 microstruc-ture by the occurrence of small elongatesubgrains with low angle grain bound-aries paralleling low-index planes. Thishas probably taken place during an-nealing shortly after the impact eventat quasi-static conditions and still suf-ficiently high post-shock temperatures,rather than during a separate regionalthermal event.

ReferencesGoltrant O, Cordier P & Doukhan J-C (1991)

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Quartz microstructures in na-ture and experiment — evi-dence of rapid plastic defor-mation and subsequent an-nealing Poster

Claudia A. Trepmann1 BernhardStöckhert1 Dorothée Dorner2 Mar-tina Küster1 Klaus Röller1

Quartz microstructures produced inshort-term deformation and annealingexperiments are compared with those innaturally deformed vein quartz in coresfrom the Long Valley Exploratory Well(Long Valley Caldera, California). Theexperiments are designed to simulate

i) co-seismic deformation of quartz inthe uppermost plastosphere and

ii) annealing during post-seismicstress relaxation.

The experiments are performed in amodified Griggs type solid medium ap-paratus. Natural polycrystalline quartzsamples (grain size on the order of mil-limetres) are deformed at a temperatureof 400°C, a confining pressure of 2 GPa,1 Institut für Geologie, Mineralogie und Geo-physik, Ruhr-Universität Bochum, Germany,Collaborative Research Center 526 2 Max–Planck-Institut für Eisenforschung, Düsseldorf,Germany

and strain rates of ca. 10−4 s−1. Thedifferential stress reaches 2–4GPa andthe irreversible axial shortening is typi-cally a few percent. In some exper-iments the samples have subsequentlybeen annealed for ca. 14–15 h at ele-vated temperatures of 800–1000°C andlow stresses (quasi-hydrostatic or non-hydrostatic conditions). The confiningpressure has been chosen to keep thesample in the stability field of α-quartz.The samples, which have not been an-nealed after deformation, show deforma-tion bands that are characterised by acrystallographic misorientation of up to25° to the host quartz grain. The de-formation bands vary in thickness andcan grade into fractures. Transmis-sion electron microscopy reveals a highdensity of straight dislocations arrangedinto subparallel arrays in the vicinityof a deformation band. The density offree dislocations decreases with distancefrom the deformation band. Microstruc-tures in deformed samples annealed at900–1000C and quasi-hydrostatic con-ditions are characterised by strings ofisometric grains with a diameter of ca.10–50 µm that show no crystallographicpreferred orientation. In one experi-ment, in which the sample has beenannealed at non-hydrostatic conditionssubsequent to deformation, shear zoneshave developed that are characterisedby elongate, small grains with a diam-eter of up to 30 µm. The grains arepreferentially oriented with their <c>axes in a plane perpendicular to theshear zone. These shear zones are inter-preted to have formed during deforma-tion at non-hydrostatic annealing withdynamic recrystallisation. In contrast,the strings of isometric grains in theexperiments with quasi-hydrostatic an-nealing are suspected to be due to static

232

TSK 11 Göttingen 2006 Ullemeyer & Behrmann

recrystallisation from a highly damagedzone generated during high-stress defor-mation, as observed in the non-annealedsamples. These microstructures com-pare well with those observed in nat-urally deformed vein quartz from theLong Valley Exploration Well, with in-dependent evidence of episodic deforma-tion due to co-seismic loading. Compar-ison of experimental and natural recordprovides insight into processes, condi-tions, length and time scales character-istic for the episodic loading and relax-ation in the middle crust driven by seis-mic activity in the upper crust. Suchinsight may be crucial for the appropri-ate inversion of geodetic results and theinterpretation of aftershocks.

Neutron time-of-flight tex-ture measurements in Dubna:Status and developments

Vortrag

Klaus Ullemeyer1 Jan H. Behrmann1

IntroductionThe multidetector texture diffractome-ter SKAT (from Russian: SpektrometerKolitshestvennovo Analiza Tekstury) atthe pulsed reactor IBR-2 in Dubna,Russia, started operation in March1997 and is open for users from allcountries. Application of time-of-flight(TOF) diffraction to texture measure-ments offers the opportunity to recordcomplete diffraction patterns, i.e., tomeasure several pole figures simulta-neously (Fig. 1(a)). To allow highspectral resolution for measurements on1 Geologisches Institut, Universität Freiburg,Albertstr. 23B, D-79104 Freiburg

Figure 1: (a) Time-of-flight diffraction pat-tern of olivine (forsterite). Some Bragg re-flections are indicated. (b) Best possibleexperimental resolution ∆d/d, determinedon quartz powder sample.

polyphase geological samples with manydiffraction patterns, the instrument wasplaced at the end of an over 100m longflight path. In this paper, we will sum-marize advantages and disadvantages ofthe SKAT, as well as intended improve-ments.

Characteristics of the SKAT — ad-vantages and disadvantagesThe main characteristics of the SKATare as follows (Ullemeyer et al. 1998,Fig. 2):

- 19 detector modules are arrangedaround the incident neutron beam

233

Ullemeyer & Behrmann TSK 11 Göttingen 2006

Figure 2: Photograph of the SKAT. Planned sample motions around X (α) and Y (β)are indicated.

at a unique angle of 2Θ = 90◦. Par-ticular Bragg peaks are assigned toone and the same neutron wave-length λ, hence, all λ and Θ de-pendent intensity corrections maybe avoided.

- The sample is positioned in the cen-tre of the detector ring and rotatedaround an horizontal axis Z at anangle of 45° with respect to the in-cident neutron beam. Supposingthat the detector modules includean angular range of 180°, completepole figures may be measured by asingle sample revolution (measure-ments are fast).

- The goniometer angle of 45° al-lows installation of axial symmet-ric sample environment with min-imum restrictions to the incidentand diffracted beams.

- Due to the long flight path, highresolution may be achieved by colli-mation of the diffracted beam (Fig.1 (b)).

- The beam cross section of 50 ×85 mm2 allows application of largesample volumes.

Although the SKAT is well-suited forthe measurement of bulk textures on ge-ological samples, restrictions are valid.

234

TSK 11 Göttingen 2006 Ustaszewski et al.

Due to the pulse repetition rate of 5Hzat the IBR–2 reactor, the maximum ac-cessible lattice spacing dmax is restrictedto about 4.9Å. This may be sufficientfor texture analyses even on three-phasesamples (e.g., carbonate rocks consist-ing of calcite + dolomite + quartz).On the other hand, successful textureanalysis may be hampered (e.g., incase of ultrabasic rocks or phyllosilicate-bearing gneisses).

Intended upgrading of the SKATExpansion of accessible d-range im-proves the possibilities for texture mea-surements. From Bragg’s law,

λ = 2d sinΘ

and invariability of λ follows that ex-pansion of dmax may be achieved by de-crease of 2Θ only. We consider construc-tion of a second detector system with2Θ = 65°, keeping the old detector sys-tem for alternative use. Accessible d-range extends to about 6.5Å, allowingaccess to more non-overlapped Bragg re-flections. Inevitable deterioration of res-olution ∆d/d by about 15–20% (com-pare to Fig. 1(b)) appears to be accept-able. In addition, the scanning possi-bilities will be improved by two moresample rotations around an horizontaland a vertical axis, respectively (Fig.2). Thus, the recording of orientationaldata even for alternative methods ofquantitative texture analysis (Bernsteinet al. 2005) will be possible. Upgrad-ing of the SKAT is scheduled contem-poraneously with modernization of theIBR-2 reactor (2007–2009).

Acknowledgements Operation ofthe SKAT is supported by the GermanMinistry of Education and Research

through grant 03DU03FB. Valuablesupport of the Frank Laboratory ofNeutron Physics – Joint Institute ofNuclear Research (Dubna) is alsogratefully acknowledged.

Literatur

Bernstein S, Hielscher R & Schaeben H (2005)The Generalized Spherical Radon Transformand Its Application in Texture Analysis.Preprint 2005-2, Fakultät für Mathematikund Informatik, TU Bergakademie Freiberg

Ullemeyer K, Spalthoff P, Heinitz J, Isakov NN,Nikitin AN & Weber K (1998) The SKATtexture diffractometer at the pulsed reactorIBR-2 at Dubna: experimental layout andfirst measurements. Nucl Instr Meth PhysRes A412, 80–88

Neotectonics in the SwissAlps — A late Alpine to post-glacially active fault at theGemmi Pass Vortrag

Michaela Ustaszewski1 AdrianPfiffner1 Marco Herwegh1

IntroductionThe area of the central and westernSwiss Alps reveals not only the highestuplift rates of Switzerland (1.5mm a−1

near Brig, Schlatter & Marti 2002),but also shows a strong concentrationof earthquakes (e.g. Deichmann etal. 2004). This raised the ques-tion, whether the region hosts any lin-ear topographic expressions that canbe attributed to motion along poten-tially seismogenic faults. The area wastherefore chosen for the investigation of1 Institute of Geological Sciences, Universityof Bern, Baltzerstrasse 1–3, CH-3012 Bern,Switzerland

235

Ustaszewski et al. TSK 11 Göttingen 2006

postglacially active lineaments. Firstly,aerial photographs from the entire areawere searched for linear features, whichcould be of gravitational or tectonic ori-gin. Subsequently, selected lineamentswere visited in the field to study theirorigin. We found scarce but positive ev-idence for neotectonic fault movements.One particular lineament that exhibitedthe most promising exposures was inves-tigated in greater detail. This lineamentis a prominent NW–SE striking fault lo-cated at the Gemmi Pass, runs perpen-dicularly to the regional fold axes andcuts through the Helvetic nappe stack.The position and orientation of the faultdiscounts gravitational reactivation. Aclose examination of the fault rocks re-veals a long term evolution of this faultstarting already at a late stage of Alpinenappe emplacement and related defor-mation.

Late Alpine deformationThe fault is characterized by a high den-sity of fault-parallel joints and veins,which become less abundant away fromthe fault zone. Initially the fault ori-ginated as a–c joints forming an arraywith variable widths of 10–20 m. Withprogressive deformation, the joints con-nected in the center of the array gen-erating a major 1–3m wide large-scalefault zone. Deformation associated di-latancy and the presence of a fluid re-sulted in filling of the newly formed cav-ities by calcite. Cathodo-luminescenceon the vein filling shows zonation andsubsequent disruption by brittle defor-mation as is indicated by the existenceof discrete cataclastic areas. Several cy-cles of veining and brittle deformationcan be observed. Changes in cathod-ofacies suggest variations in fluid chem-istry pointing to episodic fluid pulses.

The youngest deformation features inthese fault rocks are micro-scale faultsimpregnated by iron-hydroxide bearingminerals. Kakirites are absent, whichsuggests that they have a low preserva-tion potential in carbonate rocks. Thiscould be due to syndeformational disso-lution of the fine grained fault gouge, orrecent erosion.

Postglacial deformationThe fault crosses a small (ca. 60×30 m)postglacial, sediment-filled depression,which was targeted for a large trench(15.4 m long, 2m wide and up to 2.2mdeep) in order to verify its postglacial re-activation. The trench bottom reachedlimestone bedrock almost all along thetrench (x in Fig. 1). It delineates abasin, which deepens towards the north-east. The base of the sediment-fill ofthis depression is made of an up to 1.5mthick dark brown moraine layer. Themoraine material consists partly of lodg-ment till (h in Fig. 1), partly of trans-ported till (e, f and g in Fig. 1). Largerock boulders (up to 1m in diameter)were found in the till material. A veryconstant 20 to 30 cm thick, fine-grained(silt to fine sand fraction), yellow layer,for which the working term ‘loess’ isused (d in Fig. 1), was sedimented ontop of the moraine. It has a sharp up-per contact, whereas the basal contactto the moraine material is sometimesunclear. This yellow layer delineates thebasin form as well. An up to 1.5m thickgrey-brown B horizon (b in Fig. 1) of soilis overlaying the yellow loess layer. Itconsists of brown fine-grained silt mate-rial intercalated by numerous sand andgrit lenses, and up to 7m continuousclay bands, which are up to 5 cm thick(c in Fig. 1). This horizon shows onlap-structures onto the loess at both sides

236

TSK 11 Göttingen 2006 Ustaszewski et al.

of the basin. The uppermost 5 to 15 cmare made up by the active soil layer, theA horizon (a in Fig. 1). A cataclas-tic fault zone disrupts the partly kars-tified limestone bedrock from meter 6.4to 6.8 m. This 40 cm wide zone is splitin the middle by an open joint or faultplane. No surface displacement was seenon the bedrock surface. Right abovethis fault zone, the about 50 cm thickmoraine layer does not show any distur-bances. However, the yellow loess layer,which represents a very continuous hori-zon in the trench with a clear upper sur-face, is heavily disrupted, incorporatingmoraine material from below and dis-playing flame-like structures and up to5 cm large vertical displacements at itsupper boundary (Fig. 2).These structures can not be explainedby any sedimentary or erosional pro-cesses. The overlaying B horizon doesnot seem to be displaced at all, thussealing the movement. These obser-vations indicate strike-slip kinematics,which would also be favored by therecent stress-field. Samples for OSL-dating of the Loess layer and the B hori-zon were taken in order to limit the ageof the movement.

ConclusionTo summarize, this example of an ac-tive fault allows studying active and an-cient deformation structures/processesthat occurred at shallow and greaterdepth, respectively. We expect that theepisodic cycles of brittle deformationand fluid pulses forming veins and cat-aclasites equivalent to the older struc-tures observed at the surface, were ongoing at a few kilometers depth during

Fig

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237

Vahle et al. TSK 11 Göttingen 2006

Figure 2: Photo and sketch of a detail ofFig. 1 showing the disrupted zone in theloess layer.

the time of post-glacial activity. Giventhe regional seismicity pattern we con-clude that such veining and cataclasiteformation at depth is still recurring andin concert with this earthquake activity.

References

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Deichmann N, et al. (2004) Earthquakes inSwitzerland and surrounding regions during2003. Eclogæ geologicæ Helvetiæ 97-3, 447–458

Discrimination of differentvolcanic rock units by mag-netic properties — geother-mal field at Reykjanes penin-sula (SW-Iceland) Poster

C. Vahle1 A. Kontny1 F. Dietze1

H. Audunsson2

The geothermal field at Reykjanespeninsula is located at the boundarywhere the submarine Reykjanes Ridgepasses over into the rift zone of south-western Iceland. The geothermal fieldcoincides with a magnetic low in theaeromagnetic anomaly map and is situ-ated within a dense NE–SW fissure andfault zone. Surface geology is charac-terized by different historic fissure erup-tions (youngest from 1226 AD), shieldlava (12.5–14.5 ka) and intercalated pil-low basalt–hyaloclastite ridges probablyformed during the last glacial episode(14.5–20 ka). During a field magneticstudy in the vicinity of the geother-mal field in summer 2005 differentvolcanic rock units have been sam-pled to correlate rock magnetic andmagneto-mineralogical properties withmagnetic field intensity. Additionally,measurements on a dense dolerite intru-sion, recovered from the RN–19 bore-hole (2245–2248 m depth) in May 2005within the frame of IDDP, should shedlight on the influence of crustal rocks onthe total magnetic field intensity.Generally, the natural remanent mag-netization and magnetic susceptibility,measured on rock specimen, is high,ranging between 2.5 and 33.6A m−1

and 2–37 ×10−3 SI, respectively. Thehigh NRM coincides with the mag-1 Geol.-Pal. Institute, Ruprecht-Karls-Uni-versity, INF 234, 69120 Heidelberg, Germany2 Technical University of Iceland, Hofdabakka9, 110 Reykjavik, Iceland

238

TSK 11 Göttingen 2006 Voit et al.

netic high outside the geothermal field.The Koenigsberger ratios (Q) are alsohigh (12–132) for all surface samples,indicating the predominance of rema-nent magnetization. Most of the studyarea is covered by strongly magneticStampahraun (1226AD) and Skalafell(8–11.5 ka) pahoehoe and block lavastemming from fissure eruptions. Therock magnetic characteristics of the-ses flows are quite similar, whereas theolder flow (Skalafell) shows strongerscattering. The pillow lava and espe-cially the picritic Haleyjabunga shieldlava show lower NRM intensity andmagnetic susceptibility. The NRM ofthe doleritic dike sample from RN-19drilling is rather low (5.4–8.8A m−1)but susceptibility is high (32.5–34.5×10−3 SI), indicating large grain sizes,formed during typically slow cooling ofan intrusion. First temperature de-pendent magnetic susceptibility data in-dicate homogeneous Ti-rich titanomag-netite (Tc = 60–240°C), pure magnetite(Tc = 580°C) and an irreversible ti-tanomaghemite with Tc at about 450°Cin the area of the magnetic low. Theoccurrence of magnetite and the low-temperature behavior of kT curves be-low −150°C indicate exsolution tex-tures typically forming during high-temperature oxidation. Our observa-tion, that high crustal magnetization isrelated to the youngest flow along therifting axis is in agreement with obser-vations of the central anomaly magneti-zation high from mid-ocean ridges (e.g.Schouten et al. 1999).

References

Schouten H, Tivey MA, Fornari DJ & CochranJR (1999) Earth and Planetary Science Let-ters 169, 37–50

Kinematics and deformationstructures in a crustal-scaleshear zone on Kea (W. Cy-clades, Greece) Poster

Klaus Voit1 Bernhard Grasemann1

Erich Draganits3 Michael A. Edwards1Monika Müller1 Christoph Iglseder1Konstantin Petrakakis2 Ulrike Exner1

It is generally agreed upon that the ex-humation of metamorphic rocks in theAegean is caused by post orogenic ex-tension in the late Oligocene to earlyMiocene. This extension is in princi-ple largely accommodated by low-anglecrustal detachment faulting possibly re-sulting in the formation of metamorphiccore complexes (MCC).Here, we present data from recent struc-tural investigations on the island of Keain the W. Cyclades, Greece. Our workfocussed in the north of the island. Ofthe ca. 270 m total structural thicknessthat was mapped, the entire sectionof rocks are highly strained. Exhuma-tion during progressive deformation isrecorded by the transition from ductileto brittle/ductile to brittle conditions.The regional characteristics and typesof deformation structures vary depend-ing on the protolith and the intensity ofstrain.The lower portions comprise albiteblast-bearing greenschist gneiss that be-comes intensely folded structurally up-wards and then changes through in-creasing strain and decreasing temper-atures into a fine-grained greenschist-1 Department of Geodynamics and Sedimen-tology, Structural Processes Group, Universityof Vienna, A-1090 Vienna, Austria 2 De-partment of Geodynamics and Sedimentol-ogy, University of Vienna, A-1090 Vienna,Austria 3 Institute for Engineering Geology,Vienna University of Technology, A-1040 Vi-enna, Austria

239

Vollbrecht et al. TSK 11 Göttingen 2006

bearing internal gneiss lamellae.This central unit of fine-grained green-schist comprises a series of interlayeredcm- to m-scale marbles and composi-tionally varying schist layers. Thesehost structural features such as macro-scopic S–C fabric, lensoidal to angularboudins. All sections are overprintedby polyphase brittle/ductile to brittledeformation. Also present are brit-tle fault zones that are concentratedon rheologically-distinct weak layers.These layers often contain serpentinitelenses and talc. Additionally, cata-clasites with slickensides and Riedel-fractures are present in these zones.A high density of syn-post myloniticquartz veins are present as well as dis-tinctive ultramylonite (graphitic) shearzones testifying diffusive mass trans-fer and solution/precipitation mecha-nisms during deformation. Late stagefluid-related activity resulted in alter-ations and minaralizations including aconspicuous ankeritization of dolomiticmegaboudins.The uppermost portion comprises a10’s m thick marble-ultramylonite withdolomite lenses at its base that formsvery coherent km-long blocks. The com-petency contrast between the marble-ultramylonite layer and the underlyingfine-grained greenschists is frequentlymarked by a metre-scale zone of veryhigh strain as indicated by the pres-ence of sheath folds. Within the marble-ultramylonite, a-type flanking folds rep-resent the last stage of deformation.The lineations show a NNE–SSW-direction on mostly NE-dipping folia-tion planes (with an average dip of30°). All ductile (SC′ or SCC′, clastswith monoclinic symmetry, shear bands,SPO and LPO in quartz mylonites),brittle/ductile (rotated veins, flanking

structures, asymmetric boudinage) andbrittle (Riedl fractures, slickensides)shear sense indicators show a consis-tent top to SSW direction. Althoughthe low-angle fault system in the north-ern part of Kea has the current orien-tation of a thrust, in analogy to othermetamorphic core complexes (e.g. Seri-fos) we speculate that the fault zone ispart of an up-warped extensional crustalscale detachment.The low-angle extensional faulting re-lated structures are overprinted byyounger and possibly still active steeplydipping conjugate fault zones, whichstrike NNE–SSW and NW–SE respec-tively. A possible regional geneticlink with the actively widening Gulf ofCorinth is subject of further investiga-tions.

Komplexe Verformung vonMetaquarziten im Umfeldkleinräumiger Granitintru-sionen — Ergebnisse einerVorstudie im Paläoprotero-zoikum der Västervik Region(SE-Schweden) Poster

Axel Vollbrecht1 Bernd Leiss1 AnjaThust1

Das Untersuchungsgebiet liegt im Über-gangsbereich zwischen den Svekofen-niden und der TransskandinavischenMagmatischen Zone (Abb. 1a), wel-cher als Teil einer Paläoproterozoi-schen E- bis NE-abtauchenden Subduk-tionszone interpretiert wird (z.B. Be-

1 Geowissenschaftliches Zentrum der Geor-g-August-Universität Göttingen, Goldschmidt-str. 3, 37077 Göttingen

240

TSK 11 Göttingen 2006 Vollbrecht et al.

Abbildung 1: Geologischer Rahmena: Gliederung des Baltischen Schildes (ausNolte 2006, in Vorb.) mit Lage des Unter-suchungsgebiets (Rahmen)b: Radar-Satellitenbild für ein Gebiet NW’Västervik; VF-Ausstrichbereich Västervik-Formation, G-Ausstrichbereiche Granitoi-de; Punkte und Ringe zeigen vermuteteRingstrukturen.

unk & Page 2001). Im heutigen tief-krustalen Erosionsniveau sind im We-sentlichen mehrere Generationen vonGranitioden aufgeschlossen, die etwaim Zeitraum 1850–1650Ma (z.B. Åhäll& Larson 2000) in die zuvor gefalte-ten Metasedimente und Metavulkani-te der paläo-Proterozoischen Västervik-Formation intrudierten. Dabei kam es,

in Abhängigkeit von der primären Li-thologie der Schichtenfolge, zu unter-schiedlichen Formen kontaktmetamor-pher und migmatischer Überprägun-gen bis hin zur Bildung anatekti-scher Granite. Innerhalb dieser mig-matisch/anatektischen Bereiche stellenMetabasite und Metaquarzite schmelz-resistente Horizonte der ursprünglichenAbfolge dar.Nordwestlich von Västervik zeigen ent-sprechende Metaquarzite lokal komple-xe, z.T. nicht-zylindrische Falten imm- bis 10er m-Maßstab, die sich deut-lich von der einfacheren, großmaßdi-mesionierten Faltung in dieser Regi-on abheben. Aufgrund von ersten Er-gebnissen einer Vorstudie und einerDiplomkartierung wird angenommen,dass diese Strukturen durch Intrusionenvon Mini-Lakkolithen in tiefere Niveausder Västervik-Formation erzeugt wur-den. Schwach entwickelte Ringstruktu-ren im Radar-Satellitenbild, deren Kon-turen z.T. durch jüngere Störungenüberprägt wurden, bilden vermutlichentsprechende Aufwölbungen innerhalbder Quarzit-Schichtfolgen ab (Abb. 1b).Dabei führte ein lokal erhöhter Wär-mestrom zunächst zu einer Reduzie-rung der Fließfestigkeit der Quarzite,was wiederum die nachfolgende Aufwöl-bung der Lakkolithe begünstigte. Diedamit verbundene Hochtemperaturver-formung der Quarzite erzeugte nebenden komplexen Faltenstrukturen auchdurchgreifende mylonitische Gefüge undTexturen (Abb. 2a und c). Innerhalbdieser Mylonite belegen granitische Dy-kes und Sills (letztere z.T. spröd/duktilverformt) die räumliche Nähe von Gra-nitoiden im Untergrund.Weitgehend nicht-zylindrische Faltenmit sub-horizontalen Faltenachsenflä-chen (Abb. 2e) sowie sub-vertikale

241

Vollbrecht et al. TSK 11 Göttingen 2006

Abbildung 2: Strassenaufschluß Almvika: Gefaltete Quarzit-Myloniteb: Reliktische Schrägschichtung in nicht mylonitisierten Metaquarzitenc: Mikrogefüge eines Quarzit-Mylonits (Schnitt senkrecht zur mylonitischen Foliation undparallel zum Streckungslinear)d: Quarztextur (Neutronen-Texturen für Schnittlage wie bei c)e: Falten mit subhorizontaler Faltenachsenfläche, die dem Kollapsstadium zugeordnetwerden.f: Subvertikale Harnischlineare.

242

TSK 11 Göttingen 2006 Wagner et al.

Harnischlineare (Abb. 2f) auf fast al-len steil stehenden s-Flächen werden alsspät angelegte Kollapsstrukturen an denFlanken der Aufwölbungen gedeutet.Die andernorts in den Quarziten derVästervik-Formation oft sehr gut er-haltenen Sedimentstrukturen (vor allemSchrägschichtung; z.B. Russel 1967) tre-ten hier innerhalb der Mylonite nurnoch in Form von geschonten, scharf ab-gegrenzten ‚Porphyroklast-Schollen‘ auf(Abb. 2b).

Danksagung Für anregende Diskus-sionen während gemeinsamer Gelände-begehungen danken wir K. Wemmerund I. Kleinhanns. Die bislang vor-liegenden Neutronen-Texturmessungenführte dankenswerter Weise K. Ullemey-er am Vereinigten Institut für Kernfor-schung in Dubna durch.

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Russell RV (1967) Paleocurrent analysis in thedeltaic Precambrian meta-sedimentary rocksfrom Västervik, Sweden. GFF 89, 105–115

Structural investigation andstrain analysis of a polyphaseflower structure in the LowerSaxony Basin, Germany

Poster

Lars Wagner1 Tina Lohr2 DavidC. Tanner3 Charlotte M. Krawczyk2

Onno Oncken2

IntroductionThe Lower Saxony Basin (LSB) is a partof the post-Variscan Central EuropeanBasin System. We used a 3-D reflectionseismic dataset in the northern LSB,provided by RWE-DEA AG, Hamburg(c.f. Lohr et al. submitted) for our in-vestigation, which is concerned with thedetailed structural and kinematic anal-ysis of a flower structure within Meso-zoic strata. This data is used in turnto determine input parameters for fur-ther 3-D geometrical retro-deformation.The retro-deformation verifies our as-sumptions about the structure and tec-tonic processes, and gives further infor-mation about sub-seismic strain distri-bution with respect to the branch faultsof the flower structure.

Structural and kinematic analysisIn a preliminary step, structural anal-ysis was carried out to ensure our in-terpretation of the investigated flowerstructure was correct. We analysed itby using the criteria of Harding (1990).The investigated structure shows a pla-nar, steeply-dipping main fault zone1 Department of Geology, University ofGießen, Senkenbergstraße 3, D-35390 Gießen2 GeoForschungsZentrum Potsdam, Tele-grafenberg, D-14473 Potsdam 3 Departmentof Structural Geology and Geodynamics,Geoscience Centre, University of Göttingen,Goldschmidtstraße 3, D-37077 Göttingen

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Wagner et al. TSK 11 Göttingen 2006

Figure 1: Interpreted 2-D seismic cross-section of the flower structure (width of fig-ure ca. 4 km, depth from 0–3.5 sTWT). Anearlier Upper Cretaceous compressive stageleads to reduced sedimentation towards thecentral part of the structure. The followingPaleocene extension led to increased sed-imentation and reduction of displacementin the deeper parts of the branch faults.

which indicates wrench tectonics, andalso divergent branch faults at higherlevels; both features are characteristicsof a flower structure (Fig. 1). In ad-dition, competing structural interpreta-tions could be ruled out. For example,the collapsed crest of an anticline wouldnot show a deeper main fault zone. Fur-thermore, cross-sections at varying dis-tances from a nearby Zechstein salt di-apir to the SE of this structure showno change in structural style, suggestingsalt tectonics was not the main drivingforce for the tectonic evolution of theflower structure. The structure showsa polyphase synsedimentary evolution,with a compressive stage from Late Cre-taceous up to earliest Tertiary, followedby extension during the later Tertiary(Fig. 1).The main goal of the kinematic analy-sis was to determine the transport vec-tor as one of the input parameters forlater retro-deformation. In this exam-ple, direct determination of the trans-port vector was not possible because

of the lack of suitable markers, andalso of the polyphase tectonic historyof this structure. Instead, minimumtransport distances are defined on faultplanes by the cutoff relationships of sed-imentary horizons. Additional kine-matic indication is given by the topog-raphy of the branch fault planes, whichshows strongly-corrugated morphologies(Fig. 2, 3). These asymmetrically-shaped corrugations have an amplitudeof some ten meters and a spacing ofapproximately 1000meters. Their axes,which indicate the direction of tectonictransport (Needham et al. 1996), showless than 20° deviation from the dipazimuth of the fault plane (Fig. 3).As a consequence of this, the post-Paleocene evolution of the flower struc-ture seems to have been mainly dom-inated by extensional tectonics, sincelateral transport is negligible. Indica-tions for splitting of the strike-slip anddip-slip components to different branchfaults was not found, since all of thefault planes show steeply-dipping curva-ture lineations.

Restoration and strain analysisWe perform 3-D geometrical retro-deformation of the fault displacementusing the Midland Valley 3DMove soft-ware. For this, input parameters suchas heave distance, transport direction,and inclined shear vector were obtainedfrom the previous structural and kine-matic analysis. Iterative tests of some ofthe parameters and the use of differentrestoration algorithms provide an indi-cation of the reliability of our modellingand give some insights on their effecton the distribution of sub-seismic straindistribution (Fig. 4).The 3D retro-deformation points to astrong correlation between fault sur-

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TSK 11 Göttingen 2006 Wagner et al.

Figure 2: Branch fault planes, showing astrongly-corrugated morphology.

Figure 3: Stereonet-diagram with dip az-imuth (crosses) and corrugation axis direc-tion (circles) of branch fault planes (greatcircles). Calculation of the displacementsand dipping angles of the branch faultplanes, typically between 40–50°, allows tocalculate the minimum extension amountof 240m, or 10%, with respect to Base Ter-tiary level’s width of 2400m.

face morphology and strain distributionin the hanging wall, especially aboveramp structures and with respect tofault surface corrugations. Further-more, the strain distribution also de-pends strongly on the angular differ-ences between the orientation of cor-rugation axes and transport direction.The modelling shows that deviations ofmore than 20–30°between transport di-rection and corrugation axis may lead to

Figure 4: Greyscale map showing the rela-tionship between strain accumulation (lightgrey — highest strain (15%) in the hangingwall of the Base Tertiary horizon and thefault surface morphology. View from top,fault plane dips toward upper right.

significant higher strain amounts. Thisis in agreement with the modelling re-sults of Needham et al. (1996), in theiranalysis of North Sea faults. The useof different restoration algorithms showsonly few differences (and therefore theresults shown here are representative) inamount and distribution of sub-seismicstrain in our models. That is, we pre-dict strains of 10–15% (e1 magnitude)within 200m of the faults, extending to400m above ramp structures.

ConclusionsUsing the criteria of Harding (1990), weestablished the flower structure natureof the investigated structure. Our inves-tigation demonstrates that this flower-structure has undergone a polyphaseevolution, with compression in the Up-per Cretaceous and predominately ex-tension during Paleocene to Eocenetimes. The minimum amount of thisextension is 240m, with respect to theBase Tertiary level. There is no evi-dence for wrench tectonics in the lat-ter tectonic stages. The 3D retro-

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Wittek et al. TSK 11 Göttingen 2006

deformation points to a strong correla-tion between fault surface topographyand strain distribution, but the strainvalue also depends strongly on the an-gular difference between the corrugationaxes of fault planes and transport di-rections. In our models, the use of dif-ferent restoration algorithms shows onlyfew differences in amount and distribu-tion of sub-seismic strain. The mod-elling show that deviations of more than20–30° between transport direction andfault plane corrugation axis may lead tosignificant higher strain amounts in thehanging-wall.

Acknowledgements We thankRWE-DEA AG, Hamburg for allowingus to use their 3D seismic databaseand borehole data for this project. Theproject is part of the DFG SPP 1135;we acknowledge DFG grants TA 427/1and KR 2073/1.

References

Harding TP (1990) Identification of wrenchfaults using subsurface structural data: cri-teria and pitfalls. AAPG Bull 74, 10

Lohr T, Krawczyk CM, Tanner DC, Samiee R,Endres H, Trappe H, Oncken O & Kukla PA(under review) Structural evolution of theNW German Basin over time from 3-D reflec-tion seismic data — a case study at the bor-der between Lower Saxony Basin and Pom-peckj Block. Submitted to Journal of Struc-tural Geology

Needham DT, Yielding, G & Freeman B (1996)Analysis of fault geometry and displacementpatterns In: Buchnan, PG & Nieuwland, DA(eds) Interpretation, Validation and Mod-elling. Geol Soc Sec Publ 99

The importance of lithologi-cal heterogeneity of the On-aping Formation for under-standing post-impact defor-mation of the Sudbury Im-pact Structure, Canada

Poster

Andrea Wittek1 Ulrich Riller2 LutzHecht2

The suevitic Onaping Formation over-lies the layered Main Mass of the1.85 Ga Sudbury Igneous Complex(SIC) of the Sudbury Impact Structure,Ontario. The Formation consists offour Members, namely from top tobottom, the Black, the Green, theGray and the Basal. Post-impact NW-SE shortening during the PenokeanOrogeny (ca. 1.9–1.75Ga) affected theOnaping Formation and led to thelobate shape of the SIC in plan view.In order to investigate the possible foldorigin of the NE-lobe of the SIC, afield-based structural analysis of theOnaping Formation was conducted inthe Frenchman Lake area. The analysisis based on structural measurementsat 580 stations and encompasses theorientation of mineral shape fabrics aswell as their intensity. In addition tothese quantities, lithological variationand metamorphic overprint of the On-aping Formation was examined. Specialattention was paid thereby to the GreenMember since previous workers statedthat it forms a continuous unit at thebase of the Black Member.Individual Members of the Onaping For-

1 Freie Universität Berlin, Institut für Ge-ologische Wissenschaften, Malteser Strasse74-100, 12249 Berlin 2 Humboldt-Univer-sität Berlin, Institut für Mineralogie, Invaliden-strasse 43, 10115 Berlin

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TSK 11 Göttingen 2006 Wittek et al.

mation differ in mineral composition,size and abundance of clasts as well asin color and texture of the matrix, thelatter one of which ranges from cryp-tocrystalline to coarse-grained as well asin the content of felsic minerals. Over-all, grain size of the matrix as wellas size and content of clasts increasefrom the top of the Onaping Forma-tion towards its base. The Green Mem-ber is well apparent by the presence ofangular mineral aggregates, composedchiefly of chlorite. Therefore, theseaggregates became known as ‘chloriticshards’ and possibly represent originalfragments of melt particles. In theFrenchman Lake area, the Green Mem-ber forms a 70–100m thick, discontinu-ous band, whereby the strike of its con-tacts at surface varies highly. By con-trast, intra-formational lithological con-tacts of the lower units of the OnapingFormation are rather straight.

Microscopic inspection of samples fromthe Black, Green and Gray Membersshows that mineral shape fabrics arechiefly defined by chlorite and epidote.This points to post-impact deformationunder lower greenschist-facies metamor-phic conditions. Deformation of the On-aping Formation varies greatly with po-sition. This is indicated by the ori-entation and intensity of planar min-eral shape fabrics. Fabric intensitywas visually estimated and is based onthe shape-preferred alignment of matrixminerals and clasts. It varies as a func-tion of the mineralogical compositionand grain size of the matrix, as well asin distance to the NE-lobe. More specif-ically, fabric intensity increases towardsthe top of the Onaping Formation sug-gesting that mechanical strength duringdeformation of the Formation increasedtoward its lower contact. This is corrob-

orated by the variation in strike of intra-formational lithological contacts, whichare straight at the base but highly irreg-ular towards the top of the Formation,and may well account for the discontin-uous nature of the Green Member.An increase in shape fabric intensity isalso apparent towards the east. Simi-larly, the strike of planar shape fabricsbecomes more uniform in this direction,i.e., NE–SW, which is axial-planar tothe acute bisectrix of the NE-lobe. Thismay indicate that the effect of foldingof the SIC on the fabric developmentin the Onaping Formation decreases to-wards the west. The planar shape fab-rics also display a progressive changein their overall strike from NE-SW inthe NE–lobe to ENE–WSW towards thewest of the lobe. This change in strikecan be explained by the curvature ofthe fold axis of the NE-lobe. Despitethe strong heterogeneity of deformationin the Frenchman lake area, the orien-tation in, and gradients in intensity of,planar shape fabrics in the Onaping For-mation are consistent with a fold ori-gin of the NE-lobe, which formed un-der lower greenschist-metamorphic con-ditions.

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Zámolyi et al. TSK 11 Göttingen 2006

Late stage evolution of theSerifos Metamrophic CoreComplex (Cyclades, Greece)

Poster

András Zámolyi1 BernhardGrasemann1 Erich Draganits2Konstantin Petrakakis3 ChristophIglseder1 Christian Rambousek1

Ulrike Exner1 Klaus Voit1 MonikaMüller1

IntroductionThe island of Serifos is located inthe Western Cyclades within the Attic-Cycladic metamorphic belt. It repre-sents the westward continuation of anarcuate belt of Metamorphic Core Com-plexes with intrusions of late syn-posttectonic intrusions younging from East(e.g. Naxos main activity ca. 12Ma)to West (e.g. Serifos with 9–8Ma). Inscientific discussions the dominance ofprobably continuous extension since ca.30Ma (e.g. Jolivet & Faccenna, 2000)and the presence of Metamorphic CoreComplexes (Lister et al. 1984) is ac-cepted. The speculated roll-back ofthe subducting plate possibly starteddue to the slowing down of absoluteplate convergence rate between Africaand Eurasia. This model is attrac-tive, because it would also explain theshift from a compressional Andean-typeregime to an extensional Mariana-typeregime (Jolivet & Faccenna 2000). Con-trary to the kinematic directions re-ported from the Central and EasternCyclades, the movement of the hanging

1 Department of Geodynamics and Sedimen-tology, Structural Processes Group, Universityof Vienna, Austria 2 Institute for Engineer-ing Geology, Vienna University of Technology,Austria 3 Department of Geodynamics andSedimentology, University of Vienna, Austria

wall of the Serifos Metamorphic CoreComplex is south directed. The island’smain part is occupied by an undeformedgranodiorite. Early granitic intrusionsintruded into low-grade M2-crystallinerocks that have been overprinted to ashigh as amphibolite facies conditionsdue to contact metamorphism. Parts ofthese rocks (gneisses and amphibolites)as well as the early intrusions are de-formed to mylonites (Grasemann et al.2004).

Structural observationsA striking feature is found in the south-western part of the Serifos MetamorphicCore Complex, where a SW-dippingbrittle surface cuts through the gneiss-marble lithology forming a prominentmorphological fault scarp. Duringhigher greenschist facies metamorphicdeformation, the marbles acted as aweak layer between deforming areas ofmore rigid gneisses. They show a fine-grained homogenous recrystallized mi-crostructure with crystal-preferred ori-entation. Structures indicating highstrain like sheath folds are recordedwithin the marble with south dippingfold axes. In contrast to the marble-ultramylonites, centimeter to meterscale gneiss lenses act as boudins withinthe marble-ultramylonite. Deforma-tion is characterized by overall exten-sion (chocolate-tablet boudinage) withstretching directions NW–SE and NE–SW, respectively. Carbonatic meta-conglomerate layers with oblate com-ponents and pressure solutions indicatea considerable amount of pure shear.The shear sense of the main ductileshear zone is top to the SSW, alsoindicated by SCC′ fabrics and sigmaclasts. Subsequent brittle deforma-tion overprinted certain layers of the

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TSK 11 Göttingen 2006 Zander

marble-ultramylonite, forming a contin-uous, decimeter to meter thick marblelayer immediately below the prominentmorphologic brittle fault scarp, show-ing a mature stage of cataclastic rework-ing and high content of mica and sil-ica. We find two generations of catacla-sites: subvertical and low angle catacla-sites. The subvertical generation gradesinto decameter thick non-cohesive cat-aclasites. In the hanging wall of thebrittle surface block rotations can beobserved, whereas in the footwall horstand graben structures occur.

ConclusionTwo main phases can be recognizedfrom the above mentioned:

i) a phase of ductile to brittle-ductiledeformation represented by the de-cameter thick interlayered marble-gneiss shear zone and

ii) a purely brittle phase representedby thick cataclasite horizons and anankeritic dolomite surface formingthe prominent morphological scarp.

This shear zone likely represents the fi-nal stage in the evolution of the SerifosMetamorphic Core Complex and is anexcellent outcrop rarely found on the is-lands of the Cyclades.

Literatur

Grasemann B, Petrakakis K, Iglseder C, Ram-bousek C, Zámolyi A & Draganits E (2004)The Serifos Metamorphic Core Complex(Western Cyclades, Greece). 5th Interna-tional Symposium on Eastern MediterraneanGeology, Thessaloniki, Greece, 14–20 April2004

Jolivet L & Faccenna C (2000) Mediterraneanextension and the Africa–Eurasia collision,Tectonics, 19-6, 1095–1106

Lister GS, Banga G & Feenstra A (1984) Meta-morphic core complex of Cordilleran type inthe Cyclades, Aegean Sea, Greece, Geology,12, 221–225

Tertiäre Landoberflächen inMitteldeutschland als Anzei-ger tektonischer Bewegun-gen — Eine Rekonstruktionmittels Einsatz von Geo-Informationssystemen Poster

Ina Zander1

ArbeitshypotheseAus der Verteilung und Lage tertiärerund quartärer Ablagerungen in Mit-teleuropa lassen sich tertiäre Paläo-oberflächen rekonstruieren. Die späte-re Verstellung dieser Oberflächen er-laubt es, die vertikalen Krustenbewe-gungen der jüngeren und jüngsten geo-logischen Vergangenheit zu quantifizie-ren. Diese Hebungs- und Senkungsbewe-gungen sind nur wenig durch die lokaleHeraushebung der mitteldeutschen Mit-telgebirge beeinflusst. Sie sind vor al-lem die Folge sehr großräumiger Verstel-lungen der Erdkruste zwischen Nordseeund Fichtelgebirge, bei denen Prozes-se im Erdmantel einen entscheidendenEinfluss im großräumigen (mitteleuro-päischen) Maßstab haben.

UntersuchungsgebietDas Untersuchungsgebiet liegt im Zen-trum des im heutigen Sprachgebrauchals Mitteldeutschland bekannten Drei-länderecks Thüringen — Sachsen —1 Institut für Geowissenschaften, Friedrich–Schiller-Universität Jena, Burgweg 11, 07749Jena

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Zander TSK 11 Göttingen 2006

Sachsen-Anhalt. Geographisch gesehen,umfasst es Ausschnitte aus einer Viel-zahl von naturräumlichen Einheiten mitunterschiedlichen morphologischen Er-scheinungsformen: Mittelgebirge, Hü-gellandschaften und Senken sind vertre-ten. Doch trotz dieser Vielgestaltigkeitist von Süden nach Norden deutlich ei-ne Abnahme der Höhe und eine Verfla-chung des Reliefs erkennbar.

Regionalgeologisch betrachtet, liegt derUntersuchungsraum am Südrand derMitteleuropäischen Tertiärsenke. Dietertiären Ablagerungen bestehen hierüberwiegend aus Meeresablagerungen,untergeordnet aus Flussablagerungenvon zum Teil unsicherer zeitlicher Ein-stufung. Beschränkten sich die Abla-gerungen und die Bildung von Koh-leflözen anfangs auf Subrosionssenken,wurden sie im Verlauf des Tertiärsim Bereich der Leipziger Tieflands-bucht und im Weißelsterbecken flächen-deckend. Die diese Sedimentation er-möglichenden Transgressionen werdenunter anderem auf weiträumige Sen-kungen (Eismann 2002, Standke 2002)zurückgeführt, die die Leipziger Tief-landsbucht mit dem NordwestdeutschenBecken und damit mit der tertiärenNordsee verbanden. Die Bedeckung desGrundgebirges bzw. der mesozoischenGesteine mit tertiären und quartärenAblagerungen im Süden und Südwestendes Untersuchungsgebietes ist heute nurnoch sehr lückenhaft erhalten. Teilwei-se blieben diese Sedimente hier nur inSubrosionssenken bewahrt. Nach Nor-den bzw. Nordosten nimmt die Häufig-keit und die Mächtigkeit der känozoi-schen Bildungen zu. Im Raum der Leip-ziger Tieflandsbucht geht der Flicken-teppich aus känozoischen Sedimentenüber in eine nach Norden hin mächti-ger werdende, geschlossene Decke. Aber

nicht nur die Sedimentation sondernauch die Erosionsprozesse des zeitwei-lig sehr feuchtwarmen Klimas währendKreide und Tertiär hinterließen zum Teiltief reichende Verwitterungsrinden prä-tertiärer Gesteine, die weitere greifbareZeugen des Tertiärs bzw. der Kreidezeitdarstellen (Migón & Lidmar-Bergström2001, Unger & Schramm 1966).

ZielsetzungÜber ein Jahrhundert hinweg sind, ent-sprechend dem wachsenden Wissens-stand, verschiedene Modelle entstan-den, die die morphologische Entwick-lung der tertiären Ablagerungsräumeder Leipziger Tieflandsbucht und ins-besondere ihrer südlich angrenzendenGebiete (z. T. bis hin zum Fichtel-gebirge) zu erklären suchten (v. Frey-berg 1923, Penck 1924, Philippi 1910,Steinmüller 1974). In neueren Arbeitenwird neben früheren Erkenntnissen neu-eres fachübergreifendes Wissen (Spalt-spurdaten zur Exhumierungs- und He-bungsgeschichte, Erkenntnisse zum Kli-ma und zum meso-känozoischen Verwit-terungsgeschehen: Saprolitisierung) in-tegriert. Peterek (2002) diskutiert fürsein Modell einen Entstehungsmecha-nismus, der mit der Heraushebung vonThüringer Wald und Thüringer Schie-fergebirge in Verbindung steht. Prä-existente tektonische Strukturen wer-den durch Kompressionsprozesse reakti-viert, die zur Heraushebung der beidenMittelgebirge führen. Dieser Mechanis-mus steht im direkten Zusammenhangmit Bewegungen von Platten der Litho-sphäre. Peterek veranschlagt für dieseBewegung einen Zeitraum, der von derUnterkreide bis deutlich in das Tertiärhineinreicht. Untersuchungen im Harz(Voigt et al. 2004) legen jedoch nahe,dass die Inversionsbewegungen schon in

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TSK 11 Göttingen 2006 Zander

Abbildung 1: Lage des zentralen Untersuchungsgebietes. Die Karte zeigt ein DigitalesGeländemodell zusammen mit der Verbreitung känozoischer Ablagerungen.

der Oberkreide weitgehend beendet wa-ren. Die durch zunehmende Mächtig-keit der tertiären Sedimente bis in dieNordsee (Scheck-Wenderoth & Lamar-che 2005, Ziegler 1990) belegte Verstel-lung scheint auch zu großräumig, umdurch Inversionstektonik verursacht zusein. Das hieße, das kein zwingender Zu-sammenhang mit kollidierenden Bewe-gungen von Lithosphärenplatten beste-hen müsste, sondern eine direkte Ver-knüpfung mit Massenverlagerungen undthermischen Vorgängen im Mantel be-steht, die zur Verstellung und Verbie-gung der überlagernden Lithosphären-platte(n) führen und auch für den ter-tiären Vulkanismus verantwortlich seinkönnten.

Mit dieser Arbeit soll ein Beitrag zur Er-forschung der Antriebsmechanismen ge-leistet werden, die hinter der Bildungder oben beschriebenen Geomorpholo-gie des Untersuchungsgebietes stecken.Im Einzelnen sind folgende Arbeiten ge-plant:

Im beschriebenen Untersuchungsgebietsollen die Tertiär-Relikte in ihrer La-ge, Mächtigkeit und zeitlichen Einord-nung erfasst werden. Aufbauend dar-auf soll die jetzt verstellte, deformier-te (?) und zum großen Teil erodier-te mesozoisch-känozoische Verebnungs-fläche rekonstruiert werden. Zur Durch-führung der Rekonstruktion muss ermit-telt werden, ob tektonische Vorgängeund/oder Salzauslaugung (Subrosion)zur Bildung bzw. Erhaltung der terti-ären Ablagerungen führten. Die Rekon-struktion der Paläolandoberfläche solldie Bilanzierung des erodierten Volu-mens sowie die Quantifizierung groß-räumiger Hebungen und Senkungen derErdkruste während des Känozoikumsermöglichen. Durch die Einbindung dergewonnenen Ergebnisse in den geolo-gischen Rahmen Mitteleuropas sollenRückschlüsse auf die tektonischen Vor-gänge in Erdkruste und Erdmantel ge-zogen werden.

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Zander TSK 11 Göttingen 2006

Daten und Methoden

Bei der Arbeit wird überwiegend aufvorhandene mittel- bis kleinmaßstäbi-ge, digitale Fach- und Basisdaten zu-rückgegriffen: Dies sind vor allem Di-gitale Geländemodelle (ATKIS-DGMs,SRTM-Daten, GTOPO30) sowie Digita-le Geologische Karten. Diese Daten wer-den durch Informationen aus weiterenQuellen (z.B. Karten, Bohrungsdaten,Berichte, Karten, Geländebegehungen)ergänzt. Die genannten Daten besit-zen deutliche qualitative und quantita-tive Unterschiede, die einen erheblichenAufbereitungsaufwand erfordern, bevorsie ihrem eigentlichen Zweck zugeführtwerden können. So können z.B. Kar-tenwerke mit vergleichbarem Maßstabaus verschiedenen Bundesländern von-einander abweichen in den Datengrund-lagen (Art, Anzahl), der Aktualität,der unterschiedlichen Darstellung glei-cher fachlicher Inhalte. Hinzu erkommtdie Digitalisierung der zur Ergänzungnotwendigen analogen Daten. Anschlie-ßend soll mit Hilfe von GIS- und 3D-Modellierungssoftware durch die Ver-bindung von topographischen und geo-logischen Daten die rezente Lage dertertiären Reliktflächen modelliert wer-den. Höhen- und Hanglage der terti-ären Reliktflächen sollen im Zusammen-hang mit ihren stratigraphischen In-formationen (Alterstellungen) Abschät-zungen sowohl über ihre relative Ver-setzung zueinander als auch über ihreGesamtverstellung während des Käno-zoikums ergeben (siehe auch Geomor-phologische Analyse). Zusätzlich sol-len die Quartärbasis und die Terti-ärbasis in ihrer rezenten Lage herge-stellt werden. Die Modellierung der ver-muteten Lage der präquartären (terti-ären) und der prätertiären Landober-fläche sollen die Abschätzung des Volu-

menaustrags während des Tertiärs unddes Quartärs ermöglichen. Für Teilbe-reiche des Untersuchungsgebietes sollmittels Frequenz-Zerlegung (Fourier-Analyse) und Wellenlängen-Filterungdurchgeführt werden: Die sehr unruhi-ge Oberfläche dieser Teilgebiete ist ver-mutlich sowohl durch tektonische Vor-gänge als auch durch Ablaugung vonSalzgesteinen im Untergrund (Subro-sion) entstanden. Beide Prozesse ver-formen die ehemalige Landoberflächein unterschiedlichen Wellenlängenberei-chen. Daher soll die Analyse Aufschlussüber tektonische und subrosive Anteileder Landschaftsformung sowie über de-ren Beziehung zueinander geben. Fer-ner soll eine isostatische Modellierungauf zwei Traversen durchgeführt wer-den, die vom Untersuchungsgebiet bis indie Nordsee reichen. Die Daten des Un-tersuchungsgebietes werden hierzu mitden sehr viel weniger detaillierten, sehrkleinmaßstäbigen Daten aus dem ‚Tek-tonischen Atlas Nordwestdeutschlands‘zusammengeführt. Diese Schnitte durchdie Erdkruste, in die die Höhenlage derrezenten Landoberfläche, die erodiertenund sedimentierten Volumina, sowie dieMächtigkeit und die durchschnittlichenDichten der Erdkruste und der Mantelli-thosphäre mit einfließen, sollen mit Hil-fe der Isostatischen Modellierung Rück-schlüsse auf die großräumigen tektoni-schen Vorgänge in Erdkruste und Erd-mantel zulassen.

Literatur

Eissmann L (2002) Tertiary geology of theSaale-Elbe-Region. Quaternary Science Re-views 21, 1245–1274

von Freyberg B (1923) Die tertiären Landober-flächen in Thüringen. Fortschritte der Geo-logie und Paläontologie 6, Berlin, pp 77

Migón P & Lidmar-Bergström K (2001) Wea-thering mantles and their significance for

252


geomorphologicalevolution of central andnorthern Europe since the Mesozoic. Earth-Science Reviews 56: 285–324

Penck W (1924) Die morphologische Analyse.Ein Kapitel der physikalischen Geologie. J.Engelshorns Nachf, Stuttgart, 283

Peterek A (2002) Neotektonische und mor-phostrukturelle Entwicklung des ThüringerWaldes und Thüringischen Schiefergebirges -Überblick und Ausblick. Zeitschrift für Geo-logische Wissenschaften 30, 277–292

Philippi E (1910) Über die präoligocäne Land-oberfläche in Thüringen. Zeitschrift derDeutschen Geologischen Gesellschaft 62 (Ab-handlungen und Monatsberichte), 305–404

Scheck-Wenderoth M & Lamarche J (2005)Crustal memory and basin evolution in Cen-tral European Basin System — new insightsfrom a 3D structural model. Tectonophysics397/1-2, 143–165

Standke G (2002) Das Tertiär zwischen Leipzigund Altenburg. In: Beiträge zur Geologie vonThüringen 9, 41–73

Steinmüller A (1974) Die präpleistozäne Mor-phogenese des östlichen Thüringer Schiefer-gebirges und südöstlich angrenzender Gebie-te. Zeitschrift für Geologische Wissenschaf-ten 2, 37–59

Unger KP & Schramm H (1966) AlttertiäreRotlehme auf Muschelkalk in NE-Thüringen.Jahrbuch der Geologie 2, Berlin, 521–535

Voigt T, von Eynatten H & Franzke HJ(2004) Late Cretaceous Unconformities inthe Subhercynian Cretaceous Basin (Germa-ny). Geologica Polonica Acta 54, 675–696

Ziegler PA (1990) Geological Atlas of Westernand Central Europe. Shell, Den Haag

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TSK 11 Göttingen 2006 Anzeige

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Anzeige TSK 11 Göttingen 2006

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AutorenverzeichnisPräsentierende Autorinnen und Autoren in Fettdruck.

Almeida, Harrizon Lima de, 3Andrew, Ruth, 6Angerer, Thomas, 9, 123Audunsson, H., 238Auer, Andreas, 48Austrheim, Haakon, 121

Bartelsen, Tobias, 167Battaglia, Maurizio, 16Bechstädt, Thilo, 125Beck, Andre, 12Behrens, Harald, 222Behrmann, Jan H., 96, 182, 233Bense, Frithjof, 16Berger, Alfons, 20, 198Bissen, Raphael, 18Brätz, Helene, 203Brodhag, Sabine, 20Bücker, Carsten, 87Buck, Roger, 145Burchardt, Steffi, 21, 24, 25, 61, 119Burliga, Stansilaw, 90Burlini, Luigi, 194Buurman, Nils, 27

Cao, Shuyun, 135Castellarin, Alberto, 45Chatziliadou, Maria, 30Cotza, Gianluca, 33Craddock, John, 108

Danisík, Martin, 45Davaa, Buyan, 34, 63de Wall, Helga, 12, 48, 151, 173, 224Deckert, Hagen, 36, 38Dietl, Carlo, 224

Dietze, F., 238Dobmeier, Christoph, 84Doman, Daniel, 40, 220Dorner, Dorothée, 232Draganits, Erich, 143, 239, 248Dresmann, Horst, 42Dunkl, István, 45Dworazik, Nina, 48

Ebert, Andreas, 50Edwards, Michael A., 143, 172, 239Ehrlich, Ralf, 52Endres, Heike, 226Ertl, Gabriele, 16Exner, Ulrike, 239, 248von Eynatten, Hilmar, 45

Færseth, Roald, 52Finger, Fritz, 203Fischer, Mario, 56Fiseli, Jochenl, 85Freitag, Ralf, 58, 98, 207Friese, Nadine, 21, 61, 119Frisch, Wolfgang, 45Froitzheim, Nikolaus, 170Fügenschuh, Bernhard, 42, 73

Gaedicke, Christoph, 58Gaich, Heiko, 106Geerdts, Peter, 34, 63Gessner, Klaus, 36, 66Geyer, Adelina, 79Giba, Marc, 85Giese, Jörg, 198Giese, Steffen, 191Glodny, Johannes, 108, 122

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Autorenverzeichnis TSK 11 Göttingen 2006

Glotzbach, Christoph, 67Gnos, Edwin, 198Gröger, Heike R., 73Götze, Hans-Joachim, 181Grasemann, Bernhard, 33, 143, 172,

239, 248Greiling, Reinhard O., 9, 70Grimmer, J.C., 72Gross, Christian J., 75Gudmundsson, Agust, 6, 21, 24, 61, 79,

81, 93, 119, 130, 164, 167

Handy, Mark R., 84Hansen, Bent T., 56Hauten, Sarah, 84Hecht, Lutz, 246Heidelbach, Florian, 91Heinemann, Niklas, 85Henk, Andreas, 18, 34, 63, 228Herwegh, Marco, 20, 50, 235Hilgers, Christoph, 30, 87, 90Hirt, Ann M., 91, 156, 194, 196Hoffmann, Stefan, 93, 167Hofmann, Kai, 40Hongn, Fernado, 181

Ibele, Tobias, 96Iglseder, Christoph, 143, 172, 239, 248

Jähne, Fabian, 58, 98Jahn, Andreas, 188Jansen, Ekkehard, 170, 214Jonas, Philipp S., 101Jones, P.A., 66

Kenkmann, Thomas, 103, 188Kiechl, Eva, 106van der Klauw, Sebastiaan, 146Klein, Thomas, 108Kleinhanns, Ilka C., 56Klemd, Reiner, 203Kley, Jonas, 146, 207Klimczak, Christian, 111Klingenberg, B., 214Koehn, Daniel, 112, 187Kolb, J., 137

Kontny, A., 238Kopf, Achim, 182Kouankap, Nono Gus D., 113, 115, 116Kracke, Tobias, 25Krawczyk, Charlotte M., 226, 243Krbetschek, Matthias, 58Krenn, Erwin, 203Kruhl, Jörn H., 132, 159Krumbholz, Michael, 21, 61, 119Kück, Jochem, 12Kühn, Alexander, 121, 122Küster, Martina, 232Küster, Yvonne, 211Kukla, Peter A., 196, 226Kuntcheva†, Boriana, 132Kunze, Karsten, 132, 214Kurz, Walter, 106

Laukamp, Carsten, 123, 125Leiss, Bernd, 25, 128, 156, 161, 179,

194, 211, 240Letourneur, Ludovic, 130Lichtenberger, Marco, 70Liebl, Christoph, 132Liu, Junlai, 135Lögering, M.J., 137Lohr, Tina, 226, 243López de Luchi, Mónica G., 216

Martin, Ulrike, 48, 173McEnroe, Suzanne, 91Meyer, F.M., 137Molli, Giancarlo, 25, 161Mora, Andrés, 141Moser, Elmar, 177Müller, Christian, 93, 167Müller, Monika, 143, 239, 248

Nagel, Thorsten, 145Naumann, M., 214Németh, Karoly, 48, 173Neubert, Jana, 146Nitzsche, Thomas, 151Nüchter, Jens-Alexander, 155

Obermeyer, Hennes, 70

258

TSK 11 Göttingen 2006 Autorenverzeichnis

Oelrich, Asdis, 167Oncken, Onno, 226, 243Otto, Michael, 156

Parra, Mauricio, 141Passchier, Cees, 112Pennock, Gill, 90Peternell, Mark, 159Petrakakis, Konstantin, 143, 172, 239,

248Petrinovic, Ivan, 181Petzel, Volker, 125Pfaar, Rüdiger, 161Pfiffner, Adrian, 20, 50, 235Philipp, Sonja L., 24, 81, 93, 164, 167Picotti, Vincenzo, 45Pleuger, Jan, 170

Rabitsch, Robert, 106Rahn, Meinert, 67Rambousek, Christian, 172, 248Ranten, Colin D., 101Rapalini, Augusto, 216Reinecker, John, 67Renard, François, 112Renk, Daniela, 173Reuther, C.-D., 27, 177Richter, Peter P., 179Riller, Ulrich, 40, 111, 180, 181, 220,

246Ring, Uwe, 38, 122, 179Robinson, Peter, 91Röller, Klaus, 232Roeser, Georg, 182Rolf, Christian, 48, 151Roller, Sybille, 170Rosenberg, Claudio, 201Rosselli, Pascal, 196Ruedrich, Joerg, 185Ruiz, Amarildo Salina, 3Rybacki, E., 214

Sachau, Till, 187Samiee, Ramin, 226Scherler, Dirk, 188Schléder, Zsolt, 90

Schmatz, Joyce, 191Schmid, Stefan M., 73Schmidt, Sabine, 181Schmidt, Volkmar, 91, 156, 194, 196Schmittbuhl, Jean, 112Schneider, Susanne, 201Scholz, Katerina, 196Schramm, Michael, 211Schreurs, Guido, 198Schulz, Bernhard, 203Schwarz, Michael, 205Schwarzbauer, J., 137Seib, Nadine, 207Seidel, Torben, 211Siegesmund, Siegfried, 216Siemes, Heinrich, 214Sindern, Sven, 30Sjøholm, Jorunn, 52Smørdal Lien, Kari, 52Spiegel, Cornelia, 67Spottke, Ina, 42Spray, John G., 229Steenken, André, 216Steffes, Elisabeth, 220Stipp, Michael, 85, 222Stöckhert, Bernhard, 155, 232Strecker, Manfred, 141Streit, Verena, 224Sverdrup, Einar, 52Sylvestre, Ganno, 116

Tanner, David C., 226, 243Thäter, Denise, 167Thöni, Martin, 33Thust, Anja, 240Timar-Geng, Zoltan, 42, 228Tischler, Matthias, 73Toussaint, Renaud, 112Trappe, Henning, 226Trautwein, Ute, 196Trepmann, Claudia A., 229, 232Trumbull, Robert, 181Tullis, Jan, 222

Ullemeyer, Klaus, 128, 211, 233

259

Autorenverzeichnis TSK 11 Göttingen 2006

Urai, Janos L., 87, 90, 191, 196Ustaszewski, Michaela, 235

Vahle, C., 238Vogler, Marc, 34, 63Voigt, Thomas, 207Voit, Klaus, 143, 239, 248Vollbrecht, Axel, 3, 16, 185, 240Vrolijk, Peter, 191

Wagner, Lars, 243Walter, Jens M., 156, 161, 170, 194, 214Wemmer, Klaus, 216Wetzel, Andreas, 42, 228Wilde, A.S., 66Willner, Arne P., 179Winkler, Gerfried, 106Wittek, Andrea, 246

Zámolyi, András, 143, 172, 248Zander, Ina, 249van der Zee, Wouter, 191Ziegler, Martin, 191Zulauf, Gernold, 108

Øye, Vibeke, 52

260

TSK 11 Göttingen 2006 Adressenverzeichnis

Adressenverzeichnis

Almeida, Harrizon de [email protected] – Dep. GeologiaGeral, Universidade Federal de MatoGrosso-ICET/DGG

Andrew, [email protected] – Geowissenschaft-liches Zentrum der Georg-August-Universität Göttingen, Goldschmidtstr.3, 37077 Göttingen

Angerer, [email protected] –Geologisch-Paläontologisches Institut,Universität Heidelberg, Im NeuenheimerFeld 234

Audunsson, H.Technical University of Iceland, Hofda-bakka 9, 110 Reykjavik, Iceland

Auer, AndreasInstitut für Geologie, Julius-Maximilians-Universität Würzburg,Pleicherwall 1 D-97070, Germany

Austrheim, [email protected] – Physics ofGeological Processes (PGP), Universityof Oslo, PO Box 1048 Blindern, 0136 Os-lo, Norway

Bartelsen, [email protected] – Geowissen-schaftliches Zentrum der Georg-August-Universität Göttingen, Goldschmidtstr.3, 37077 Göttingen

Battaglia, [email protected] – Geowissenschaft-liches Zentrum der Georg-August-Universität Göttingen, Goldschmidtstr.3, 37077 Göttingen

Bechstädt, [email protected] – Geologisch-Paläontologisches Institut, UniversitätHeidelberg, Im Neuenheimer Feld 234

Bechtold, [email protected] – Geowissenschaft-liches Zentrum der Georg-August-

Universität Göttingen, Goldschmidtstr.3, 37077 Göttingen

Beck, [email protected] –Institut für Geologie, Pleicherwall 1,97070 Würzburg

Behrens, [email protected] –Institut für Mineralogie, UniversitätHannover, Callinstraße 3, D-30167 Han-nover

Behrmann, Jan [email protected]– Geologisches Institut, UniversitätFreiburg, Albertstr. 23B, D-79104Freiburg

Bense, [email protected] – Geo-wissenschaftliches Zentrum der Georg-August-Universität Göttingen, Gold-schmidtstr. 3, 37077 Göttingen

Berger, [email protected] – Institute of Geo-logical Sciences, Baltzerstraße 1–3, CH-3012 Bern, Switzerland

Bissen, [email protected] – Geologisches In-stitut der Albert-Ludwigs-UniversitätFreiburg i. Br.

Blatt, [email protected] – Justus-Liebig-Universität Gießen, Zur Hainerde26

Brätz, HeleneInstitut für Mineralogie, Am Hubland,97074 Würzburg

Brodhag, [email protected] – Institut für Geo-logie, Universität Bern, Schweiz

Buck, RogerLamont Doherty Earth Observatory, Pa-lisades, NY, USA

Bücker, CarstenShell E&P, Houston, USA

261

Adressenverzeichnis TSK 11 Göttingen 2006

Burchardt, [email protected] – GeowissenschaftlichesZentrum der Georg-August-UniversitätGöttingen, Goldschmidtstr. 3, 37077Göttingen

Burliga, StansilawWroclaw University, Department ofStructural Geology, ul. W. Cybulskiego32, 50-205 Wroclaw, Poland

Burlini, [email protected] – Geological In-stitute, ETH Zurich, 8092 Zurich, Swit-zerland

Buurman, [email protected] – De-partment für Geowissenschaften, Univer-sität Hamburg, Bundesstraße 55, 20146Hamburg

Cao, [email protected] – State Key Laboratoryof Geological Processes and Mineral Re-sources, China University of Geosciences,Beijing 100083, China

Castellarin, [email protected] – University ofBologna, Italy

Chatziliadou, [email protected] – Insti-tut für Mineralogie und Lagerstättenleh-re, RWTH-Aachen, Germany

Cotza, [email protected] – Department ofGeodynamics and Sedimentology, Struc-tural Processes Group University of Vi-enna, Althanstrasse 14, Vienna A-1090,Austria

Craddock, [email protected] – MacalasterCollege, Geol. Dept., St. Paul, 1600Grand Ave., Mn 55105

Danisík, [email protected] – Univer-sity of Tübingen, Germany

Davaa, [email protected] – Geologi-sches Institut, Universität Freiburg Al-bertstrasse 23b, D-79104 Freiburg, Ger-many

Deckert, [email protected] – Institut für Geo-wissenschaften, Johannes Gutenberg-Universität, Becherweg 21, 55099 Mainz,Germany

Dietl, [email protected] – Geologisch-Paläontologisches Institut, Johann-Wolfgang-Goethe-Universität Frankfurtam Main, Senckenberganlage 32-34D-60054

Dietze, F.Geol.-Pal. Institute, Ruprecht-Karls-University, INF 234, 69120 Heidelberg,Germany

Dobmeier, ChristophFreie Universität Berlin, Departmentof Earth Sciences, Malteserstr. 74-100,12249 Berlin

Doman, [email protected] –Humboldt-Universität zu Berlin, Mu-seum für Naturkunde, Invalidenstr. 43,10115 Berlin

Dorner, DorothéeMax-Planck-Institut für Eisenforschung,Düsseldorf, Germany

Draganits, [email protected] – Institutefor Engineering Geology, Vienna Univer-sity of Technology, A-1040 Vienna, Au-stria

Dresmann, [email protected] – Geologisch-Palaeontologisches Institut, University ofBasel, Switzerland

Dunkl, Istvá[email protected] –Geowissenschaftliches Zentrum derGeorg-August-Universität Göttingen,Goldschmidtstr. 3, 37077 Göttingen

262


Dworazik, [email protected] – Institut für Geo-logie, Julius-Maximilians-UniversitätWürzburg, Pleicherwall 1 D-97070,Germany

Ebert, [email protected] – Institut für Geolo-gie, Universität Bern, Schweiz

Edwards, Michael [email protected] – Depart-ment of Geodynamics and Sedimentolo-gy, Structural Processes Group, Univer-sity of Vienna, A-1090 Vienna, Austria

Ehrlich, [email protected] – Ener PetroleumASA, Lysaker Torg 5, 1325 Lysaker (Os-lo), Norway

Endres, HeikeTEEC, Burgwedelerstr. 89, D-30916Isernhagen

Ertl, [email protected] – Geowissenschaft-liches Zentrum der Georg-August-Universität Göttingen, Goldschmidtstr.3, 37077 Göttingen

Exner, [email protected] – Department ofGeodynamics and Sedimentology, Struc-tural Processes Group, University of Vi-enna, A-1090 Vienna, Austria

von Eynatten, [email protected] – Geowissenschaftliches Zentrum derGeorg-August-Universität Göttingen,Goldschmidtstr. 3, 37077 Göttingen

Færseth, RoaldNorsk Hydro ASA, PO Box 7190 Bergen,Norway

Finger, FritzAbteilung für Mineralogie, HellbrunnerStr. 34, A-5020 Salzburg

Fischer, [email protected] – Geowissenschaft-liches Zentrum der Georg-August-


Fiseli, [email protected] – Geologisches Insti-tut, Universität Freiburg, Albertstr. 23b,D-79104 Freiburg

Freitag, [email protected] – Friedrich-Schiller-Universität Jena, Institut fürGeowissenschaften, Burgweg 11, 07749Jena

Friese, [email protected] – GeowissenschaftlichesZentrum der Georg-August-UniversitätGöttingen, Goldschmidtstr. 3, 37077Göttingen

Frisch, [email protected] – Uni-versity of Tübingen, Germany

Froitzheim, [email protected] – Geologi-sches Institut, Universität Bonn, Nußal-lee 8, 53115 Bonn

Fügenschuh, Bernhardbernhard.fuegenschuhľuibk.ac.at – Institutfür Geologie und Paläontologie, Universi-tät Innsbruck, Innrain 52, Bruno SanderHaus, 6020 Innsbruck, Austria

Gaedicke, ChristophBundesanstalt für Geowissenschaftenund Rohstoffe

Gaich, [email protected] – Institute of App-lied Geosciences, Graz, Austria

Geerdts, [email protected] – GeologischesInstitut, Universität Freiburg Albert-strasse 23b, D-79104 Freiburg, Germany

Gessner, [email protected] – School ofEarth and Geographical Sciences, Uni-versity of Western Australia, 35 StirlingHighway, Crawley WA 6008, Australia

263


Geyer, AdelinaInstitute of Earth Science, Jaume Alme-ra, Barcelona, Spain

Giba, [email protected] – Geologisches Insti-tut, Universität Freiburg, Albertstr. 23b,D-79104 Freiburg

Giese, Jö[email protected] – Institute of Geologi-cal Sciences, Baltzerstraße 1–3, CH-3012Bern, Switzerland

Giese, SteffenGeotechnik im Bauwesen, RWTH Aa-chen, Germany

Glodny, [email protected] – GeoFor-schungsZentrum Postdam, Telegrafen-berg C2, 14473 Potsdam

Glotzbach, [email protected]– Institut für Geowissenschaften,Eberhard-Karls-Universität Tübingen

Gnos, [email protected] – Institute of Geologi-cal Sciences, Baltzerstraße 1–3, CH-3012Bern, Switzerland

Götze, Hans-JoachimUniversität Kiel, Germany

Grasemann, [email protected] – De-partment of Geodynamics and Sedimen-tology, Structural Processes Group, Uni-versity of Vienna, A-1090 Vienna, Au-stria

Greiling, Reinhard [email protected] – Geologisch-Paläontologisches Institut, UniversitätHeidelberg, Im Neuenheimer Feld 234,69120 Heidelberg

Grimmer, [email protected] – Geologisch-Paläontologisches Institut, Ruprecht-Karls Universität Heidelberg, ImNeuenheimer Feld 234, 69120 Heidelberg

Gross, Christian [email protected] – GeowissenschaftlichesZentrum der Georg-August-UniversitätGöttingen, Goldschmidtstr. 3, 37077Göttingen

Gröger, [email protected] – Geologisch Pa-läontologisches Institut, Universität Ba-sel, Bernoullistrasse 32, 4056 Basel, Swit-zerland

Gudmundsson, [email protected] – Geo-wissenschaftliches Zentrum der Georg-August-Universität Göttingen, Gold-schmidtstr. 3, 37077 Göttingen

Handy, Mark R.Freie Universität Berlin, Departmentof Earth Sciences, Malteserstr. 74-100,12249 Berlin

Hansen, Bent [email protected] – Geowissenschaft-liches Zentrum der Georg-August-Universität Göttingen, Goldschmidtstr.3, 37077 Göttingen

Hauten, [email protected] – Freie Uni-versität Berlin, Department of EarthSciences, Malteserstr. 74-100, 12249 Ber-lin

Heidelbach, [email protected] –Bayerisches Geoinstitut, University ofBayreuth, 95440 Bayreuth, Germany

Heinemann, [email protected] – Geolo-gisches Institut, Universität Freiburg, Al-bertstr. 23b, D-79104 Freiburg

Henk, [email protected] – Geologi-sches Institut, Universität Freiburg, Al-bertstr. 23b, D-79104 Freiburg

Herwegh, [email protected] – Institute ofGeological Sciences, University of Bern,

264


Baltzerstrasse 1–3, CH-3012 Bern, Swit-zerland

Hilgers, [email protected] – Geologie-Endogene Dynamik, RWTH- Aachen, D-52056 Aachen, Germany

Hirt, Ann [email protected] – Institute ofGeophysics, ETH Zurich, 8093 Zurich,Switzerland

Hoffmann, [email protected] –Geowissenschaftliches Zentrum derGeorg-August-Universität Göttingen,Goldschmidtstr. 3, 37077 Göttingen

Hofmann, [email protected] – Freie Universi-tät Berlin, Institut für Geologische Wis-senschaften, Malteserstrasse 74–100, D-12249 Berlin

Hongn, FernadoCONICED and Universidad Nacional deSalta, Argentina

Ibele, [email protected] – Geologisches Insti-tut, Universität Freiburg, Albertstr. 23B,D-79104 Freiburg

Iglseder, [email protected] – Depart-ment of Geodynamics and Sedimentolo-gy, Structural Processes Group, Univer-sity of Vienna, A-1090 Vienna, Austria

Jahn, [email protected] – In-stitut für Mineralogie, Museum für Na-turkunde, Humboldt Universität zu Ber-lin, Invalidenstraße 43, D-10115 Berlin

Jansen, [email protected] – MineralogischesInstitut, Universität Bonn, Forschungs-zentrum Jülich, D-52425 Jülich

Jähne, [email protected] – Friedrich-Schiller-Universität Jena, Institut für

Geowissenschaften, Burgweg 11, 07749Jena

Jones, P.A.School of Earth Sciences, James CookUniversity Townsville QLD 4811, Austra-lia

Kenkmann, [email protected] –Institut für Mineralogie, Museum für Na-turkunde, Humboldt-Universität Berlin,Invalidenstrasse 43, 10115 Berlin

Kiechl, [email protected] – Institute of App-lied Geosciences, Graz, Austria

van der Klauw, [email protected] – Ercosplan – Inge-nieurgesellschaft Geotechnik und Berg-bau mbH, Arnstädter Strasse 28, 99096Erfurt, Germany

Klein, [email protected] – Johann Wolf-gang Goethe-Universität, Senckenberg-anlage 32-34, 60325 Frankfurt am Main

Kleinhanns, Ilka [email protected] – Geowissen-schaftliches Zentrum der Georg-August-Universität Göttingen, Goldschmidtstr.3, 37077 Göttingen

Klemd, ReinerInstitut für Mineralogie, Am Hubland,97074 Würzburg

Kley, [email protected] – Friedrich-Schiller-University, IGW, Burgweg 11,07749 Jena, Germany

Klimczak, [email protected] –Freie Universität Berlin, Institut für Geo-logische Wissenschaften, Malteser Stras-se 74-100, D-12249 Berlin

Klingenberg, B.Institut für Mineralogie und Lagerstät-tenlehre, RWTH Aachen, D-52056 Aa-chen

265


Koehn, [email protected] – Tectonophy-sics, Institut of Geosciences, University ofMainz, Becherweg 21, 55099 Mainz, Ger-many

Kolb, [email protected] – Institut für Mi-neralogie und Lagerstättenlehre, RWTHAachen, Wüllnerstr. 2, D-52056 Aachen

Kontny, A.Geol.-Pal. Institute, Ruprecht-Karls-University, INF 234, 69120 Heidelberg,Germany

Kopf, [email protected] – DFG research cen-ter ocean margins, University of Bremen,Loebener Str., D-28359 Bremen

Kouankap, Nono Gus [email protected] – Université deYaoundé I, Département des Sciences dela Terre, BP : 812 Yaoundé-Cameroun

Kracke, TobiasGeowissenschaftliches Zentrum derGeorg-August-Universität Göttingen,Goldschmidtstr. 3, 37077 Göttingen

Kraus, [email protected] – Canadian Tectonics,2011 20th Ave SW, Calgary, Alberta, Ca-nada T2T

Krawcyk, Charlotte [email protected] – GFZ Potsdam,Telegrafenberg, D-14473 Potsdam

Krbetschek, MatthiasSächsische Akademie der Wissenschaften

Krenn, ErwinAbteilung für Mineralogie, HellbrunnerStr. 34, A-5020 Salzburg

Kruhl, Jörn [email protected] – Tectonics and MaterialFabrics Section, Technische UniversitätMünchen, D-80290 München, Germany

Krumbholz, [email protected] – Geowis-senschaftliches Zentrum der Georg-August-Universität Göttingen, Gold-schmidtstr. 3, 37077 Göttingen

Kühn, [email protected] – Institut für Geo-wissenschaften, Becherweg 21, Universi-tät Mainz, D-55099 Mainz, Germany

Kukla, [email protected] – RWTH Aa-chen, Geol. Institut, Wüllnerstr. 2, D-52056 Aachen

Kuntcheva, Boriana†

Tectonics and Material Fabrics Secti-on, Technische Universität München, D-80290 München, Germany

Kunze, [email protected] – Geologisches Insti-tut, ETH Zürich, CH-8092 Zürich

Kurz, Walter,[email protected] – Institute of App-lied Geosciences, Graz, Austria

Kück, JochemGeo-Forschungs-Zentrum Potsdam, Tele-grafenberg, 14473 Potsdam

Küster, MartinaInstitut für Geologie, Mineralogie undGeophysik, Ruhr-Universität Bochum,Germany, Collaborative Research Center526

Küster, [email protected] – Bundesamt für Geo-wissenschaften und Rohstoffe (BGR)Hannover, Stilleweg 2, D-30655 Hanno-ver

Laukamp, [email protected] –Geologisch-Paläontologisches Institut,Universität Heidelberg, Im NeuenheimerFeld 234

Leiss, [email protected] – GeowissenschaftlichesZentrum der Georg-August-UniversitätGöttingen, Goldschmidtstr. 3, 37077Göttingen

Letourneur, [email protected] – Geowissen-schaftliches Zentrum der Georg-August-

266



Lichtenberger, [email protected] –Geologisch-Paläologisches Institut, Hei-delberg University, Im Neuenheimer Feld234, 69120 Heidelberg, FR Germany

Liebl, [email protected] – Tectonics andMaterial Fabrics Section, TechnischeUniversität München, D-80290 München,Germany

Link, [email protected] –Justus-Liebig-Universität Gießen,Gäßchen 25, 63667 Geiß-Nidda

Liu, [email protected] – State Key Laboratoryof Geological Processes and Mineral Re-sources, China University of Geosciences,Beijing 100083, China

Lögering, [email protected] –Institut für Mineralogie und Lagerstät-tenlehre, RWTH Aachen, Wüllnerstr. 2,D-52056 Aachen

Lohr, [email protected] – GFZ Potsdam, Te-legrafenberg, D-14473 Potsdam

López de Luchi, Mónica [email protected] – Instituto de Geo-cronología y Geología Isotópica (IN-GEIS), Ciudad Universitaria, 1428 Bue-nos Aires, Argentina

Martin, [email protected] – In-stitut für Geologie, Julius-Maximilians-Universität Würzburg, Pleicherwall 1 D-97070 Germany

McEnroe, [email protected] – GeologicalSurvey of Norway, N-7040, Trondheim,Norway

Meyer, [email protected] – Institut fürMineralogie und Lagerstättenlehre, RW-TH Aachen, Wüllnerstr. 2, D-52056 Aa-chen

Molli, [email protected] – Dipartimento di Sci-enze della Terra, Università di Pisa andCNR, Centro di Studio Geologia Struttu-rale e Dinamica dellŠAppennino, Via SanMaria 53,56126 Pisa, Italien

Mora, André[email protected] – Institut fürGeowissenschaften, Universität Potsdam,14415 Potsdam, Germany

Moser, [email protected] – Departmentfür Geowissenschaften, Universität Ham-burg, Bundesstraße 55, 20146 Hamburg

Motagh, [email protected] – GFZ Potsdam,Telegraphenberg, Sektion 2.1, 14473Potsdam

Müller, ChristianGeowissenschaftliches Zentrum derGeorg-August-Universität Göttingen,Goldschmidtstr. 3, 37077 Göttingen

Müller, [email protected] – Department of Geo-dynamics and Sedimentology, StructuralProcesses Group, University of Vienna,A-1090 Vienna, Austria

Münn, [email protected] – IFM-GeomarKiel, Wischofstr. 1-3, 24148 Kiel

Nagel, [email protected] – Geologisches Insti-tut Bonn, Nußalle 8, 53115 Bonn

Naumann, M.Geoforschungszentrum Potsdam, Dept.Deformation und Rheologie, D-14473Potsdam

267


Nemeth, [email protected] – Geological In-stitute of Hungary, 14 Stefania St., Bu-dapest H-1143, Hungary

Neubert, [email protected] – Friedrich-Schiller-University, IGW, Burgweg 11, 07749 Je-na, Germany

Nitzsche, [email protected] – Institut fürGeowissenschaftliche Gemeinschaftsauf-gaben (GGA) Hannover

Njiekak, [email protected] – J.W.G.Universität Frankfurt a. Main, Senlken-berganlage 32-34,Postfach 11 19 32,60325 Frankfurt a. M.

Nommensen, [email protected] – UniversitätFreiburg, Runzstr. 6

Nüchter, [email protected] – Insti-tut für Geologie, Mineralogie und Geo-physik, Ruhr-Universität Bochum, Ger-many, Collaborative Research Center 526

Obermeyer, [email protected] – Gesellschaftfür Erkundung und Ortung, Yorckstraße36, 76185 Karlsruhe, FR Germany

Oelrich, [email protected] – Geowissen-schaftliches Zentrum der Georg-August-Universität Göttingen, Goldschmidtstr.3, 37077 Göttingen

Oncken, [email protected] – GFZ Potsdam,Telegrafenberg, D-14473 Potsdam

Otto, [email protected] – GeowissenschaftlichesZentrum der Georg-August-UniversitätGöttingen, Goldschmidtstr. 3, 37077Göttingen

Parra, [email protected] – Institutfür Geowissenschaften, Universität Pots-dam, 14415 Potsdam, Germany

Passchier, CeesTectonophysics, Institut of Geosciences,University of Mainz, Becherweg 21, 55099Mainz, Germany

Pennock, GillUtrecht University, Faculty of EarthSciences, 3508 TA Utrecht, The Nether-lands

Peternell, [email protected] – Tectonics andMaterial Fabrics Section, TechnischeUniversität München, D-80290 München,Germany

Petrakakis, [email protected] – De-partment of Geodynamics and Sedimen-tology, University of Vienna, A-1090 Vi-enna, Austria

Petrinovic, IvanCONICED and Universidad Nacional deSalta, Argentina

Petzel, [email protected] – Geological Surveyof Namibia, 1 Aviation Road, Windhoek,Namibia

Pfaar, Rü[email protected] – GeowissenschaftlichesZentrum der Georg-August-UniversitätGöttingen, Goldschmidtstr. 3, 37077Göttingen

Pfiffner, [email protected] – Institute of Geo-logical Sciences, University of Bern, Balt-zerstrasse 1–3, CH-3012 Bern, Switzer-land

Philipp, Sonja [email protected] –Geowissenschaftliches Zentrum derGeorg-August-Universität Göttingen,Goldschmidtstr. 3, 37077 Göttingen

268


Picotti, [email protected] – University ofBologna, Italy

Pleuger, [email protected] – GeologischesInstitut, Universität Bonn, Nußallee 8,53115 Bonn

Rabitsch, [email protected] – Institute ofApplied Geosciences, Graz, Austria

Rahn, [email protected] – Hauptabteilungfür die Sicherheit der Kernanlagen,Villigen-HSK, CH

Rambousek, [email protected] – De-partment of Geodynamics and Sedimen-tology, Structural Processes Group, Uni-versity of Vienna, Austria

Rapalini, [email protected] – Instituto deGeofísica Daniel Valencio (INGEODAV),Departamento de Ciencias Geológicas,Facultad de Ciencias Exactas y Natura-les, Universidad de Buenos Aires, CONI-CET, Pabellón 2, Ciudad Universitaria,1428 Buenos Aires, Argentina

Reinecker, [email protected] – Institutfür Geowissenschaften, Eberhard-Karls-Universität Tübingen

Renard, FrançoisLGIT-CNRS-Observatoire, Université J.Fourier BP 53, F-38041 Grenoble, France

Renk, [email protected] – Institut für Geo-logie, Julius-Maximilians-UniversitätWürzburg, Pleicherwall 1 D-97070Germany

Reuther, [email protected] –Department für Geowissenschaften,Universität Hamburg, Bundesstraße 55,20146 Hamburg

Richter, Peter [email protected] – Institut für Geo-wissenschaften, Johannes Gutenberg-Universität, 55099 Mainz, Germany

Riller, [email protected] – Mu-seum für Naturkunde der Humboldt-Universität zu Berlin, Invalidenstrasse43, 10115 Berlin, Germany

Ring, [email protected] – Departmentof Geological Sciences, Canterbury Uni-versity, Christchurch, New Zealand

Robinson, [email protected] – Geological Sur-vey of Norway, N-7040, Trondheim, Nor-way

Rolf, [email protected] – Institut fürGeowissenschaftliche Gemeinschaftsauf-gaben (GGA) Hannover

Röller, KlausInstitut für Geologie, Mineralogie undGeophysik, Ruhr-Universität Bochum,Germany, Collaborative Research Center526

Roeser, [email protected] –University of Freiburg, Albertstrasse23b, D-79104 Freiburg i. Brsg., Germany

Roller, [email protected] – GeologischesInstitut, Universität Bonn, Nußallee 8,53115 Bonn

Rosselli, PascalInstitute of Geophysics, ETH Zurich,8093 Zurich, Switzerland

Ruedrich, [email protected] –Geowissenschaftliches Zentrum derGeorg-August-Universität Göttingen,Goldschmidtstr. 3, 37077 Göttingen

Ruiz, Amarildo SalinaDep. Geologia Geral, Universidade Fe-deral de Mato Grosso-ICET/DGG

269


Rybacki, E.Geoforschungszentrum Potsdam, Defor-mation und Rheologie, D-14473 Potsdam

Sachau, [email protected] – Institut für Geo-wissenschaften, Universität Mainz

Samiee, RaminTEEC, Burgwedelerstr. 89, D-30916Isernhagen

Scherler, [email protected] – Institut fürGeowissenschaften, Universität Potsdam,Karl-Liebknecht-Straße 24/25, D-14476Golm

Schleder, ZsoltGeologie-Endogene Dynamik, RWTH-Aachen, D-52056 Aachen, Germany

Schmatz, [email protected] – Geologie-Endogene Dynamik, RWTH Aachen,Germany

Schmid, Stefan [email protected] – Geologisch Pa-läontologisches Institut, Universität Ba-sel, Bernoullistrasse 32, 4056 Basel, Swit-zerland

Schmidt, SabineUniversität Kiel, Germany

Schmidt, [email protected] – Instituteof Geophysics, ETH Zurich, 8093 Zurich,Switzerland

Schmittbuhl, JeanIPG Strasbourg, UMR 7516 CNRS, 5Rue Descartes, F-67084 Strasbourg Ce-dex, France

Schneider, [email protected] – Freie Universität Ber-lin. Istitut für geologische Wissenschaf-ten, FR Geologie, Malteserstr. 74-100,12249 Berlin

Scholz, [email protected] – Geologie-Endogene Dynamik, RWTH Aachen,Germany

Schramm, [email protected] – Bundesamt fürGeowissenschaften und Rohstoffe (BGR)Hannover, Stilleweg 2, D-30655 Hannover

Schreurs, [email protected] – Institute of Geo-logical Sciences, Baltzerstraße 1–3, CH-3012 Bern, Switzerland

Schulz, [email protected] –Institut für Mineralogie, Brennhausgasse14, 09596 Freiberg/Sachsen

Schwarz, [email protected]– Geologisches Institut, UniversitätFreiburg, Albertstr. 23B, 79104 Freiburgi. Breisgau

Schwarz, [email protected] – Geowissenschaft-liches Zentrum der Georg-August-Universität Göttingen, Goldschmidtstr.3, 37077 Göttingen

Schwarzbauer, J.Institut für Mineralogie und Lagerstät-tenlehre, RWTH Aachen, Wüllnerstr. 2,D-52056 Aachen

Seib, [email protected] – Institut fürGeowissenschaften, Universität Jena,Burgweg 11, 07749 Jena

Seidel, [email protected] – GeowissenschaftlichesZentrum der Georg-August-UniversitätGöttingen, Goldschmidtstr. 3, 37077Göttingen

Siegesmund, [email protected] – Geoscience Centre ofthe University of Göttingen (GZG),Goldschmidtstr. 3, 37077 Göttingen,Germany

Siemes, [email protected] – Institut für Mi-neralogie und Lagerstättenlehre, RWTHAachen, D-52056 Aachen

270


Sindern, [email protected] – Institut für Mi-neralogie und Lagerstättenlehre, RWTH-Aachen, Germany

Sjøholm, JorunnNorsk Hydro ASA, PO Box 7190 Bergen,Norway

Smørdal Lien, KariNorsk Hydro ASA, PO Box 7190 Bergen,Norway

Spiegel, [email protected] – Insti-tut für Geowissenschaften, Eberhard-Karls-Universität Tübingen

Spottke, InaGeologisch-Palaeontologisches Institut,University of Basel, Switzerland

Spray, John G.Planetary and Space Science Centre, De-partment of Geology, University of NewBrunswick, Canada

Steenken, André[email protected] – Instituto de Geocro-nología y Geología Isotópica (INGEIS),Ciudad Universitaria, 1428 Buenos Aires,Argentina

Steffes, [email protected] – Freie Universi-tät Berlin, Institut für Geologische Wis-senschaften, Malteser Str. 74–100, D-12249 Berlin

Stipp, [email protected]– Geologisches Institut, UniversitätFreiburg, Albertstr. 23b, D-79104Freiburg

Stöckhert, [email protected]– Institut für Geologie, Mineralogie undGeophysik, Ruhr-Universität Bochum,Germany, Collaborative Research Center526

Strecker, [email protected] – Institutfür Geowissenschaften, Universität Pots-dam, 14415 Potsdam, Germany

Streit, [email protected] – Institut fürGeologie, Julius-Maximilians-UniversitätWürzburg, Pleicherwall 1 D-97070 Ger-many

Sverdrup, EinarEner Petroleum ASA, Lysaker Torg 5,1325 Lysaker (Oslo), Norway

Sylvestre, GannoUniversité de Yaoundé I, Départementdes Sciences de la Terre, BP : 812Yaoundé-Cameroun

Tanner, David [email protected] – GeowissenschaftlichesZentrum der Georg-August-UniversitätGöttingen, Goldschmidtstr. 3, 37077Göttingen

Thäter, [email protected] – Geowissen-schaftliches Zentrum der Georg-August-Universität Göttingen, Goldschmidtstr.3, 37077 Göttingen

Thöni, [email protected] – Departmentof Geodynamics and Sedimentology,Structural Processes Group Universityof Vienna, Althanstrasse 14, Vienna A-1090, Austria

Thust, Anja— Geowissenschaftliches Zentrum derGeorg-August-Universität Göttingen,Goldschmidtstr. 3, 37077 Göttingen

Timar-Geng, [email protected]– Geologisches Institut, UniversitätFreiburg, Albertstr. 23b, D-79104Freiburg

Tischler, [email protected] – Geologisch Palä-ontologisches Institut, Universität Basel,Bernoullistrasse 32, 4056 Basel, Switzer-land

Toussaint, RenaudIPG Strasbourg, UMR 7516 CNRS, 5

271


Rue Descartes, F-67084 Strasbourg Ce-dex, France

Trappe, HenningTEEC, Burgwedelerstr. 89, D-30916Isernhagen

Trautwein, [email protected] – RWTHAachen, Department of Geology, Germa-ny

Trepmann, Claudia [email protected] – Institut fürGeologie, Mineralogie und Geophysik,Ruhr-Universität Bochum, Germany,Collaborative Research Center 526

Trumbull, RobertGeoForschungsZentrum Potsdam, Ger-many

Tullis, [email protected] – Department ofGeological Sciences, Brown University,PO Box 1846, Providence, USA

Ullemeyer, [email protected] –Geologisches Institut, Universität Frei-burg, Albertstr. 23B, D-79104 Freiburg

Urai, Janos [email protected] – Geologie-Endogene Dynamik, RWTH Aachen,Germany

Ustaszewski, [email protected] – Institute ofGeological Sciences, University of Bern,Baltzerstrasse 1–3, CH-3012 Bern, Swit-zerland

Vahle, [email protected] –Geol.-Pal. Institute, Ruprecht-Karls-University, INF 234, 69120 Heidelberg,Germany

Vogler, [email protected] – Geologisches Institut,Universität Freiburg Albertstrasse 23b,D-79104 Freiburg, Germany

Voigt, [email protected] – Institut fürGeowissenschaften, Universität Jena,Burgweg 11, 07749 Jena

Voit, [email protected] – Department of Geo-dynamics and Sedimentology, StructuralProcesses Group, University of Vienna,A-1090 Vienna, Austria

Vollbrecht, [email protected] – GeowissenschaftlichesZentrum der Georg-August-UniversitätGöttingen, Goldschmidtstr. 3, 37077Göttingen

Vrolijk, PeterExxonMobil Upstream Research Co.,Houston, TX, USA

Wagner, [email protected] – Department of Geo-logy, University of Gießen, Senkenberg-straße 3, D-35390 Gießen

de Wall, [email protected] – In-stitut für Geologie, Julius-Maximilians-Universität Würzburg, Pleicherwall 1 D-97070 Germany

Walter, Jens [email protected] – MineralogischesInstitut, Universität Bonn, Forschungs-zentrum Jülich, D-52425 Jülich

Wemmer, [email protected] – Geowissenschaft-liches Zentrum der Georg-August-Universität Göttingen, Goldschmidtstr.3, 37077 Göttingen

Wetzel, AndreasGeol.-Paläont. Institut, Universität Ba-sel, Bernoullistr. 32, CH-4056 Basel

Wilde, A.S.School of Earth Sciences, Monash Uni-versity Clayton, VIC 3400, Australia

Willner, Arne P.Institut für Geologie, Mineralogie undGeophysik, Ruhr-Universität, 44870 Bo-chum, Germany

272


Winkler, [email protected] – JoanneumResearch, Institute of Water ResourcesManagement, Graz, Austria

Wittek, [email protected] – FU Berlin, Mal-teserstr. 74-100, 12249 Berlin

Zámolyi, Andrá[email protected] – Department of Geo-dynamics and Sedimentology, StructuralProcesses Group, University of Vienna,Austria

Zander, [email protected] – Institut fürGeowissenschaften, Friedrich-Schiller-Universität Jena, Burgweg 11, 07749Jena

van der Zee, WouterGeoMechanics International, Mainz,Germany

Ziegler, MartinGeotechnik im Bauwesen, RWTH Aa-chen, Germany

Zulauf, [email protected] – JohannWolfgang Goethe-Universität, Sencken-berganlage 32-34, 60325 Frankfurt amMain

Øye, VibekeNorsk Hydro ASA, PO Box 7190 Bergen,Norway

273

Tübingen 1986 Erlangen 1988 Graz 1990

Frankfurt 1992 Göttingen 1994 Salzburg 1996

Freiberg 1998 Freiburg 2000 Erlangen 2002

Aachen 2004 Göttingen 2006

Universitätsdrucke GöttingenUniversitätsdrucke Göttingen

11. S

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11. Symposium „Tektonik, Struktur- und Kristallingeologie“ Zusammenfassungen der Tagungsbeiträge

Seit nunmehr 20 Jahren findet regelmäßig alle zwei Jahre das Symposium “Tektonik, Struktur- und Kristallingeologie” statt. Die Tagung soll insbesondere jungen Nachwuchswissenschaftlern die Möglichkeit bieten, ihre Ergebnisse zu diskutieren und einem breiten Fachpublikum vorzustellen.In diesem Jahr wird schon TSK 11 durchgeführt – zum zweiten Mal nach 1994 wieder in Göttingen.

ISBN 3-938616-40-7

Date post:	28-Dec-2021
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11. Symposium 'Tektonik, Struktur- und Kristallingeologie'

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