von Johannes Schoenherr vorgelegt als Diplomarbeit am Institut für

Kristallographische Vorzugsorientierungen von Quarz in den Phylliten aus Profil 1 belegen eine
kristallplastische Deformation von Quarz in Scherzonennähe (siehe Abb. 4.9). Während Quarz in
diesem Bereich duktil auf D A1 reagierte, ist zumeist eine bruchhafte Verformung mit Rissbildung
in Feldspat zu beobachten. Die in Quarz-Feldspat-Schiefern und Phylliten enthaltenen
Plagioklase zeigen Deformationszwillinge, undulöse Auslöschung, Mikrorisse und Knickbänder.
Nur selten sind anhand von feinsuturierten Korngrenzen Merkmale einer
Migrationsrekristallisation von Plagioklas entwickelt. Diese Deformationsmerkmale können aus
einer vorwiegend kataklastischen Deformation durch Scherbruch mit stellenweise Übergang zu
duktilem Verhalten in Feldspat bei Deformationstemperaturen von ca. 300-400 °C resultieren
(nach PRYER 1993 2 ). Das gleichzeitige Auftreten von duktil deformiertem Quarz und zumeist
spröde verformten Feldspat deutet auch nach PASSCHIER & TROUW (1998) auf
Deformationstemperaturen von 300-400 °C bzw. auf untere grünschieferfazielle Bedingungen
hin.
Für die Entstehung der Mikrogefüge in den Metamorphiten aus dem Liegenden zur Ortler-Linie
lässt sich schlussfolgernd eine Deformationstemperatur von ca. 300-400 °C ableiten.
Wie bereits erwähnt, können außer den Dolomit-Myloniten die Gesteine aus Bereich I, III und
IV in Profil 2 und aus Bereich II in Profil 3 als Scherzonengesteine interpretiert werden (mit
Ausnahme der Rauhwacke und des Hauptdolomits).
Vereinzelte Plagioklas-Gefüge der Quarz-Feldspat-Schiefer (JS-DA 33, 44, 49, 51, 62, 63)
zeigen anhand der feinsuturierten Korngrenzen Anzeichen einer Migrationsrekristallisation des
Plagioklases (z.B. Abb. 4.14, rechts und Abb. 4.20, links).
2 Die von PRYER (1993) ermittelten Temperaturbereiche für die Bildung bestimmter Plagioklas-Mikrogefüge sind
als Temperaturfelder zu verstehen, in welchen die beschriebenen Mikrogefüge am häufigsten auftreten. Die
Bildungstemperatur eines bestimmten Mikrogefüges kann daher das angegebene Temperaturfeld über- und
unterschreiten.
Die Entstehung dieser Rekristallisationsgefüge geht nach FITZ GERALD & STÜNITZ (1993)
und PRYER (1993) auf Deformationstemperaturen von ca. 450-500 °C zurück.
Gleichzeitig zeigen die Quarz-Gefüge der Quarz-Feldspat-Schiefer und Phyllite Merkmale einer
Rotationsrekristallisation (siehe Abb. 4.13 und 4.27). Dies weist nach STIPP et al. (2002) auf
Deformationstemperaturen von ca. 400-500 °C hin.
Die Korngrößen aus dem durch Subkornrotation rekristallisierten Quarz von JS-DA 44 und 62
können nach BLENKINSOP (2000) als Paläopiezometer zur Bestimmung der