background image

FOLDING AND FRACTURING: EXAMPLES FROM RHENOHERCYNIAN ZONE AND HELLENIDES                   153

GEOLOGICA CARPATHICA, 54, 3, BRATISLAVA, JUNE 2003

153–162

RELATIONSHIPS BETWEEN FOLDING AND FRACTURING

IN OROGENIC BELTS: EXAMPLES FROM THE RHENOHERCYNIAN

ZONE (GERMANY) AND THE EXTERNAL HELLENIDES (GREECE)

SOTIRIOS KOKKALAS, PARASKEVAS XYPOLIAS, IOANNIS K. KOUKOUVELAS*,

and THEODOR DOUTSOS

Department of Geology, University of Patras, 26500 Patras, Greece;  *iannis@upatras.gr

(Manuscript received April 30, 2002; accepted in revised form December 12, 2002)

Abstract: The kinematic similarities of small-scale structures in the Rhenohercynian Zone and the external zones of the

Hellenides are illustrated. Both orogenic domains comprise asymmetric folds verging toward the foreland and are af-

fected by extensional joints (ac and bc) associated with hybrid joints as well as with shear fractures (hk0

a

 and hk0

b

).

Joints were formed during layer bending which took place throughout the fold evolution and were symmetrically ar-

ranged with respect to principal stresses 

σ

1

σ

2

 and 

σ

3

. Although the magnitude of the stress axes changed during folding,

their orientation with respect to layering remained constant: one of them is orientated perpendicular to the layering,

whereas the other two are parallel and perpendicular to the dip direction of the layering respectively. As expressed by ac

and hybrid joints the extension normal to the dip direction of layering progressively increased during fold tightening.

Layer parallel shear responsible for the asymmetry of the folds caused joint rotation toward the fold hinge within the long

limb. Furthermore, these movements controlled at both limbs the formation of bc and associated hybrid joints during the

folding.

Key words: Rhenohercynian, Hellenides, folding, extensional joints, hybrid joints, shear fractures.

Introduction

Complexities in the analysis of small-scale structures in fold-

and-thrust belts are produced due to the coexistence of exten-

sional, compressional and wrench structures, each one close

to the other. This coexistence appears to give conflicting in-

formation regarding the stress system during folding (see also

Price & Cosgrove 1990).

Small-scale structures have long been used to delineate the

temporal progression of deformation. We use the term small-

scale structures to cover small faults, small folds, stylolites,

cleavage,  shear-zones,  veins  and  joints.  From  these  small-

scale  structures,  the  fractures  that  include  joints  and  small

faults are the most important for understanding fluid circula-

tion and mineral precipitation within rocks and have been an-

alyzed  in  this  contribution.  Adopting  the  nomenclature  of

Dennis  (1972),  Hancock  (1985)  and  Price  &  Cosgrove

(1990), fractures that range in size from centimeters to tens of

meters can be divided into three groups (Fig. 1): (a) Dilation

fractures or Mode I cracks characterized by open space with

or without mineral precipitation. (b) Shear fractures bearing

horizontal slickenlines and (c) oblique extension fractures or

hybrids characterized by oblique slip as well as fractures of

intermediate type. The attitude of fractures related to folds are

described with respect to three orthogonal reference axes in

three different ways: (a) The layer-control system (Price 1967;

Stearns 1967), in which the three reference axes are oriented

parallel to layer strike, layer dip and normal to layering. (b)

The layer- and the fold-control system as introduced by Price

(1967) and Hancock (1985), in which the reference axes are

parallel to the fold axis, parallel to the layering and normal to

the fold axis, and normal to layering (Fig. 1A). (c) The fold-

control system (Hobbs et al. 1976), in which the axes are par-

allel to the fold axis, parallel to the axial surface and normal to

the fold axis, and normal to the axial surface. Note that most

of these classifications were used to describe fractures related

to symmetrical folds.

Natural  examples  and  mechanical  analyses  in  fold-and-

thrust belts have documented that fold asymmetry due to sim-

ple  shear  is  common  during  fold  development  (Sanderson

1979).  In  addition  flexural-slip  mechanism  is  important

through fold evolution and accompanied by slip along “com-

petent units” (Chester et al. 1991; Gray & Mitra 1993; Tanner

1989;  Ohlmacher  &  Aydin  1995,  1997;  Cooke  &  Pollard

1997; Couples et al. 1998). Competent units are defined by

surfaces that host slip (see also Couples et al. 1998) and can

include one thick and massive bed or a series of beds showing

similar mechanical behavior.

Studies relating folding to stages of fracturing indicate that

jointing appears to develop under the influence of fluid pres-

sure and temperature (i.e., Skarmenta & Price 1984; Srivasta-

va & Engelder 1990; Gray & Mitra 1993).

In this paper, we present data pertaining to the orientation

and kinematics of fractures developed during folding by tan-

gential longitudinal strain. In this process extension or stretch-

ing acts all along the outer arc of the folds tangentially, while

compression acts along the inner arc. It is shown that the frac-

ture network in short and long limbs of the asymmetric folds

can  be  divided  into  bending  related  fracture  assemblages

which  were  strongly  affected  by  an  imposed  shear.  Shear

background image

154                                                        KOKKALAS, XYPOLIAS,  KOUKOUVELAS and DOUTSOS

strain  in  fold-and-thrust  belts  can  be  generated  during  the

overthrust of the internal parts of the orogen onto the under-

plated external parts (i.e., Gray & Mitra 1993) along crustal

scale shear zones. Two regions, the Rhenohercynian Zone of

the Variscan orogenic belt (Germany) (Figs. 2, 3 and 4) and

the external Hellenides of the Alpine orogenic belt (Greece)

(Figs. 5, 6 and 7) are studied.

Methodology

The analysed stations were selected where the enveloping

surfaces of folds can be recognized and this enables reliable

identification of the short and long limbs of folds. Then orien-

tation data were collected in the stations using the “selection

method” (Davis 1984), wherein sets of fractures are visually

determined  and  three  to  seven  orientations  are  measured  on

each fold limb; 25 measurements were the minimum for a sta-

tion, unless the exposure was limited. The selection method is

commonly used in study of fractures (i.e., Hancock 1985; En-

gelder & Geiser 1980; Dunne 1986). The stations were classi-

fied  into  domains  by  limb  dip  (0–30

o

,  30–60

o

,  60–90

o

  an d

overturned) (Dunne 1986). The second step of data collection

includes mesoscopic descriptions of the small-scale structures,

the  dihedral  angles  between  sets  of  conjugate  fractures,  the

overprinting relationships between fractures, the types and at-

titude of vein fills, the attitudes of stylolites, evidence for dis-

placement along joint surfaces, the amount of movement along

slip surface and the direction of slickensides. In the final step

of data collection, thickness of beds, slickensides of bedding

planes, small-scale folds, duplexes developed on the bedding

planes, and attitude of normal and thrust faults which cut one

or more beds or mechanical units were measured. The collect-

ed data were plotted on four equal area nets following the limb

dip classification into four domains, three of them for the long

limb and one for the short limb. For the consideration of frac-

ture distribution in the equal area nets we follow the methodol-

ogy by Dunne & Hancock (1994). Analytically, we recognize

the occurrence of single sets of fractures and sets of fractures

displaying dispersion about the mean orientation on these ste-

reonets. As a single set we recognize a maximum with disper-

sion  less  than  10

o

,  while  maxima  reflecting  the  presence  of

two sets display dispersion of >10

o

. Finally, when the 2

θ

 an-

gles between the sets range between 10 to 50

o

 this dispersion

corresponds to hybrid joints, while 2

θ

 angles ranging between

60–90

o

 correspond to shear fractures.

The case of the Rhenohercynian Zone

The geology of the Rhenohercynian Zone

The Rhenohercynian Zone represents a Devonian to Lower

Carboniferous  passive  continental  margin  accumulating  3–

12 km  thick  marine  clastics  and  carbonates  (Meyer  &  Stets

1980). The southern parts of this margin comprise telescoped

slope and rise sequences bordering a small oceanic basin be-

tween the Rhenohercynian and Saxothuringian Zones (Fig. 2)

(Dittmar  &  Oncken  1992).  Contractional  movements  started

during  the  earliest  Late  Devonian,  resulted  in  a  SE-directed

subduction causing the consumption of the intervening ocean-

ic basin as indicated by the onset of flysch sedimentation and

the evolution of a magmatic arc in the south on the Mid-Ger-

man  crystalline  rise  (Plesch  &  Oncken  1999).  The  orogenic

front propagated from south to the north from ca. 325 Ma to

300 Ma, causing the formation of NW-verging map scale syn-

clines and anticlines (Wunderlich 1964; Ahrendt et al. 1983).

Major  thrusts,  producing  antiformal  stack-type  structures  at

depth are rooted in a crustal scale decollement at a depth of

13–16 km  (Oncken  1998).  Internal  deformation  within  the

Rhenohercynian Zone is controlled by the flexural-slip mecha-

nism (Fig. 4) associated with frictional sliding and pressure so-

Fig. 1. Relationships of (A) dilational and (B) shear fractures with a

fold.  Fabric  axes  following  the  layer-  and  the  fold-control  system.

(C) Ideal relationships of ac, bc, hk0

a

 and hk0

b

 fractures to a stereo-

net. Legend for explanation of symbols in the ideal stereonet and to

show  nomenclature  after  Stearns  (1967)  and  Hancock  (1985),  for

more explanations see text.

background image

FOLDING AND FRACTURING: EXAMPLES FROM RHENOHERCYNIAN ZONE AND HELLENIDES                   155

Fig. 2. Simplified geological map of the Rhenohercynian Zone showing major thrusts and transport direction (after Meyer & Stets 1980) and

interpretative block diagram of the main Variscan structures in Central Europe (modified, after Martin & Franke 1985).

lution  (Cloos  &  Martin  1932;  Breddin  1956;  Plessmann

1966).  Pressure-temperature  metamorphic  conditions  are

higher  to  the  south  (estimated  P»6  kbar  and  T»350 

o

C)

(Meisl  1990)  and  decrease  toward  the  north  (Fig. 2).  Meta-

morphism is estimated at the anchizone conditions below the

Siegen Thrust (Meyer et al. 1986).

Long limb deformation

In  order  to  refine  symmetrical  relationships  between  frac-

tures and bedding orientation we summarize fracture data col-

lected in places where the bedding attitude is nearly horizon-

tal, moderately and steeply dipping.

Common  fractures  affecting  the  nearly  horizontal  long

limbs are represented by a set of NE-trending and NW- or SE-

steeply dipping joints that are classified as bc joints (Fig. 3,

nets A1 and A2). Irregular fracture planes, and typical absence

of slickensides as well as little or no offset along the bedding

plane characterize these joints. However, in case the attitude

of the fractures is more than 10

o

 of the mean orientation, the

bc joints display oblique slickensides. Thus we interpret joints

with attitude dispersion of less than 10

o

 as tension or Mode I

cracks, while fractures with a large dispersion in the NW- and

SE-quadrant (Fig. 3, nets A1 and A2) are regarded as hybrid

bc characterized by oblique extension. The opening of joints

ranges  between  0.5–1.5 cm  and  in  some  cases  they  have

quartz filling. A NW-trending joint set dipping steeply either

to the NE or to the SW is typical for almost all horizontal long

limbs,  those  sets  following  the  layers  are  classified  as  ac

joints. The kinematics as well as the attitude of this joint set is

similar to the bc joints showing a scatter over the sectors of the

equal area net (Fig. 3, nets A1 and A2) and thus this set in-

cludes tension, as well as hybrid fractures which are character-

ized by oblique extension.

The fracture network affecting the moderately inclined long

limbs is similar to the networks appearing on the nearly hori-

zontal limbs. Sets of fractures recognized on these limbs are

classified as ac, bc and hybrids of these two sets. However, on

these  limbs  two  additional  conjugate  fracture  systems  were

recognized, which form an acute angle about the a and b refer-

ence axes (Figs. 1B, 3; nets B1 and B2), respectively. Mesos-

copic structural analysis of these fractures indicates that most

of them are characterized by horizontal slickensides and thus

they are classified as shear fractures. Additional extension in

these limbs is represented by planar NW-facing normal faults

(Fig. 3, net B2: N

1

 and N

2

) displaying small dip-slip displace-

ments.  The  sense  of  slip  is  defined  by  the  displacement  of

marker  beds  in  the  schist.  Moreover,  a  series  of  en-echelon

planar or sigmoidal veins showing oblique slip kinematics are

developed, in respect with these normal faults, which are clas-

sified as oblique extensional fractures. Offset on these oblique

slip  faults  range  from  a  few  centimeters  to  5  m  and  their

lengths may exceed 50 m with the possibility of much longer

dimensions  along  strike  in  the  Altenburg-Altenahr  area

(Fig. 2, Measurement stations 1 to 4).

Steeply dipping limbs are affected by all previous described

fractures with the hk0

a

 shear fractures as the most prominent

(Fig. 3, net C1 and C2). Another joint maximum at the SW

quadrant of the equal area net C1 in the Fig. 3 cannot be clas-

sified according to the  layer-  and the fold-controlled system

and may be attributed to post orogenic movements of the area.

Shortening is controlled by SE-dipping reverse faults (Fig. 3,

net C2: T

and Fig. 4A and B) in similar orientation with pre-

viously analysed normal faults.

background image

156                                                        KOKKALAS, XYPOLIAS,  KOUKOUVELAS and DOUTSOS

The  distribution  of  shear  fractures  belonging  to  hk0

a

  and

hk0

b

 forms an acute angle with the bedding reaching up to 30

o

(Fig. 3, nets B1, B2 and C1, C2). This can be explained by

forward rotation of formed fractures during layer parallel slip

(see Synthesis).

Short limb deformation

The short limb was affected by ac, hk0

a

 and hk0

b

 fractures

(Fig. 3, nets D1, D2, E1 and E2). Bedding perpendicular veins

allied with hk0 shear fractures are common and are often dis-

placed by bedding parallel shear (Fig. 4C). In the Taunus at

the  southern  parts  of  the  Rhenohercynian  Zone,  where  the

short limbs belong to upright isoclinal fold, hk0

a

 joints prevail

(Fig. 3, E2, Doutsos & Prufert 1986). Limb shortening is ex-

pressed  by  wedge  folds  (sensu  Cloos  1961),  layer  parallel

slip, top-to-NW small scale thrust faults, continuous and dis-

junctive cleavage and kink bands.

Thrusts  cutting  up  from  the  base  to  the  top  of  competent

sandstone layers illustrate the early stage of ramp-related fold-

ing  or  wedge  folding  and  imply  thickening  of  layers  where

layers were sub-horizontal. Subsequently bedding was rapidly

steepened to a nearly vertical position and then the short limb

extended by gently SE-dipping and NE-trending small-scale

thrust  faults  that  cut  the  beds  (Fig.  3,  net  D2:  N

2

  and  T

1

).

These minor thrusts, which were formed after the steepening

of the short limb, essentially accommodate distributed shear

away from the major thrust planes.

The case of the external Hellenides

The geology of the external Hellenides

The Apulia platform in the external Hellenides represents a

Mesozoic  passive  continental  margin  comprising  a  2–4  km

thick  sequence  of  calcareous  rocks,  evaporites  and  cherts

(Bernoulli & Laubscher 1972) (Fig. 5). During the Late Juras-

sic, this margin was subdivided by rifting into two shallow-

water platform areas namely the Tripolitsa and the pre-Apulia

Zones, which were separated by the deep-water Ionian Basin

(Auboin  1959;  Karakitsios  1995).  To  the  east  the  Apulian

margin was thinned and passed gradually into a thin pelagic

sequence of cherty limestones and radiolarites known as “the

Fig. 3. Equal area lower hemisphere projections illustrating clustering of mesofracture in the Rhenohercynian Zone. Nets (A1) to (C1)

correspond to long limbs, and nets (D1) and (E1) correspond to short limbs. Data in equal area net (E1) comes from the Taunus area

(modified, after Doutsos & Prufert 1986). Equal area nets (A2) and (E2) show labelling of clusters in respect to the mean bedding plane

(B) and following Hancock’s (1985) classification. For details see text.

background image

FOLDING AND FRACTURING: EXAMPLES FROM RHENOHERCYNIAN ZONE AND HELLENIDES                   157

Fig. 4. The asymmetrical Schuld fold at Altenahr-Kreuzberg location, first described by

H. Cloos, in Lower Devonian schists. (A) General view, photo was taken looking SE. (B)

Detail of the long limb (the right part of the photo A) deformed by normal faults, compass

for scale. (C) Detail of the short limb to the left of the monument, the photo shows layer

slip expressed by the offset of a quartz vein, pencil for scale.

Fig. 5. Simplified geological map and cross-section (modified, after Xypolias & Dout-

sos 2000) of the external Hellenides showing isopic zones, major thrusts, and analysed

cross-sections. Inset shows the location of the study area in the Greek Peninsula.

Pindos  zone”  which  bordered  the  Pindos

Ocean (Smith et al. 1979; Degnan & Rob-

ertson  1998)  (Fig. 5).  In  the  Late  Eocene

plate convergence commenced and the Pin-

dos Ocean subducted eastwards below the

Pelagonian  microcontinent  (Fig. 5)  (Tem-

ple  1968;  Pe-Piper  &  Koukouvelas  1992;

Doutsos  et  al.  1993,  2000;  Xypolias  &

Koukouvelas 2001). The Pindos Zone was

separated from its basement and was high-

ly  deformed  into  a  series  of  imbricate

thrust  sheets  that  were  finally  emplaced

over the Tripolitsa Zone to the west (Xypo-

lias  &  Doutsos  2000).  As  a  result  the

Apulian  margin  was  thickened,  uplifted

and subdivided into synorogenic flysch ba-

sins, which were formed during the south-

westward  propagation  of  thrusting  and

folding  until  the  Middle  Miocene  time

(Richter 1978). Internal deformation in the

Apulian  platform  occurred  under  non-

metamorphic  conditions  at  burial  depths

not  greater  than  5 km  (Kisch 1981).  This

deformation  was  predominantly  achieved

by pressure solution and fracturing (Xypo-

lias & Doutsos 2000) (Fig. 7).

Long limb deformation

In the initial stages of folding, fold long-

limbs have dips between 5–30

o

 and are af-

fected by bc- and ac-joints as well as hk0

a

joints (Fig. 6, net A1 and A2). The cluster

in the north sector of the net corresponds to

a complex double cluster including ac joint

and  hybrid  ac  joints  and  hk0

a

.  Similarly,

most of the clusters appeared in the net A1

display dispersion more than 10

o

 about the

mean orientation and thus we infer that hy-

brid  fractures  are  widespread  during  this

stage.

In  many  places  stylolites  perpendicular

to the bedding plane indicate contraction of

bedding  parallel  to  the  dip  direction.  In

other places, and especially where the fold

limbs dip at 20–30

o

, stylolites are widened

to  become  bed-normal  calcite-filled  veins

(Fig. 7a). In addition stratal extension and

limb  thinning  are  accommodated  by  nor-

mal faults. Normal faults form a conjugate

NNW-trending  set  with  dominant  ENE-

dipping faults (Fig. 6, net A2: N

1

 and N

2

).

Those  faults  have  small  displacements

(1 cm to 1 m), and most of these are con-

fined in the competent units. Normal faults,

duplexes and small folds in weak beds sug-

gest  accommodation  to  the  westward

nappe transportation and therefore are clas-

background image

158                                                        KOKKALAS, XYPOLIAS,  KOUKOUVELAS and DOUTSOS

sified  as  transport  related  small-scale

structures.

With progressive folding and limb rota-

tion, limbs dip range between 30–55

o

, and

an  additional  conjugate  system  of  hk0

b

shear  fractures  can  be  observed  (Fig. 6,

nets B1 and B2). Earlier stylolites and cal-

cite  veins  within  the  limestone  beds  are

curved as they approach their neighbour-

ing strong interlayers or are offset by bed-

parallel  movements.  Bed  parallel  offset

range from few mm to more than 30 cm,

and  their  curvature  as  they  approach  the

bedding plane indicates a systematic top-

to-the-west sense of shear. Limb shorten-

ing  is  commonly  expressed  by  east  dip-

ping reverse faults (Fig. 6, nets B1 and B2

and  Fig.  7c).  SW-dipping  back-thrusts

displace limbs, which dip more than 50

o

to the hinterland (Fig. 6, net B2: T

2

).

During the final stages of limb rotation,

where  limbs  dip  range  between  60–85

o

,

ac joints become more pronounced, while

hk0

a

  shear  fractures  appear  to  be  less

prominent. Tightened folds are character-

Fig. 6. Equal area lower hemisphere projections of structural data from representative stations in external Hellenides. Nets (A1) to (C1) il-

lustrate clustering of fractures in long limbs with respect to sedimentary layering and fold hinge lines, nets (D1) and (E1) illustrate clustering

of fractures in short limbs from representative stations and the Klokova Anticline respectively. The equal area nets (A2) to (E2) show label-

ling of fracture clusters to long and short fold limbs, nomenclature as in Fig. 3.

Fig. 7. Key structural observations in the Pindos Zone. (a) Stylolites perpendicular to the

bedding widened to calcite veins, lens cap for scale. (b) A lift-off fold affected by east dip-

ping out-of sequence thrusts, field of view is 20 m. (c) A series of east dipping small scale

thrust faults affecting a steeply dipping long limb, hammer for scale. (d) Sub-vertical sty-

lolitic cleavage affecting the inverted fold limb, coin for scale. Photos (a) to (c) were taken

looking north while photo (d) was taken looking south.

background image

FOLDING AND FRACTURING: EXAMPLES FROM RHENOHERCYNIAN ZONE AND HELLENIDES                   159

ized by a close chevron core, which broadens up-section in an

open conjugate box fold (Fig. 7b) forming box lift-off folds

(sensu  Mitra  &  Namson  1989).  Local  stylolitic  cleavage  of

this structural stage forms a small angle or is parallel to the

bedding planes (Fig. 7d).

The clusters of shear fracture poles are not perpendicular to

the  bedding  showing  similar  behaviour  to  the  already  de-

scribed examples of the Rhenohercynian Zone (Fig. 3 nets B2

and  C2),  which  suggest  joint  rotations  due  to  layer  parallel

slip.

Short limb deformation

Deformation  associated  with  the  progressive  rotation  of

short limbs is characterized by the following joint-pattern: (a)

ac-joints and hk0

a

 shear fractures, typical for the long limbs

and (b) a new conjugate system of 0kl

c

 shear fractures (Fig. 6,

nets D1, D2, E1, E2). The latter system of fractures exhibits

multiple sets of slickenlines with the oldest slickenlines show-

ing  oblique-slip  overprinted  by  dip-slip  extensional  move-

ments. Well-developed normal faults in the Skolis and Kloko-

va Anticlines show similar attitude with 0kl

c

 shear fractures

and exhibit offsets in the range from centimetres to hundreds

of meters (Fig. 6, net E2: N

1

 and N

2

).

During the initial stages of fold limb rotation, layer-parallel

extension  is  expressed  by  a  set  of  conjugate  normal  faults

(Fig. 6, net D1 and D2: N

1

 and N

2

), which have planar geome-

tries and progressively become inactive. During the limb rota-

tion west-dipping normal faults (Fig. 6, net E2: N

2

), rotated

into a thrust position (Fig. 6, net E2: T

1

). In addition m-scale

displacements, brecciation and cm-scale arrays of sigmoid en

echelon fractures characterize these faults. The kinematics on

these en echelon faults suggests that these synthetic faults are

hybrid shear fractures. Steepened to the near vertical position

the fold limbs are affected by a well-preserved stylolitic cleav-

age. This newly formed cleavage dips about 60

o

 to 70

o

 to the

northeast  and  transects  the  bed  parallel  cleavage,  forming  a

lozenge shaped stylolitic pattern (Fig. 7d).

Synthesis

Our geometric–kinematic analysis reveals that folds in the

two fold-and-thrust belts comprise a similar fracture pattern of

ac, bc, hybrid, hk0

a

 and hk0

b

 joints.

Stress distribution during fracturing

At the initial stages of folding (Fig. 3, net A2 and Fig. 6, net

A2) an orthogonal set of joints (ac and bc) and hybrid ac-, bc-

joints formed in the long limb, involving approximately syn-

chronous horizontal extension in two directions: parallel and

perpendicular to the fold axis (Fig. 8a). In order to interpret

this orthogonal set of joints in terms of stress orientation we

adopted  Hancock’s  (1985)  proposal  where:  the  direction  of

maximum principal stress 

σ

1

 remains parallel to the intersec-

tion  direction  between  the  sets,  the  intermediate 

σ

2

  and  the

minimum 

σ

3

 principal stresses lie on the joint planes and per-

pendicular to the 

σ

principal stress axis (Fig. 8a). This mech-

anism is possible when rapid 90

o

 switching of roughly equal

in magnitude 

σ

2

 and 

σ

3

 axes occurs.

For the stress interpretation of shear fractures we used the

Navier-Coulomb criterion of failure where the orientation of

σ

1

 bisects the acute angle formed by the shear fractures. Thus,

for the hk0

a

, the 

σ

1

 axis is parallel to the dip direction of bed-

ding, the 

σ

2

 is perpendicular to the bedding and the 

σ

3

 is par-

allel to the fold axis (Fig. 8b). The common occurrence hk0

a

and hk0

b

 joints within the same lithological horizon, as well

as the formation of these joints in every stage of folding (Figs.

3, 6 and 8) lead us to assume that 

σ

1

σ

2

 and 

σ

3

 changed their

Fig. 8. Summary model showing progressive deformation and associ-

ated  fractures,  the  folds  are  markedly  asymmetrical.  Fracture  label-

ling in respect to sedimentary layering and fold hinge lines. From top

to bottom the first three models correspond to long limbs while the

fourth represents the deformation in the short limb.

background image

160                                                        KOKKALAS, XYPOLIAS,  KOUKOUVELAS and DOUTSOS

within them are symmetrically arranged about the dip of the

layers (Figs. 3 and 6, nets D2 and E2).

Furthermore, our analysis indicates local stress distribution

within folds that in general differs strongly from the regional

stress field controlled by the collision of plates (Zoback & Zo-

back 1991). Each fracture set studied in this work marks the

orientation of a local stress field during the progressive devel-

opment  of  fold  bend,  with  an  interchange  of  the  principal

stress axes.

Conclusions

1. Data from detailed structural analysis of road cuts sug-

gest that the fracture network in the two fold-and-thrust belts

show strong similarities. Common fractures are classified as

ac- bc-joints and their hybrids and hk0

a

, hk0

b

. Once structures

were formed they appear to be continuously active and new

fractures  of  the  same  attitude  were  formed  during  the  later

stages of deformation.

2. Layer parallel shear and the separation of the succession

into different mechanical units is an important mechanism for

understanding dispersion of fracture poles over stereonet sec-

tors. In our work the effect of the layer-parallel shear resulted

in progressive increase of the angle between the hk0

and hk0

b

shear fractures and the bc great circle.

3. Although stress orientation remains constant with respect

to the layer, rapid 90

o

 switching of the stress axes are inferred

from  the  coexistence  of  ac-,  bc-joints  and  hk0

a

,  hk0

b

  shear

fractures.

4. Extension normal to the dip direction of layering increas-

es during fold tightening.

Acknowledgments:  We  acknowledge  the  support  of  Enter-

prise  Oil  Limited,  Hellenic  Petroleum,  M.O.L.  and  ARCO,

Grants No.  18631,  18632.  We  are  also  grateful  to  Prof.  W.

Meyer  who  provided  helpful  comments  during  1985  field

trips  in  Rhenohercynian  Externides  and  read  parts  of  this

manuscript.  Detailed  reviews  by  Dušan  Plašienka,  and  two

anonymous  referees  considerably  helped  to  improve  the

manuscript and are gratefully acknowledged.

References

Ahrendt H., Clauer N., Hunziker J.C. & Weber K. 1983: Migration

of  folding  and  metamorphism  in  the  Rheinische  Schieferge-

birge deduced from K-Ar and Rb-Sr Age determinations. In:

Martin  H.  &  Eder  F.W.  (Eds.):  Intracontinental  Fold  Belts.

Springer, Berlin, 323–338.

Auboin  J.  1959:  Contribution  a  l’etude  geologique  de  la  Grece

septentionale:  les  confins  de  l’Epire  et  dela  Thessalie.  Ann.

Geol. Pays Hellen. 10, 1–483.

Bernoulli  D.  &  Laubscher  H.  1972:  The  palinspastic  problem  of

the Hellenides. Eclogae Geol. Helv. 65, 107–118.

Breddin  H.  1956:  Die  tektonische  Deformation  der  Fossilien  im

Rheinischen  Schiefergebirgen.  Z.  Dtsch.  Geol.  Gesell.  106,

227–305.

magnitudes  through  the  fold  evolution.  The  fluid  pressure

within the rocks, which changed during folding, could be an

important factor controlling the switching of the 

σ

1

σ

2

 and 

σ

3

axes (see discussion by Price & Cosgrove 1990). The ac and

associated hybrid joints become abundant as folds amplified

(Fig. 3, 6, 8c and d) suggesting an increase of extension paral-

lel to the fold axis. This is supported by volumetric measure-

ments  in  slates  in  the  southern  part  of  the  Rhenohercynian

Zone where the stretching rates parallel to the fold axis range

up to 15 % (Dittmar et al. 1994).

In  the  strongly  deformed  southern  parts  of  the  Rheno-

hercynian Zone in the Taunus where the metamorphism in-

creased reaching the greenschist facies (Meisl 1990) the domi-

nance  of  hk0

a

  joints  indicates  strongly  extension  parallel  to

the  fold  axis.  Nevertheless  it  is  important  to  note  that  the

above described stress distribution is restricted within the lay-

ers  and  can  differ  from  the  stress  distribution  affecting  the

whole fold-and-thrust belt.

The role of layer parallel shear

Both fold-and-thrust belts of the Rhenohercynian Zone and

the external Hellenides have a similar tectonic position as they

were  underplated  beneath  earlier  oceanic  domains,  which

were destroyed in the central parts of both orogens. The main

compressive direction is oriented perpendicular to the struc-

tural grain of the belts and is inclined to the stratigraphic dis-

continuities resulting from the formation of asymmetric folds.

The long and short limbs of folds show some differences re-

garding the formation of fractures (Fig. 8).

The bc and associated hybrid joints are abundant within the

long limbs and scarce within the short limbs of the folds. This

can be explained by the different position of the two limbs in

the strain ellipsoid produced by the layer parallel shearing. As

the asymmetrical fold initiated, the long limb lay in the exten-

sional  field  of  the  strain  ellipsoid  and  bc  joints  changed,

whereas the short limb lay in the contractional field of this el-

lipsoid and bc joint formation was hampered.

The prevalence of ac and hybrid joints in the short limbs in-

dicates that extension parallel to the fold axis is greater in the

short limbs. The presence of 0kl

c

 joints on the short limbs of

the folds in the external Hellenides (Fig. 6, net D2 and E2)

support this conclusion.

Only in the first stages of folding (Fig. 3, net A1 and Fig. 6,

net A1) joints are symmetrically arranged about the dip of lay-

er and hence they can be named according to Hancock’s ter-

minology (Fig. 8a and b). As the long limb becomes steeper

(Figs. 3 and 6, nets B1 and C1) joints remain steeply dipping

and the distribution of poles to fractures do not lie on the bc

great circle (Fig. 8c). An additional rotation of the joints to-

ward  the  fold  hinge  induced  by  layer  parallel  shear  move-

ments is responsible for this geometrical pattern. In the exter-

nal Hellenides, where forward movements during folding are

pronounced and the deformed rocks are mechanically hetero-

geneous, joint rotations are stronger (Fig. 6, nets B2 and C2).

Although small joint rotations at the short limb are also ob-

served, they are only of local importance as generally joints

background image

FOLDING AND FRACTURING: EXAMPLES FROM RHENOHERCYNIAN ZONE AND HELLENIDES                   161

Chester J.S., Logan J.M. & Spang J.H. 1991: Influence of layering

and boundary conditions on fault-bend and fault-propagation

folding. Geol. Soc. Amer. Bull. 103, 1059–1072.

Cloos E. 1961: Bedding slips, wedges, and folding in layered se-

quences. Bull. Comm. Géol. Finlande 33, 106–122.

Cloos H. & Martin H. 1932: Der Gang einer Falte. Fortschr. Geol.

Paläont. 11, 74–88.

Cooke  M.L.  &  Pollard  D.D.  1997:  Bedding-plane  slip  in  initial

stages of fault-related folding. J. Struct. Geol. 19, 567–581.

Couples  G.D.,  Lewis  H.  &  Tanner  G.  1998:  Strain  partitioning

during flexural-slip folding. In: Coward M.P., Daltaban T.S.

&  Johnson  H.  (Eds):  Structural  geology  in  reservoir  charac-

terization. Geol. Soc. Spec. Publ. 127, 149–165.

Davis G.H. 1984: Structural geology of rocks and regions. Wiley,

New York.

Degnan  P.J.  &  Robertson  A.H.F.  1998:  Mesozoic-early  Tertiary

passive  margin  evolution  of  the  Pindos  ocean  (NW

Peloponnese, Greece). Sediment. Geol. 117, 33–70.

Dennis  J.G.  1972:  Structural  Geology.  Ronald  Press,  New  York,

1–532.

Dittmar D., Meyer W., Oncken O., Schievenbusch TH., Walter R.

& Von Winterfeld C. 1994: Strain partitioning across a fold

and  thrust  belt:  the  Rheinish  Massif,  Mid-European

Variscides. J. Struct. Geol. 16, 1335–1352.

Dittmar  U.  &  Oncken  O.  1992:  Anatomie  und  Kinematic  eines

passiven  varistishen  Kontinentalrandes —  Zum  Strukturbau

des  südwestlichen  Rheinishen  Schiefergebirges.  Frankfurter

Geowiss. Arb. A11 (TSK IV-Sonderband), 34–37.

Doutsos  T.  &  Prufert  J.  1986:  Bau  und  tektonische  Entwicklung

der  Metamorphosen  Zone  am  Taunus-Sudrand  (Rheinisches

Schiefergebirge). Geol. Jb. Hessen 114, 125–149.

Doutsos T., Pe-Piper G., Boronkay K. & Koukouvelas I. 1993: Ki-

nematics of the Central Hellenides. Tectonics 12, 936–953.

Doutsos T., Koukouvelas I., Poulimenos G., Kokkalas S., Xypolias

P.  &  Skourlis  K.  2000:  An  exhumation  model  of  the  south

Peloponnesus, Greece. Int. J. Earth Sci. 89, 350–365.

Dunne  W.M.  &  Hancock  P.L.  1994:  Palaeostress  analysis  of

small-scale  brittle  structures.  In:  Hahcock  P.L.  (Ed.):  Conti-

nental deformation. Pergamon Press Ltd, Oxford, 101–120.

Dunne W.M. 1986: Mesostructural development in detached folds:

an example from West Virginia. J. Geol. 94, 473–488.

Engelder T. & Geiser P. 1980: On the use of regional joint sets as

trajectories of paleostress fields during the development of the

Appalachian Plateau, U.S.A. J. Geophys. Res. 85, 6319–6341.

Gray M.B. & Mitra G. 1993: Migration of deformation fronts dur-

ing progressive deformation: evidence from detailed structur-

al  studies  in  the  Pennsylvania  Anthracite  region,  USA.  J.

Struct. Geol. 15, 435–449.

Hancock  P.  1985:  Brittle  microtectonics:  principles  and  practice.

J. Struct. Geol. 7, 437–457.

Hobbs  B.E.,  Means  W.D.  &  Williams  P.F.  1976:  An  outline  of

structural geology. Wiley, New York, 1–571.

Karakitsios  V.  1995:  The  influence  of  preexisting  structure  and

halokinesis on organic matter preservation and thrust system

evolution  in  the  Ionian  basin,  Northwest  Greece.  Amer.  As-

soc. Petrol. Geol. Bull. 79, 960–980.

Kisch H.J. 1981: Burial diagenesis in Tertiary ‘flysch’ of the ex-

ternal  zones  of  the  Hellenides  in  central  Greece  and  the

Olympos region, and its tectonic significance. Eclogae Geol.

Helv. 74, 603–624.

Martin H. & Franke W. 1985: Sonderforschungsbereich ‘Entwick-

lung, Bestand und Eigenschaften der Erdkruste, insbesondere

der  Geosynklinalraume’  (48),  Universitat  Gottingen:  Vom

Meeresbecken  zum  Hochgebirge.  In:  DFG,  Sonderfors-

chungsbereich  1969–84.  VCH  Verlagsgesellschaft,  Wein-

heim, 275–288.

Meyer  W.  &  Stets  J.  1980:  Zur  Palaogeographie  von  Unter-  und

Mitteldevon  im  westlichen  und  zentralen  Rheinischen  Scief-

ergebirge. Z. Dtsch. Geol. Gesell. 131, 725–751.

Meyer W., Schulz-Ellermann H.J., Thon B. & Wolf M. 1986: Illit-

Kristallinität  und  Inkohlung  in  der  Sudeifel  (Nordflugel  der

Moselmulde). Z. Dtsch. Geol. Gesell. 137, 345–354.

Meisl  S.  1990:  Metavolcanic  rocks  in  the  “Northern  Phyllite

Zone” at the southern margin of the Rhenohercynian Belt. In:

Field  Guide  ‘Mid  German  Crystalline  Rise  &  Rheinischen

Schiefergebirgen’.  Intern.  Conf.  On  Paleozoic  Orogens  in

Central Europe, 25–42.

Mitra  S.  &  Namson  J.  1989:  Equal-area  balancing.  Amer.  J.  Sci.

199, 563–599.

Ohlmacher  G.C.  &  Aydin  A.  1995:  Progressive  deformation  and

fracture patterns during foreland thrusting in the southern Ap-

palachians. Amer. J. Sci. 295, 943–987.

Ohlmacher G.C. & Aydin A. 1997: Mechanics of vein, fault and

solution  surface  formation  in  the  Appalachian  Valley  and

Ridge,  northeastern  Tennessee,  USA:  implications  for  fault

friction, state of stress and fluid pressure. J. Struct. Geol. 19,

927–944.

Oncken  O.  1998:  Orogenic  mass  transfer  and  reflection  seismic

patterns-evidence  from  DEKORP  sections  across  the  Euro-

pean  Variscides  (central  Germany).  Tectonophysics  286,

47–61.

Pe-Piper  G.  &  Koukouvelas  I.  1992:  Petrology,  geochemistry  and

regional  significance  of  igneous  clasts  in  Parnassos  flysch,

Amphissa area, Greece. Neu. Jb. Mineral., Abh. 164, 94–112.

Plesch A. & Oncken O. 1999: Orogenic wedge growth during col-

lision — constraints on mechanics of a fossil wedge from its

kinematic  record  (Rhenohercynian  FTB,  Central  Europe).

Tectonophysics 309, 117–139.

Plessmann W. 1966: Losung, Verformung, Transport und Gefuge

(Beitrage  zur  Gesteinsverformung  im  nordostlichen  Rheinis-

chen Schiefergebirge). Z. Dtsch. Geol. Gesell. 115, 650–663.

Price  N.J.  &  Cosgrove  J.W.  1990:  Analysis  of  geological  struc-

tures. Cambridge University Press, Cambridge, 1–502.

Price N.J. 1967: The tectonic significance of mesoscopic subfab-

rics in the southern Rocky Mountains of Alberta and British

Columbia. Canad. J. Earth Sci. 4, 39–70.

Richter  D.  1978:  The  main  flysch  stages  of  the  Hellenides.  In:

Closs  H.,  Roeder  D.  &  Schmidt  K.  (Eds):  Alps,  Appenines,

Hellenides. Verlagsbuchhandlung, Stuttgart, 434–438.

Sanderson  D.J.  1979:  The  transition  from  upright  to  recumbent

folding  in  the  Variscan  fold  belt  of  northwest  England:  a

model  based  on  the  kinematics  of  simple  shear.  J.  Struct.

Geol. 1, 171–180.

Skarmenta J.J. & Price N.J. 1984: Deformation of country rock by

an intrusion in the Sierra de Moreno, northern Chilean Andes.

J. Geol. Soc. London, 141, 901–908.

Smith A.G., Woodcock N.H. & Naylor M.A. 1979: The structural

evolution  of  a  Mesozoic  continental  margin,  Othris  Moun-

tains, Greece. J. Geol. Soc. London 136, 589–603.

Srivastava D.C. & Engelder T. 1990: Crack-propagation sequence

and pore-fluid conditions during fault-bend folding in the Ap-

palachian Valley and Ridge, central Pennsylvania. Geol. Soc.

Amer. Bull. 102, 116–128.

Stearns  D.W.  1967:  Certain  aspects  of  fracture  in  naturally  de-

formed rocks. In: Riecker R.E. (Ed.): Rock mechanics semi-

nar.  US  Air  Force  Cambridge  Research  Laboratories,

Contribution AD669375, 97–118.

Tanner  P.W.G.  1989:  The  flexural-slip  mechanism.  J.  Struct.

background image

162                                                        KOKKALAS, XYPOLIAS,  KOUKOUVELAS and DOUTSOS

Geol. 11, 635–655.

Temple P.G. 1968: Mechanics of large-scale gravity sliding in the

Greek Peloponnesos. Geol. Soc. Amer. Bull. 79, 689–700.

Wunderlich  H.G.  1964:  Maß,  Ablauf  und  Ursachen  orogener

Einengung  am  Beispiel  des  Rheinischen  Schiefergebirges,

Ruhrkarbons und Harzes. Geol. Rdsch. 54, 861–882.

Xypolias  P.  &  Doutsos  T.  2000:  Kinematics  of  rock  flow  in  a

crustal-scale  shear  zone:  implication  for  the  orogenic  evolu-

tion of the southwestern Hellenides. Geol. Mag. 137, 81–96.

Xypolias P. & Koukouvelas I. 2001: Kinematic vorticity and strain

patterns  associated  with  ductile  extrusion  in  the  Chelmos

Shear  Zone  (External  Hellenides,  Greece).  Tectonophysics

338, 59–77.

Zoback M.D. & Zoback M.L. 1991: Tectonic stress field of North

America and relative plate motions. In: Slemmons D.B., En-

gdahl  E.R.,  Zoback  M.D.  &  Blackwell  D.D.  (Eds):  Neotec-

tonics  of  North  America.  Boulder,  Colorado.  Geol.  Soc.  of

America, Decade Map Vol.1, 339–366.