Strukturgeologie
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Strukturgeologie Lehrbücher R.J. Twiss & E.M. Moores. Structural Geology. W.H. Freeman, 2nd edition 2007 (1st 1992). B.A. van der Pluijm & S. Marshak. Earth Structure. WCB/McGraw-Hill, 1997. G. H. Eisbacher. Einführung in die Tektonik. Enke, 1996. J. Suppe. Principles of structural geology. Prentice-Hall, 1985. D.D. Pollard & R.C. Fletcher, Fundamentals of Structural Geology. Cambridge University Press, 2005 6. Publications: Journal of Structural Geology, Tectonics, Tectonophysics 1. 2. 3. 4. 5. Übersicht und Einführung Dynamische Erde:“Bewegungen” Bewegungen starrer Körper (rigid body motion [motion = Deformationsgeschichte]) [Starrkörperrotation, Starrkörpertranslation keine Veränderung der Gestalt, nur Ortswechsel, Fig. 1.5 van der Pluijm]; Deformation permanente Änderung Änderung in Gestalt, Größe. Beschreibung der Dynamik der Erde und Planeten: Strukturgeologie, Tektonik (struere bauen, tektos - der Bauer). Was ist Tektonik heute? (Schaubild - Tektonik und ihre Subsparten). Unterschied zwischen Tektonik und Strukturgeologie: Strukturgeologie = Subsparte. Unterschied in der Größenordung; Interaktion der Subsparten Ansätze von SG und T (1) Meistens ein Ansatz der Kontinuumsmechanik (Untersucht die Mechanik eines Kontinuums = deformierbares Material, dessen Eigenschaften sich konstant in alle Richtungen verhalten [im Bereich des Maßstabs, den man betrachtet]). Beispiele eines Kontinuums: Korngrenzen in einem Handstück, Tibet im Bereich der Tektonik (Fig. Dislokationen – Kalzitkörner in Dünnschliff - Tibet). Sinn der Vereinfachung: mathematisch einfache Beschreibung. Z.B. Experimentelle Gesteinsdeformation: Fließgesetze [ = Anexp(-E/RT); = K1/nexp(E/nRT)] (Fließgesetzkurven). (2) Hierarchisches Arbeiten: Großstrukturen werden aus Kleinstrukturbeobachtungen zusammengesetzt. Rolle der Interpretation! Größenordnungsproblem (Fig. Konstruktion von Verkürzungstrajektorien in den Nördlichen Kalkalpen – Trajektorien und Datenbasis). Vorgangsweise: (a) Datenerfassung generell die Aufzeichnung der Geometrie von Strukturen (räumliche Lage, relative Zeitbeziehung (z.B. überfaltete Falten), Gruppieren der Strukturen in zusammengehörige Gruppen, etc.) Endergebnis für Prospektionsfragen! Erfassung von PTtD-Bedingungen (PTtD-Pfade) wissenschaftlicher Ansatz (b) Prozessuntersuchungen (oft akademische Frage): Kinematik = Erklärung für die Geometrie = Lehre von den Bewegungen ohne Betrachtung der angreifenden Kräfte. Mechanik und Dynamik: Einbeziehung der Kräfte, die die Strukturen formen (inkludierend: wie wurden die Kräfte angelegt, wie haben die Gesteine [Materialien] auf die Kräfte reagiert?). (3) Interpretatives Verständnis durch Modelle (conceptual models): Geometrische Modelle: 3-D Interpretationen der Architektur (Verteilung und Orientierung der Strukturen) in der Erde. Basieren auf alles was SG & T zu bieten haben. Präsentation: Karten, Schnitte, Blockdiagramme, Computervisualisation (GOCAD). 1 Kinematische Modelle: beschreiben die Geschichte der Bewegungen vom undeformierten zum deformierten Zustand. Egal: wie und warum! Beispiel: Plattentektonik! Test: Vergleich der Modelle mit spezifischen Entwicklungszuständen in der Natur. Ist-Zustand ist meist Schlüssel zur Vergangenheit. Mechanische Modelle: Basieren auf den Gesetzen der Kontinuumsmechanik, d.h. z.B. Konservierung der Masse, Energie, Moment und unserem (Stand der Forschung) Verständnis wie Gesteine deformieren (auf die angreifenden Kräfte reagieren). Mit Hilfe der mechanischen Modelle können wir kalkulieren: theoretische Deformation der Gesteine unter bestimmten Bedingungen (P-T-t-). Beispiel: Konvektionstheorie der Plattentektonik. (4) Feedback zwischen Feldstudien und Laborstudien; z.B. Alpen (Alpenmodell und Alpeninterpretation) Fokus der SG, T SG und T betrachten meistens die Kruste, seltener die Lithosphäre. Die moderne tektonische Forschung konzentriert sich auf das Verständnis der wechselseitigen Abhängigkeit von verschiedenen Komponenten des Systems Erde. Z.B.: Die Rolle, die das Klima auf die Entwicklung von Gebirgen hat; die Natur der Kruste - Mantel Interaktionen; die Entwicklung dieser Interaktionen in der Zeit. Typen der Deformationsstrukturen Abhängig vom Typ der Plattengrenze. Divergente Strukturklasse Dehnungs = Extensionsstrukturen: Abschiebungen. Konvergierende Strukturen: Subduktionsstrukturen + Kollisionsstrukturen: Überschiebungsgürtel. Transformstrukturen: Blatt = Seitenverschiebungen. Problem der sekundären Strukturenüberprägung (Z.B. Rotation einer Abschiebung in eine Überschiebung) regionale Strukturanalyse. Homework: Review globale Tektonik Aufbau Erde: Kern: Eisen-Nickel Legierung (innere Kern fest, äußerer Kern flüssig), Mantel: feste Mg-Fe Silikate, Kruste: Na-K-Ca-Al-Silikate. Maßstab der Lagen! Mantelminerale „Perovskitischer“ unterer Mantel: MgSiO3 (siehe unten) transformiert bei hohen Drucken in eine Perovskitstruktur. Transformationsreihe: MgSiO3 – Majorit: Pyroxen (z.B. Enstatit, MgSiO3) geht durch die Substitution VI[MgSi]Al2 in die Granatstruktur über. Das Mineral VIIIMg3VI[MgSi]IVSi3O12 (= Granatstruktur) ist der Majorit, die Dichte ist ähnlich wie Granat. MgSiO3 – Ilmenit: Die Strukturformel von „Ilmenit“, die hexagonale Hochdruckform von Enstatit, ist VIMgVISiO3, sie ist damit isostrukturell zum wirklichen Ilmenit (FeTiO3) und dem Korund (Al2O3). Durch die Ähnlichkeit in den Ionenradien, ist eine beträchtliche Substitution von VIAl2 für VI(MgSi) wahrscheinlich. „Ilmenit“ könnte eine stabile Phase in der Übergangszone zum unteren Mantel und im oberen unteren Mantel sein. MgSiO3 – Perovskit: Die Strukturformel der Hochdruckmodifikation von Enstatit ist VII-XIIMgVISiO3. Ähnliche Strukturen sind für CaSiO3 und Granat (VIIIM2+3+VIAl3+2+IVSi3O12) bei hohen Drucken wahrscheinlich. Auch Olivin (Mg2SiO4) kann bei hohen Drucken zu einer „Perovskit“-haltigen Mischung transformieren: MgSiO3-Perovskit + MgO. Die Struktur ist orthorhombisch und ist eine Verformung des ideal kubischen Perovskit. MgSiO 3 – Perovskit scheint das stabile Mineral des unteren Mantels zu sein. Temperaturzunahme als wesentlicher Faktor für die Deformation: geothermischer Gradient 30C/km in Lithosphäre (Kruste + oberer Mantel) und beträchtlich kleinerer Gradient tiefer in der Erde; Quellen der T: Restwärme von der Bildung der Erde, 4.55 Ba; Wärme aus radioaktivem Zerfall, Wärmeenergie z.B. aus den Gezeitenbewegungen durch die Interaktion der Erde, des Mondes und der Sonne, Kristallisationsvorgängen im äußeren Kern, etc.; TTransfer: Konvektion in Mantelströmen. Konduktion durch die Lithosphäre (= starrer, oberer Mantel + Kruste, ~100 km dick) oder auch durch Magmentransport. Plattentektonik beschreibt die Kinematik der Lithosphäre (Geometrie der Bewegungen nicht Dynamik). 7 Großplatten mit rigiden Bewegungen (rigide Translationen). Generell: schmale Plattengrenzen stehen großen undeformierten Platten gegenüber. Verschiedene Plattengrenzen: divergierend, 2 konvergierende, transformierende Platten. Divergierende: Spreadingcenters entlang mittelozeanischen Rücken, älteste ozeanische Kruste 180 Ma, Kollisionsgürtel und Subduktionszonen. Kruste: kontinentale (~ granitische) versus ozeanische (~ basaltische) Kruste. Verteilung Land und Meer: 30:70. Kontinentale Kruste: 35% der Gesamtoberfläche der Erde = große Schelfareale (Nordsee, Hudson Bay). Topographie der Erde = bimodal (Fig. 1.3 Twiss 1992 - hypsometrische Diagramme, hypsos = Erhebung, Höhe, metron = messen). Continental freeboard: Unterschiede in den durchschnittlichen Höhen zwischen Kontinenten und Ozeanböden, Ursache: Dicke und Dichtedifferenz. Homework Techniken der Strukturgeologie, Orientierungsanalyse, geophysikalische Techniken Was gibt’s: Geologische Karten, geologische Schnitte (Profile), Histogramme und sphärische Projektionen von Orientierungsdaten, seismische Reflektions- und Refraktionsprofile und Gravitationskarten. Was braucht’s: 3-D Denken der strukturgeologischen Arbeitsweise Orientierungsanalyse Planare und lineare Strukturmerkmale; planare: Schichtung, Brüche, Störungen, Dikes, Unkonformitäten, Schieferung, etc.; lineare: Striemungen und Kratzer auf Störungsflächen, Vorzugsorientierung der Längsachsen von stengeligen Mineralien (hbl, stau, etc.), Intersektionslineare von Flächen. Tangenten zu gebogenen Flächen: Falten, Boudins. Flächige (planare) Elemente: Streichen: der horizontale Winkel, relativ zu geographisch N, einer horizontalen Linie in einer planaren Struktur (Figur 2.1 Twiss 1992). Horizontale Linie = Streichlinie, Schnittlinie zwischen einer horizontalen Fläche und der planaren Struktur. Fallen = Einfallen (dip): = Neigung einer Fläche, definiert durch den Einfallswinkel und die Einfallsrichtung. Einfallswinkel: Winkel zwischen der horizontalen Fläche und der planaren Struktur, gemessen in einer vertikalen Fläche senkrecht zur Streichlinie. Zwei Winkel für ein gegebenes Streichen: Eindeutigkeit wird eingeführt, in dem man den Quadrant der Einfallsrichtung angibt (NE, SE, etc.) oder die Hauptkompassrichtungen (S, E, etc.). Einfallsrichtung ist ein lineares Element und gibt die Richtung des maximalen Einfallswinkels auf dem planaren Element an. Flächen lassen sich auch durch die Angabe eines linearen Elements definieren, dies involviert Einfallsrichtung und winkel (wie eine lineares Element). Lineare Elemente: Einfallsrichtung (Trend): Streichen der vertikalen Fläche, in der das lineare Element liegt (Fig. 2.2 Twiss 1992). Einfalls = Abtauchwinkel: Winkel zwischen der horizontalen Fläche und dem linearen Element. Die Einfallsrichtung kann wieder durch einen Quadranten spezifiziert werden. Konventionen um Trend und Streichen aufzuzeichnen: Bearing: +/- 90 von N oder S (leider auch Synonym mit Azimuth); Azimuth: 0-360, im Uhrzeigersinn; Beispiele: N45E, S45W, 045, 225, 3 Digits für den Azimuth, um ihn vom Einfallswinkel zu unterscheiden (mit 2 Digits); für Flächen N35W/55NE; 145/55NE; 325/55NE; 055/55 (Fig. 2.1B); für Lineare 40/S50W; 230/40 (wir in FG wollen nie den ersten Fall sehen). Geologische Karten: 2-D Repräsentationen einer Fläche der Erde auf der verschiedene erdwissenschaftliche Daten dargestellt sind. Abgedeckte Karten und Aufschlusskarten. Kontakte auf der Karte: Grenzlinie zwischen zwei verschiedenen geologischen Einheiten schneiden die Oberfläche; stratigraphische, tektonische, intrusive, …. Karten; Interpretation des Einfallens (der Natur) der Kontakte (vertikal, horizontal, etc.). Maßstab (scale) - Bedeutung: bezieht sich auf die Entfernung in Karten geteilt durch die Entfernung auf der Erde: 1:100 000 - 1:1000 000 [0.000001] sind kleinmaßstäblich, 1:1000 ist großmaßstäblich [0.001]; in der T und SG wird der Maßstab auf die Größe (Dimension) der Struktur angewandt: kleinmaßstäblich = mm bis Aufschluss (verwirrend!) Alle Karten sind bereits eine Interpretation (z.B. Interpolation zwischen Aufschlüssen) – (Suppe Fig. 2.4 – map symbols) 3 Geologische Profile (Schnitte) Tiefenstruktur ist meist viel Interpretation. Meist senkrecht zum Streichen (Abbildung der wahren Winkel von einfallenden Strukturen). Vertikale Überhöhung (vertical exaggeration) bei wenig Relief bzw. flachen Strukturen – verzerrt alles, besonders auch die Dicke von Einheiten, wenn sie biegen. Blockdiagramme (aus mehreren Profilen, die senkrecht aufeinander stehen) in perspektivischer Ansicht Fence diagrams: perspektivische Ansicht von sich schneidenden Profilen Graphische Darstellung von Orientierungsdaten (eigenes Praktikum?) Histogramme: plotten einen Teil der Orientierungsdaten, z.B. das Streichen, gegen die Häufigkeit der Orientierung, die in einem bestimmten Orientierungsintervall gefunden wurde. Die Häufigkeit kann als Prozentsatz aller Beobachtungen oder als die Anzahl der Beobachtungen in einem Intervall geplottet werden. Rosendiagramme: sind Histogramme, in den die Orientierungsachse in einen Kreis umgeformt ist, um einen tatsächlichen Winkelplot zu erhalten (Fig. 2.12 Twiss 1992). Beispiel: Streichen von Seitenverschiebungen, Klüften, Sedimenttransportrichtungen. Sehr gute Darstellungsweise, wenn nur eine Orientierungsinformation dargestellt werden soll. Sphärische Projektion: (Figs. 2.13, 2.14 Twiss 1992). SG & T verwenden untere Halbkugel, Mineralogen und Kristallographen verwenden obere Halbkugel. Stereographische oder Gleichwinkel(equal-angle)-Projektion, Schmid, Lambert sind Gleichflächen (equal area) Projektion. Equal-area sind häufiger in SG, da statistische Konzentrationen von Datenpunkten wichtig sind. Homework 3 – Chapter 2.: Lese Chapter 2.5, Twiss and Morres, 1992, S. 20-22, File: Strukturgeologie – Chapter 2.5.pdf Homework: Nach-oben Kriterien (stratigraphic-up oder younging criteria) Warum sind diese wichtig? (Fig. 2.4 Twiss 1992). Sedimentäre nach-oben Kriterien: Marker auf der Bankunterseite: Strömungsmarken (flute casts) geben unten-oben und Strömungsrichtung; Belastungsmarken (load casts) und Flammenstrukturen (flame structures), Gradierung und Umkehrung durch Metamorphose (feinkörnige Lagen haben größere Oberfläche und sind deshalb chemisch mehr reaktiv), Kreuzschichtung: sind konkav nach oben und werden von jüngeren, parallelen Schichten überlagert werden; “nonconformities” Kontakte zwischen plutonischen Komplexen im Liegenden und sedimentären Lagen im Hangenden; fossile Bodenhorizonte in metamorphen Gesteinen - Alreiche Lagen (Großgranathorizonte). Homework 2: Lese Strukturgeologie – Chapter 2.4.pdf, Twiss and Morres, 1992 Freiwillige Homework: Geophysikalische Techniken Seismische Studien: verwenden seismische Wellen von elastischen Deformationen, die sich von einer Quelle wegbewegen (z.B. Erdbeben, Atomtestexplosionen, lokale Sprengungen und Vibrationen); P–kompressive–Körperwellen: Teilchenbewegung ist parallel zu Fortbewegungsrichtung; S–Scher–Körperwellen: Teilchenbewegung normal zur Fortbewegungsrichtung. P-Wellen sind schneller und treten daher zuerst auf einem Seismogramm auf (P = primary waves; S = secondary). Refraktionsstudien: (Box 2.1, Figs. 2.1.1, 2.1.2 Twiss, 1992). Die Zeit, die eine seismische Welle von der Quelle zu den Detektorstationen braucht, ist abhängig vom Weg der Welle, und dieser ist abhängig von der Struktur und der seismischen Geschwindigkeit des Materials (= dichteabhängig) entlang der Wellenausbreitung. Eine schräg auf eine Grenze treffende seismische Welle wird weg von der Normalen zur Grenze gebrochen, wenn die Wellengeschwindigkeit über die Grenze zunimmt (wird flacher; und umgekehrter Fall, Fig, 2.1.1 Twiss, 1992). Wellenausbreitungszeit-Messungen (Travel-time measurements) werden als Indikationen für die Geschwindigkeitsverteilung in der Kruste/Mantel (bzw. Lagen in ihnen) interpretiert. Beispiel Fig. 2.1.2 Twiss, 1999, Wellenausbreitung von einer Quelle durch Kruste und Mantel zu einem Array von Empfängern. Verwendet werden Zeit-Entfernungsplots. Wellen durch den Mantel, wo die Wellenausbreitungsgeschwindigkeit größer ist in der Kruste, erreichen die Empfänger früher als Wellen, die ausschließlich durch die Kruste gehen. Der Unterschied in der Ankunftszeit bei den verschiedenen Detektoren reflektiert die Geschwindigkeit der Wellen durch die tiefste Lage entlang des Wellenpfades. Die Neigungen der Linien im ZeitEntfernungsplot sind invers zu den Geschwindigkeiten in den verschiedenen Lagen (die Mantelgeschwindigkeiten sind höher, daher kommen die Wellen knapp hintereinander bei den Seismometern an die Entfernungsachse (Abstand zwischen den Seismometern) bleibt gleich - wie bei den Krustenwellen; der geringe Zeitunterschied macht das Einfallen der ZeitEntfernungslinie flach). Die Geschwindigkeiten von P und S Wellen hängen von der Dichte und den elastischen Eigenschaften der Gesteine ab, die mit der Tiefe variieren. Es lässt sich also eine Dichtevariation in der Kruste herausarbeiten, insbesondere der Grenzen dieser Dichtevariationen (= Gesteinswechsel). 4 Nachteile der Technik: (a) Lagen mit niedrigen Wellenausbreitungsgeschwindigkeiten in Gesteinen mit höheren Ausbreitungsgeschwindigkeiten können nicht erkannt werden, da die Wellen in unterschiedliche, sich auslöschende Winkel gebogen werden (Fig. 2.1.1 Twiss, 1992). (b) Tiefenstrukturen können nur in einer Tiefe erkannt werden, die kleiner ist als die horizontale Länge Quelle – Empfänger. (c) Es werden mittlere Eigenschaften einer Gesteinsschicht gemessen – so keine lokale Variationen erkennbar. Nur subhorizontale Diskontinuitäten werden aufgespürt. Reflexionsstudien: Verwenden Reflexionen von P-Wellen an Grenzflächen in der Erde (üblicherweise lithologische Lagen). Quelle (wenige) und Empfängern (viele). Einzelne Seismogramme werden Seite-an-Seite entlang der Entfernungsachse entlang den einzelnen Empfängern geplottet (Fig. 2.15 Twiss, 1992). Individuelle Peaks zeichnen die hin-und zurück (twoway) Geschwindigkeit des Signals von einem Oberflächenpunkt zum Reflexionshorizont auf. Die Peaks werden schwarz angefärbt, sodass starke Signale auf in den benachbarten Seismogrammen einen Reflektor abbilden (Fig. 2.15 Twiss, 1992). Verstärkung des Signals zu Hintergrund Verhältnisses: “stacking” der seismischen Aufzeichnungen (“common deep point stacking”): Box 2.2 - Figur 2.2.1 Twiss, 1992; Quellen und Empfänger über einem Reflexionspunkt P. Quellenpunkte und Empfänger werden ausgesucht, die den gleichen Abstand von einem Punkt p and der Oberflache über den Reflexionspunkt P haben. Nun werden die Wellenausbreitungsgeschwindigkeiten für die unterschiedlichen Längen der Wellenpfade korrigiert und übereinandergelagert (“stacking”); die Signale verstärken sich dadurch und Hintergrundsignale (ziellos) löschen sich generell aus. In der Praxis stellt man die Quellen und Geophone entlang einer Linie mit festgelegten Abständen (alle 200 m) auf. Migration einer seismischen Aufzeichnung: Artifakte in einer seismischen Aufzeichnung werden durch einfallende und gebogene Reflektoren eingeführt. Fig. 2.3.1 Twiss, 1992 gibt das Prinzip in einem Beispiel, in dem Quelle und Empfänger am Punkt p sind. Eine Reflexion, die vertikal in P plottet, kann von irgendeinem Reflektor kommen, der Tangente zu irgendeinem Punkt entlang des Kreisbogens mit dem Radius p-P (der konstanten Wellenausbreitungsgeschwindigkeit) um p ist. Auf zwei benachbarten Seismogrammen plottet eine Reflexion in P1 und P2, sodass ein scheinbares Einfallen des Reflektors entlang der gestrichelten Linie entsteht. Der wahre Reflektor muss jedoch die gemeinsame Tangente zu den zwei Bögen konstanter Wellenausbreitungsgeschwindigkeit (p1-P1, p2-P2) sein. Die Reflexionen müssen deshalb von P1’ und P2’ kommen. Unmigrierte Profile zeigen daher falsches Einfallen und falsche Lage der Reflektoren. Sind die Quelle und der Empfänger nicht auf derselben Stelle, ist der Bogen der konstanten Wellenausbreitungsgeschwindigkeit eine Ellipse und wird noch zusätzlich verformt, wenn die Wellenausbreitungsgeschwindigkeit nicht konstant in alle Richtungen ist. Das Prinzip ist immer dasselbe, der Rechenaufwand steigt aber. In der Praxis wird die Migration so durchgeführt, dass jedes individuelle Event auf einem Reflexionsseismogramm genommen wird, es entlang seinem konstanten Wellenausbreitungsgeschwindigkeitsbogens migriert wird und es auf jedem anderen Seismogramm an der Stelle abgetragen (= addiert) wird, welches den Bogen schneidet. Das resultierende Seismogramm besteht aus dem Originalseismogramm, geändert durch die Addition aller Events, die auf dieses Seismogramm migrieren. Tatsächliche geologische Profile können nur erstellt werden, wenn die Wellenausbreitungsgeschwindigkeit in Tiefe umgewandelt wird. Dies erfordert das Wissen über die Wellengeschwindigkeit in verschiedenen Tiefen. Gravitationsanomalien: Differenz zwischen einem gemessenen Wert der Gravitationsbeschleunigung (meist mit Korrektur für Einflüsse) und einen Referenzwert für eine bestimmte Lokation. Der Referenzwert wir durch eine Formel bestimmt, welche das Gravitationsfeld einer elliptischen, symmetrischen Erde gibt. Die Anomalien entstehen durch Verschiedenheiten in der Dichte der Gesteine. SG & T versucht diese Anomalien zu Strukturen zu beziehen. Die Interpretation wird durchgeführt, indem man das beobachtete gravitative Profil zu modellierten Anomalien bezieht, die sich aus einer angenommenen Struktur ergeben. In Kombination mit anderen seismischen und geologischen Methoden generell gut Ergebnisse. Korrekturen: free-air Korrektur (ergibt free-air Anomalie): alle Messungen werden zum Meeresspiegel korrigiert (= topographische Korrektur) - resultiert in einer Zunahme in den meisten Landarealen (weil die Gravitation zum Erdmittelpunkt hin zunimmt). Bouguer-Korrektur: nimmt an, dass es zwischen dem Meeresspiegel und der Höhenlage einer Messung eine Lage uniformer kontinentaler Kruste gibt, die einen Massenüberschuss repräsentiert. Diese Überschussanziehung wird subtrahiert in allen landgestützten Messungen. Für Meeresareale wird angenommen, dass es für alle Wassertiefen ein spezifisches Massendefizit gibt, da Wasser weniger dicht ist als Gestein. Die Bouguer Anomalie resultiert aus der free-air und der Bouguer Korrektur. Die Bouguer Anomalie vergleicht die Masse der unter einem bestimmten Punkt existierenden Gesteine mit der Masse von standartisierter kontinentaler Kruste auf Seehöhe. Bouguer Anomalien sind generell stark negativ über Arealen hoher Topographie (zeigt ein Massendefizit an) und stark positiv über ozeanischen Becken, was einen Massenüberschuss im Vergleich zu einer Standardkontinentalkruste unter dem Ozeanboden anzeigt. Geomagnetische Studien: Magnetisches Feld: Vektor. Für die Erde kann die Magnitude durch die horizontale und vertikale Komponente des Erdmagnetfelds definiert werden (Deklination und Inklination = Trend und Abtauchen der Erdmagnetfeldlinien). Inklination gibt auch die Polarität, welche anzeigt, ob der Vektor nach oben oder unten zeigt. Magnetische Anomalien (ähnlich gravitativen Anomalien): Variationen der Erdmagnetfeldes in Bezug zu lokal definierten Werten. Kein internationaler Referenzwert, da Magnetfeld sich in Ort und Zeit ändert. Das Modellieren der magnetischen Information ist schwieriger, da eine magnetische Anomalie das Resultat der totalen Feldintensität und der unterschiedlichen Orientierungen der magnetischen Vektoren darstellt. Messtechniken: Luft- und erdgestützte Aufnahmen. Sehr brauchbar für stark magnetische Gesteine, wie basische und ultrabasische Gesteine und Lagerstätten. Wichtig in marinen Surveys zur Analyse der magnetischen Anomalien, des Streifenmusters, das sich durch die Neubildung von ozeanischer Kruste entlang mittelozeanische Rücken bildet. Dort wurden die magnetischen Anomalien mit der durch absolute Altersbestimmungen geeichten Umkehr des Erdmagnetfeldes kombiniert. Paläomagnetische Studien basieren auf dem Einfrieren der augenblicklichen magnetischen Richtung bei der Kristallisation, Abkühlung, Sedimentation und chemischer Reaktion von magnetischen Mineralien. Dieser Richtungen können über große Zeiträume erhalten bleiben, und die Richtungen rotieren zusammen mit den Gesteinen, die die magnetischen Mineralien 5 enthalten. Inklination und Deklination legen die Position eines Gesteins auf der Erdoberfläche fest. Da das Erdmagnetfeld annähernd symmetrisch um die Erdrotationsachse ist, und die Inklination der Feldlinien systematisch mit der Breite von vertikal an den Polen (N-Pol - vertikal down, S-Pol vertikal up) zu horizontal am Äquator variiert und diese Beziehung über das Alter der Erde als konstant angenommen wird, zeigt die Inklination N-S Wanderungen der Gesteine an. Die Deklination zeigt Rotationen an. Keine Aussagen sind über Longitudenänderungen möglich! Indem man die scheinbare Pollage für verschiedene Zeitperioden für eine bestimmte Region plottet, wird ein Anhaltspunkt über die Bewegung dieser Region in Bezug zum geographischen Pol erreicht. Es resultieren scheinbare Polwanderkurven (apparent polar wander maps). Beispiele für N-Amerika und Europa - Fig. 2.19 Twiss, 1992. Homework und Übungsbeispiel: Geophysikalische Techniken First-motion Wellenmuster von einem Erdbebenereignis (Erdbebenherdflächenlösungen) Der Beginn der Ankunft der P-Wellen (first arrival) kann entweder eine Kompression (Volumsabnahme) oder eine Extension von Material (Volumszunahme = rarefaction) umfassen. Ob eine Kompression oder eine Rarefaction (Verdünnung) zuerst am Seismometer ankommt, wird durch die Richtung des Erstausschlages (“first motion”) am Seismogramm angezeigt. Elastische Deformation verändert theoretische Gesteinsquadrate (in 2-D) in Parallelogramme vor der seismischen Deformation (Fig. 2.4.1 Twiss, 1992). Ein Erdbeben-Event führt diese Verformung wieder in die Quadrate zurück. Während dieses Prozesses wird die NW-gerichtete Richtung länger, die NE-Richtung kürzer (N-S und E-W Längen bleiben unverändert = simple shear Deformation). Kompressive „first motions“ (Ersteinsätze) strahlen daher nach NE und SW aus, extensive nach NW und SE. Die Quadranten der kompressiven und extensiven first motions werden durch (nodal) KnotenFlächen getrennt, welche der Störungsfläche und der Fläche senkrecht zu ihr entsprechen. Die Dimensionen ändern sich nicht entlang dieser Flächen und deshalb ist die Amplitude der seismischen Wellen 0. Das first-motion Wellenmuster erlaubt die Erkennung des Störungsflächenmusters, welches für das Erdbeben-Event verantwortlich ist und auch den Versetzungssinn. In dem simple-shear Event lassen sich 45 zu den Störungsflächen die Stressachsen, P und T einzeichnen. Beachte, dass die PAchse im Quadranten der extensiven first-motion Arrivals (Wellen) liegt. Die Haupttypen der Störungen und Wellenausbreitungsmuster – siehe Fig. 2.17 Twiss, 1992) Brüche (fractures) und Klüfte (joints) Brüche (Latein fractus = gebrochen) sind Flächen, an denen Gesteine oder Minerale geteilt sind (Kohäsion ging verloren). Es muß relative Bewegung entlang der Bruchfläche stattgefunden haben. (1) Extensionsbrüche (extension fractures) oder mode I Brüche: Bewegungen ist senkrecht zu den Bruchwänden; (2) Scherbrüche (2.1. Mode II Brüche, 2.2. Mode III Brüche, Fig. 2.1 Twiss, beziehen sich zur Kante der Brüche, II = normal, III = //); (3) Hybride Typen. Klassifizierung von Extensionsbrüchen: Klüfte (joints), sind definiert als Brüche mit kleinen Bewegungen senkrecht zu den Bruchwänden (= Extensionsbrüche). Einige spezielle Ausdrücke (Figs. 2.5, 2.6 Twiss): Exfoliationsklüfte – Klüfte die // zur Topographie sind (Zwiebel); typisch für plutonische Gesteine (durch Erosionsentlastung in homogenen Gesteinen). Säulenklüfte (columnar joints) in Gängen oder Sills (Plateauergüsse) – hexagonale oder pentagonale Säulen, meist senkrecht zur Grenze des vulkanischen Flows zu den Nebengesteinen. Veins = Gänge, Extensionsbrüche, die mit Mineralien verfüllt sind. Füllung entweder massiv, oder mit faserförmigen Kristallen (Dia - Faserkristallisate). Tensions gashes: generell mineralgefüllte Brüche (veins), die sich in der Orientierung von Extensionsbrüchen bilden entlang duktiler Scherzonen (keine Diskontinuität über den Bereich der Scherzone) bilden. Sehr gute Schersinnindikatoren. Generell treten sie en-échelon in konjugierten Scherzonen auf. (Dia – en-echelon tension gashes, Fig. 2.8 Twiss). 6 3-D Geometrie der Brüche: Orientierung, Größe, Abstand, Beziehung zu anderen geologischen Parametern, wie Lithologie, Schichtmächtigkeit. A) Orientierung: Bezug zu den tektonischen Kräften (Dynamik); genaue Geländeanalyse notwendig, um Beeinflussung durch Heterogenitäten herauszuarbeiten. B) Größe und Gestalt: submikroskopisch (= Mikrobrüche) bis km, generell Aufschlussgröße. Gestalt generell kreisförmig oder elliptisch in homogenen Gesteinen. C) Abstand: gemessen normal auf Kluftset. Generell ist Abstand sehr konstant für bestimmte Gesteine. D) Räumliche Verteilung: Darstellung durch Karten. Daraus kann man Trajektorien für z.B. die Extensionsrichtung konzentrieren (Trajektorien geglättete Orientierungslinien, hergestellt aus großen Datenmengen von Einzelorientierungsdaten). Beispiel Appalachenvorland: Fig. 6-8 Suppe. Merkmale von Bruchoberflächen: wichtig für Genese (Nomenklatur Fig. 6-4 Suppe, Fig. 2-14 Twiss). Hackle-Struktur (= Hahnenkamm) oder Plumose-Strukur ([plu:mous] = Fieder, plume = Feder): regelmäßiges Muster von Rücken und Furchen (Rinnen = grooves), welche von einem Punkt oder einer zentralen Achse ausgehen. Solche Strukturen treten generell in homogenen, feinkörnigen Sedimenten (z.B. Sandsteinen) auf. Cuspate (= spitz) rib marks (= conchoida structure): spitz zulaufende Rippenmarke; fringe – Franse: fransenartige, enéchelon Extensionsklüfte am Ende eine Kluft. Alle diese Merkmale sind charakteristisch für Extensionsbrüche und treten nicht in Scherbrüchen auf. Die Richtung des Divergierens der Hackle-Linien gibt die Propagationsrichtung (Wachstumsrichtung) der Kluft und die einzelnen Hackle-Linien bilden sich senkrecht zur Wachstumsfront. Generell geht die Divergierungs(-Aufspaltungsrichtung) von einem Punkt aus. Die Rippenmarken (conchoida structures) zeigen einen zeitweisen Stillstand im Wachstum der Kluft an = Interpretation! (Natürliche Beispiele diese Strukturen Riesengebirge, Nevada) Slickenside (slick-glatt) Lineationen (= slickenlines) zeigen Scherbrüche an (siehe später) Klüfte haben oft einen Mineralbelag (qtz, cc, fsp., Zeolite, ep., etc.): diese zeigen an, dass die Klüfte offen waren, oder, dass sie von Porenwasserüberdruck geöffnet wurden. Feldbild dieser Strukturen. Zeitpunkt der Bruchöffnung: Jüngere Klüfte stoßen an ältere Klüfte an (ein Extensionsbruch kann nicht über eine freie Fläche propagieren). Brüche treten auch in unkonsolidiertem Sediment auf: z.B. Mudcracks (oft mit dem überlagertem Sediment gefüllt). Klastische Dikes sind Extensionsbrüche, die unter hohem Porenwasserüberdruck entstehen und dadurch mit Umgebungssediment gefüllt werden (üblicherweise ist dies eine kontrastierende Lithologie (Sandstein in Tonstein), da die Porendrücke in verschiedenen Sedimentlagen unterschiedlich sind. Störungen (faults) Eine Störung ist eine Fläche oder Zone entlang welcher Versatz parallel zur Fläche stattgefunden hat. Breite und Art von Störungen (Fig. 3.1 Twiss). Maßstab: von Mikrobrüchen (z.B. Dislokationen) bis Plattengrenzen. Störungstypen: Hangend- und Liegendblock = hanging wall and footwall blocks (Fig. 3.1 Twiss). Großwinkel- (high-angle) und Kleinwinkel- (low-angle) Störungen (> und < 45). Klassifizierung nach relativem Versatz: Fig. 3.2 Twiss, international sind auch throw and heave gebräuchlich. Klassifizierung nach dem relativen Versatz des Hangendblockes: Fig. 3.3 Twiss. 7 Erkennung von Störungen: Typische Strukturen und Texturen, Tabelle 3.1 Twiss. Texturen und Strukturen sind abhängig von: Versatzbetrag, Versatzrate, PT-Bedingungen (Fig. 3.4 Twiss). Kataklasite (Dias - Kataklasite): kaum interne lineare oder planare Strukturen, angulare Fragmente. Gouge: feinkörnige Kataklasite, die im Aufschluss generell als weißes Pulver in Erscheinung treten. Kataklastische Gesteine (besonders in Tiefen 4-15 km) sind oft kohäsiv (meist durch Mineralzementation). Pseudotachylith: Glas, kryptokristallines Material oder ultrafeiner Kataklasit: resultieren aus lokaler Aufschmelzung und/oder Kataklase durch Reibungswärme entlang Störungen (Feldfotos + Dünnschliffe aus Wenk et al. 2000). Generelle Korrelation zwischen Versatz entlang von Störungen, Größe, Dicke und Feinkörnigkeit von der Gouge in einer Störung (Scholz: scaling relationships). Mylonite: duktil deformierte Gesteine mit deutlicher Korngrößenreduktion aller Minerale (siehe später). Morphologie von Störungen: Glatte Oberflächen Slickensides = “Harnische, Spiegelharnische”. Slickenlines = slickenside lineation, striations = Lineationen // der Versatzrichtung. Folgende Gruppe von Lineationen: Rücken, Furchen, Anhäufung von Gouge hinter Stufen in der Störung, Mineralfasern hinter Stufen in der Störung (slickenfibers) (Dias). Störungen im hohen Krustenniveau sind dilatant - d.h. Störungsaktivität ist mit einer Volumszunahme verbunden. Diese Störungssysteme treten im Bereich des Grundwasserflusses oder in hydrothermalen Systemen auf und sind deshalb meist mineralgefüllt. Erkennung von Störungen: Wiederholung eines Schichtpakets (Überschiebung) und Ausfall eines Schichtpakets (Abschiebung) - Fig. 3.10 Twiss. Charakteristisch sind auch das Vorhandensein von Horses (Pferde) - Gesteine, die von allen Seite von Störungen begrenzt sind und exotisch für Ihre Umgebung sind (impliziert viel Displacement). Morphologische Effekte von Störungen: “nie zu sehen“ - Schwächung der Gesteinsfestigkeit Täler. Spezialvorlesung „Neotektonik and Paläoseismologie“: topographische Effekte, Effekte auf das Gewässernetz und den Grundwasserfluss. Störungsstufen = scarps (Fig. 3.12A Twiss, Dias), Flatirons oder triangular faces (Fig. 3.12B Twiss, Dia Riftgräben Tibet). Versatz bzw. Flexur von Merkmalen, wie Flüssen, etc. Änderung der Hangneigung (e.g. Himalaja). Bestimmung des Versatzes an Störungen: Totaler/absoluter Versatz setzt voraus die Bestimmung der Größe und der Richtung des Versatzes. Piercing points = Durchstoßpunke Punkte, wo ein lineares Element die Störung durchsetzt (Fig. 3.15 Twiss). Brauchbare lineare Elemente sind generell die Intersektionslineationen von planaren Elementen (Störungen, Schichtung Schieferung, Dikes Sills) und Faltenachsen. Versatzbestimmungen bei Grosstrukturen: 1) Versetzte geologische Merkmale - Beispiel von der San Andreas Störung - Fig. 4.18 Twiss. 2) Isopachenkarten (iso - gleich, pachos - Dicke): Karten, die die Konturen der Dicke einer geologischen Einheit zeigen; Störungen machen sich durch Diskontinuitäten in den Karten erkennbar (Fig. 4.19 Twiss). Generell lässt sich strikeslip und die horizontale Komponente bestimmen. Weil diese Karten keine (primäre) Höheninformation enthalten, ist keine Aussage über vertikale Versätze möglich. 3) Strukturkontourkarten sind Karten, die die Höhekonturen eines spezifischen geologischen Horizontes angeben (Fig. 4.20 Twiss - read caps!). Nichteindeutige Anhaltspunkte für den Störungsversatz: Meist Versatz von Flächen (Fig. 4.21 Twiss, read caps). Zuerst wird die cutoff-Linie definiert: Intersektion des planaren Elements 8 mit der Störung. In dem Fall von Fig. 4.21 Twiss kann man nur über die „Separation“ (Trennung) sprechen, welches der Abstand ist, den man in eine bestimmte Richtung misst, zwischen den planaren Elemente auf beiden Seiten der Störung (= Abstand der cut-off Linien in eine bestimmte Richtung). Separation erlaubt nur die Komponente des Versatzes normal zu der cut-off Linie zu bestimmen, alle Versätze // zur cut-off Linie sind nicht zu bestimmen. Alles wird jedoch anders, wenn man die Bewegungsrichtung auf einer Störung kennt (z.B. durch regionale Analyse der Slickenlines auf einer Störungsfläche). Relativer Versatz: Orientierung des Displacementvektors und Versatzsinns sind bestimmbar. Richtung des Versatzes: Slickenlines und alle lineare Elemente. Richtung und Sinn des Versatzes: Slickenfiber-Lineationen die Fasern (Zeichnung) wachsen entweder während des langsamen, aseismischen Störungskriechens oder sind sogenannte crack-seal fibers, die eine große Zahlen von Mikroerdbeben aufzeichnen (solche Faserkristallisate geben also auch die Größe des Versatzes an, da sie ursprünglich zusammengehörige Punkte verbinden). Gruppe der sekundären Merkmale: Extensionsbrüche oder Scherbrüche = Riedelbrüche (Fig. 4.16 Twiss und Seminar mit Petit Papers). Störungen in 3-D: Karten, Schnitt und 3-D Blockdiagramme (Fig. 4.24 Twiss mit Störungsflächenterminologie, read caps). Fig. 4.25 Twiss: Nomenklatur von unregelmäßigen Störungen. Duplexes in den drei Störungsregimen - Fig. 4.26 Twiss. Tip Linie = Linie entlang welche die Störung aufhört (Figs. 4.28 Twiss); blinde Störung - erreicht nicht die Erdoberfläche; branch Linie - Linie entlang welcher eine Störung in zwei des gleichen Typs separiert, splays, imbricate fan (Fig. 4.29 Twiss, read caps!). Absolute Bewegungen: Alaska Erdbeben 1964 - Aufschiebung, gegenüber dem Meeresspiegel aber haben sich beide Störungsblöcke aufwärts bewegt. Oder paläomagnetische Techniken. Rotationen von Störungen: Überschiebung wird Abschiebung. 5: Normal faults (Abschiebungen) Abschiebungen: Störungen, in denen der Hangendblock in die Abtauchrichtung gegenüber dem Liegendblock nach unten versetzt ist. Jüngere Gesteine werden auf ältere gebracht. In Vertikalschnitten durch die Störung fehlt ein Teil des stratigraphischen Profils (Fig. 4.10B Twiss). Wichtig: Ausschneiden bezieht sich auch auf metamorphe Isograde. Charakteristika: Separation - Fig. 5.2 Twiss (homework). Falten und Abschiebungen: Rollover Falten im Hangendblock (seismische Reflexionsprofile, Fig. 5.3 Twiss) bilden sich entlang listrischen Abschiebungen (listron = Schaufel): Einfallen nimmt mit der Tiefe ab. Drag folds, Ziehfalten (Zeichnung) Gestalt und Versatz von Abschiebungen: Listrische Flächen wurzeln in Detachments (= Störung mit geringem Einfallwinkel, die die Grenze zwischen ungestörten Gesteinen im Liegenden und meist stark gestörten Gesteinen im Hangenden darstellen). Nomenklatur siehe Fig. 5.4 Twiss. Imbricate Fan Imbrikationsfächer: Sets von Störungen mit geringem Abstand und gleichen Typs, die entweder am Detachment abgeschnitten sind oder in diesem wurzeln. Rotationale (“externe”) und irrotationale Abschiebungen: abhängig, ob die Störungs-begrenzten Blöcke rotieren oder nicht (als Resultat der Störungsaktivität). In rotationalen Störungen werden die Schichten zur Störung hin verkippt (Figs. 5.3, 5.4 Twiss). Irrotationale Störungen haben konstantes Einfallen (sie biegen nicht) und setzten keine Rotation während 9 der Störungsaktivität voraus. In ideal listrischen Störungen bleibt der Winkel der Schichtung zur Störung immer gleich groß entlang der Störung (Fig. 5.3 Twiss)! Faltenrampensynklinalen und Faltenrampenantiklinalen entstehen je nach Störungsgeometrie (Fig. 5.5 Twiss): wenn eine Rampe Flachstücke verbindet entsteht eine Synklinale, wenn eine Flachstück zwei steile Störungsstücke verbindet, dann entsteht eine Antiklinale. Assoziierte Strukturen: (Fig. 5.4 Twiss) Synthetische und antithetische Störungen. Graben: nach unten versetzter Block, der auf beiden Seiten durch konjugierte Störungen begrenzt ist. Halbgraben: nach unten versetzter Block, der auf nur einer Seite durch eine Störung begrenzt ist. Horst: herausgehobener Block, der durch konjugierte Störungen begrenzt wird. Horst und Graben Strukturen. Sedimentäre Füllung von Grabenstrukturen - Sedimente können in die Störungsaktivität miteinbezogen sein. Untersuchungen zur Überlappung, Alter der Sedimente, Zusammensetzung der Sedimente, Dickevariationen, Sedimentgeometrien zeigen an, wann die Hauptaktivität der Störungen war, geben Auskunft über Lithologie im Hinterland, und z.T. über die Hebungsraten im Hinterland. Strukturbezogene Abschiebungen: Domstrukturen (Salt, Plutone, Kernkomplexe), Fig. 5.7 Twiss. Abschiebungen hören generell am Rand zur “Intrusion” auf. Ringstörungen über eingebrochenen, unterirdischen Hohlräumen (z.B. Caldera) Fig. 8-21 Suppe. Regionale Abschiebungssysteme (Fig. 5.9 Twiss zur Übersicht über das Folgende) Mittelozeanische Rücken: lokal an der Oberfläche, Z.B. Teile des ostafrikanisches Rifts. Back-arc Extensionsprovinzen: Ägäis-Westtürkei auf dem Kontinent, Karpaten, Karibik. Erklärung durch rückschreitende Subduktion (Fig. 1 in Royden, Tectonics) Orogene Kollapsstrukturen oder Manteldome unter Kontinenten: (a) Tibetplateau (Herdflächenlösungen Tibet) (b) Basin and Range (Fig. 5.10 Twiss). Beachte: Abschiebungen haben begrenzte Länge entlang dem Streichen. Extensionsbetrag wird von einer Störung in die andere übertragen. Zwischen den Störungen sind Transferstörungen (üblicherweise Seitenverschiebungen, Falten). Transferstörungen teilen den Extensionsbereich in Gebiete mit unterschiedlichen Extensionsbeträgen, Extensionsrichtungen und Tiefgang der spröden Extensionsstrukturen. Schematisches Modell: Fig. 5.11 Twiss. Unter extremer Extension wird das gesamte Deckgebirge abgetragen und im Liegendbock werden in so genannten “metamorphen Kernkomplexen” (metamorphic core-complexes) kristalline Basementgesteine aufgeschlossen (Fig. 5.10 Twiss), in denen duktile Gesteinsdeformation unter dem sprödduktilen Übergang vorherrscht (100-400% Extension). Fig. 20 aus Lister and Davis, JSG, 11, 65-94, 1989. Kontinentalränder: Beispiel des Golfs von Mexiko (Fig. 5.14 Twiss). Der Golf ist charakterisiert durch: dicker Sedimentstapel, schnelle Subsidenz, gebogenes System von Abschiebungen, welche stark zum Auftreten von Salz bezogen ist. Störungen sind listrisch mit Rollover-Antiklinalen. Viele Störungen sind syn-sedimentäre “growth faults”: diese Störungen haben eine stratigraphische Abfolge die charakteristischerweise im Hangendblock mächtiger ist, mächtiger als die äquivalenten Schichten im Liegendblock (Fig. 5.15 Twiss). Syntektonische Störungen Fig. 8-9 Suppe; Figs. 21, 22 from Suppe-paper). Es wird im Hangendblock schneller sedimentiert, da dort der tiefste Teil des Beckens an schnellsten absinkt. Ältere Schichten zeigen mehr Versatz als jüngere Schichten! Kinematische Modelle für Abschiebungssysteme: Ableitbar aus bilanzierten Profilen von Extensionssystemen (2-D: Flächenkonstanz, Linienlängenkonstanz). Rückführung der Deformation darf keine Lücken und Überlappungen ergeben. 10 Kinematische Modelle für gekippte Blöcke (manchmal bis 90): Rotation generell um einer Achse // dem Streichen. Blöcke fallen zur Hauptstörung hin ein. Erklärung durch zwei Grundmodelle: 1) Gebogene Störungen = listische Störungen; 2) Blöcke und begrenzende Störungen rotieren. a) Listisches, kinematisches Modell (Fig. 5.17 Twiss read caps). “Lücken” Problem wird durch interne Deformation (Rollover-Antiklinale oder antithetische Störungsschar gelöst). Rollover-Antiklinale hat das Problem, dass, wenn keine Extension der Lagen im Hangendblock auftritt, eine Scherkompomente // den Lagen auftritt (Fig. 5.17C Twiss) und eine weitere Lücke zwischen dem gescherten und dem undeformierten Block entsteht. Lösung durch antithetische Störungen. Mit kleinen Störungsabständen lassen sich Lücken weitgehend vermeiden. b) Modell der rotierenden Störungsblöcke (Fig. 5.18 Twiss). Dominostrukturmodell mit synthetischen Abschiebungen. Angewandetes Beispiel: Figs. 1-3, Angelier & Colleta, Nature. c) Modell der imbrikierten listrischen Abschiebungen (Fig. 5.19 Twiss). Extreme Extension führt zu vertikaler Schichtung. Lücken in allen Modellen werden durch duktiles (kataklastisches oder kristall-plastisches Fliessen) geschlossen. Hauptproblem der Extensionsstrukturen: Kompatibilität. Extension im oberen Krustenbereich muss durch Extension im tieferen Krustenbereich kompensiert werden. Detachmentstörungen zeigen aber oft undeformierten Liegendblock. Drei wesentliche Modelle gibt es für die Kompensation der Extension in der Tiefe: (Fig. 13-14 Hatcher, Fig. Wernicke Originalmodell). Im asymmetrischen Modell endet die “Störung” an der Basis der Lithosphäre. Sehr viele Parameter sind testbar: Asymmetrie, Verteilung von Heraushebung und Subsidenz, Wärmeflussanomalien, etc. WICHTIG: Irgendwo muss die Extension wieder durch Kontraktion kompensiert werden. Plattentektonik oder, im kleineren Maßstab durch Gleitungen. Quantifizierung der Extension: Sehr viele verschiedene Modelle, da die Strukturgeometrien und die Kinematik unterschiedlich sind. a) Beispiel einer nicht-rotationalen Horst-Graben Struktur (Fig. 5.22 Twiss). Summierung der Längen. N e L i i 1 N L i 1 , L d cos i e ist dadurch aus d und errechenbar. b) Beispiel der planaren, rotierenden Störungen (Fig. 5.22 Twiss). Beziehungen zwischen Extension und Einfallen der rotierten Schichtung und dem Einfallen der rotierten Störungen. Annahmen: Schichtung war initial subhorizontal, Störungen mit gleicher Orientierung, Einfallen und Abstand. AB final ABinitial d cos L cos L d e (cos ) cos 1; ABinitial L L d sin und sin( ) sin cos sin cos ; L sin sin cos sin cos cos sin sin( ) e cos 1 1 sin sin sin e ist dadurch aus und errechenbar. c) Beispiel einer listrischen Abschiebung (Fig. 9.5 Eisbacher). Beziehung zwischen der durch die Extension geschaffenen Fläche, Abscherbetrag, Abschertiefe. using : 11 ls lv l l l0 ; Fp Fv ; lv Fp z d) Rekonstruktion der Geometrie einer listrischen Abschiebung aus der Geometrie von Leitlagen im Hangenden der Abschiebungen bei Scherung des Hangenden an (a) vertikalen und (b) einfallenden Störungssystemen (Fig. 9.6 Eisbacher) e) Rekonstruktion von Profilen wie in kontraktionalen Gebieten (siehe dort). f) Andere Methoden, siehe Spezialliteratur. Seminar: Wernike and Burchfiel: J. Struct. Geol., 4: 104-115. Diaübersicht: Abschiebungen 6: Überschiebungen Definitionen und Begriffe: Ältere über jüngere Gesteine (Fig. 4.10 Twiss). Die stratigraphische Säule wird verdickt (Ausnahme bei komplexer Verfaltung, z.B. überkippter Schichtung und wenn Schichtung steil und in gleicher Richtung wie die Störung einfällt). Kontraktionsstrukturen: Unterscheidung Aufschiebungen (>45°) – Überschiebungen. Hangendblock = Decke (thrust sheet = nappe) (horizontale Dimension versus vertikale Dimension). Allochthon versus Autochthon. Erkennung: Unterschiede im Alter der Gesteine, metamorphen Grad, Unterschiede in der Fazies, in der Intensität der Deformation. Geometrie und Versatz: Kartenmerkmale: Fig. 6.4 Twiss. Klippe – minimale Ausdehnung des Hangendblocks vor der Erosion; Fenster – minimale Ausdehnung des Liegendblocks unter der Decke; Flachstücke + Rampen (Fig. 6.5 Twiss); laterale und schräge Rampen (Fig. 6.7 Twiss). Tear faults und Transferstörungen (Figs. 6.7, 6.13 Twiss): nehmen unterschiedliches Displacement entlang dem Streichen oder verschiedenen Verkürzungsstile (-geometrien) auf. Rampen und geometrisch notwendige Falten (fold-ramp fold = fault-bend fold (Fig. 6.5 Twiss) - das Streichen der Faltenachse gibt das Streichen der Rampe darunter an. Überschiebungen und Falten: Unterscheidung fault-bend fold, fault-propagation fold, detachment fold (papers: Suppe: Am. J. Sci., 283, 684-721, Suppe Figs. 9-43, 9-44, 9-47, 9-48). Diagnostische Kriterien! Detachment fault and fold: Twiss, Fig. 6.10. Out-of-syncline thrust: Faltung bis Faltung keine Verkürzung mehr aufnehmen kann dann wird Synklinale (meist) von Überschiebung durchschnitten (Fig. 6.10 Twiss); Falten die eine flat-ramp-flat Geometrie nachbilden = passive Faltung (siehe oben: geometrisch notwenige Falten), alles andere ist aktive Faltung. Überschiebungssystem (thrust systems): Vorland-Überschiebungsgürtel (foreland fold-andthrust belt) markieren die Ränder von Orogenen (Profil von S.M. Schmid et al. durch die Schweizer Alpen) - Hauptmerkmale: sehr flach einfallende listrische Überschiebungen (lowangle thrust faults), mit einem generell konstanten Streichen. Vorland und Hinterland. Generelle Form eines Überschiebungssystems: gebogen (Himalaja-Tibet, Fig. 28b Armijo et al. 1989); Salient (= Vorsprung) = konvex Bogen zum Vorland; Reentrant (= einspringender Winkel) oder Syntax = konkav zum Vorland. Salients oft durch besonders leichte Gleitlagen, wie Salz gebildet (z.B. Potwar Plateau, Fig. 2 Jaumé and Lillie). Decollement = Detachment = sole thrust (Beispiele aus Himalaja): Verkürzung ist auf Hangendblock begrenzt. Indivi12 duelle Überschiebungen sind listrisch und wurzeln („root“) im Decollement. Imbricate Fächer = Schuppenstrukturen. Duplex (Doppel) - Strukturen: imbrikierte Überschiebungen, die durch einen roof thrust und einen sole thrust begrenzt sind formen einen stack of horses (Fig. 6.14 Twiss); meist begrenzt auf wenige stratigraphische Lagen und nicht die Oberfläche erreichend. Verschiedene Formen: hinterland-dipping (wenig Versatz), foreland-dipping (viel Versatz; mit größerem Displacement als hinterland-dipping duplex = antiformal stack, indem der roof thrust in einer Antiforme biegt). Natürliches Beispiel einer komplexen Duplexstruktur - Fig. 6.15 Twiss (benenne alles: sole thrust = Lewis thrust, roof thrust =Mt. Crandell thrust; antiformal stack, hinterland-dipping duplex). Folding over a ramp = indiziert, dass die Deformation ins Vorland progradierte = piggy-back Sequenz. Kinematik von Überschiebungssystemen: Voraussetzung ist die Kenntnis der zeitlichen Entwicklung jeder Überschiebung im System. Faltung einer Überschiebung ist ein sicheres Kennzeichen für piggy-back Tektonik. Diskutiere in Fig. 6.14 Twiss aktive und inaktive Überschiebungen bei der Entwicklung der Duplexsysteme. Der roof thrust ist niemals eine aktive eigenständige, durchgehende Überschiebung! Beim hinterland-dipping duplex (Fig. 6.14 Twiss) ist der roof thrust eine ebene Fläche: dies geschieht nur wenn das überschiebende Horse genau eine Rampenlänge vorschreitet; wenn der Versatz nicht dieser Länge entspricht, dann entsteht ein unregelmäßiger roof thrust. Wenn der Versatz den frontal tip jedes Horses etwas vor den Punkt transportiert, wo der nächste thrust an die Oberflache kommt, dann entsteht ein antiformal stack. Bei noch größerem Versatz, wenn nur das Hinterende des jüngsten Horses das Vorderende des sich entwickelndes Horses überlappt, entsteht ein zum Vorland geneigter Duplex. Theoretisch können Duplexstrukturen auch durch hinterland-gerichtes Propagieren entstehen (Fig, 6.17 Twiss) = out-of-sequence Strukturen; treten in der Natur aber nur selten auf (warum?). Weitere Altershinweise zu Bildung: syntektonische Sedimente progressiv jüngere Sedimente werden in die Überschiebungsfront involviert (näher zum Vorland). Movie: “Rampe, Duplex, und Growth Fault” Hinterland eines Überschiebungssystems: 1. Verkürzung wird durch Extension kompensiert (Fig. 6.19 Twiss): Beispiel ist der Golf von Mexiko (Fig. 5.14C Twiss) generell kleiner Maßstab nicht gültig für Orogengebiete. 2. Hinterland wird durch einen Prozess, der anders ist als Überschieben ist, kompensiert (Wurzelzone) (Profil von Schmid et al., Tectonics, Alpen): dabei formt der thrust-fold belt den gravitativ kollabierten Hangendteil über dem metamorphen Basement. 3. Und am wahrscheinlichsten: kontinentale Subduktionszone, in der der sole thrust die Subduktionsfläche darstellt. Antriebskraft ist die Subduktion. Komplexitäten durch gravitative Komponente subduzierter kontinentaler Kruste. Displacementbestimmungen: Durchstoßpunkte über einen fold-thrust belt sind selten! Wir müssen bestimmen: Richtung und Sinn des Versatzes. 1. Bow and arrow Regel der Überschiebungstektonik bei Salients; Richtung generell normal zum Steichen. Branchlinien und Orientierungen von lateralen Rampen und tear faults (transfer faults); 2. Spröde Mikrotektonik (Beispiele aus Linzer et al., 1995). Versatzbestimmungen mit Hilfe von Klippen und Fenstern. Beste Methode sind bilanzierte Profile (Dias Beispiele in Linzer et al. 1995). Diaübersicht: Überschiebungen 13 Kurs computergestütze Karten- und Profilkonstruktion. 7: Seitenverschiebungen Vertikal mit horizontalem Displacement. Tear faults: Treten im Hangendblock von flach einfallenden Störungen auf (Ab- und Aufschiebungen) und akkommodieren unterschiedlichen Versatz entlang dem Streichen (quer über die Störung; überwiegend Seitenverscheibungen) (Fig. 6.13 Twiss). Transfer-Störung: wie tear faults, aber generell ziemlich reine Seitenverschiebungen und auf größerem Maßstab (länger und mehr Displacement). Transform-Störungen nennt man die Störungen, die Segmente von Plattengrenzen verbinden (siehe Plattentektonik). Transcurrent faults: generell große Seitenverschiebungen in der kontinentalen Kruste, die keine Plattengrenzen darstellen (Fig. 7.2B Twiss). Charakteristika: Gerade Ausbißlinie auch in Gebieten mit extremer Topographie. Morphologische Merkmale: lineare Depressionen, sag ponds, Quellaustritte, versetzte Bäche, shutter ridges (wo ein Rücken gegen eine Depression mit Bach verschoben wird und den Bach abschließt). (Active Tectonics - eigene Vorlesung: Neotektonik and Paläoseismologie). Assoziierte Strukturen: (Fig. 7.4 Twiss) Riedel-R-Störungen: 10-20° zur Hauptstörung in einer en-echelon Anordnung. R’, P, T shears. En-echelon Störungen und Falten: kompressive und extensive Komponenten senkrecht zur Störung (diskutiere Winkelbeziehungen). Tiefgang: wurzeln in Detachment oder werden breite Störungen (Erdbebenverteilung). Biegungen (bends) und Übertritte (step-overs) (Fig. 7.5 Twiss - mit Terminologie). Strike-slip Duplexe (Figs. 7.6, 7.7 Twiss - mit Terminologie, z.B. horse): extensive oder kompressive: fordern schräge Auf- bzw. Abschiebungen. Typische en-echelon Strukturen. + (palm tree) und (tulpid) flower structures. In seismischen Profilen generell erkennbar (Fig. 7.8 Twiss). Pullapart Becken (häufig mit sag ponds und Seen verbunden) (Fig. 7.9 Twiss - interpretiere) mit typischer Rhomben(Rauten)form. Störungsenden: extensiv oder kompressiv (Fig. 7.10 Twiss) oder Serie von Seitenverschiebungen (horse tail), die zum zurückweichenden Block gebogen sind. Strukturelle Assoziationen (größerer Maßstab): Extensionaler Duplex mit schrägen Abschiebungen (Fig. 7.12 Twiss - zeichne extensive Verbindung der Störung durch das Becken nach). Kompressive Biegung entlang der SA-Störung in den Transverse Ranges (Fig. 7.13 Twiss). Störungsenden: kompressives Ende der Chaman Störung (Fig. 7.14 Twiss); horsetail Ende (Fig. 7.15 Twiss - zeichne versetzte Formation ein). Kinematische Modelle: Summe der Strukturen um eine Seitenverschiebung durch Modell in Fig. 7.16 Twiss erklärt. Beispiel: Modell der SA-Störung in den Transverse Ranges (Fig. 7.17 Twiss und vergleiche mit 7.13 Twiss). Beachte: parallele Störungen, die rigide Blöcke begrenzen; Domänen mit sinistralen oder dextralen Störungen mit bestimmten Orientierungen im undeformierten Zustand; keine Rotation der NW-streichenden, dextralen Störungen, bis 80° Rotation der sinistralen, jetzt ENE-streichenden Störungen; SA-Störungen hat den sinistralen Block zerrissen; Konsequenz der Seitenverschiebungen Lücken und Überlappungen; paläomagnetische Untersuchungen belegen Rotation; viele Aspekte nicht berücksichtigt (Überschiebungen, Garlock-slip, nichtrigide Blockdeformation; Deformation in der Tiefe. Großstörungen (Beispiele SAF, RRF, ATF, AF) terminieren an Plattengrenzen. 14 Messbare Parameter Fig. 5.22B Twiss und Gleichungen: Abbildung als Karte betrachten! durch Paläomagnetik; messen von einer fixierten Grenze; w Breite eines Blockes messbar, d von Versatz von geologischen Markern. Diaübersicht: Seitenverschiebungen 15
