Bei dieser Bachelorarbeit geht es um Scherzonen in eklogitischen Glimmerschiefern, der Sesia Zone aus den Westalpen. Hier habe ich Glimmerschiefer aus zwei Bereichen in Hinblick auf Ihr Gefüge untersucht. Nach einem Methodischen Teil, der einen Überblick über angewandte Methoden (wie Rasterelektronenmikroskop, Kathodolumineszenzmikroskop, und Polarisationsmikroskop)gibt, wurde zunächst die geographische Lage beschrieben und im Anschluss der Begriff der Scherzone definiert. Daraufhin wurden die Proben auf ihr Gefüge (Mylonit Kataklasit, Pseudotachylyt; welches auch beschrieben wurde) untersucht und es wurde Versucht die Proben einem der Gefüge zuzuordnen. Abschluss dieser Arbeit liefert eine Zusammenfassung der Ergebnisse und ein Anhang mit einigen Fotos und Abbildungen.
Inhaltsverzeichnis
1 Fragestellung und Zielsetzung der Studie
2 Geographisch-geologischer Überblick
2.1 Übersicht zur Geologie der Alpen
2.2 Geologie der Sesia Zone
3 Scherzonen
3.1 Gesteine in Störungszonen
3.1.1 Kataklasite
3.1.2 Mylonite
3.1.3 Pseudotachylyte
4 Methodik
4.1 Polarisationsmikroskop
4.2 Rasterelektronenmikroskop
4.2.1 Sekundärelektronen
4.2.2 Rückstreuelektronen
4.3 Kathodolumineszenzmikroskop
5 Darstellung der Ergebnisse
5.1 Probe ST1213
5.2 Probe CT32
5.3 Probe CT134
5.4 Probe CT208a, CT208d, CT 208f
6 Schlussfolgerung & Zusammenfassung der Ergebnisse
7 Literaturverzeichnis
8 Anhang
1. Fragestellung und Zielsetzung der Studie
Die Motivation dieser Bachelorarbeit ist es, anhand von unterschiedlichen Scherzonen in eklogitischen Glimmerschiefern der Sesia Zone in den Westalpen, Nord- Italien Aussagen zur Verformung der Gesteine zu treffen. Die Scherzonen sollen im Dünnschliff nach ihrem Gefüge und des Weiteren nach Mächtigkeit, Mineralbestand, Form und Winkelbeziehung zur Schieferung der Glimmerschiefer charakterisiert werden. Die daraus resultierenden Ergebnisse sollen Hinweise auf die Art der Scherzonen (Kataklasite, Mylonite, Pseudotachylyte) geben, was für die Deformationsgeschichte der Gesteine von Bedeutung ist. Des weiteren kann man Schlussfolgerungen zu den Deformationsbedingungen ziehen.
2. Geographisch- geologischer Überblick
2.1 Geologie der Alpen
Die Alpen sind ein Kollisionsorogen, welches durch die alpidische Orogenese entstand. In der Trias (vor 251 Mio. Jahren) existierte die Thetys (E-W- gerichtetes Gürtelmeer) dessen Überreste das heutige Mittelmeer darstellt (Murawski und Meyer, (2004)). Die Thetys wurde im Norden von dem Nordkontinent (Eurasien) und im Süden vom Mikrokontinent (Apulia), begrenzt. Dieser Ozean war ca. 500- 1000 km breit. In der Kreide (vor 142 Mio. Jahren) fand die Subduktion statt, bei der der Nordkontinent (Eurasien) dann nach Süden, unter den Südkontinent (Apulia) subduziert wurde. Im Tertiär fand die Kollision der zwei Kontinente statt, bei der das Kollisionsorogen entstand.
Die Alpen werden unterteilt in die Ostalpen, Westalpen und die Südalpen (Abb.1). Die Periadriatische Störung (Abb.1), trennt die Südalpen von den Ostalpen. Die Grenze zwischen Ost und Westalpen verläuft vom Bodensee das Rheinquertal entlang bis Chur und dann weiter südwärts bis zum Comer See.
Die West- und Ostalpen sind gegenüber den Südalpen herausgehoben. Die Westalpen bestehen vorwiegend aus Gesteinen des ursprünglichen Nordkontinent und Gesteinen der ozeanischen Kruste (Ozeanische Tiefseesedimente, Gabbros und Basalten) während die Ost- und Südalpen vorwiegend aus Gesteinen des Südkontinents bestehen.
Abb. 1: vereinfachte Geologie der Alpen nach (Froitzheim et al. 1996).
Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten
2.2 Übersicht zur Geologie der Sesia Zone
Die Sesia Zone ist ein Bereich in den Westalpen (Norditalien) und gehört zur Austroalpinen Einheit, welche aus dem Basement des südlichen Kontinentes in der Alpinen Kollisionszone stammt (Compagnoni et al., 1997). Sie erstreckt sich von Locarno im Nordosten, bis nach Turin im Südwesten über eine Strecke von 125 km (Venturini, 1995). Die Gesteine der Sesia Zone erfuhren während der variszischen Orogenese (vor ca. 400 Mio. Jahren) eine amphibolit- oder granulitfazielle Metamorphose. Während der alpidischen Orogenese wurden diese Gesteine in bis zu 60 km Tiefe versenkt und erfuhren dort eine eklogitfazielle Metamorphose; bei hohen Drücken von 1.8 +/- 0.3 GPa und Temperaturen von rund 550+/- 50°C. Es folgte eine Abkühlung auf < 120°C in der Zeit vor 2 5 Ma.
Anschließend wurde im Miozän und Oligozän die Sesia Zone, im Vergleich zum angrenzenden Südalpinen Basement (Ivrea Zone), entlang der Insubrischen Linie (der westliche Teil der Periadriatischen Störung), mehrere 10er km aufwärts verschoben und ist damit stärker angehoben worden als der südöstliche Teil (Venturini, 1995).
Die Sesia Zone wird unterteilt in eine Obere und eine Untere Einheit (Compagnoni, 1977 und Venturini, 1994):
- Der Obere Teil ist ein polymetamorpher Komplex (dioritische kinzingitische Zone, ähnlich zur Kinzingitserie der Ivreazone). Dieser tritt zutage zwischen dem Gressoney Tal und dem Chiussella Tal (Abb.2). Die dort auftretenden Gesteine werden interpretiert als vulkanisch- sedimentäre Sequenz.
- Die Untere Einheit besteht aus einer polymetamorphen Basis (eklogitische Glimmerschiefer, Gneise, Granitoide). Diese entstand aus den prealpinen Hochtemperatur-metamorphen Paragneisen, Granuliten und Amphiboliten, die des Weiteren eine alpine Hochdruckmetamorphose erfuhren. Darüber hinaus wird die Untere Einheit noch in einen inneren und einen äußeren Abschnitt unterteilt.
- Der innere Abschnitt ist bekannt als der Eklogitische- Glimmeschiefer-Komplex (EMC), deren Gesteine Hochdruckmetamorph sind.
- Der äußere Abschnitt ist bekannt als Gneiss Minuti-Komplex (GMC), wo die Hochdruckparagenesen retrograd grünschieferfaziell metamorph überprägt wurden.
Die Gesteine, aus denen die in dieser Arbeit untersuchten Proben stammen, kommen aus der unteren Einheit der Sesia Zone, genauer gesagt aus dem Eklogitischen - Glimmerschiefer- Komplex (EMC).
Die Gesteinsproben wurden aus zwei Arealen entnommen, zum einen aus Mt. Mucrone (MT) und zum anderen aus dem unteren Aosta Tal (UAT) (Abb.2).
Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten
Abbildung 2: Die Sesia Zone; lithologische & tektonische Übersicht & Probenentnahmepunkte (verändert nach Compagnoni et al., 1997).
3. Scherzonen
Scherzonen sind Zonen, lokaler Verformung, an denen sich zwei Gesteinsblöcke relativ zueinander bewegen (Abb.4). In Abhängigkeit von der Tiefe und somit von dem Druck und der Temperatur, können sich andere Störungsgesteine bilden (Abb. 3).
Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten
Abbildung 3: Modell einer Scherzone, Darstellung der Störungsgesteine in Abhängigkeit der Tiefe/Temperaturen (Scholz, 2002).
Scherzonen können in unterschiedlichen Krustenbereichen gebildet werden:
1. Der obere Krustenbereich, ist geprägt durch spröde Deformations- mechanismen (abhängig vom Umgebungsdruck). Die Gesteinsfestigkeit wird hier durch Gesetze für Bruch und Reibungsverhalten beschrieben (Coloumb- Navier). Dieser Bereich liegt in der Kontinentalen Kruste. Bei einem „normalen“ geothermischen Gradienten, würde dies einer Tiefe von 10 km entsprechen, bei bis zu ~ 300 C +/- 50 (Scholz, 200 2).
2. Unterhalb dieses Bereiches befindet sich eine Übergangszone, die geprägt ist durch spröd- duktile Mechanismen.
3. Im unteren Krustenabschnitt findet duktile Deformation durch kristall- plastisches Fließen und/oder Diffusionskriechen statt, in Tiefen ab ca. 11 km (je nach Geotherme).
Deformation in einer Scherzone hat eine Veränderung bzw. Entwicklung von charakteristischen Gefüge und Mineralzusammensetzungen, die die P-T Bedingungen, die Bewegungsrichtung, und die Deformationsgeschichte in der Scherzone widerspiegeln, zur Folge (Passchier und Trouw, 2005). Somit sind Scherzonen wichtige Informationslieferanten. Scherzonen können verschiedene Dimensionen annehmen. So können sie Beispielsweise im großen Maßstab auftreten, ein Beispiel ist die San Andreas Fault, oder im kleinen cm- Maßstab.
In diesen Scherzonen bilden sich nun abhängig von den Bildungsbedingungen und somit von dem Druck und der Temperatur, und den mechanischen Deformationsmechanismen andere Gesteine aus. (Abb.4).
Diese sind:
1. Kataklasite
2. Mylonite
3. Pseudotachylyte
Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten
Abbildung 4: Haupttypen von Störungsgesteinen in Abhängigkeit von der Tiefe (W. Passchier und R. Trouw, 2005).
Klassifiziert werden diese Gesteine nach ihrem Gefüge. Hier wird weiter unterteilt in einerseits ungegliedertes/willkürliches Gefüge und andererseits foliiertem Gefüge. Darüber hinaus wird unterschieden in kohäsive und inkohäsive Gesteine. Die weitere Unterteilung der kohäsiven Gesteine basiert auf der Korngröße. Bei den kohäsiven Gesteinen basiert diese Einteilung auf der tektonischen Reduktion der Korngröße vom Ursprungsgestein. Kataklasite, Mylonite und Pseudotachylyte gehören zu den kohäsiven Gesteinen (Tabelle 1). Deren charakteristische Merkmale und Entstehung werden ich im Folgenden näher beschreiben.
3.1 Kataklasite
Kataklasite sind Gesteine, die durch verteilt spröde, kataklastische Deformation geprägt sind. Sie werden in geringen Tiefen und bei vergleichsweise geringen Drücken gebildet. Kataklasite zeichnen sich hauptsächlich durch ein richtungsloses Gefüge aus. Eine gebräuchliche Unterteilung der Kataklasite, als auch der Mylonite (Kapitel 3.2), wird vorgenommen nach Ihrem Matrixanteil (nach Sibson, 1977b und Scholz, 2002).
Die Unterteilung lautet:
- Protokataklasite
- (Meso-) Kataklasite
- Ultrakataklasite
Diese Unterteilung (Tabelle 1) ist jedoch willkürlich. Beispielsweise würde ein Matrix- anteil von 10% (somit würde es sich um einen Protokataklasit handeln) bedeuten dass nur 10% des Gesteins „deformiert“ wurde, bzw. eine Veränderung durchlebt hat. Es gibt jedoch keine festgelegte Definition, die einen Kataklasit von einem Ultrakataklasit unterscheidet. Meist bestehen Kataklasite aus ungerundeten, eckigen, scharfen Komponenten, bedingt durch die spröde Deformation, die sie durchlebten.
3.2 Mylonite
Mylonit bezeichnet ein Gestein, das durch starke duktile Deformation entstanden ist. Die Bezeichnung bezieht sich nur auf das Gefüge und nicht auf die Mineralzusammensetzung. Dies gilt auch für die Kataklasite. Die Bildung eines Mylonits geht im Vergleich zum Kataklasit, mit höheren Drücken und Temperaturen einher. Sie werden aus diesen Gründen dem unteren Krustenabschnitt zugeordnet (Abb. 3). Mylonite können in allen Gesteinstypen vorkommen, und in Maßstäben von Millimetern bis hin zu Kilometern auftreten (Passchier und Trouw, 2005).
Auch die Mylonite werden nach ihrem Matrixanteil weiter unterteilt (nach Sibson, 1977b und Scholz, 1990) in:
- Protomylonite
- (Meso-) Mylonite
- Ultramylonite
Des Weiteren gibt es weitere Unterteilungen, bei der die Mylonite nach ihrer Mineralogie, in welcher sie sich gebildet haben, eingeteilt werden. Ein Beispiel hierfür ist z.B. Granodiorit-Mylonit, Quarz-Mylonit. Darüber hinaus kann man die Mylonite nach ihrem Metamorphosegrad, sprich bei welchen Drücken und Temperaturen es zu Ihrer Entwicklung kam einteilen. Beispiel hierfür wäre z.B. „high- grade mylonite“. Kennzeichnend ist bei den Myloniten, die ungewöhnlich regelmäßige und planare Foliation und klare Lineation. Viele Mylonite beinhalten Porphyroklasten, welche Überreste von resistenten Mineralen sind, die eine größere Festigkeit aufweisen (z.B. Granat). Typisch für einen Mylonit ist auch die Feinkörnigkeit gegenüber dem Nebengestein und die stärker gerundeten Komponenten, die durch Bewegungs- vorgänge im Gestein erzeugt werden. Sie stammen aus einem ursprünglich grobkörnigeren Gestein, welches Rekristallisation und Deformation erfuhr. Im ursprünglich feinkörnigen Gestein, besonders wenn keine Korngrößenreduktion stattgefunden hat, kann die Gesamtlineation fehlen, selbst wenn der „strain“ hoch ist. Die Lineation dominiert dann wieder bei hochgradiger Deformation. Unverkennbar ist die „wellige Struktur“ und die abnehmende Intensität der mylonitischen Foliation, je weiter man sich vom Zentrum der Scherzone entfernt.
3.3 Pseudotachylyte
Pseudotachylyte setzen sich aus einer dunklen (meist schwarzen, dunkelbraunen, grünen, oder roten) Matrix mit kleineren Einschlüssen von Mineralen zusammen (Passchier und Trouw, 2005). Sie zeichnen sich durch eine venenartige Struktur aus. Des Weiteren handelt es sich zumeist um ein feinkörniges Material. Sie entstehen durch starke, schlagartige Temperaturerhöhungen, bei dem das Gestein lokal aufschmilzt und durch eine rasche anschließende Abkühlung, bei der sich eine glasartige Struktur bildet. Daher bekamen die Pseudotachylyte auch ihren Namen, da die Tachylite auch eine glasartige Struktur besitzen. Diese sind jedoch vulkanischen Ursprungs. Pseudotachylyte werden als ein Indikator für sehr hohe „strain“ raten und deshalb auch als Anzeichen für Erdbebenaktivität interpretiert (Spray, 1995).
Typischerweise haben Pseudotachylyte eine Breite von < 1 cm. Sie entstehen zumeist in der oberen bis mittleren Kruste (Abb.4) (in der Übergangszone), wo spröd- duktile Deformationsmechanismen zu ihrer Bildung führen. Charakteristischerweise kommen Pseudotachylyte in trockenen, niedrig-porösen Gesteinen vor, wie Graniten, Gneisen, Amphiboliten, da die Anwesenheit von Fluiden in porösen Gesteinen, die effektive Belastung über einer Verwerfungsebene vermindert (Passchier und Trouw, 2005).
Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten
Tabelle 1: Klassifikation der Gesteine in Störungszonen (nach Sibson, 1977).
4. Methodik
Meine Arbeit besteht darin, mit Hilfe von optischen Methoden, die Scherzonen zu analysieren. Aus den Gesteinsproben, die aus der Sesia- Zone genommen wurden, wurden Dünnschliffe erstellt. Diese Dünnschliffe sind mit folgenden mikroskopischen Methoden untersucht worden:
- Polarisationsmikroskop
- Rasterelektronenmikroskop
- Kathodolumineszenzmikroskop
4.1 Polarisationsmikroskop
Ein Polarisationsmikroskop ist ein Lichtmikroskop, welches mit polarisiertem Licht arbeitet. Mit ihm kann man Gesteine auf ihre Zusammensetzung, ihr Gefüge und ihre Textur untersuchen. Gearbeitet habe ich mit einem 12.5 Okular und verschiedenen Objektiven (2x; 10x). Die Bilder, die gemacht wurden, wurden einerseits im linear polarisierten Licht und andererseits bei gekreuzten Polarisatoren angefertigt. Mit dem Polarisationsmikroskop wurden die (Ursprungs-) Gesteinszusammen- setzungen, die Korngrößen, die Kornformen, die Winkelbeziehungen zwischen der Scherzone und der Schieferung der Glimmerschiefer und Besonderheiten der sechs Dünnschliffe aufgenommen.
4.2 Rasterelektronenmikroskop
Das Rasterelektronenmikroskop (REM), oder auch SEM (Scanning electron microscope) ist ein Elektronenmikroskop, bei dem ein Elektronenstrahl in einem Raster über das Objekt geführt wird. Hier wird die Wechselwirkung zwischen den Elektronen und dem Objekt genutzt. Das Rasterelektronenmikroskop wurde hier verwendet, da es eine hohe Schärfentiefe/ Auflösung aufweist, und damit gegenüber dem Polarisationsmikroskop einen großen Vorteil hat.
Ein REM besteht aus einer Elektronenquelle (Kathode), Detektoren, Spulen und Linsen (Abb. 5). Die Elektronenquelle produziert Elektronen, die mit Hilfe von einer Hochspannung (im Bereich von 5-25kV) beschleunigt werden. Ich habe mit einer Spannung von 20kV gearbeitet. Diese Elektronen werden dann durch eine Kondensatorlinse geführt und von der Objektivlinse auf das Objekt projiziert. Der Elektronenstrahl „reagiert“ mit den Atomen des Objektes, und produziert Sekundärelektronen, Rückstreuelektronen („Backscatter electrons“) und Röntgenstrahlung, die mit dem REM detektiert werden können.
Die Menge an Elektronen die emittiert werden, oder wieder rückgestreut werden (BSE-Signal), in einem Volumen eines Materials, ist proportional zur Atomzahl (Z) der vorhandenen Elemente der Minerale. Dies kann man am REM mit dem BSEDetektor durch unterschiedliche Grautöne erkennen. Gearbeitet wurde mit einem LEO 1530 Elektronenmikroskop.
Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten
Abbildung 5: Funktionsprinzip eines Rasterelektronenmikroskops (Eggert, 2005).
Bei dem Auftreffen der Elektronen auf die Probe entstehen mehrere Arten von Elektronen (Abb.6) und Strahlungen. Diese wären:
- Rückgestreute Elektronen (BSE)
- Sekundärelektronen (SE)
- Gebeugte Elektronen
- Bremsstrahlung
- Charakteristische Röntgenstrahlung
Die verschieden Arten der Bilderzeugung am Rasterelektronenmikroskop, die ich genutzt habe, möchte ich im Folgenden etwas näher ausführen.
4.2.1 Sekundärelektronen
Sekundärelektronen (SE) sind Elektronen, die aufgrund des Elektronenbeschusses aus der Probe entweichen (Abb.6). Sie verfügen nur über geringe Energien von < 50 eV. Die Sekundärelektronen werden verwendet, um die Probenoberfläche darzustellen.
Hier können sie von einem Detektor detektiert werden um ein Bild zu erzeugen.
Nur diese Elektronen, die in wenigen Nanometern der Oberfläche entstehen, können entweichen.
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Abbildung 6: Darstellung der Signale die im REM genutzt und dargestellt werden (Flegler et al., 1995).
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- Quote paper
- Patrycja Jakschik (Author), 2008, Scherzonen in eklogitischen Glimmerschiefern der Sesia Zone, Westalpen, Munich, GRIN Verlag, https://www.grin.com/document/135903
