Störungen können sich über viele Größenordnungen, von mehreren hundert Kilometern umfassenden Strukturen in der Lithosphäre und der Erdkruste bis zu Mikro- und Nanometer kleinen Dislokationen in Kristallen lokalisieren: Die verschiedenen Deformationsmechanismen von Störungen werden vor allem durch Druck, Temperatur und Deformationsrate kontrolliert. Zwei Endglieder werden unterschieden:
1. Bei der spröden (bruchhaften) Deformation verliert das Gestein seinen Zusammenhalt und zerbricht an Störungsflächen (in den obersten ca. zehn Kilometern vorherrschend).
2. Bei der plastischen Deformation kann das Gestein bruchlos fließen, ohne dass es seinen Zusammenhalt verliert (dominanter Deformationsmechanismus tiefer als etwa 10 Kilometer).
Plattentektonische Bewegungen werden an Störungen aufgenommen und sind teilweise mit hoher seismischer Aktivität verbunden. Aus diesem Grund stehen Störungen seit längerer Zeit im Zentrum erdwissenschaftlicher Forschungen. An Störungen gebunden findet man viele mineralische und fossile Rohstoffe, ein Umstand, der das große Interesse der Kohlenwasserstoffindustrie an der Erforschung von Störungen begründet. Die folgenden drei Themen sollen als Beispiel für moderne quantitative Forschung an Störungen dienen.
Flache oder steile Störungen?
Gebiete mit großer Extension der Erdkruste sind durch flache (< 30° Einfallswinkel) und steile (> 60° Einfallswinkel) Störungssysteme gekennzeichnet. Mechanischen Überlegungen zufolge stellen flach einfallende Störungen bei horizontaler Krustenextension insofern ein Problem dar, als der Reibungswiderstand von natürlichen Gesteinen eigentlich eine Bewegung an den Störungen verhindern sollte. Zwei Hypothesen werden unter den Wissenschaftlern diskutiert:
1. Die flachen Störungen sind durch Rotation aus zunächst steilen Störungen entstanden.
2. Flach einfallende Störungen sind in ihrer flachen Orientierung entstanden, jedoch hat ein noch weitgehend unbekannter Prozess den Reibungswiderstand an der Störung dramatisch abfallen lassen und so eine Bewegung ermöglicht.
Neue geologische Untersuchungen von fossilen, an die Erdoberfläche exhumierten Störungszonen in den West Kykladen (Griechenland) zeigen, dass dort steil und flach einfallende Störungen gleichzeitig aktiv waren. Interessanterweise haben flache und steile Störungssysteme völlig andere Deformations¬mechanismen: Die steilen Störungen, mit relativ geringem Versatz, sind ausschließlich spröd deformiert und häufig mit Paläoerdbeben (erhalten in Form von durch Reibungswärme geschmolzenen Gestein, sogenannten Pseudotachyliten) assoziiert.
In flachen Störungen hat sowohl plastische als auch spröde Deformation stattgefunden. Der Versatz beträgt einige Kilometer bis Zehner-Kilometer, wobei jedoch keine Paläoerdbebenaktivität festgestellt werden konnte. Da beide Störungssysteme mit granitischen Intrusionen zeitgleich aktiv waren, kann mittels geochronologischer Datierungen das Alter der Bewegungen auf neun bis sieben Millionen Jahre bestimmt werden. Gerechnet auf den Versatz an den flach einfallenden Störungen ergeben sich Dehnungsraten von 0,5 bis 1,5 cm/Jahr, ein Betrag, der etwa den heutigen Dehnungsraten am Golf von Korinth entspricht.
Die Hypothese, dass flache Störungen durch Rotation aus zunächst steilen Störungen entstanden sind, kann somit zumindest für die Störungssysteme in den Westlichen Kykladen ausgeschlossen werden. Ein spezifischer Deformationsmechanismus muss den Reibungswiderstand signifikant verringert und somit die Bewegung an den Störungen ermöglicht haben. Untersuchungen mit dem Elektronenmikroskop von stark gescherten Gesteinen in flachen Störungen zeigen einen Übergang von Drucklösungsdeformation (der Reibungswiderstand erhöht sich mit zunehmender Deformationsrate) zu sprödem Zerbrechen und abrasivem Rollen von wenigen Mikrometer bis Nanometer kleinen Gesteinspartikeln. Dieser Deformationsmechanismus kann den Reibungswiderstand stark reduzieren und auf die Mechanik von flach einfallenden Störungen einen wichtigen Einfluss ausüben.
Störungsmechanik: Verformung an Störungen
Der Versatz an Störungen erzeugt komplexe heterogene Deformationsfelder im umgebenden Gestein. Diese Deformationsfelder können Verfaltungen (Schleppungen) von Gesteinsschichten an den Störungen erzeugen. Die Deformationsfelder, welche hauptsächlich Funktionen eines Versetzungsgradienten an den Störungen sind, entstehen maßstabsunabhängig an Störungen vom Nanometer bis Zehner-Kilometer-Bereich.
Dreidimensionale strukturelle Modelle von Störungen zeigen, dass die progressive Entwicklung von natürlichen Störungssystemen aus komplexen dreidimensionalen Deformationsfeldern resultiert. Dabei kommt es zur Verbindung von ursprünglich isolierten Segmenten, welche zu einem Netzwerk von teilweise verbundenen und isolierten Störungen führt. Durch die genaue dreidimensionale Kartierung des komplexen Störungsnetzwerkes kann ein räumlicher Zusammenhang von Schleppung, Versetzungsgradient und Raumlage der Störung gezeigt werden. Mit Hilfe von mechanischen numerischen Modellen (Randelementmethode) von dreidimensional strukturell kartierten, natürlichen Störungssystemen, kann die Entwicklung der Störung (z.B. Zusammenwachsen von vorerst isolierten Segmenten) rekonstruiert werden, respektive weitere Entwicklungen vorausberechnet werden.
Diese noch in der Entwicklung stehende Methode hat großes Potenzial und könnte in der Interpretation von Seismik in der Kohlenwasserstoffexploration, in der probabilistischen Vorhersage von Erdbeben sowie in mikrotektonischen Untersuchungen über das Materialverhalten von Gesteinen eingesetzt werden.
Einfluss von Mikro-Störungen auf das Materialverhalten
Im Bereich der plastischen Deformation rekristallisieren Mineralkörner durch einen Prozess, welchen man Subkornrotation nennt, zu neuen, kleineren Mineralkörnern mit unterschiedlicher Raumlage der optischen Achsen. Die optische Orientierung der Mineralkörner, ihre geometrische Form und die Raumlage können unter dem Elektronenmikroskop mit Hilfe des EBSD-Verfahrens (vom englischen Electron Back Scatter Diffraction) kartiert werden. Die Untersuchungen haben gezeigt, dass die Rekristallisation zu neuen kleinen Körnern an Zonen mit erhöhtem Differentialstress (= Differenz zwischen maximaler und minimaler Normalspannung), wie zum Beispiel entlang von Korngrenzen, stattfinden. Weniger bekannt ist, wo sich Zonen der beginnenden Rekristallisation innerhalb der Mineralkörner lokalisieren.
Plastische Störungszonen in Quarziten zeigen reliktische Quarzkörner, welche in einer durch Subkornrotation fein rekristallisierten Matrix schwimmen. Diese Körner sind durchsetzt von etwa 50 Mikrometer kleinen Mikrostörungen, an welchen sich, unter dem optischen Mikroskop deutlich sichtbar, das Kristallgitter des Quarzes verbiegt.
Da die Rekristallisation durch Subkornrotation unter anderem von der regionalen Spannungsverteilung abhängig ist, kann, unter Annahme eines elastischen Materialverhaltens, die Verteilung der Normal- und Scherspannungen um eine Mikrostörung mit numerischen Modellen berechnet werden. Die kontourierten Spannungsverteilungen zeigen vier, um die Störung diametral verteilte, Loben mit deutlich erhöhter Differentialspannungsverteilung. EBSD-Karten der Mikrostörungen zeigen eine sehr ähnliches, diametrales Verteilungsmuster der durch Subkornrotation rekristallisierten Körner. Die Mikrostörungen in den Quarzkörnen sind demnach eine wichtige Voraussetzung, um den Prozess der Subkornrotation innerhalb der Quarzkörner in Gang zu setzen.
Störungen können sich über viele Größenordnungen lokalisieren. Obwohl der Deformationsmechanismus innerhalb der Störungszonen völlig verschieden sein kann (z.B plastisch und/oder spröd), sind die Deformationsfelder, welche durch den Versetzungsgradienten im umgebenden Gestein erzeugt werden, oft sehr ähnlich. Die Auswirkung von Versatz an Störungen auf die Spannungsverteilung im umgebenden Gestein kann mit numerischen Methoden in zwei und drei Dimensionen berechnet und somit vorausgesagt werden.
Bernhard Grasemann hat seit Juni 2007 die Professur für Allgemeine Geologie und Geodynamik an der Fakultät für Geowissenschaften, Geographie und Astronomie inne. Seine Antrittsvorlesung fand am Mittwoch, 21. November 2007, um 17 Uhr im Kleinen Festsaal der Universität Wien statt. |
