Geologisches Oberseminar · 2003. 6. 22. · Geologisches Oberseminar Post cretaceous – cenocoic...

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Post Cretaceous – Cenocoic faulting in Tibetquantified by GPS geodesy & cosmogenic dating

Betreuer: Prof. Dr. L. RatschbacherBearbeiter: Falk Schreiter

Geologisches OberseminarPost cretaceous – cenocoic faulting in Tibet quantified by GPS geodesy & cosmogenic dating

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Inhalt

1. Lithosphärenmodelle in Tibet

1.1.Modelle nach TAPPONNIERet al 1982 und nach ENGLAND&

HOUSEMAN1986

1.2.Modell nach ZHAO& MORGAN1987; BIRD 1991; MASEKet al

1994; ROYDEN1996

2. Weshalb werden diese Messungen gemacht?

3. Methoden zur quantitativen Bestimmung der Versatzraten

an Seitenverschiebungen

3.1.direkte Messungen

3.2.indirekte Messungen

4. Grundlagen der Altersbestimmung mittels kosmogener

Isotope

5. Durchführung und Ergebnis einer Versatzratenbestimmung

mittels kosmogener Elemente an der Kunlun Störung


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1. Lithosphärenmodelle

Durch die andauernde Kollision zwischen Indien und Asien zählen der Himalaja

und das nördlich angrenzende Hochland von Tibet zu den tektonisch aktivsten

Regionen der Erde. Da hier die Versatzraten an den Störungen mehrere Zentime-

ter im Jahr betragen, ist das Hochland von Tibet das optimale Untersuchungsge-

biet zur Erforschung der Interaktion von Kruste und lithosphärischem Mantel bei

der Deformation, sowie auch zur Entwicklung neuer Deformationsmodelle.

Für Tibet gibt es zwei Deformationsmodelle, die sich vor allem im Zusammen-

wirken der oberen Kruste und des lithosphärischen Mantels erheblich unterschei-

den. Hier eine Zusammenfassung zu diesen Modellen:

(aus AN YIN 2000)

1.1. (nachTAPPONNIERet al 1982; ENGLAND& HOUSEMAN1986)

In diesen Modellen wird angenommen, dass die Lithosphärendeformation

vertikal uniform stattfindet. Dies bedeutet, dass man von der oberen Krus-

te, bis hinein in den oberen Mantel die gleiche Verformungsgeschichte

annimmt. Außerdem, dass die Verteilung der Verformung homogen, und

somit für alle Lithosphärenbereiche gleich ist. Während Tapponnier ein

Modell plastischer Rheologie verwendet (Plastelinemodell), arbeiteten

England & Houseman mit der Idee einer Fluidartigen Schicht, auf der sich

die Krustenblöcke „konfus“ mit dieser Schicht mitbewegen.

1.2. (nach ZHAO & MORGAN 1987; BIRD 1991; MASEK et al 1994; ROYDEN

1996)

Diese Gruppe postuliert, die Existenz einer schwachen Unterkruste der

kontinentalen Lithosphäre. Die Oberkruste und der Lithosphärische Man-

tel besitzen während der Indien – Asien Kollision verschiedene kinemati-

sche Muster und Verformungsgeschichten. Dies ist die Vorraussetzung für

eine mögliche Injektion und Diffusion von tiefkrustalem Material in li-

thosphärische Bereiche. Außerdem ist die Existenz dieser schwachen Un-

terkruste die Vorraussetzung für die Entwicklung von subhorizontalen De-

tachment’s in der mittleren und unteren Kruste. (BURCHFIEL et al 1989;

ZHAO et al 1993; HAUCK et al 1998)


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2. Weshalb werden diese Messungen gemacht?

Anhand quantitativer Messungen an großen Störungen, wie zum Beispiel der

Kunlun- oder der Altyn Tagh Störung wird versucht, den Verlauf der bei der In-

dien – Asien Kollision entstehenden Spannung, und deren Abbau zu rekonstruie-

ren.

3. Methoden zur quantitativen Bestimmung der Versatzraten an Seiten-

verschiebungen.

Um die Beträge des Versatzes an Seitenverschiebungen zu ermitteln gibt es meh-

rere Möglichkeiten.

Abb.:1 Übersichtskarte der Indien – Asien Kollision mit angegebenenBewegungsrichtungen (nach TAPPONNIERet al, 1986)


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3.1. Direkte Messungen

Messungen, bei denen mittels Messreihen innerhalb von einem oder meh-

reren Jahren die Versatzrate an der Störung direkt ermittelt wird. Dies ist

beispielsweise mittels GPS möglich. Dabei werden beidseitig der Störung

GPS Antennen installiert. Nun werden in zeitlichen Abständen die Koor-

dinaten dieser Punkte gemessen, und aus deren Änderung der Versatz der

Störung berechnet.

3.2. Indirekte Messungen

Messungen, bei denen der Versatz der Störung aus dem Versatz von

geomorphologischen Markern ermittelt wird.

Hervorragend eignen sich hierzu von einer Störung durchschnittene

Flussterrassen. Deren Alter kann bestimmt werden, und danach anhand

des gemessenen Versatzes und des Alters die Versatzrate ermittelt wer-

den.

4. Grundlagen der Altersbestimmung mittels kosmogener Elemente

Durch die Einwirkung hochenergetischer kosmischer Strahlung werden in der

Atmosphäre oder in der Erdoberfläche instabile Isotope ständig neu gebildet. Die

Bildungsrate dieser Isotope wird dabei durch die Aktivität der Sonne, des Erd-

magnetfeldes, räumlichen und zeitlichen Änderungen beeinflusst. Durch die Än-

derung der Sonnenaktivität unterliegt die Intensität der kosmischen Strahlung e-

benfalls Änderungen. Die Stärke des Erdmagnetfeldes beeinflusst die Abschir-

mung gegen diese Strahlung, und somit die Dichte der auf die Erdoberfläche auf-

treffenden Strahlungsenergie. Aufgrund der Inklination der Magnetfeldlinien an

den Polen, erfolgt in diesen Bereichen ebenfalls eine geringere Abschirmung ge-

gen die kosmische Strahlung.

Die Bestrahlungsalter (Zeitdauer, die das beprobte Gestein der kosmischen Strah-

lung ausgesetzt war) werden in der Regel mit Hilfe langlebiger Radioniklide er-

rechnet. Dies geschieht beispielsweise mit10Be, 26Al oder 53Mn. Zur Altersbe-

stimmung ist es vorteilhaft zwei verschiedene Radionuklide zu kombinieren. Da

in diesem Falle das Verhältnis zweier Elemente eingeht, ist diese Methode gegen-

über tiefenabhängigen Variationen der Produktionsrate relativ unempfindlich.


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Zur Datierung in der Erdoberfläche eignen sich in besonderem Maße die Isotopen26Al und 10Be.

Das 26Al Isotop entsteht entweder durch kosmische Strahlung aus Argon in der

Atmosphäre, aus welcher es wiederum ausgewaschen und im Sediment eingela-

gert wird, oder es entsteht direkt im Quarz exponierter Gesteinsoberflächen.26Al

zerfällt mit einer Halbwertszeit von 716.000 Jahren zu26Mg. Vor allem in Kom-

bination mit der10Beryllium Datierung, eignet sich die26Aluminium Datierung

für Eiskerne, Tiefseesedimente und für die Ermittlung von Oberflächenexpositi-

onsaltern im Bereich zwischen 10ka und 10Ma.

Die Grundlage der Beryllium Datierung ist das10Be Isotop, welches auch durch

kosmische Strahlung in der Atmosphäre aus Sauerstoff oder Stickstoff entsteht

und ebenfalls über den Niederschlag in terrestrische oder marine Sedimente ge-

langt. Es zerfällt mit einer Halbwertszeit von 1,51 Ma unter Aussendung von H-

(ß- Zerfall) zu9Be. Auch hier ist die Bildungsrate vor allem von der Sonnenaktivi-

tät und dem terrestrischen Magnetfeld abhängig.

Die Einlagerung der Isotope in die Sedimente unterliegt klimatischen Einflüssen.

Da der exogene Stoffkreislauf nur unzureichend bekannt ist, ist10Be einzeln nur

eingeschränkt zur Datierung geeignet. Diese Methode wird vornehmlich zur Al-

tersbestimmung von limnischen oder Tiefseesedimenten benutzt. Ein relativ ge-

ringer Anteil von10Be entsteht in situ in den sich an der Erdoberfläche befindli-

chen Quarz Mineralen. Die Altersbestimmung dieser lässt sich in Kombination

mit der26Al Datierung gut zur Bestimmung von Expositionsaltern anwenden.

Bei der Altersbestimmung durch kosmogene Elemente werden Proben aus der

Gesteinsoberfläche entnommen, und die Verhältnisse der darin enthaltenen Isoto-

pen massenspektrometrisch untersucht. Da die Intensität der kosmischen Strah-

lung exponentiell mit der Eindringtiefe in das Gestein abnimmt, ist eine Bildung

der 26Al beziehungsweise10Be Isotopen bis maximal 2m Tiefe unter der Erdober-

fläche möglich. Eine wirklich effiziente Bildung ist jedoch nur bis in wenige cm

Tiefe möglich. Die so erst mit der Exposition der Gesteine einsetzende Isotopen-

bildung macht diese Datierungsmöglichkeit optimal zur Bestimmung des Exposi-

tionsalters.

Das Problem bei dieser Methode der Altersbestimmung liegt in der Einberech-

nung der Neubildungsrate von kosmogenen Elementen während das Gestein ex-


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Abb. 2.: Geschwindigkeitsfeld, relativ zu Siberia, hergeleitet aus dem am besten passendenvier – Block Modell (nach AVOUAC & T APPONNIER1993)

poniert liegt, da auf diese Weise die Verhältnisse zwischen Mutter- und Tochter-

isotop im Gestein verändert werden. Um möglichst genaue Messungen durchfüh-

ren zu können empfiehlt es sich, mit einem Beschleunigermassenspektrometer zu

arbeiten.

5. Durchführung und Ergebnis einer Versatzratenbestimmung mittels

kosmogener Elemente an der Kunlun Störung

(nach J.VAN DER WOERDet al)

Die konkurrierenden Deformationsmodelle im Kontinentmaßstab unterscheiden

sich in einigen maßgeblichen Punkten. Dazu gehört der relative Betrag der Ver-

kürzung, der von Seitenverschiebungen aufgenommen werden kann.

Um eine quantitative Bewertung der Verformung und deren Verteilung durchfüh-

ren zu können, ist eine genaue Bestimmung der Versatzraten entlang von Auf-

schiebungen, und Seitenverschiebungen nötig.


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Das nachfolgende Beispiel zeigt die Ergebnisse einer Altersdatierung durch kos-mogene Elemente an Flussterrassen im Xidatan Tal, welche eine Rekonstruktionder holozänen Versatzrate an der Kunlun – Störung in Nordost Tibet ermöglicht.Sie ist eine der größten sinistralen Seitenverschiebungen der Indien – AsienKollisionszone. (TAPPONNIER& M OLNAR, 1977)

Der hier untersuchte Bereich der Störung befindet sich nahe des östlichen Endes

von Xidatan. Hier vereinigen sich mehrere Glescherbäche zu einem Strom, wel-

cher nur wenig flussabwärts von der Kunlun – Störung geschnitten wird. Das heu-

tige Flussbett mit seinen eingeschnittenen Terrassen liegt westlich seines größten

und ältesten Fächers. Dessen Sedimente stammen aus der weitesten vorgedrunge-

nen Gletschermoräne. Diese sind später vom Wasser eingeschnitten worden und

werden somit vor allen weiteren Aktionen des Flusses geschützt. Mit zunehmen-

der Einschneidung des Flusses werden die älteren Terrassen vom direkten Ein-

fluss des Wassers abgeschnitten und stromabwärts neue Alluvialfächer gebildet.

Diese Vorwärtsbewegung der Sedimentfächer steht in engem Zusammenhang mit

der „feuchtwarmen“ Klimaepisode, welche dem Abtauen der Gletscher folgte.

Abb. 3 Tektonische Übersichtskarte von Tibetnach Tapponnier


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Abb. 5. Skizze des Untersuchungsgebietes mit den dreiMarkerterrassen (van der Woerd)

Im untersuchten Gebiet befinden sich drei Hauptterrassen, die alle von der Stö-

rung geschnitten werden. Durch den an der Störung entstehenden Versatz werden

die Anstiege zwischen den einzelnen Terrassen versetzt. Dieser Versatz nimmt

mit zunehmendem Alter der

Terrassen ebenfalls zu. Die

Terrasse T0 ist die Höhe des

aktiven Flussbettes, T1’ die

Terrasse, auf welcher der

Fluss zuletzt aktiv war. T1 ist

die erste, für die Alters-

bestimmung relevante Schicht,

die sich rezent etwa 1,70m

über dem aktiven Flussbett

befindet. Für die Untersuchung wurden weiterhin noch die T2 und die T3 Terras-

sen verwendet, welche sich ~2,5m über T1 bzw.~5,5m über T2 befinden. T3 ist die

höchste Terrasse, und mit der ursprünglichen Oberfläche des Fächers gleichzuset-

zen. Es ist sichergestellt, dass T1 rezent nicht mehr unter dem Einfluss des Flusses

steht. Westlich des Flusses ist der Anstieg zur Terrassenfläche nicht gut ausge-

prägt und versumpft. Diese Gebiete sind im SPOT Sattelitenbild ( Abb. 6.) als

schwarze Flecken erkennbar.

Die beiden Anstiege von T1 zu T2 und von T2 zu T3 weisen im Bereich der Stö-

rung jeweils einen Versatz auf. Diese Versatzbeträge wurden zum einen per Hand

direkt im Gelände, über Luftbildauswertung und anhand der SPOT Satel-

Abb. 4. Geomorphologische Karte der von der Kunlun Störung geschnittenen Alluvi-alfächer und Terrassen in Zentral Xidatan (VAN DEN WOERDet al)


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Abb. 6. SPOT Sattelitenfoto des Untersuchungsgebie-tes (van der Woerd)

litenbilder ermittelt. Da-

bei haben sich Beträge

von 24 ± 3 m zwischen

T1 und T2 sowie von

33m± 4 m zwischen den

Terrassen T2 und T3 er-

geben. Danach hat man

auf den Oberflächen der

Terrassen, entlang 2

Störungsparalleler Tra-

versen insgesamt 29 Ge-

steinsproben entnommen,

die mittels 26Al und 10Be Altersbestimmungsmethode bearbeitet wurden. In der

unten folgenden Tabelle sind die ermittelten Alter aufgeführt.

Die Alter, welche auf T1 gemessen wurden sind deutlich bimodal verteilt. Die

jüngsten gemessenen Alter liegen zwischen 200 und 500 Jahren (∅ 278 ± 87 a)

Vier der Proben von T1, welche auf der östlichen Seite der Terrassen entnommen

wurden zeigen ein Alter von 1778± 388 a. Es wird angenommen, dass es sich


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Abb. 7. Diagramm der Probenalter (van der Woerd)

hier um das wahre Alter handelt, bei dem die Terrasse endgültig vom aktiven

Flusssystem getrennt wurde, während die jüngeren Alter einem einzelnen, nahezu

rezenten Ablagerungsereignis, wie Beispielsweise einer Jahrhundertflut, die sich

über die Terrasse T1 ausbreitete und diese partiell auswusch zugeschrieben. An

diesen Stellen kam es beim während des gleichen Flutereignisses später zu einer

erneuten Ablagerung von

Sedimenten, welche weiter

Stromaufwärts aus der Ab-

lagerungsebene erodiert

wurden. Diese Annahme

wird damit begründet, dass

das Alter von 1778± 388

a besser mit den Altern der

aus T2 und T3

entnommenen Proben

korrelierbar ist (siehe Abb.

7.) und zeigt, dass während dieses Flutereignisses nicht die gesamte Terrassenflä-

che wieder-aufgearbeitet und auch die an der Störung befindliche Versatzmarke

nicht beeinflusst wurde (Abb. 6.).

Die meisten Alter, die auf anderen Terrassen gemessen wurden sind als repräsen-

tativ anzunehmen, da es im Regelfall zu keiner Überschneidung mit den Altern

einer anderen Terrasse kommt. In der gesamten Testreihe existieren vier Mess-

werte, die stark von den übrigen Werten abweichen. Einer von diesen liegt auf T1,

zwei auf T2 und ebenfalls einer ist auf der Fläche T3 zu finden. Diese Proben ent-

hielten offenbar älteres, aufgearbeitetes und wiederabgelagertes Material aus dem

Oberlauf des Flusses.

Aktive Flussterrassen werden an ihrer Basis ständig durch den Fluss „verjüngt“.

Erst wenn die Basis eines solchen Anstieges vom Fluss verlassen wird kann dieser

als ein passiver Marker agieren, und den Versatz einer Störung aufnehmen.

Die Versatzbeträge zwischen T3/T2 und T2/T1 wurden mit den mittleren Altern der

Terrassen T2 und T1 koreliiert.

Die Kunlun Störung hat die Anstiege der Terrassen T3/T2 in 2914 ± 471 Jahren

um 33± 4m und der Terrassen T2/T1 in 1778± 388 Jahren um 24± 3m versetzt.


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Abb. 8. Korrelation der für die einzelnen Terrassen-stufen ermittelten Versatzbeträge, und dessich daraus ergebenden durchschnittlichenholozänen Versatzbetrages (van der Woerd)

Nimmt man konstante Slipraten an, so ergeben sich jährliche Versatzbeträge von

11,3 ± 3,2 mm und 13,5± 4,6 mm, aus welchen sich die holozäne sinistrale

Versatzrate entlang der

Störung im Ost-Xidatan

ermitteln lässt. Das gewichtete

Mittel der beiden Werte be-

trägt 12,1± 2,6 mm im Jahr.

(siehe Abb. 8.)

Die so ermittelte Versatzrate

ist mit in anderen Studien

ermittelten Werten vergleich-

bar, die zum Beispiel mittels

Thermoluminiszenz oder14C

Datierung ermittelt wurden.

Die mit 12,1mm / Jahr sehr hohe Sliprate zeigt, dass die Kunlun Störung einen

großen Teil der ostgerichteten Bewegungskomponente Tibets relativ zu Gobi auf-

nimmt.


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Literaturverzeichnis

• Holocene left-slip rate determined by cosmogenic surface dating on the

Xidatan segment of the Kunlun fault (Qinhai, China)

J. VAN DER WOERD; F.J. RYERSON; P. TAPPONIER; Y. GAUDEMER; R.

FINKEL; A.S. MERIAUX; M. CAFFEE; ZHAO GOUGUANG; HE QUNLU

Geology August 1998; Vol. 26; no.8; p.695-698

• Kinematic Model of active Deformation in Central Asia

JEAN PHILLIPE AVOUAC; PAUL TAPPONNIER

Geophysical Research Letters, Vol. 20, No. 10, p. 895-898, May 21, 1993

• Mode of Cenozoic east-west extension in Tibet suggesting a common ori-

gin of rifts in Asia during the Indo-Asian collision

AN YIN

Journal of Geophysical Research, Vol. 105, No. B9 Pages 21745-21759,

September 10, 2000

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