Studie av mikrostrukturer i karbonatslagkäglor från nedslagsstrukturen Charlevoix, Kanada Vendela Haag Examensarbeten i geologi vid Lunds universitet, kandidatarbete, nr 532 (15 hp/ects credits) Geologiska institutionen Lunds universitet 2018
2
Studie av mikrostrukturer i karbonatslagkäglor från nedslagsstrukturen Charlevoix, Kanada Kandidatarbete Vendela Haag Geologiska institutionen Lunds universitet 2018 3
Innehåll 1 Introduktion... 7 2 Bakgrund... 7 2.1 Nedslagskratrar 7 2.1.1 Enkla kratrar 7 2.1.2 Komplexa kratrar 7 2.2 Slagkäglor 10 2.3 Nedslagsstrukturen Charlevoix 10 2.4 Tidigare studier 11 3 Metoder... 11 3.1 Bildanalys 11 3.2 Optisk mikroskopi 11 3.3 Svepelektronmikroskopi (SEM) 11 3.3.1 Provpreparation 12 3.3.2 Utförande 12 4 Resultat... 12 5 Diskussion... 15 5.1 Diskussion av resultat 15 5.2 Vidare undersökningar 15 7 Slutsatser... 16 8 Tack... 16 9 Referenser... 16 Bilaga 1... 18 Bilaga 2... 19 Omslagsbild: Den handstuff med slagkäglor som denna studie fokuserar på. Foto: Vendela Haag 4
Studie av mikrostrukturer i karbonatslagkäglor från nedslagsstrukturen Charlevoix, Kanada VENDELA HAAG Haag, V., 2018: Studie av mikrostrukturer i karbonatslagkäglor från nedslagsstrukturen Charlevoix, Kanada. Examensarbeten i geologi vid Lunds universitet, Nr. 532, 17 sid. 15 hp. Sammanfattning: Slagkäglor är konformade makro- megastrukturer med strieringar som divergerar från konens spets. De har endast observerats i nedslagsstrukturer, meteoriter och explosionskratrar, och är på jorden därför nästan unika för nedslagsstrukturer. På grund av detta kan slagkäglor användas för att identifiera nedslagsstrukturer samt ge kvantitativa data om dessa nedslagsstrukturer. Dock kan slagkäglor vara svåra att identifiera om de är dåligt definierade, eller om de har bildats i grovkorniga bergarter. Dessutom kan de likna andra typer av strukturer, som bildats av andra geologiska processer. Med hjälp av analyser i form av optisk mikroskopi och svepelektronmikroskopi (SE-, BSE-, EDS- och EBSDanalyser) har karbonatslagkäglor från nedslagsstrukturen Charlevoix i Kanada undersökts i sökandet efter en mikrostruktur som är unik för slagkäglor. En sådan mikrostruktur skulle kunna användas för att identifiera slagkäglor och kanske få reda på mer information om nedslaget. Studien har resulterat i att ingen unik mikrostruktur har kunnat konstateras i de undersökta slagkäglorna. Däremot är studien inte omfattande nog att kunna utesluta att en sådan mikrostruktur finns. Tecken på mikrodeformation i slagkäglor är tryckberoende, och dessutom är det kanske möjligt att de kan vara beroende av slagkäglans storlek, kvalitet och mineralsammansättning. Därför bör vidare undersökningar göras på karbonatslagkäglor från andra nedslagsstrukturer. Nyckelord: Slagkäglor, Charlevoix, nedslagsstruktur, nedslagskrater, mikrostruktur Handledare: Paula Lindgren, Carl Alwmark Ämnesinriktning: Berggrundsgeologi Vendela Haag, Geologiska institutionen, Lunds universitet, Sölvegatan 12, 223 62 Lund, Sverige. E-post: vendela.haag@hotmail.com 5
Study of microstructures on carbonate shatter cones from the Charlevoix impact structure, Canada VENDELA HAAG Haag, V., 2018: Studie av mikrostrukturer i karbonatslagkäglor från nedslagsstrukturen Charlevoix, Kanada. Dissertations in Geology at Lund University, No. 532, 17 pp. 15 hp (15 ECTS credits). Abstract: Shatter cones are conical macro- mega structures with striations that diverge from the apex of the cone. They have only been observed in impact structures, meteorites and explosion craters, and is on earth therefore almost unique for impact structures. Because of this, shatter cones can be used to identify impact structures and give quantitative data about these impact structures. However, shatter cones can be difficult to identify if they are poorly developed, or if they have formed in coarse-grained rocks. They can also be similar to other types of structures formed by different geological processes. Using analyzes in the form of optical microscopy and scanning electron microscopy (SE-, BSE-, EDS- and EBSD-analyzes), carbonate shatter cones from the Charlevoix impact structure in Canada have been examined in search after a microstructure that is unique to shatter cones. Such a microstructure could be used to identify shatter cones and perhaps to find out more information about the impact. This study has resulted in that no unique microstructure have been identified in the examined shatter cones. However, the study is not comprehensive enough to exclude the possibility of such a microstructure. Signs of microdeformation in shatter cones are pressure dependent, and perhaps they depend on the cone size, development and mineral composition of the shatter cone as well. Therefore, further investigations should be made on carbonate shatter cones from other impact structures. Keywords: Shatter cones, Charlevoix, impact structure, impact crater, microstructure Supervisor(s): Paula Lindgren, Carl Alwmark Subject: Bedrock Geology Vendela Haag, Department of Geology, Lund University, Sölvegatan 12, SE-223 62 Lund, Sweden. E-mail: vendela.haag@hotmail.com 6
1 Introduktion Bland geologer i de flesta fält är det välkänt att chockad kvarts kan användas för att identifiera, och kategorisera, förhistoriska nedslagskratrar. Genom att titta på mineralet i mikroskop går det att se om ett kvartskorn har blivit chockat eller inte på grund av vissa unika mikrostrukturer. Vad som inte är lika känt är att även slagkäglor kan användas för att identifiera en nedslagsstruktur. Slagkäglor (eng. shatter cones) är konformade makro- megastrukturer med divergerande strieringar som kan bildas i nedslagskratrar. Då de bildas vid tryck som överstiger det tryck som genereras vid konventionella geologiska processer är slagkäglor nästan unika för nedslagsstrukturer, och har i övrigt endast observerats i storskaliga explosionskratrar (Bunch & Quiade, 1966; Roddy & Davis, 1977) och meteoriter (Dietz, 1966). Omfattande forskning kring slagkäglor kan leda till att de inte bara kan användas för att hitta en nedslagsstruktur, utan även för att kvantitativt uppskatta t.ex. nedslagsstrukturers diameter (Osinski & Ferrière, 2016). Slagkäglor kan dock kan vara svåra att upptäcka i vissa bergarter och särskilja från andra liknande geologiska strukturer. Syftet med detta projekt är att undersöka om slagkäglor i karbonatbergarter uppvisar en unik mikrostruktur som kan vara diagnostiserande för slagkäglor och därmed för en nedslagsstruktur, samt om dessa eventuella mikrostrukturer även kan användas för att avgöra chockvågens riktning. Dessa mikrostrukturer skulle kunna användas för att särskilja slagkäglor från andra, ej nedlagsrelaterade, strukturer samt för att i större utsträckning kunna identifiera och utforska nedslagsstrukturer. Arbetet baseras på slagkäglor i karbonatbergart från nedslagsstrukturen Charlevoix i Kanada och utförs med mikroskopiska analyser i form av optisk mikroskopi och svepelektronmikroskopi. 2 Bakgrund 2.1 Nedslagskratrar När en projektil träffar markytan med hög hastighet och högt tryck sprids en chockvåg i marken, och målbergarten påverkas så att karaktäristiska strukturer bildas. Detta resulterar i en nedslagskrater vars bildning delas in i tre stadier: Kontakt och kompression, utschaktning samt modifikation (Gault et al., 1966). Kontakt och kompression sker så fort projektilen får kontakt med marken och varar som mest bara i några sekunder. Tryck som kan överstiga 100 GPa uppstår vid nedslagspunkten, och det höga trycket påverkar både projektilen och målbergarten vilket leder till att smältning samt förångning förekommer. Trycket minskar med större avstånd från nedslagspunkten, och i ett stort område råder 10 50 GPa. I detta område förekommer chockdeformation (French, 1998). På ännu större avstånd från nedslagspunkten sjunker trycket ytterligare, och vid kraterns rand kan trycket ligga på 0,01 3 GPa, beroende på geologiska förhållanden (Kieffer & Simonds, 1980). Sänkan som bildas, som till en början är ungefär lika stor som själva projektilen, börjar växa redan under detta stadie (Melosh, 1989). I utschaktningsstadiet expanderar chockvågorna vilka delvis reflekteras och bildar frisläppsvågor (eng. release waves), och en s.k. tillfällig krater bildas. Benämningen tillfällig krater betyder att den kommer påverkas av gravitation och därmed fortsätta utvecklas (Melosh, 1989). Berggrunden bryts upp och pressas ut från nedslagspunkten vilket resulterar i en skålformad sänka (French, 1998). Eftersom trycket är högt även långt från nedslagspunkten kastas material ut även där, och den slutliga kratern kan ha 20 30 gånger större diameter än projektilen (French, 1998). Upplyftande av ytliggande berg leder till att den tillfälliga kraterns rand bildas. När chockvågorna och frisläppsvågorna inte längre har tillräckligt mycket energi för att kunna omplacera material slutar den tillfälliga kratern att växa och utschaktningsstadiet avslutas. Förloppet brukar enbart ta upp till 2 minuter (French, 1998), varefter modifikationsstadiet tar vid. Modifikationsstadiet beror, till skillnad från de andra stadierna, inte på processer associerade med nedslaget. Eftersom chockvågorna i detta skede inte längre har förmågan att påverka berggrunden är det istället konventionella faktorer som styr den tillfälliga kraterns utveckling, t.ex. gravitation. De inledande och största modifierande processerna tar bara några minuter (Melosh, 1989), men därefter har modifikationsstadiet inget tydligt avslut då processerna gradvis övergår till konventionella geologiska processer, t.ex. erosion och sedimentation. En enkel definition är att modifikationsstadiet avslutas när saker slutar falla (French, 1998). I vilken utsträckning den tillfälliga kratern modifieras i modifikationsstadiet beror framför allt på kraterns storlek. Medan små tillfälliga kratrar modifieras i liten grad, kan stora tillfälliga kratrar utsättas för stora strukturella förändringar. Tre typer av slutliga nedslagsstrukturer har klassificerats beroende på i vilken utsträckning den tillfälliga kratern modifieras: enkla kratrar, komplexa kratrar och multiringkratrar (French, 1998). Här kommer dock multiringkratrar utelämnas på grund av bristande relevans. 2.1.1 Enkla kratrar Små tillfälliga kratrar som inte förändras mycket i modifikationsstadiet ger upphov till enkla kratrar. Dessa har enbart modifierats genom omplacering av små mängder utkastat material och genom begränsad kollaps av kraterväggarna (French, 1998) (Fig. 1). Till följd av dessa processer kan kraterns diameter växa med ungefär 19% (Melosh, 1989). Kratern fylls även med utkastat material, samt material från dess väggar och rand, till ungefär halva sitt djup (French, 1998). I övrigt bevaras i stor utsträckning den tillfälliga kraterns morfologi. 2.1.2 Komplexa kratrar I de fall där den tillfälliga kratern är så pass stor att den utsätts för omfattande strukturella förändringar blir dess slutliga form en komplex krater. Gränsen mellan en enkel och en komplex krater på jorden går vid en kraterdiameter på ca 4 km i kristallina bergarter och ca 2 km i sediment (French, 1998). Komplexa kratrar (Fig. 2) bildas då en tillfällig krater blir utsatt för gravitationskollaps (Melosh, 1989). De karaktäriseras av en upphöjd region i mitten av kratern, den s.k. centrala upphöjningen, som bildas 7
Fig. 1: Bildningsförlopp för en enkel krater. A och B utgör kontakt- och kompressionsstadiet, då projektilen når marken och sänkan bildas och börjar expandera. Kontakt- och kompressionsstadiet varar bara några sekunder. C och D utgör utschaktningsstadiet. Då pressas berggrunden ut från nedslagspunkten och en tillfällig krater bildas. Även detta stadie är kort och varar enbart upp till 2 minuter. E beskriver modifikationsstadiet då kraterväggarna kollapsar i liten grad och kratern fylls med material. F visar den slutgiltiga enkla kraterns form. Figur modifierad efter French (1998). 8
Fig. 2: Bildningsförlopp för en komplex krater. Fram till modifikationsstadiet är processen lik den för enkla kratrar, med undantag för ett högre tryck och större spridning av chockvågen vilket leder till en större tillfällig krater (A). B och C illustrerar bildandet av den centrala upphöjningen samt början till kollaps längs kraterns rand i modifikationsstadiet. D visar den slutgiltiga komplexa kraterns form. Figur modifierad efter French (1998). 9
på bara några minuter (Melosh, 1989) av att berg under mitten av kratern lyfts upp (Dence, 1966). Komplexa kratrar karaktäriseras också av kollaps längs kraterns kant, där förkastningar skapas som bildar koncentriska sänkor, s.k. ringgrabens (French, 1998). Större tillfälliga kratrar genererar mer komplexa strukturer. Den centrala upphöjningen kan t.ex. i en större struktur se ut som serier av koncentriska ringar och sänkor istället för en upphöjning (French, 1998). 2.2 Slagkäglor När en nedslagskrater har bildats kommer den, beroende på var den bildats, att utsättas för erosion, sedimentation och kanske deformation och andra tektoniska processer (French, 1998). Det gör att gamla nedslagsstrukturer kan vara svåra att identifiera och karaktärisera. Slagkäglor (eng. shatter cones) är strukturer som kan användas i detta syfte. Slagkäglor har identifierats i nedslagsstrukturer, platser för storskaliga explosioner (Bunch & Quaide, 1966; Roddy & Davids, 1977) samt i viss mån även meteoriter (Dietz, 1966). De är makro- megastrukturer och ser ut som ofullständiga eller fullständiga koner, med divergerande strieringar som strålar ut från spetsen (s.k. horsetailing) (French, 1998) (Fig. 3 4). Längs ytorna kan det även förekomma smälta och glasformation (Gibson & Spray, 1998; Gay, 1976) samt sekundära koner (French, 1998). Fig. 3: Exempel på välbildad slagkägla. Foto av JMGastonguay, hämtat 2018-05-18 från https:// en.m.wikipedia.org/wiki/shatter_cone#/media/file% 3AShatterConeCharlevoix1.jpg Slagkäglor förekommer i alla typer av bergarter men observeras lättast i finkorniga bergarter som t.ex. kalksten och sandsten (French, 1998). De observeras ofta i nedslagsstrukturers centrala upphöjning, men de kan enligt Osinski & Ferrière (2016) hittas i alla huvudsakliga stratigrafiska miljöer i nedslagskratrar och i alla typer av impaktiter (litiska nedslagsbreccior, smältbärande nedslagsbreccia, och nedslagssmälta). De hävdar även att anledningen till att slagkäglor i många fall huvudsakligen observeras i den centrala upphöjningen är för att de bergarterna ofta bevaras längre tid än övriga delar av nedslagsstrukturen. Detta påstående är konsekvent med att slagkäglor bildas vid 10 Fig. 4: Handstuffen med slagkäglor som studeras i detta projekt kommer från nedslagsstrukturen Charlevoix i Kanada och består av en finkornig karbonatbergart. De divergerande strieringarna ger upphov till s.k. horsetailing. låga tryck (2 10 GPa), vilket bidrar till att de kan bildas i en stor del av målbergartens volym (e.g. French, 1998). Slagkäglor verkar framför allt vara närvarande i stora (komplexa) nedslagsstrukturer, men har i vissa fall även identifierats i små nedslagsstrukturer (Baratoux & Reimold, 2016). Storleken varierar från några millimeter till meter (French, 1998), och enligt Osinski & Ferrière (2016) finns ett samband mellan storlek och kvalitet, och var i nedslagsstrukturen slagkäglorna hittas. I Charlevoixstrukturen, som är fokus i denna studie, finns de mest väldefinierade slagkäglorna i en zon längs radien ~7 km från nedslagsstrukturens centrum, och utanför och innanför denna zon är slagkäglorna sämre definierade. Slagkäglor upphör att förekomma ca 12 km utanför den centrala upphöjningen (Robertson, 1968). De största slagkäglorna hittas i utkanten av slagkäglornas utbredning (Osinski & Ferrière, 2016). Detta mönster är dock annorlunda i Tunnunik-strukturen och i Haughton-strukturen, där mängden slagkäglor, samt deras kvalitet, minskar ut från nedslagsstrukturens centrum. Slagkäglornas storlek ökar däremot mot utkanten av deras utbredning, där det i Tunnunikstrukturen har identifierats slagkäglor som är >1 meter stora (Osinski & Ferrière, 2016). Hur slagkäglor bildas är inte säkerställt, men enligt Baratoux & Melosh (2003) bildas de då chockvågen sprids på grund av heterogeniteter i målbergarten. Det stressmönster som uppstår skapar böjda sprickor längs koniska ytor. Det hävdas att slagkäglor generellt bildas med spetsen uppåt (French, 1998) och att slagkäglor ofta är parallella och har en dominerande riktning. Detta har varit ett argument för att orienteringen av konspetsarna visar vilken riktning chockvågen kommer ifrån (French & Koeberl, 2010). Dock har det rapporterats fall där slagskäglor har en mycket varierande orientering (Osinski & Ferrière, 2016). 2.3 Nedslagsstrukturen Charlevoix Fokus för denna studie är Charlevoix-strukturen som är belägen i Kanada, ca. tio mil nordöst om Quebec (Robertson, 1968). Det är en komplex nedslagsstruktur där Mont des Éboulements utgör den centrala upphöjningen (Buchner et al., 2010). Berggrunden består av kambro-ordoviciska kalkstenar och sandstenar, vilka överlagrar 0,9 miljarder år gamla charnockitiska och granitiska gnejser, migmatiter, anortositer och intrusioner (Buchner et al., 2010). I området finns tydliga
tecken på tektoniska händelser relaterade till bildandet av Appalacherna. Förkastningar löper tvärs över nedslagstrukturen vilket resulterar i att endast ungefär halva nedslagsstrukturen är synlig idag (Buchner et al., 2010) (Fig. 5). Fig. 5: Digital höjdmodell över Charlevoix-strukturen (vit cirkel) som är fokus i detta arbete. Nedslagsstrukturen är inte bevarad i sydväst på grund av tektoniska processer. De svarta linjerna representerar två förkastningar. ME: Mont des Éboulements. Modifierad efter Buchner et al. (2010). Nedslagsstrukturen är en av de 15 största nedslagsstrukturerna på jorden (Buchner et al., 2010) men storleken är osäker. Enligt Rondot (2000) har strukturen en diameter på ~56 km, vilken är baserad på områdets topografi. Men i en artikel från 2016 presenterar Osinski och Ferrière ett matematiskt samband baserat på den rumsliga spridningen av slagkäglor i en nedslagsstruktur, vilket ledde till förslaget att strukturens diameter är 70 km. Även Charlevoix-strukturens ålder är omdiskuterad. Tidigare studier har pekat på att kratern bildades under ordovicium alternativt devon (Robertson, 1975; Whitehead, 2003; Buchner et al., 2010). Datering har visat sig osäker vilket enligt Buchner et al., (2010) kan bero på de tektoniska processer som präglar området. Dessa kan ha orsakat partiell termal nollställning av nedslagssmältorna, och därmed resulterat i en yngre ålder vid datering av dessa smältlitologier. Däremot kan områdets övriga geologi ge strukturen en relativ ålder. Bergarternas ålder ger en maximiålder på ~460 450 miljoner år (Buchner et al., 2010) och de tektoniska processerna relaterade till den Taconiska och den Acadianska orogenesen ger strukturen en minimiålder på ~377 miljoner år (Whitehead, et al., 1996; Buchner et al., 2010). Charlevoix-strukturen kan därmed bedömas vara max ~460 miljoner år och minst ~377 miljoner år gammal. 2.4 Tidigare studier I nuläget finns det ingen omfattande studie kring mikrostrukturer i karbonatslagkäglor. Huson et al. (2011) fann att karbonatbergarter från Sierra Maderastrukturen, vilka uppvisade en omfattande mängd slagkäglor, gick att särskilja från liknande karbonatbergarter som ej blivit utsatta för chock. Detta på grund av att de chockade karbonaterna vid X-Ray Diffractionanalys (XRD) hade bredare toppar i XRD-spektrat. I övrigt uppvisade de däremot inte alltid tydliga tecken på deformation. Däremot fann de mikrostrukturer relaterade till slagkäglor i kvarts i form av planar microstructures, grain fracturing och toasting (Huson et al., 2011). Även Zaag et al. (2016) gjorde en omfattande studie där de studerade slagkäglor i sandsten från Serra da Cangalha-strukturen. I kvartskornen observerade de planar deformation features nära slagkäglans yta, subplanar och planar fractures samt en särskild tvåsidig fjäderstruktur som tidigare enbart har påträffats som ensidig. Enligt French (1998) finns tydliga mikroskopiska tecken på deformation endast i de slagkäglor som bildats vid minst 10 GPa, vilket tyder på att förekomsten av mikrostrukturer är beroende av tryck och därmed beroende av nedslagets karaktär. Det framgår dock inte om dessa mikrostrukturer är generella deformationsstrukturer eller om de är kopplade till slagkäglorna. 3 Metoder Två tunnslip erhölls från en slagkägla i handstuff. Det ena tunnslipet är taget från strukturens ovansida (tunnslip 1) och det andra tunnslipet är taget vinkelrätt mot strieringarna (tunnslip 2) (Fig. 6). Fig. 6: Skiss av handstuffen från vilken de analyserade tunnslipen togs. De svarta linjerna på ovansidan representerar en schematisk bild av strieringarna i slagkäglestrukturen, och de röda linjerna representerar sprickor i handstuffen och tunnslipen. Tunnslip 1 togs från handstuffens ovansida och tunnslip 2 togs från handstuffens kortsida, d.v.s. vinkelrätt mot slagkäglestrukturen. Skissen är inte skalenlig. 3.1 Bildanalys Tunnslipen scannades in i datorn med hjälp av diabildsscannern Canoscan FS 4000 US med upplösningen 4000 DPI, varefter en övergripande undersökning av tunnslipen kunde göras. 3.2 Optisk mikroskopi Slagkäglan studerades i stereomikroskop Olympus SZX10. Tunnslipen studerades i optiskt mikroskop, Nikon Eclipse E400 POL, i planpolariserat och korspolariserat ljus med 5x samt 10x förstoring. 3.3 Svepelektronmikroskopi (SEM) Vid SEM-analyser sänds en elektronstråle ut som träffar provets yta (Klein & Philpotts, 2012). Från provet emitteras två typer av elektroner: sekundära elektroner och tillbakastudsande elektroner (Honjo & Berggren, 1967). 11
Electron Secondary Imaging (SE) används då de sekundära elektronerna detekteras av instrumentet. De sekundära elektronerna frigörs då provet laddas ur till följd av att elektronstrålen når provet (Honjo & Berggren, 1967). Med hjälp av SE-analyser kan man studera provets topografi. Backscatter Electron Imaging (BSE) används då instrumentet detekterar de elektroner som sänds ut i elektronstrålen, och som sedan reflekteras mot provets yta (Honjo & Berggren, 1967). BSE-analyser visar skillnader i sammansättning i gråskala. Energy Dispersive Spectral Analysis (EDS) kan göras för att analysera vilken kemisk sammansättning en punkt eller ett område har. Instrumentet detekterar då den röntgenstrålning som emitteras från atomerna i provet (Goldstein et al., 2018). Electron Backscatter Diffraction (EBSD) görs för att analysera kristallografiska riktningar. När elektronstrålen träffar provet sker en interaktion med kristallgittret vilket leder till att elektroner sprids. När sedan en elektron kolliderar med atomstrukturen ändras dess bana. Olika elektroner sprids åt olika håll beroende på hur nära en atomkärna de kolliderar, och resultatet är ett mönster av Kikuchi-band, vilket är unikt för varje mineral. Programmet i datorn tolkar dessa mönster och räknar ut vilket mineral det är samt vilken orientering mineralet har (Prior et al., 1999). breda och fyllda med mindre finkornig kalcit med tvillingar. Även i optiskt mikroskop observerades mörka och ljusa stråk, men ingen ytterligare information om dessa stråk kunde erhållas genom optisk mikroskopi. Kalcittvillingar kan även ses i SEM genom SEoch BSE-analyser (Fig. 11). Då observerades också repor med slumpmässig orientering och frekvens (Bilaga 1). EDS-analyser i svepelektronmikroskop visar på att bergarten innehåller stora mängder kalcium, kisel och syre, samt mindre mängder magnesium, kol, järn, svavel, aluminium, zink, natrium, klor och kalium (se exempel i Bilaga 2). Över ett mörkare område visar EDS-analysen på högre halt kol jämfört med omgivningen (Fig. 12). Vid EDS-kartläggning när provet var snedställt 70 syntes en särskild struktur som framför allt var tydlig i distributionen av kisel (Fig. 13). Denna struktur påträffades dock inte när provet inte längre var snedställt. EBSD-analyserna visar att kalcit och dolomitkristallerna har slumpmässiga orienteringar (Fig. 14 A B)). Däremot finns tendenser till en dominerande kristallografisk riktning i kvartskristaller (Fig. 14 C D). 3.3.1 Provpreparation Inför SEM-analyserna preparerades tunnslipet med colloidal silica. Tunnslipet kolbelaggdes med 4,6 nm för EBSD och 23,5 nm respektive 31,2 nm för övriga analyser gjorda på tunnslip 1 respektive tunnslip 2. En stubb sattes på baksidan av tunnslipet och tejpades fast med silvertejp respektive målades med silverfärg (colloidal silver). 3.3.2 Utförande SEM-analyserna utfördes på Tescan Mira 3. Både SE och BSE-bilder registrerades vid analyserna. Genom hela analysen användes HV = 15 kv och WD = ~15 mm. Stigmator och beam intensity justerades vid behov. Med EDS-analys gjordes kartläggning av den kemiska sammansättningen, samt analys av den kemiska sammansättningen i punkter. EBSD-analyser utfördes enbart på tunnslip 2 och då användes en förinställd provhållare med 70 snedställning, samt standardparametrar för enhetscell (4,990 Å). Vid analysen studerades kalcitkristallernas och dolomitkristallernas c-axel (plan {0001}) samt kvartskristallernas c-axel (plan {001}), och bilder registrerades med fosforskärm. Fig. 7: Foto av den handstuff från vilken de analyserade tunnslipen är tagna. De röda linjerna markerar sprickor som löper genom strieringarna. 4 Resultat Vid observation av slagkäglan i stereomikroskop hittades avvikande mineraliseringar på slagkäglans yta, samt sprickor med en gemensam riktning som löper genom slagkäglans strieringar (Fig. 7). Dessa sprickor studerades även i tunnslipen vid bildanalysen (Fig. 8 9). Vid bildanalysen observerades även mörka och ljusa stråk, 1 2 mm breda, med en dominerande riktning i vinkel mot sprickorna. Analyser med optiskt mikroskop visar på att bergarten har ett finkornigt matrix med inslag av klaster (Fig. 10), samt att sprickorna är 10 40 μm 12 Fig. 8: Inscannad bild av det tunnslip som är taget från stuffens ovansida (tunnslip 1). Notera setet med sprickor (vita linjer) samt de mörka och ljusa stråken vars generella riktning (svart pil) ligger ca 90 gentemot sprickorna.
Fig. 9: Inscannad bild av det tunnslip som är tagit från stuffens kortsida (tunnslip 2). Även här är sprickorna (vita linjer) och stråken framträdande, med skillnaden att stråkens generella riktning (svart pil) här är ca 45 gentemot sprickorna. Detta slip är taget vinkelrätt från slagkäglestrukturen, vilket innebär att ojämnheterna på tunnslipets ovansida motsvarar strukturens ryggar och sänkor. Fig. 10: Översiktsbild (tunnslip 2) tagen i optiskt mikroskop med 5x förstoring och korspolariserat ljus. Bergarten består av ett finkornigt matrix med klaster, samt kalcitfyllda sprickor (vita linjer). Det går även att skymta mörka och ljusa områden. Fig. 11: BSE-bild (tunnslip 1) som tydligt visar tvillingar i kalcit. Fig. 12: Vänster: BSE-bild över ett mörkt område i tunnslip 2. Höger: EDS-kartläggning visar att mängden kol (ljusrött) är högre i den vänstra bildens mörka partier. 13
Fig. 13: Vänster: EDS-analys i SEM på 70 vinklat prov. Bilden visar distribution av kisel. Notera strukturen som börjar i nedre vänstra hörnet och sprider sig solfjäders-likt över stor del av området, med undantag för nedre högra hörnet. Ljusare blå indikerar högre halt kisel. Höger: Samma område (upp och ner) som i vänster bild men utan snedställt prov. Ingen struktur i kisel kunde ses vid denna analys. Ljusare blå indikerar högre halt kisel. Fig. 14: Resultat från EBSD-analys presenterad i stereogram (övre hemisfären) visar den kristallografiska riktningen hos kristallernas c-axlar. A. Riktningen hos kalcitkristallernas c-axlar (plan {0001}). Analysen visar att kalcitkristallernas riktning är slumpmässig. B. Riktningen hos dolomitkristallernas c-axlar (plan {0001}). Även dessa kristaller har slumpmässig riktning. C. Riktningen hos kvartskristallernas c-axlar (plan {001}). Dessa kristaller uppvisar en tendens till dominerande kristallografisk riktning nära 90. D. Samma data som i C presenterad som contour map. Röd färg indikerar högre densitet av datapunkter och blå färg indikerar låg densitet av datapunkter. 14
5 Diskussion 5.1 Diskussion av resultat Kartläggningen av grundämnen som gjordes i SEManalyserna visar att det finns stor mängd kalcium, syre, magnesium och kisel samt mindre mängder kol, järn, svavel, aluminium, zink, natrium, klor och kalium. Den visar också att små områden med högre kolhalt förekommer. Denna kartläggning, samt observation av kristallernas utseende i BSE-analys, ligger till grund för tolkningen att denna bergart huvudsakligen består av kalcit, dolomit och kvarts, men även lermineral samt mindre mängder pyrit. Detta indikerar att även de avvikande mineraliseringarna på slagkäglans yta är någon typ av järnsulfid. Den högre halt kol som observerades vid EDS-analyser av de mörkare partierna tolkas vara organiskt material och anses vara en primär struktur från när bergarten bildades. Dessa mörka områden är i mindre skala än de stråk som studerades med bildanalys och optisk mikroskopi, och dessa stora mörka och ljusa stråk var inte tydligt synbara i SEM. Dock är det ändå troligt att även de stora stråken är relaterade till mängd organiskt material då detta är en möjlig förklaring till färgskiftningar i en karbonatbergart. Stråkens dominerande riktning kan ha att göra med chocktrycket som genererades vid nedslaget, men det går inte att avgöra utifrån resultaten om detta är fallet. De kalcitfyllda sprickorna som observerats i både tunnslip och slagkägla, och som tidigare förmodades vara relaterade till slagkäglestrukturen, antas nu vara oberoende av slagkäglestrukturen eftersom de löper genom strieringarna och inte har någonting gemensamt med slagkäglestrukturens riktning. De antas därför vara sekundära strukturer som bildats efter att nedslaget skedde och slagkäglan bildades. En hypotes är att de bildades till följd av tektoniska processer relaterade till den Taconiska och Acadoniska orogenesen. Kalcit kan då ha vandrat genom bergarten och fällts ut i sprickorna. Denna hypotes stöds av det faktum att Buchner et al. (2010) konstaterade att termal nollställning kan vara en anledning till svårigheterna att datera nedslagsstrukturen, vilket alltså indikerar att området är tektoniskt påverkat även där den ursprungliga nedslagsstrukturen är bevarad. Det är också möjligt att detta har haft betydelse för de mörka och ljusa stråken, då de tektoniska processerna kan vara ytterligare en förklaring till stråkens dominerande riktning. Den särskilda strukturen som observerades vid EDS-kartläggning när provet var snedställt observerades inte när provet inte var snedställt. Om strukturen var ett resultat av att snedställningen förstärkte en befintlig struktur, eller om nedställningen orsakade strukturen, är svårt att veta. Strukturen var mest framträdande i distributionen av kisel, men syntes även i svavel, magnesium, kalcium och kol. Detta är intressant att notera då en störning orsakad av snedställningen rimligtvis borde vara lika framträdande i samtliga grundämnen som är närvarande, med reservation för mängd och utbredning. På grund av att strukturen enbart observerades vid snedställt prov finns det dock inte underlag för att säga att strukturen faktiskt är närvarande i bergarten. EBSD-analysen visar att kalcit- och dolomitkristallerna har slumpmässiga orienteringar. Däremot går det 15 att ana en dominerande kristallografisk riktning i kvartskristallerna. Varför kvartskristallerna uppvisar en dominerande kristallografisk riktning, men inte kalcit- och dolomitkristallerna, går inte att med säkerhet avgöra utifrån denna studies resultat. Det är dock möjligt att en dominerande kristallografisk riktning har funnits i kalcit- och dolomitkristallerna, men att de tektoniska processer som präglat området har påverkat även detta. Någon typ av omkristallisation kan ha skett som har lett till kalcit- och dolomitkristallernas slumpmässiga riktning, men som inte påverkade kvartskristallerna i lika stor grad. Om detta inte är fallet, och att det är någon annan anledning till att kvartskristallerna, men inte kalcit- och dolomitkristallerna, har en dominerande kristallografisk riktning är det ändå värt att undersöka vidare. Detta på grund av att strukturen i EDS-kartläggningen var mest framträdande i distributionen av kisel, och en koppling mellan strukturen och EBSD-resultaten kan vara betydelsefull om denna struktur visar sig vara äkta. Dock är EBSD-analysen något som med fördel kan upprepas för att få utförligare resultat. Denna studie presenterar enbart lite data från EBSD-analyser då analysen var svår att genomföra på grund av störningar. Det kan bero på att tunnslipet var dåligt preparerat, eller på att colloidal silica var frätande mot kalciten alternativt orsakade mekanisk slitning på tunnslipet. Detta stöds av närvaron av repor som troligtvis är ett resultat av denna mekaniska slitning. Störningarna kan också bero på sparsamma laddningar i provet, och en faktor som kan ha påverkat det är att silverfärgen som användes på tunnslip/stubb var svår att applicera och därmed inte lyckades leda bort elektronerna tillräckligt effektivt. 5.2 Vidare undersökningar I nuläget finns det inga belägg för att det finns en mikrostruktur som är unik för slagkäglor i karbonatbergarter, och därmed lämnas frågan om mikrostrukturers betydelse för information om chockvågen obesvarad. Däremot är denna studie inte omfattande nog att kunna utesluta att en mikrostruktur finns. Studien behandlar enbart slagkäglor från Charlevoix-strukturen, och dessutom bara ett exemplar av nedslagsstrukturens slagkäglor. Då trycket vid vilket slagkäglan bildas kan vara en avgörande faktor för om de visar mikrostrukturer eller ej (French, 1998) bör vidare studier göras på fler exempel av karbonatslagkäglor från andra nedslagsstrukturer. Dessa slagkäglor bör vara från olika områden i nedslagsstrukturen, då omfattningen av slagkäglornas utbredning har visat sig ha ett samband med läge i nedslagsstrukturen. Detta verkar också ha en koppling till slagkäglornas storlek och kvalitet (Osinski & Ferrière, 2016), och det är möjligt att dessa faktorer påverkar närvaron av en mikrostruktur samt möjligheten att observera en sådan mikrostruktur. Slagkäglorna bör även vara opåverkade av tektoniska processer då en sådan påverkan försvårar sökandet efter mikrostrukturer som är unika för slagkäglor. Till exempel är det svårt att avgöra om de mörka och ljusa stråkens dominerande riktning beror på tektonik eller om den kan ha att göra med nedslaget. Det bör även utvärderas hur en karbonatbergarts packningsgrad, kornstorlek och mineralsammansättning påverkar förekomsten av mikrostrukturer. Det är möjligt att olika minerals kristallografiska egenskaper antingen främjar
eller hindrar bildandet av en viss mikrostruktur, vilket innebär att slagkäglor i karbonatbergart bör jämföras med slagkäglor bildande under liknande förhållanden (gällande bildningstryck, läge i nedslagsstrukturen, storlek och kvalitet) i annan bergart. Dessutom bör jämförelser om möjligt göras mellan chockade och ochockade karbonater av samma typ, för att med större säkerhet kunna särskilja konventionella mikrostrukturer från de orsakade av chock. Ett exempel är kalcittvillingar som kan bildas av flera olika anledningar, men som också kan bildas vid chocktryck (Lindgren et al., 2013). Skulle det stå klart att en chockad karbonat uppvisar mer tvillingar än en ochockad motsvarighet, skulle det tala för att tvillingarna är en mikrostruktur som bildats i samband med nedslaget och därför eventuellt kan ha en koppling till slagkäglestrukturer. Tvillingarna kan då vara till hjälp vid undersökning av berggrund som utsatts för tryck som är för låga för att bilda mikrostrukturer, eller för låga för att ens bilda slagkäglor. Det leder till att mängd tvillingar dessutom kan ha betydelse vid undersökning av enkla nedslagsstrukturer, då dessa troligtvis uppvisar färre eller inga slagkäglor på grund av för lågt tryck eller att nedslagsstrukturen har eroderats. 6 Slutsatser Denna studie har lett till slutsatsen att det inte finns belägg för en unik mikrostruktur i karbonatslagkäglor. De färgskiftningar och sprickor som observerats antas vara primära strukturer från när bergarten bildades, respektive sekundära strukturer som kan ha bildats genom tektoniska processer efter nedslaget. En tendens till en dominerande kristallografisk riktning observerades i kvartskristaller men är frånvarande i kalcit och dolomitkristaller, och det är möjligt att frånvaron av denna beror på de tektoniska processer som präglat området. Vidare studier bör göras på karbonatslagkäglor från olika nedslagsstrukturer och från olika områden i en nedslagsstruktur, med avseende på slagkäglans storlek, kvalitet och mineralsammansättning. Dessutom bör de om möjligt jämföras med ochockade karbonater av samma typ. 7 Tack Stort tack till mina handledare Paula Lindgren och Carl Alwmark för värdefull hjälp och vägledning genom arbetets gång. Tack också till Anna Hjertman för kloka råd och tips, samt för de moralhöjande pluggpauserna. Jag vill också tacka min familj för deras ständiga stöd och uppmuntran. Till sist vill jag tacka alla chokladbönor vars existens gjorde detta arbete möjligt. 8 Referenser Baratoux, D., Melosh, H. J., 2003: The formation of shatter cones by shock wave interference during impacting. Earth and Planetary Science Letters, 2016, 43-54. Baratoux, D., Reimold, W. U., 2016: The current state of knowledge about shatter cones: Introduction to the special issue. Meteoritics & Planetary Science, 51, 1389-1434. Buchner, E., Schmeider, M., Schwarz, W. H., Trieloff, M., Hopp, J., Spray, J. G. 2010: Dating the Charlevoix Impact Structure (Québec, Canada) --- A Tough Nut to Crack in 40Ar/39Ar Geochronology. 41st Lunar and Planetary Science Conference. The Woodlands, Texas: LPI Contribution. Bunch, T. E., Quaide, W. L. 1968: Shatter Cones in the Danny Boy Nuclear Crater. In: B. M. FRENCH & SHORT, N. M., eds. First Conference, 1966 NASA, Goddard Space Flight Center, Greenbelt, Maryland: Mono Book Corp.. Baltimore, 285-286. Dence, M. R. 1968: Shock zoning at Canadian craters: Petrography and structural implications. In: B. M. FRENCH & SHORT, N. M., eds. First Conference, 1966 NASA, Goddard Space Flight Center, Greenbelt, Maryland: Mono Book Corp. Baltimore, 169-184. Dietz, R. S., 1966: Striated Surfaces on Meteorites: Shock Fractures, Not Slickensides. Meteoritics & Planetary Science, 3, 31-33. French, B. M. 1998: Traces of Catastrophe: A Handbook of Shock-Metamorphic Effects in Terrestrial Meteorite Impact Structures. Lunar and Planetary Institute, Houston, 120 pp. French, B. M., Koeberl, C., 2010: The convincing identification of terrestrial meteorite impact structures: What works, what doesn't, and why. Earth-Science Reviews, 98, 123-170. Gault, D. E., Quaide, W. L., Oberbeck, V. R. 1968: Impact cratering mechanics and structures. In: B. M. FRENCH & SHORT, N. M., eds. First Conference, 1966 NASA, Goddard Space Flight Center, Greenbelt, Maryland: Mono Book Corp. Baltimore, 87-99. Gay, N. C., 1976: Spherules on Shatter Cone Surfaces from the Vredefort Structure, South Africa. Science, 194, 724-725. Gibson, H. M., Spray, J. G., 1998: Shock-induced melting and vaporization of shatter cone surfaces: Evidence from the Sudbury impact structure. Meteoritics & Planetary Science, 33, 329-336. Goldstein, J. I., Newbury, D. E., Michael, J. R., Ritchie, N. W. M., Scott, J. H. J., Joy, D. C. 2018: Scanning Electron Microscopy and X-Ray Microanalysis, Fourth ed. Springer, New York, 550 pp. Honjo, S., Berggren, W. A., 1967: Scanning electron microscope studies of planktonic foraminifera. Micropaleontology, 13, 393-406. Huson, S., Pope, M., Watkinson, A. J., Foit, F., 2011: Deformational features and impact-generated breccia from the Sierra Madera impact structure, west Texas. Geological Society of America Bulletin, 123, 371-383. Kieffer, S. W., Simonds, C. H., 1980: The Role of Volatiles and Lithology in the Impact Crateting Proces. Reviews of Geophysics and Space Physics, 18, 143-181. Klein, C., Philpotts, A. R. 2012: Earth Materials: Introduction to Mineralogy and Petrology. Cambridge University Press, New York, 536 pp. 16
Lindgren, P., Price, M. C., Lee, M. R., Burchell, M. J., 2013: Constraining the pressure threshold of impact induced calcite twinning: Implications for the deformation history of aqueously altered carbonaceous chondrite parent bodies. Earth and Planetary Science Letters, 384, 71-80. Melosh, H. J. 1989: Impact Cratering: a geologic process, 245 pp. Osinski, G. R., Ferrière, L., 2016: Shatter cones: (Mis) understood? Meteoritics & Planetary Science, 51, 496-496. Prior, D. J., Boyle, A. P., Brenker, F., Cheadle, M. C., Day, A., Lopez, G., Peruzzo, L., Potts, G. J., Reddy, S., Spiess, R., Timms, N. E., Trimby, P., Wheeler, J., Zetterström, L., 1999: The application of electron backscatter diffraction and orientation contrast imaging in the SEM to textural problems in rocks. American Mineralogist, 84, 1741-1759. Robertson, P. B., 1968: La Malbaie Structure, Quebec- -A Paleozoic Meteorite Impact Site. Meteoritics & Planetary Science, 4, 89-112. Robertson, P. B., 1975: Zones of shock metamorphism at the Charlevoix impact structure, Quebec. Geological Society of America Bulletin, 86, 1630-1638. Roddy, D. J., Davis, L. K., 1977: Shatter cones formed in large-scale experimental explosion craters. Impact and Explosion Cratering, 715-750. Rondot, J., 2000: Charlevoix and Sudbury as gravityreadjusted impact structures. Meteoritics & Planetary Science, 35, 707-712. Whitehead, J., Kelley, S., Sherlock, S. C., Grieve, R. a. F., Spray, J. G. 2003: Structural and Geochronologic Constraints on the Timing of the Charlevoix Impact, Quebec, Canada. Third International Conference on Large Meteorite Impacts, 2003 Nördlingen, Tyskland. Whitehead, J., Reynolds, P. H., Spray, J. G., 1996: 40Ar/39Ar age constraints on Taconian and Acadian events in the Quebec Appalachians. Geology, 24, 359-362. Zaag, T., Reimold, W. U., Hipsley, C. A., 2016: Microcomputed tomography and shock microdeformation studies on shatter cones. Meteoritics & Planetary Science, 51, 1435-1459. 17
Bilaga 1 Vid SEM-analyser observerades repor i provet, vilka antas vara ett resultat av poleringen vid provpreparationen. 18
Bilaga 2 EDS-kartläggning i elementkartorna nedan motsvarande området i Fig. 1. Analyser visar att framför allt kalcium (Fig. 2), syre (Fig. 3), magnesium (Fig. 4), järn (Fig. 5), svavel (Fig. 6) och aluminium (Fig. 7) är närvarande. Järn och svavel förekommer i ett diagonalt stråk över området. Vid analysen observerades också små mängder kol, klor, kalium och natrium. Fig. 1: BSE-bild över området där EDS-analysen utfördes. Fig. 2: EDS-karta för kalcium. Ljus turkos indikerar hög halt kalcium. Fig. 3: EDS-karta för syre. Ljusare grön färg indikerar högre halt syre. Fig. 4: EDS-karta för magnesium Ljusare blå färg indikerar högre halt magnesium. Fig. 5: EDS-karta för järn. Ljusare rosa färg indikerar högre halt järn. Fig. 6: EDS-karta för svavel. Ljusare lila färg indikerar högre halt svavel. Fig. 7: EDS-karta för aluminium. Ljusare gul färg indikerar högre halt aluminium. 19
Tidigare skrifter i serien Examensarbeten i Geologi vid Lunds universitet : 475. Swierz, Pia, 2016: Utvärdering av vattenkemisk data från Borgholm kommun och dess relation till geologiska förhållanden och markanvändning. (15 hp) 476. Mårdh, Joakim, 2016: WalkTEMundersökning vid Revingehed provpumpningsanläggning. (15 hp) 477. Rydberg, Elaine, 2016: Gummigranulat - En litteraturstudie över miljö- och hälsopåverkan vid användandet av gummigranulat. (15 hp) 478. Björnfors, Mark, 2016: Kusterosion och äldre kustdyners morfologi i Skälderviken. (15 hp) 479. Ringholm, Martin, 2016: Klimatutlöst matbrist i tidiga medeltida Europa, en jämförande studie mellan historiska dokument och paleoklimatarkiv. (15 hp) 480. Teilmann, Kim, 2016: Paleomagnetic dating of a mysterious lake record from the Kerguelen archipelago by matching to paleomagnetic field models. (15 hp) 481. Schönström, Jonas, 2016: Resistivitetsoch markradarmätning i Ängelholmsområdet - undersökning av korrosiva markstrukturer kring vattenledningar. (15 hp) 482. Martell, Josefin, 2016: A study of shockmetamorphic features in zircon from the Siljan impact structure, Sweden. (15 hp) 483. Rosvall, Markus, 2016: Spår av himlakroppskollisioner - bergarter i nedslagskratrar med fokus på Mien, Småland. (15 hp) 484. Olausson, My, 2016: Resistivitets- och IP -mätningar på den nedlagda deponin Gustavsfält i Halmstad. (30 hp) 485. Plan, Anders, 2016: Markradar- och resistivitetsmätningar undersökningar utav korrosionsförhöjande markegenskaper kring fjärrvärmeledningar i Ängelholm. (15 hp) 486. Jennerheim, Jessica, 2016: Evaluation of methods to characterise the geochemistry of limestone and its fracturing in connection to heating. (45 hp) 487. Olsson, Pontus, 2016: Ekologiskt vatten från Lilla Klåveröd: en riskinventering för skydd av grundvatten. (15 hp) 488. Henriksson, Oskar, 2016: The Dynamics of Beryllium 10 transport and deposition in lake sediments. (15 hp) 489. Brådenmark, Niklas, 2016: Lower to Middle Ordovician carbonate sedimentology and stratigraphy of the Pakri peninsula, north-western Estonia. (45 hp) 490. Karlsson, Michelle, 2016: Utvärdering av metoderna DCIP och CSIA för identifiering av nedbrytningszoner för klorerade lösningsmedel: En studie av Färgaren 3 i Kristianstad. (45 hp) 491. Elali, Mohammed, 2016: Flygsanddyners inre uppbyggnad georadarundersökning. (15 hp) 492. Preis-Bergdahl, Daniel, 2016: Evaluation of DC Resistivity and Time-Domain IP Tomography for Bedrock Characterisation at Önneslöv, Southern Sweden. (45 hp) 493. Kristensson, Johan, 2016: Formation evaluation of the Jurassic Stø and Nordmela formations in exploration well 7220/8-1, Barents Sea, Norway. (45 hp) 494. Larsson, Måns, 2016: TEM investigation on Challapampa aquifer, Oruro Bolivia. (45 hp) 495. Nylén, Fredrik, 2017: Utvärdering av borrhålskartering avseende kalksten för industriella ändamål, File Hajdarbrottet, Slite, Gotland. (45 hp) 496. Mårdh, Joakim, 2017: A geophysical survey (TEM; ERT) of the Punata alluvial fan, Bolivia. (45 hp) 497. Skoglund, Wiktor, 2017: Provenansstudie av detriala zirkoner från ett guldförande alluvium vid Ravlunda skjutfält, Skåne. (15 hp) 498. Bergcrantz, Jacob, 2017: Ett fönster till Kattegatts förflutna genom analys av bottenlevande foraminiferer. (15 hp) 499. O'Hare, Paschal, 2017: Multiradionuclide evidence for an extreme solar proton event around 2610 BP. (45 hp) 500. Goodship, Alastair, 2017: Dynamics of a retreating ice sheet: A LiDAR study in Värmland, SW Sweden. (45 hp) 501. Lindvall, Alma, 2017: Hur snabbt påverkas och nollställs luminiscenssignaler under naturliga ljusförhållanden? (15 hp) 502. Sköld, Carl, 2017: Analys av stabila isotoper med beräkning av blandningsförhållande i ett grundvattenmagasin i Älvkarleby-Skutskär. (15 hp) 503. Sällström, Oskar, 2017: Tolkning av geofysiska mätningar i hammarborrhål på södra Gotland. (15 hp) 504. Ahrenstedt, Viktor, 2017: Depositional history of the Neoproterozoic Visingsö Group, south-central Sweden. (15 hp) 505. Schou, Dagmar Juul, 2017: Geometry and faulting history of the Long Spur fault zone, Castle Hill Basin, New Zealand. (15 hp) 506. Andersson, Setina, 2017: Skalbärande marina organismer och petrografi av tidigcampanska sediment i Kristianstadsbassängen implikationer på paleomiljö. (15 hp)
507. Kempengren, Henrik, 2017: Föroreningsspridning från kustnära deponi: Applicering av Landsim 2.5 för modellering av lakvattentransport till Östersjön. (15 hp) 508. Ekborg, Charlotte, 2017: En studie på samband mellan jordmekaniska egenskaper och hydrodynamiska processer när erosion påverkar släntstabiliteten vid ökad nederbörd. (15 hp) 509. Silvén, Björn, 2017: LiDARstudie av glaciala landformer sydväst om Söderåsen, Skåne, Sverige. (15 hp) 510. Rönning, Lydia, 2017: Ceratopsida dinosauriers migrationsmönster under krittiden baserat på paleobiogeografi och fylogeni. (15 hp) 511. Engleson, Kristina, 2017: Miljökonsekvensbeskrivning Revinge brunnsfält. (15 hp) 512. Ingered, Mimmi, 2017: U-Pb datering av zirkon från migmatitisk gnejs i Delsjöområdet, Idefjordenterrängen. (15 hp) 513. Kervall, Hanna, 2017: EGS - framtidens geotermiska system. (15 hp) 514. Walheim, Karin, 2017: Kvartsmineralogins betydelse för en lyckad luminiscensdatering. (15 hp) 515. Aldenius, Erik, 2017: Lunds Geotermisystem, en utvärdering av 30 års drift. (15 hp) 516. Aulin, Linda, 2017: Constraining the duration of eruptions of the Rangitoto volcano, New Zealand, using paleomagnetism. (15 hp) 517. Hydén, Christina Engberg, 2017: Drumlinerna i Löberöd - Spår efter flera isrörelseriktningar i mellersta Skåne. (15 hp) 518. Svantesson, Fredrik, 2017: Metodik för kartläggning och klassificering av erosion och släntstabilitet i vattendrag. (45 hp) 519. Stjern, Rebecka, 2017: Hur påverkas luminiscenssignaler från kvarts under laboratorieförhållanden? (15 hp) 520. Karlstedt, Filippa, 2017: P-T estimation of the metamorphism of gabbro to garnet amphibolite at Herrestad, Eastern Segment of the Sveconorwegian orogen. (45 hp) 521. Önnervik, Oscar, 2017: Ooider som naturliga arkiv för förändringar i havens geokemi och jordens klimat. (15 hp) 522. Nilsson, Hanna, 2017: Kartläggning av sand och naturgrus med hjälp av resistivitetsmätning på Själland, Danmark. (15 hp) 523. Christensson, Lisa, 2017: Geofysisk undersökning av grundvattenskydd för planerad reservvattentäkt i Mjölkalånga, Hässleholms kommun. (15 hp) 524. Stamsnijder, Joaen, 2017: New geochronological constraints on the Klipriviersberg Group: defining a new Neoarchean large igneous province on the Kaapvaal Craton, South Africa. (45 hp) 525. Becker Jensen, Amanda, 2017: Den eocena Furformationen i Danmark: exceptionella bevaringstillstånd har bidragit till att djurs mjukdelar fossiliserats.(15 hp) 526. Radomski, Jan, 2018: Carbonate sedimentology and carbon isotope stratigraphy of the Tallbacken-1 core, early Wenlock Slite Group, Gotland, Sweden. (45 hp) 527. Pettersson, Johan, 2018: Ultrastructure and biomolecular composition of sea turtle epidermal remains from the Campanian (Upper Cretaceous) North Sulphur River of Texas. (45 hp) 528. Jansson, Robin, 2018: Multidisciplinary perspective on a natural attenuation zone in a PCE contaminated aquifer. (45 hp) 529. Larsson, Alfred, 2018: Rb-Sr sphalerite data and implications for the source and timing of Pb-Zn deposits at the Caledonian margin in Sweden. (45 hp) 530. Balija, Fisnik, 2018: Stratigraphy and pyrite geochemistry of the Lower Upper Ordovician in the Lerhamn and Fågelsång -3 drill cores, Scania, Sweden. (45 hp) 531. Höglund, Nikolas, 2018: Groundwater chemistry evaluation and a GIS-based approach for determining groundwater potential in Mörbylånga, Sweden. (45 hp) 532. Haag, Vendela, 2018: Studie av mikrostrukturer i karbonatslagkäglor från nedslagsstrukturen Charlevoix, Kanada. (15 hp) Geologiska institutionen Lunds universitet Sölvegatan 12, 223 62 Lund