Institut für Geologie I Bernhard-von-Cotta-Str. 2 I 09599 Freiberg

Institut für Geologie I Bernhard-von-Cotta-Str. 2 I 09599 FreibergTel. 0 37 31/39-3813 I [email protected]

Institut für Geologie

Grundlagen der Geodynamik und Tektonik (Übungen)

Blanka Sperner

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Wiederholung

Grundlagen der Geodynamik und Tektonik (Übungen), 28.04.08, Blanka Sperner

Wärmequellen:- Restwärme- radioaktiver Zerfall

- (Sonne)

Wärmetransfer:

- Mittelozeanischer Rücken (Atlantik)- Subduktion (S-Amerika, Japan)

- Kollision (Alpen, Tibet)

- Konduktion- Konvektion / Advektion

- (Strahlung)

Wärmeflußgleichung:

Wärmefluß & Tektonik:

q = k (T/z)k: Konduktivität (Wärmeleitfähigkeit)

T/z: geothermischer Gradient

3

Isostasie


4

Isostasie = Gleichstand (griech.)


Strobach, K. (1991): Unser Planet Erde

Schwimmgleichgewicht

• unterschiedliche Dichte

• unterschiedliche Dicke

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Isostatische Modelle (1)


Frisch, W. & Loeschke, J. (1993): Plattentektonik.

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7



8Grundlagen der Geodynamik und Tektonik (Übungen), 28.04.08, Blanka Sperner



p = const.

p = const.


Σ ρi·hi = const.

(bez. Einheitsfläche)

Σ ∆mi = 0

Verdickung der Kruste Hebung

Verdickung des lith. Mantels SubsidenzAusgangsmodell


Airy Isostasie

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Berechnung der Vertikalbewegung


ΔmM = Δh0·(ρM - ρLuft)·A = Δh0·(ρM)·A

Δh0 = -ΔhC· (ρC - ρM)/(ρM)

Δh0

ΔmC < 0

ΔmC < 0

Schweres Mantelmaterial wird durch

leichteres Krustenmaterial ersetzt:

Beispiel Krustenverdickung

ΔmC =ΔhC·(ρC - ρM)·A

ΔhC

Massedefizit muss durch Hebung ausge-

glichen werden, damit Mantelmaterial von

unten nachfließen kann:

ΔmM > 0

Isostasiebedingung:

Σ ∆mi = ΔmC + ΔmM = 0

ΔmM > 0

A: Fläche (kürzt sich raus)

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Aufgaben


• Siehe Aufgabenblätter

• Skizze anfertigen

• Vertikalbewegung bzw. Mohotiefe berechnen

• Beispiele?

• Ergebnis (Skizze & Rechnung) präsentieren

10 min.

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Aufgabe (1)


ΔmC < 0

Hebung, damit Mantelmasse von unten nachfließen kann:

ΔmM = -ΔmC

Δh0·(ρM) = -ΔhC·(ρC - ρM)

Δh0 = -ΔhC·(ρC - ρM)/(ρM)

= -30 km·(2800 - 3200)/(3200)

= 3.75 km

Δh0 = 1/8 · ΔhC

Verdickung derKruste um 30 km

Δh0

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Aufgabe (1a)


ΔmC < 0

Verdickung derKruste um 30 km

Kollisions-zone

(Beispiel Alpen)

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Aufgabe (2)


Δh0

Subsidenz, damit Asthenosphären-masse nach unten wegfließen kann:

ΔmL = -ΔmLM

Δh0·(ρL -ρA) = -ΔhLM·(ρLM - ρA)

Δh0 = -ΔhLM·(ρLM - ρA)/(-ρA)

= -30 km·(3200 - 3150)/(-3150)

= 0.476 km

Δh0 = 1/63 · ΔhLM

Verdickung des lithosphärischenMantels um 30 km

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Aufgabe (2a)


Verdickung des lithosphärischenMantels um 30 km

Subduktionszone(Beispiel Anden)

Modellierung (1)

Entwicklung einer Subduktions- / Kollisionszone(unter der Annahme lokaler Airy-Isostasie)


Modellierung (2)

Stage 2

Stage 3

C on stan t th ick n ess of lith o sp h eric ro o t, i.e . co n s tan t b a sin d e p th in u p p er p la te

In c rea sin g th ick n ess o f lith o sph e ric ro o t, i .e . in creas in g b a sin d ep th in u p p e r p la te

Stage 11

2

3

L ith .ro o t

V.E .= 1

C on t. c ru st

L ith . M antle

0

0

30

2

[km ]

90

V.E .= 1 0Stage 1Stage 2Stage 3

M a xim u m ba s in d e pth

W ate r

C on t. c ru stS ed im en ts

Beckenentwicklung aufgrund

fortschreitender Subduktion


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Aufgabe (3)


ΔmL = -ΔmM

Δh0·(ρL - ρM) = -ΔhM·(ρM - ρC)

Δh0 = -ΔhC·(ρM - ρC)/(-ρM)

= -24 km·(3200-2800)/(-3200)

= 3.0 km

Δh0 = 1/8 · ΔhC

Subsidenz, damit Mantelmasse nach unten wegfließen kann

Ausdünnung der Krusteum 24 km

ΔhO

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Aufgabe (3a)


Ausdünnung der Krusteum 24 km Tektonische Grabenstrukturen

(Beispiel Oberrheingraben)

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Aufgabe (4)



ΔmW = -ΔmC

ΔhW·(ρW - ρM) = -ΔhC·(ρM - ρC)

ΔhW = -ΔhC·(ρM - ρC)/(ρW - ρM)

= -24 km·(3200-2800)/(1030-3200)

= 4.4 km

ΔhW = 1/5.4 · ΔhC

ΔhW

Ausdünnung der Kruste

um 24 km: Wasserfüllung im

Becken (ρW=1030 kg/m3)

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Aufgabe (4a)


ΔhW = 4.4 kmAusdünnung der Kruste

um 24 km: Wasserfüllung im

Becken (ρW=1030 kg/m3)

ΔhW entspricht der Meeres-tiefe der Tiefseebecken


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Aufgabe (5)


ΔmS = -ΔmC

ΔhS·(ρS - ρM) = -ΔhC·(ρM - ρC)

ΔhS = -ΔhC·(ρM - ρC)/(ρS - ρM)

= -24 km·(3200-2800)/(2400-3200)

= 12 km

ΔhS = 0.5 · ΔhC

ΔhS


um 24 km: Sedimentfüllung

im Becken (ρS=2400 kg/m3)

24

Aufgabe (5a)



um 24 km: Sedimentfüllung

im Becken (ρS=2400 kg/m3)

Cloetingh et al. (2005)

Backarc-Becken(Beispiel: Pannonisches Becken)

ΔmC > 0

ΔhW = 0.185 · ΔhC

(mit Wasserfüllung)

ΔhS = 0.5 · ΔhC

(mit Sedimentfüllung)


Δh0 = 0.125 · ΔhC

(mit Luftfüllung)

Krustenausdünnung

Betrag der Subsidenz maßgeblich von Dichte der Beckenfüllung abhängig:

ΔhB = -ΔhC·(ρM - ρC)/(ρB - ρM) = 24 km · 400/(ρB - 3200)

Δh0 = 3.0 km ΔhW = 4.4 km ΔhS = 12.0 km

(Kruste unter kontinentalen Becken hat meist größere Mächtigkeit als die gezeigten 6 km)

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Aufgabe (6)


Subsidenz, damit Asthenosphären-masse nach unten wegfließen kann:

ΔmW = -ΔmLM

ΔhW·(ρW - ρA) = -ΔhLM·(ρLM - ρA)

ΔhW = -ΔhLM·(ρLM - ρA)/(ρW - ρA)

= -54 km·(3200-3150)/(1030-3150)

= 1.27 km

ΔhO = 1/42.4 · ΔhLM

ΔhW

Verdickung des lithos. Mantels

auf 60 km; Wasserbedeckung

(ρW=1030 kg/m3)

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Aufgabe (6a)


Frisch, W. & Loeschke, J. (1993): Plattentektonik

Ozeanische Lithosphäre (Beispiel Atlantik)

Absinken der ozeanischen Lithosphäre aufgrund von Abkühlung und Verdickung

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Aufgabe (7)


Hebung, damit Mantelmasse von unten nachfließen kann:

ΔmM = -ΔmT

ΔhO·(ρM - ρL) = -ΔhT·(ρL - ρC)

ΔhO = -ΔhT·(- ρC)/(ρM)

= -5 km·(-2800)/(3200)

= 4.375 km

ΔhO = 7/8 · ΔhT

Erosion von ursprünglich 5.0

km Topographie

Δho

29

Aufgabe (7a)


Erosion von ursprünglich 5.0

km Topographie

Δho

Topographische Erhebungen(Alpen, Anden, Himalaja)

30

Erosion & Hebung (1)


Erosion → isostatische Hebung

→ Höhe (über NN) niedriger als vorher

(Keller & Pinter, 1996)

31

Erosion & Hebung (2)


(Burbank & Anderson, 2001)

lokale Erosion → isostatische Hebung

→ Gipfel höher als vorherige mittlere Höhe

GeoidSurface uplift:

Hebung der Erdoberfläche bez. Geoid

GeoidRock uplift: Hebung des Gesteins bez. Geoid

GeoidExhumation:

Bewegung des Gesteins bez. Erdoberfläche

Geoid

Surface uplift = Rock uplift - Erosion

(+ Sedimentation - Kompaktion)

32

Hebung vs. Exhumierung


33

Aufgabe (8)


ΔmC = -ΔmT

ΔhO·(ρC - ρM) = -ΔhT·(ρC - ρL)

ΔhO = -ΔhT·(ρC)/(ρC - ρM)

= -4.8 km·(2800)/(2800-3200)

= 33.6 km

ΔhO = 7 · ΔhT

Tiefe der Moho bei einer

Topographie von 4.8 km

Δho

34

Aufgabe (8a)


Tiefe der Moho bei einer

Topographie von 4.8 kmΔho

Braitenberg et al. (2000)

35

Aufgabe (9)


ΔmC = -ΔmT

ΔhO·(ρC - ρM) = -ΔhT·(ρC - ρW)

ΔhO = -ΔhT·(ρC - ρW)/(ρC - ρM)

= -6 km·(2800-1030)/(2800-3200)

= 26.55 km

ΔhO = 4.4 · ΔhLM

Krustenwurzel unter 6 km

Topographie im WasserΔhO

36

Aufgabe (9a)


Krustenwurzel unter 6 km

Topographie im Wasser

Hawaii-Inseln (Hot Spot)

LokaleIsostasie

RegionaleIsostasie

(Flexur)

Watts, A.B. (2001): Isostasy and flexure of the lithosphere

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Lokale vs. regionale Isostasie


Stüwe, K. (2000): Geodynamik der Lithosphäre.

Isostatischer Ausgleich senkrecht unter Belastung

(keinerlei Scherfestigkeit)

Isostatischer Ausgleich verteilt sich auf größere Region

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Biegesteifigkeit (1)


Je steifer die Platte, desto geringer die Biegung (d.h. desto größer die elastische Dicke)

D: Steifigkeit (flexural rigidity)

E: E-Modul (Young‘s modulus)

Te: effektive elastische Dicke (EET)

ν: Poisson-Verhältnis

q(x): vertikale Last

ρa: Dichte über der Platte

ρ b: Dichte unter der Platte

D: Steifigkeit (flexural rigidity)

w: vertikale Auslenkung

x: Abstand von der Last

Biegesteifigkeit (2)


40

Flexural bulge


Aufwölbung der Platte aufgrund ihrer Steifigkeit

(je stärker die Flexur, desto größer die Aufwölbung)

Flexuraufwölbung

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Flexur & Tektonik


Masseüberschuß in der Tiefe (subduzierte Platte)

Masseüberschuß an der Oberfläche (Gebirge)

Auslösende Kraft für Flexur:


Überschiebung der Oberplatte

→ Flexur der Unterplatte

→ Sedimentbecken im Vorland

→ Geometrie gibt Aufschluß über

Biegesteifigkeit

Gilt nur, wenn die überschobenen Gesteine die einzige

Last darstellen. Aber: Slab pull kann in der Tiefe wirken!


Kontinentale Kollision


Erosion im Überschiebungsgürtel

→ Hebung des Überschiebungsgürtels

→ Flexur verringert sich (weniger Last)

→ Verkippung der Vorlandsedimente


Kollision & Erosion

Was passiert bei Erosion im Überschiebungsgürtel?

Abschmelzen der Eismasse → isostatische Hebung

→ Hebungsrate → Viskosität des Mantels

Watts, A.B. (2001): Isostasy and flexure of the lithosphere.


Isostasie & Mantelviskosität

Strobach, K. (1991): Unser Planet Erde - Ursprung und Dynamik.

Entsprechendes gilt für abtauchende (schwere) Platten:

Abwärtsbewegung induziert „Sog“ an der Oberfläche


Dynamische Isostasie

Strömungen (~ Dichteunterschiede) produzieren ebenfalls Vertikalbewegungen

Mantel-plume

Nicht immer ist es

Isostasie...

Hyndman, R.D.: Schwere Erdbeben nach langer seismischer Stille. - Spektrum der Wissenschaft, 2001


Molnar, P.: Das Fundament der Gebirge. - Spektrum der Wissenschaft, 1986.

Pratt

Airy

Vening-Meinesz


Zusammenfassung (1)

Σ ρi·hi = const.(bez. Einheitsfläche)

Σ ∆mi = 0

Isostatische Modelle

Stage 2

Stage 3

C on s tan t th ick n ess o f lith o sp h eric ro o t, i.e . co n s tan t b a sin d e p th in u p p er p la te

In c rea sin g th ick n ess o f li th o sph e ric ro o t, i .e . in c reas in g b a sin d ep th in u p p e r p la te

Stage 11

2

3

L ith .ro o t

V.E .= 1

C on t. c ru st

L ith . M antle

0

0

30

2

[km ]

90

V.E .= 1 0Stage 1Stage 2Stage 3

M a xim u m ba s in d e pth

W ate r

C on t. c ru stS ed im en ts


Zusammenfassung (2)

Isostasie & kontinentale Tektonik


Zusammenfassung (3)

Isostasie & ozeanische Tektonik


Zusammenfassung (4)

Isostasie & Lithosphärenstruktur

Documents

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