Proseminar Strukturgeologie (II)(Kristallin-Geologie)

WS 04/05Di 12.00 13.30 h

Teil 1

Allgemeine Gesetze, die fr alle Planeten gelten:

jeder Planet oder Mond hat ein eigenes Deformations-Verhalten.jeder Planet oder Mond hat ein eigenes Deformations-Verhalten.

Dies wird gesteuert vom Verhltnis Volumen (V) / Oberflche (S):

3434

2

3

RR

R

SV

=

=

grerer Radius bedingt deshalb langsamere Abkhlunggrerer Radius bedingt deshalb langsamere Abkhlung

Festigkeit nimmt exponentiell mit steigender Temperatur ab.Festigkeit nimmt exponentiell mit steigender Temperatur ab.

Es kommt zu plastischem FlieenEs kommt zu plastischem Flieen

Planeten-Oberflche:Sprde Deformation Festigkeit geringSprde Deformation Festigkeit gering

Es gilt das Mohr-Coulomb-Kriterium:Es gilt das Mohr-Coulomb-Kriterium:

S

N

stabil

stabil

instabil

instabil

S

N

stabil

stabil

instabil

instabil

NS += 0

Die Spannungstrajektorien verhalten sich nach Andersons Theorie:

Die Trajektorien der Hauptnormal-Spannungen verlaufen normaloder parallel zur Erdoberflche (keine Scherspannungen an der Grenze

fest / flssig (gasfrmig).

Die Trajektorien der Hauptnormal-Spannungen verlaufen normaloder parallel zur Erdoberflche (keine Scherspannungen an der Grenze

fest / flssig (gasfrmig).

nach Suppe, 1985

Wirkung der Temperatur:Ab einer bestimmten Tiefe ist die Wirkung der Temperatur strker

als die der Spannung.Ab einer bestimmten Tiefe ist die Wirkung der Temperatur strker

als die der Spannung.

Festigkeit nimmt exponentiell abFestigkeit nimmt exponentiell ab500 Mpa 1000 MPa

4

8

12

16

20

24

Tief

e (k

m)

max. Festigkeit

sprder Bruch

plastisches

Flieen

stabil

500 Mpa 1000 MPa

4

8

12

16

20

24

Tief

e (k

m)

max. Festigkeit

sprder Bruch

plastisches

Flieen

stabil

Festigkeitsverhalten eines quarz-reichen Sediments bei einemgeothermischen Gradienten von20C/km

Festigkeitsverhalten eines quarz-reichen Sediments bei einemgeothermischen Gradienten von20C/km

Bei einem hheren Gradientenoder bei grerem Porenfluid-Druck wandern die Kurven inden stabilen Bereich.

Bei einem hheren Gradientenoder bei grerem Porenfluid-Druck wandern die Kurven inden stabilen Bereich.

Wirkung von Porenfluid-Druck

Der Porenfluid-Druck setzt die Festigkeit herab.

Der Porenfluid-Druck setzt die Festigkeit herab.

)(0 fluidNS p+=

Verteilung der Hhen der Kontinente und der Tiefen der Ozeane

Kontinente alt (mehrfach deformiert), Ozeane jungKontinente alt (mehrfach deformiert), Ozeane jungnach Suppe, 1985

Erosionsgeschwindigkeit

Einebnung eines Reliefs bei Fehlenvon Anhebung

Das Relief h nimmt exponentiell mit derZeit ab.

Das Relief h nimmt exponentiell mit derZeit ab.

atehh = 0h0 = Anfangsreliefh0 = Anfangsrelief

nach Suppe, 1985

Orogenese und Epirogenese

Nrdliches Sdamerika: Erhebungen ber 500mdunkel: Orogenesehell Epirogenese

Nrdliches Sdamerika: Erhebungen ber 500mdunkel: Orogenesehell Epirogenese

Orogenese an Plattenrndern.Epirogenese auf dem KratonOrogenese an Plattenrndern.Epirogenese auf dem Kraton

nach Suppe, 1985

Vertikale Prozesse in der Lithosphre

Beziehungen zwischen Topographie, Bathymetrieund Struktur der Lithosphre

Beziehungen zwischen Topographie, Bathymetrieund Struktur der Lithosphre

John Henri Pratt (1855)Diskrepanz bei przisen geodtischen MessungenJohn Henri Pratt (1855)Diskrepanz bei przisen geodtischen Messungen

Pratts MessanordnungDie Bogenlnge -sollte gemessen werden.Die Bogenlnge -sollte gemessen werden.

Durch die Masse des Hochlandesvon Tibet wird das Lot abgelenkt.

Durch die Masse des Hochlandesvon Tibet wird das Lot abgelenkt.

Pratt berechnete, da die Ablenkung15 betragen sollte, es wurden aber nur5 gemessen. Pratt hatte hierfr keineErklrung.

Pratt berechnete, da die Ablenkung15 betragen sollte, es wurden aber nur5 gemessen. Pratt hatte hierfr keineErklrung.

Erklrung dieser AbweichungG.B.Airy, Astronom in Greenwich fand eine Erklrung hierfr:Der Untergrund des Hochlandes von Tibet ist weich, das Gebirgeist in diesen Untergrund eingesunken. Es mu eine Wurzel haben,die in den Untergrund hineinreicht.

G.B.Airy, Astronom in Greenwich fand eine Erklrung hierfr:Der Untergrund des Hochlandes von Tibet ist weich, das Gebirgeist in diesen Untergrund eingesunken. Es mu eine Wurzel haben,die in den Untergrund hineinreicht.

Pratts Vorstellung Airys Vorstellung

Das Archimedische PrinzipDieses Prinzip wurde von Airy auf Gebirge angewandt.Dieses Prinzip wurde von Airy auf Gebirge angewandt.

Beispiel: in der Eiszeit wurde die Lithosphre durch die Last derGletscher eingedrckt.Beispiel: in der Eiszeit wurde die Lithosphre durch die Last derGletscher eingedrckt.

EisLithosphre

EisLithosphre LithosphreLithosphre

Grenze Lithosphre -Asthenosphre

Diese Grenze wird durch nderung der Festigkeit bestimmt.Sie ist Temperatur abhngig und liegt bei ca. 0.9 T Schmelze

Diese Grenze wird durch nderung der Festigkeit bestimmt.Sie ist Temperatur abhngig und liegt bei ca. 0.9 T Schmelze

Das Eintauchen der Gebirgswurzeln wird durch dieIsostasie bestimmt.Das Eintauchen der Gebirgswurzeln wird durch dieIsostasie bestimmt.

Isostasie-Modelle

UnterschiedlicheDichteUnterschiedlicheDichte

Pratts Modell

Asthenosphre

Unterschiedliche Mchtigkeit

Unterschiedliche Mchtigkeit

Astheno-sphre

Airys Modell

nach Suppe, 1985

Das Vier-Lagen-Modell

1)Wasser2) Sediment3) Kruste (Metamorphite, Magmatite)4) Lithosphrischer Mantel

1)Wasser2) Sediment3) Kruste (Metamorphite, Magmatite)4) Lithosphrischer Mantel

Asthenosphrischer MantelAsthenosphrischer Mantel

ndern diese Lagen Mchtigkeit oder Dichte, so ndert sich die Topographie der Erdoberflche.

ndern diese Lagen Mchtigkeit oder Dichte, so ndert sich die Topographie der Erdoberflche.

nderungen im Vier-Lagen-ModellProzesse fr eine nderung sind:

Sedimentation, Umverteilung des WassersSedimentation, Umverteilung des Wassers

VerdunstungVerdunstung

ErosionErosion

Magmatische IntrusionenMagmatische Intrusionen

Thermale VernderungenThermale Vernderungen

Tektonische ProzesseTektonische Prozesse

Phasennderungen der MineralePhasennderungen der Minerale

Isostasie herrscht, wenn

constMMMMM MantelasthMantellithKrusteentSeWasser =++++ ..dim

oder

consthhhhh aammkkssww =++++

= Spez. Gewicht, h = Mchtigkeit

nach Suppe, 1985

nderungen der Mchtigkeit(differentielle Isostasie)

Basis der Lithosphre ist durch die Temperatur definiert:

T ca. 0.9 TSchmelze (Kelvin)

Basis der Lithosphre ist durch die Temperatur definiert:

T ca. 0.9 TSchmelze (Kelvin)

deshalb ist Mantel-Lithosphre dichter als Mantel-Asthenosphredeshalb ist Mantel-Lithosphre dichter als Mantel-Asthenosphre

lith.Mantel = 3400 kg/m3

asth. Mantel=3300 kg/m31350C

Verdickung der Kruste bedeutet deshalb Hebung der Oberflcheund Verdickung der Mantel-Lithosphre Einsinken.

Verdickung der Kruste bedeutet deshalb Hebung der Oberflcheund Verdickung der Mantel-Lithosphre Einsinken.

Formeln zur differentiellen Isostasie0=++++= amksw MMMMMM

oder

0)()()()()( =++++ aammkkssww hhhhh

Die nderung der topographischen Hhe (E) ist gleich der Summeder nderungen in den Lagen von Kruste und Mantel:

Die nderung der topographischen Hhe (E) ist gleich der Summeder nderungen in den Lagen von Kruste und Mantel:

amksw hhhhhE ++++=

BeispielBerechnung der Gebirgswurzel unter dem Hochland von Tibet:Berechnung der Gebirgswurzel unter dem Hochland von Tibet:

Annahme: Die Gebirgswurzel besteht aus kontinentaler Kruste normaler Dichte.Annahme: Die Gebirgswurzel besteht aus kontinentaler Kruste normaler Dichte.

Das Hochland ist ca. 5000 m hoch, d.h. E = 5000m.Das Hochland ist ca. 5000 m hoch, d.h. E = 5000m.

5000m = hc + ha5000m = hc + ha

(hc) + (ha) = (2800 kg/m3)hc + (3300 kg/m3)ha=0(hc) + (ha) = (2800 kg/m3)hc + (3300 kg/m3)ha=0

ca hh = 5000ac hh = 2833 ;2800 hc = -3300 ha2800 hc = -3300 ha

528

28500033

= ch)5000(28

33cc hh = cc hh += 28

3350002833

hc = 33 kmhc = 33 km Moho in Seehhe ca. 35kmMoho in Seehhe ca. 35km Krustendicke ca. 73 kmKrustendicke ca. 73 km

Thermische TopographieWassertiefe der Ozeane nimmt mit Alter der Lithosphre zu.Wassertiefe der Ozeane nimmt mit Alter der Lithosphre zu.

Annahme: Temperatur unter einem mittelozeanischen Rcken ist ca. 1350C.Annahme: Temperatur unter einem mittelozeanischen Rcken ist ca. 1350C.

Dann ist die nderung der Hhe:Dann ist die nderung der Hhe:

=

tkTTE awwa

a )(2

Ta = 1350CTw= Temperatur des Meerwassers = Ausdehnungskoeffizient (3.2 x 10-5/C)k = thermische Diffusion der Lithosphre (8x10-7m2/sec)t = Zeit

Klammer: Kontraktion; Bruch: Subsidenz durch Auflast des WassersKlammer: Kontraktion; Bruch: Subsidenz durch Auflast des Wassers

Subsidenz der Kontinentalrnder

3 Prozesse: initiale Subsidenz (Ausdehnung)initiale Subsidenz (Ausdehnung)

thermische Subsidenz (Strung des Gradienten)thermische Subsidenz (Strung des Gradienten)

isostatische Subsidenz (Gewicht der Sedimente)isostatische Subsidenz (Gewicht der Sedimente)nach Suppe, 1985

Initiale Subsidenz

ein kontinentales Segment mit Mchtigkeit aund Breite a (vor der Ausdehnung)

ein kontinentales Segment mit Mchtigkeit aund Breite a (vor der Ausdehnung)

a

a

hc

hm

1350C

Moho

Meeres-spiegel

kein Massenverlust, d.h.nach der Ausdehnung:Breite = aMchtigkeit = a/ = Ausdehnungskoeffizient

kein Massenverlust, d.h.nach der Ausdehnung:Breite = aMchtigkeit = a/ = Ausdehnungskoeffizient

a

1350CMoho

Meeres-spiegel

a/

Die initiale Subsidenz (zi) ist:

+

=

11)(( )

aw

mamcaci

hhz

Thermale Subsidenz

Temperatur-Gradientvor der StreckungTemperatur-Gradientvor der Streckung

a

a

hc

hm

1350C

Moho

Meeres-spiegel

Tief

e

Temperatur

1350CKonduktiv

1350/a

Konvektiv

Temperatur-Gradientnach der StreckungTemperatur-Gradientnach der Streckung

Schnelle Ausdehnung(

Reaktion auf die Dehnung:a Meeres-

spiegela Meeres-

spiegela

1350C

Meeres-spiegel

a-

Tiefe

Temperatur

1350CKonduktiv1350/a

Konvektiv-

Tiefe

Temperatur

1350CKonduktiv1350/a

Konvektiv

Temperatur

1350C

Konvektiv

konduktiv

1350C/a

Der ursprngliche thermische Gradient stellt sich wieder ein.

Der ursprngliche thermische Gradient stellt sich wieder ein.

nach Suppe, 1985

Sedimentlast (isostatische Subsidenz)Annahme: Sedimentation nur unter dem Meeresspiegel.Anfangs-Wassertiefe = 2 kmAnnahme: Sedimentation nur unter dem Meeresspiegel.Anfangs-Wassertiefe = 2 km

Welche Sedimentlast ist ntig um das Becken bis zum Meeresspiegelzu fllen?Annahme keine nderung der Topographie d.h. E = 0

Welche Sedimentlast ist ntig um das Becken bis zum Meeresspiegelzu fllen?Annahme keine nderung der Topographie d.h. E = 0

dann ist: 0=+ aaws h

und 0=+= aws hhhE

isostatische Beziehung zwischen anfnglicher Wassertiefe (hw)und max. Sedimentmchtigkeitisostatische Beziehung zwischen anfnglicher Wassertiefe (hw)und max. Sedimentmchtigkeit

was

aws hh

=

)(

Beispiel:

Wenn die anfngliche Wassertiefe 2km istund die Dichte des Sediments 2500 kg/m3,dann werden 5.7 km Sediment bentigt, um das Becken zu fllen.

Wenn die anfngliche Wassertiefe 2km istund die Dichte des Sediments 2500 kg/m3,dann werden 5.7 km Sediment bentigt, um das Becken zu fllen.

Flexuren in der LithosphreFlexuren in der Lithosphre

Reaktion der Lithosphre auf Belastung

Airy-IsostasieAiry-IsostasieLokale Isostasie

Isostasie durch Flexur

Flexur einer Platte durch tektonische Belastung

Tiefsee-RinneTektonischeLast

Kompensation durch Festigkeitder Lithosphre

500 Mpa 1000 MPa

4

8

12

16

20

24Ti

efe

(km

)

max. Festigkeit

sprder Bruch

plastisches

Flieen

stabil

500 Mpa 1000 MPa

4

8

12

16

20

24Ti

efe

(km

)

max. Festigkeit

sprder Bruch

plastisches

Flieen

stabil

Ein Teil des Gewichtes der Auflastwird durch die Festigkeit (Steife)der Lithosphre kompensiert.

Ein Teil des Gewichtes der Auflastwird durch die Festigkeit (Steife)der Lithosphre kompensiert.

Beispiel fr Reaktion der Lithosphre auf Auflast

Bathymetrie im Bereich der Insel Oahu (Hawaii)

2 km

200 km

Oahu

Randgrben

nach Suppe, 1985

Modell der Lithosphre:Die Lithosphre kann als eine elastische Platte angesehen werden,die auf einer dichteren Flssigkeit (Asthenosphre) schwimmt.Die Lithosphre kann als eine elastische Platte angesehen werden,die auf einer dichteren Flssigkeit (Asthenosphre) schwimmt.

2 Ursachen fr die vertikale Verbiegung:2 Ursachen fr die vertikale Verbiegung:

1.) exponentielle Abnahme der Verbiegungweg von der Last

1.) exponentielle Abnahme der Verbiegungweg von der Last

2.) Sinusfrmige Verbiegung durch den Auftrieb in der Asthenosphre

2.) Sinusfrmige Verbiegung durch den Auftrieb in der Asthenosphre

)sin(cos/0 xxeZZ x +=

Elastizitt der Lithosphre)sin(cos/0

xxeZZ x +=

x = horizontaler Abstand von der Mitte der Lastx = horizontaler Abstand von der Mitte der Last

4/14

= gD

wa

D = Biegungs-FestigkeitD = Biegungs-Festigkeit

=)1(12 2

3

eEhD

E, = elastische Konstantenhe = elastische Mchtigkeit der LithosphreZ0 = Konstante abhngig vom Gewicht der Auflast

E, = elastische Konstantenhe = elastische Mchtigkeit der LithosphreZ0 = Konstante abhngig vom Gewicht der Auflast

Horizontale BewegungenHorizontale Bewegungen

Welche horizontalen Bewegungen gibt es?

Relative Lage von Platten zueinanderRelative Lage von Platten zueinander

Absolute Bewegungen in einem fixen Koordinaten-System (Hot Spots)Absolute Bewegungen in einem fixen Koordinaten-System (Hot Spots)

Deformation von PlattenrndernDeformation von Plattenrndern

Ozeanboden-SpreizungOzeanboden-Spreizung

Rotations-VektorRotation starrer PlattenRotation starrer Platten

Rotations-Vektor

A BW = k&A BWRotations-Pol

Platte A Platte B

P

R

Erd-Mittel-punkt

Q

k = Einheitsvektor (Richtung)= Rotations-Geschwindigkeit&

Rotations-Geschwindigkeit in P:

v = A BW x rirelative Bewegung in P:

= sinRu &nach Suppe, 1985

vorher gesagte und gemesseneGeschwindigkeiten

Geschwindigkeit ist 0 am Rotationspol und max. beiTheta = 90.

Geschwindigkeit ist 0 am Rotationspol und max. beiTheta = 90.

nach Suppe, 1985

Bei kleinen Bewegungen gilt:

Finite Rotationen

nach Suppe, 1985

Festes Referenz-System (Hot Spots)Atlantik vor 80 MaAtlantik vor 80 Ma Atlantik vor 20 MaAtlantik vor 20 Ma

nach Suppe, 1985

PlattengrenzenSpreizungsachsenSpreizungsachsen SubduktionSubduktion Transform-StrungenTransform-Strungen

Grundlegende Strungstypen

nach Suppe, 1985

Suturen in den Tethysiden

nach Suppe, 1985

Strungen in den Tethysiden

nach Suppe, 1985

Jordan-Strung

Indenter-Tektonik

Indenter-Modell fr den Himalaya

Konvergenz

Escape-Tektonik

Dehnung

nach Press & Siever (Spektrum) 2003

Krfte der Plattenbewegungen

Ridge Push: Gravitationsschub an der SpreizungsachseRidge Push: Gravitationsschub an der Spreizungsachse

Reibungswiderstand an der AsthenosphreReibungswiderstand an der Asthenosphre

Slab Pull: Zug an der eintauchenden PlatteSlab Pull: Zug an der eintauchenden Platte

mNP

mNP

R

s

/104.5

/101.312

13

=

=

fr 1m Breite gilt:

fr:L = 10 000 kmD = 80 kmH = 400 kmh = 3 kmz = 100 kml = 1000 km = 100 Kg/m3* = 2300kg/m3h = 1020 Poisev = 10 cm/Jahr

fr:L = 10 000 kmD = 80 kmH = 400 kmh = 3 kmz = 100 kml = 1000 km = 100 Kg/m3* = 2300kg/m3h = 1020 Poisev = 10 cm/Jahr

aus Strobach 1991

Kontinent-Kontinent-Kollision

AuftriebAuftrieb

nach Press & Siever (Spektrum) 2003

Slab Break Off

Der Rest der Platte bekommteinen isostatischen Auftrieb.

Der Rest der Platte bekommteinen isostatischen Auftrieb.

Die eintauchende Plattereit ab.

Die eintauchende Plattereit ab.

Proseminar Strukturgeologie (II)(Kristallin-Geologie)Allgemeine Gesetze, die fr alle Planeten gelten:Planeten-Oberflche:Die Spannungstrajektorien verhalten sich nach Andersons Theorie:Wirkung der Temperatur:Wirkung von Porenfluid-DruckVerteilung der Hhen der Kontinente und der Tiefen der OzeaneErosionsgeschwindigkeitOrogenese und EpirogeneseVertikale Prozesse in der LithosphrePratts MessanordnungErklrung dieser AbweichungDas Archimedische PrinzipGrenze Lithosphre - AsthenosphreIsostasie-ModelleDas Vier-Lagen-Modellnderungen im Vier-Lagen-ModellIsostasie herrscht, wennnderungen der Mchtigkeit(differentielle Isostasie)Formeln zur differentiellen IsostasieBeispielThermische TopographieSubsidenz der KontinentalrnderInitiale SubsidenzThermale SubsidenzReaktion auf die Dehnung:Sedimentlast (isostatische Subsidenz)Beispiel:Flexuren in der LithosphreReaktion der Lithosphre auf BelastungFlexur einer Platte durch tektonische BelastungKompensation durch Festigkeitder LithosphreBeispiel fr Reaktion der Lithosphre auf AuflastModell der Lithosphre:Elastizitt der LithosphreHorizontale BewegungenWelche horizontalen Bewegungen gibt es?Rotations-Vektorvorher gesagte und gemesseneGeschwindigkeitenBei kleinen Bewegungen gilt:Finite RotationenFestes Referenz-System (Hot Spots)PlattengrenzenGrundlegende StrungstypenSuturen in den TethysidenStrungen in den TethysidenJordan-StrungIndenter-TektonikIndenter-Modell fr den HimalayaKrfte der PlattenbewegungenKontinent-Kontinent-KollisionSlab Break Off