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

Institut für Geologie. Grundlagen der Geodynamik und Tektonik (Übungen). Blanka Sperner. Institut für Geologie I Bernhard-von-Cotta-Str. 2 I 09599 Freiberg Tel. 0 37 31/39-3813 I blanka.sperner@geo.tu-freiberg.de. Wiederholung. Restwärme radioaktiver Zerfall - (Sonne).

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Presentation Transcript

  1. Institut für Geologie Grundlagen der Geodynamik und Tektonik (Übungen) Blanka Sperner Institut für Geologie I Bernhard-von-Cotta-Str. 2 I 09599 Freiberg Tel. 0 37 31/39-3813 I blanka.sperner@geo.tu-freiberg.de

  2. Wiederholung • Restwärme • radioaktiver Zerfall • - (Sonne) Wärmequellen: • Konduktion • Konvektion / Advektion • - (Strahlung) Wärmetransfer: q = k (T/z) k: Konduktivität (Wärmeleitfähigkeit) T/z: geothermischer Gradient Wärmeflußgleichung: • Mittelozeanischer Rücken (Atlantik) • Subduktion (S-Amerika, Japan) • - Kollision (Alpen, Tibet) Wärmefluß & Tektonik: 2

  3. Isostasie 3

  4. Isostasie = Gleichstand (griech.) Schwimmgleichgewicht • unterschiedliche Dichte • unterschiedliche Dicke Strobach, K. (1991): Unser Planet Erde 4

  5. Frisch, W. & Loeschke, J. (1993): Plattentektonik. Isostatische Modelle (1) 5

  6. Isostatische Modelle (2) 6

  7. Isostatische Modelle (3) 7

  8. Isostatische Modelle (4) 8

  9. Isostatische Modelle (5) p = const. Σρi·hi= const. p = const. (bez. Einheitsfläche) Σ ∆mi = 0 9

  10. Verdickung der Kruste Hebung Verdickung des lith. Mantels Subsidenz Airy Isostasie Ausgangsmodell 10

  11. Berechnung der Vertikalbewegung Isostasiebedingung: Σ ∆mi = ΔmC + ΔmM = 0 Beispiel Krustenverdickung Δh0 ΔhC ΔmC < 0 ΔmM > 0 Massedefizit muss durch Hebung ausge-glichen werden, damit Mantelmaterial von unten nachfließen kann: Schweres Mantelmaterial wird durch leichteres Krustenmaterial ersetzt: ΔmC < 0 ΔmM > 0 ΔmC =ΔhC·(ρC - ρM)·A ΔmM = Δh0·(ρM - ρLuft)·A = Δh0·(ρM)·A Δh0 = -ΔhC· (ρC - ρM)/(ρM) A: Fläche (kürzt sich raus) 11

  12. Aufgaben • Siehe Aufgabenblätter • Skizze anfertigen • Vertikalbewegung bzw. Mohotiefe berechnen • Beispiele? • Ergebnis (Skizze & Rechnung) präsentieren 10 min. 12

  13. ΔmC < 0 Aufgabe (1) Δh0 Verdickung der Kruste um 30 km 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 13

  14. Aufgabe (1a) Verdickung der Kruste um 30 km ΔmC < 0 Kollisions-zone (Beispiel Alpen) 14

  15. Aufgabe (2) Δh0 Verdickung des lithosphärischen Mantels um 30 km 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 15

  16. Aufgabe (2a) Verdickung des lithosphärischen Mantels um 30 km Subduktionszone (Beispiel Anden) 16

  17. Modellierung (1) Entwicklung einer Subduktions- / Kollisionszone (unter der Annahme lokaler Airy-Isostasie) 17

  18. Modellierung (2) Beckenentwicklung aufgrund fortschreitender Subduktion 18

  19. Aufgabe (3) ΔhO ΔmL = -ΔmM Ausdünnung der Kruste um 24 km Δh0·(ρL - ρM) = -ΔhM·(ρM - ρC) Δh0 = 1/8 · ΔhC Δh0 = -ΔhC·(ρM - ρC)/(-ρM) = -24 km·(3200-2800)/(-3200) = 3.0 km Subsidenz, damit Mantelmasse nach unten wegfließen kann 19

  20. Aufgabe (3a) Ausdünnung der Kruste um 24 km Tektonische Grabenstrukturen (Beispiel Oberrheingraben) 20

  21. Aufgabe (4) Ausdünnung der Kruste um 24 km: Wasserfüllung im Becken (ρW=1030 kg/m3) ΔmW = -ΔmC ΔhW = 1/5.4 · ΔhC ΔhW·(ρW - ρM) = -ΔhC·(ρM - ρC) ΔhW = -ΔhC·(ρM - ρC)/(ρW - ρM) = -24 km·(3200-2800)/(1030-3200) = 4.4 km ΔhW Subsidenz, damit Mantelmasse nach unten wegfließen kann 21

  22. Aufgabe (4a) Ausdünnung der Kruste um 24 km: Wasserfüllung im Becken (ρW=1030 kg/m3) ΔhW = 4.4 km ΔhW entspricht der Meeres-tiefe der Tiefseebecken 22

  23. Aufgabe (5) Ausdünnung der Kruste um 24 km: Sedimentfüllung im Becken (ρS=2400 kg/m3) ΔmS = -ΔmC ΔhS = 0.5 · ΔhC ΔhS·(ρS - ρM) = -ΔhC·(ρM - ρC) ΔhS = -ΔhC·(ρM - ρC)/(ρS - ρM) = -24 km·(3200-2800)/(2400-3200) = 12 km ΔhS Subsidenz,damit Mantelmasse nach unten wegfließen kann 23

  24. Aufgabe (5a) Ausdünnung der Kruste um 24 km: Sedimentfüllung im Becken (ρS=2400 kg/m3) Backarc-Becken (Beispiel: Pannonisches Becken) Cloetingh et al. (2005) 24

  25. Krustenausdünnung Betrag der Subsidenz maßgeblich von Dichte der Beckenfüllung abhängig: ΔhB = -ΔhC·(ρM - ρC)/(ρB - ρM) = 24 km · 400/(ρB - 3200) ΔmC > 0 Δh0 = 0.125 · ΔhC ΔhW = 0.185 · ΔhC ΔhS = 0.5 · ΔhC (mit Luftfüllung) (mit Wasserfüllung) (mit Sedimentfüllung) 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) 25

  26. Aufgabe (6) ΔhW Verdickung des lithos. Mantels auf 60 km; Wasserbedeckung (ρW=1030 kg/m3) 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 26

  27. Frisch, W. & Loeschke, J. (1993): Plattentektonik Aufgabe (6a) Absinken der ozeanischen Lithosphäre aufgrund von Abkühlung und Verdickung Ozeanische Lithosphäre (Beispiel Atlantik) 27

  28. Aufgabe (7) Δho Erosion von ursprünglich 5.0 km Topographie 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 28

  29. Aufgabe (7a) Δho Erosion von ursprünglich 5.0 km Topographie Topographische Erhebungen (Alpen, Anden, Himalaja) 29

  30. Erosion & Hebung (1) (Keller & Pinter, 1996) Erosion→ isostatische Hebung → Höhe (über NN) niedriger als vorher 30

  31. (Burbank & Anderson, 2001) Erosion & Hebung (2) lokale Erosion→ isostatische Hebung → Gipfel höher als vorherige mittlere Höhe 31

  32. Surface uplift: Hebung der Erdoberfläche bez. Geoid Geoid Rock uplift: Hebung des Gesteins bez. Geoid Geoid Exhumation: Bewegung des Gesteins bez. Erdoberfläche Geoid Surface uplift = Rock uplift - Erosion (+ Sedimentation - Kompaktion) Geoid Hebung vs. Exhumierung 32

  33. Aufgabe (8) Tiefe der Moho bei einer Topographie von 4.8 km Δho 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 33

  34. Aufgabe (8a) Tiefe der Moho bei einer Topographie von 4.8 km Δho Braitenberg et al. (2000) 34

  35. Aufgabe (9) Krustenwurzel unter 6 km Topographie im Wasser ΔhO 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 35

  36. Aufgabe (9a) Krustenwurzel unter 6 km Topographie im Wasser Lokale Isostasie Regionale Isostasie (Flexur) Watts, A.B. (2001): Isostasy and flexure of the lithosphere Hawaii-Inseln (Hot Spot) 36

  37. Lokale vs. regionale Isostasie Isostatischer Ausgleich senkrecht unter Belastung (keinerlei Scherfestigkeit) Isostatischer Ausgleich verteilt sich auf größere Region Stüwe, K. (2000): Geodynamik der Lithosphäre. 37

  38. Biegesteifigkeit (1) Je steifer die Platte, desto geringer die Biegung (d.h. desto größer die elastische Dicke) 38

  39. D: Steifigkeit (flexural rigidity) w: vertikale Auslenkung x: Abstand von der Last q(x): vertikale Last ρa: Dichte über der Platte ρ b: Dichte unter der Platte Biegesteifigkeit (2) D: Steifigkeit (flexural rigidity) E: E-Modul (Young‘s modulus) Te: effektive elastische Dicke (EET) ν: Poisson-Verhältnis 39

  40. Flexural bulge Flexuraufwölbung Aufwölbung der Platte aufgrund ihrer Steifigkeit (je stärker die Flexur, desto größer die Aufwölbung) 40

  41. Flexur & Tektonik Auslösende Kraft für Flexur: Masseüberschuß in der Tiefe (subduzierte Platte) Masseüberschuß an der Oberfläche (Gebirge) 41

  42. Kontinentale Kollision Überschiebung der Oberplatte → Flexur der Unterplatte → Sedimentbecken im Vorland →Geometrie gibt Aufschluß über Biegesteifigkeit (Burbank & Anderson, 2001) Gilt nur, wenn die überschobenen Gesteine die einzige Last darstellen. Aber:Slab pull kann in der Tiefe wirken! 42

  43. Kollision & Erosion Was passiert bei Erosion im Überschiebungsgürtel? (Burbank & Anderson, 2001) Erosion im Überschiebungsgürtel → Hebung des Überschiebungsgürtels → Flexur verringert sich (weniger Last) →Verkippung der Vorlandsedimente 43

  44. Watts, A.B. (2001): Isostasy and flexure of the lithosphere. Isostasie & Mantelviskosität Abschmelzen der Eismasse → isostatische Hebung → Hebungsrate →Viskosität des Mantels 44

  45. Dynamische Isostasie Strömungen (~ Dichteunterschiede) produzieren ebenfalls Vertikalbewegungen Mantel-plume Strobach, K. (1991): Unser Planet Erde - Ursprung und Dynamik. Entsprechendes gilt für abtauchende (schwere) Platten: Abwärtsbewegung induziert „Sog“ an der Oberfläche 45

  46. Nicht immer ist es Isostasie... Hyndman, R.D.: Schwere Erdbeben nach langer seismischer Stille. - Spektrum der Wissenschaft, 2001 46

  47. Zusammenfassung (1) Isostatische Modelle Pratt Σ ∆mi = 0 Airy Σρi·hi = const. (bez. Einheitsfläche) Vening-Meinesz Molnar, P.: Das Fundament der Gebirge. - Spektrum der Wissenschaft, 1986. 47

  48. Zusammenfassung (2) Isostasie & kontinentale Tektonik 48

  49. Zusammenfassung (3) Isostasie & ozeanische Tektonik 49

  50. Zusammenfassung (4) Isostasie & Lithosphärenstruktur 50

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