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Entstehung ozeanischer Kruste. 2 km/s - Sediment Geschwindigkeiten seismischer Primärwellen einer Ophiolithsequenz 3,5 - 4 km/s klüftiger Basalt 5,2.

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Präsentation zum Thema: "Entstehung ozeanischer Kruste. 2 km/s - Sediment Geschwindigkeiten seismischer Primärwellen einer Ophiolithsequenz 3,5 - 4 km/s klüftiger Basalt 5,2."—  Präsentation transkript:

1 Entstehung ozeanischer Kruste

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3 2 km/s - Sediment Geschwindigkeiten seismischer Primärwellen einer Ophiolithsequenz 3,5 - 4 km/s klüftiger Basalt 5,2 – massiger Basalt 6,1 - Gänge 6,8 – Plagiogranit 7,0 – Gabbro mit Serpentinitkörpern seismische Moho 8,1 – typisch für lithospherischen Mantel petrologische Moho 8,1 – typisch für lithospherischen Mantel

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6 sehr kleine Mengen von Plagiogranit: Teilschmelzen von Gabbro (wasserreiche Bedingungen) petrographisch: K-Fsp arme Granodiorite bzw. Tonalite ! Relativ hoher Zirkongehalt U/Pb Altersdatierung! Gabbro

7 Gebänderte Mafite (Gabbros) seismische Moho Gebänderte Ultramafite (Peridotite) petrologische Moho

8 Peridotit (Dunit, Chromit)

9 Ozeanbodenmetamorphose - Spilitisierung Wärmeaustausch Basalt - Meerwasser H 2 0 Kreislauf sehr effizient oberste 1-2 km der Kruste sind relativ kalt. Wärme wird entlang von black smokers ins Meerwasser konzentriert abgegeben; T bis 450 C und mineralreiche Wässer (z.T. schwarz, Sulfide). Fauna und Flora die durch eine Chemosynthese lebt (wie in der Photosynthese wird inorganisches CO 2 in C umgebaut). Chemische Veränderung der Gesteine (generell: Si, Fe, S, Mg, Cu, Ca, Zn (Zink) raus; Mg, Na hinein in das Gestein). Basalt wird in einen Spilit umgewandelt (im wesentlichen hoch-Ca in hoch-Na). Wichtige Lagerstätten möglich (Massivsulfidlagerstätten). Unter der hydrothermalen Konvektionszone erfolgt die Abkühlung durch Konduktion. Interaktion von Meereswasser mit Basalt Ca raus aus Basalt Na rein in Basalt Anorthit Albit Spilit

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11 schnell langsam Bemerkenswerter Schluss: Abkühlung t erklärt uns den Wärmefluss, die Topographie, die Wassertiefe und das Schwerfeld der ozeanischen Lithosphäre.

12 Kontinentales Rifting Krustendehnung Ausdünnung kontinentaler Kruste Asthenosphärenhochlage lang anhaltendes Rifting führt zur Entstehung ozeanischer Kruste ehemalige Riftschultern werden zu passiven Kontinentalrändern

13 Typ Atlantik

14 Typ Pazifik

15 Propagieren des Rifts entlang Streichen (links oben) Rücken, die durch Transformstörungen versetzt sind, können zusammenwachsen (oben)

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17 Failed Rifts (Aulokagene) Propagierenden Enden von Rifts werden nicht weitergeführt (Grund: z.B. Rheologie, Eulerpolwanderung); z.B. Benue Trog von Nigeria, Alpen. Was überführt ein kontinentales Rift in ein ozeanisches? Rift muss auf einer Seite von einer Subduktionszone begrenzt sein Passive und aktive Rifts Passive - z.B. Rheingraben, Rio Grande = Ursache der Bildung sind Subduktionskräfte, die die Kruste unter Extension gebracht haben (z.B. Rheingraben - gleichzeitig mit der SE-gerichteten Subduktion der europäischen Kruste unter den Alpen). Aktive - Rifts über Plumes (z.B. Ostafrikanisches Rift). Passive Rifts sind auch back-arc Extensionsbereiche.


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