Baikalrift: geophysikalische Merkmale Bagdassarov Nikolai 17. November 2005

Lithosphärische Extension Es gibt verschiedene Gründe, warum es wichtig ist, Riftzonen zu verstehen: Die wirtschaftliche Bedeutung: eine Riftzone ist eine Quelle der fossilen Energieträger. Lithosphärische Extension verursacht eine Absenkung an der Oberfläche der Erde und erstellt eine Mulde, in der Sedimentbecken entstehen. Grosse Mengen von Sedimenten lagern sich in der geöffneten Vertiefung ab, ebenso organische Stoffe. Diese können sich in Hydrokarbonate umwandeln, wenn sie im Sedimentbecken eingegraben wurden. Die Entwicklung der organischen Materialien hängt stark von Temperatur- und Druckvorgeschichte ab, die wiederum von der tektonischen Vorgeschichte abhängig ist. Das Verstehen eines Riftentstehungsmechanismus und Modellierung von solchen Prozessen sind sehr wichtige Instrumente zur Abschätzung des Petroliumspotential in einem bestimmten Sedimentbecken. Deswegen muß man die zugrunde liegenden Prozesse der kontinentalen Plattenabschiebung (continental break-up) besser verstehen: Welche Kräfte und in welchem Umfang schieben manche kontinentalen Platten ab? Wie verspannen und verformen sich Kontinente bevor sie abgeschoben worden sind und eine Riftzone entstanden ist? Wie findet der Übergang von einer Riftzone zu einer später ozeanichen Akkretion statt?

Tektonik einer kontinentale Extensionenzone Extension der Lithosphäre ist verantwortlich für die Entstehung der vielen geologischen Strukturen: Baikalrift ist ein typisches intra-kontinentales Rift (typische Beispiele sind auch East African Rift, Rhine Graben Rift). Die entscheidende Rolle in der Entstehung eines Riftes spielen: Temperatur; Rheologie; Rate der Riftöffnung; Vorgeschichte und geologische Umgebung der Riftzone. Mantelkonvektion

Mantelkonvektion Thermische Mantelkonvektion in der Erde wird durch interne Wärmequellen angetrieben. Die Wärme stammt von der Akkretion, dem Zerfall radioaktiver Elemente, Gezeitendissipation und der gravitativen Energie, welche während der Differentiation in Kern, Mantel und Kruste freigesetzt werden. Die relative Bedeutung einer jeden Wärmequelle ist eine Funktion der Zeit. Erwähnt werden muss auch, dass die Strahlungswärme der Sonne, obwohl sie um Größenordnungen stärker sein kann als die innere Wärme, keinen Effekt auf tiefe interne Veränderungen eines planetaren Körpers hat. Die Strahlungswärme der Sonne dringt nur wenige hundert Meter unter die Oberfläche und treibt nur Prozesse nahe der Oberfläche an.

Mantelkonvektion Temperaturfeld Stromlinien

Tektonische Kräfte Kontinentale Platten spielen eine aktive Rolle in der Mantelkonvektion. Subduktion entsteht nicht, weil der absinkende Mantel die Platte nach unten zieht, sondern weil die abkühlende Lithosphäre dichter wird als die darunterliegende und eventuell sinkt. Die Hauptkräfte, die an den Platten wirken, sind: Antriebskräfte (Rückenzug und Plattenzug - ridge-push und slab-push) und die Wiederstandskräfte (basale Scherung und Reibung zwischen den Platten - basal drag und friction).

Rheologisches Modell der „einfachen“ Scherung [Wernicke, 1985] zur Beschreibung kontinentaler Dehnung. Weiße Ellipse springt aus der Unterkruste vor und nach der Extension.

Baikalsee: Extensionszone Konzeptuales Model der kontinetalen Extensionszone: Kombination von einer einfachsten Scherung und reiner Scherung.

Riftentstehung: Plattendivergenz auf dem Kontinent Zwei Arten der Riftentstehung: Der „Mantel-aktivierte“ oder „aktive“ Mechanismus bedeutet, daß das Rift durch Mantelplumes oder Diapir entstanden ist. Die aufsteigende Asthenosphäre verbiegt die Lithosphäre über einem grossen Dom, auf dem Radialbrüche Rifts bilden. Bei Plume-erzeugten Rifts entstehen gleichzeitig mit Aufdomung und Vulkanismus Bruchbildung, regionale Diskordanzen und Erosion des aufsteigenden Doms. 2. Der „Lithospäre-aktivierte“ oder „passive“ Mechanismus beschreibt Rifts durch Lithosphärenextension unter tektonischen Kräften. Passive Rifts beginnen mit einem schmalen Graben klastischer Sedimentation und begrenztem jüngerem Vulkanismus.

Tektonische Umbegung

Baikalrift: Entstehung Der Anfang der Entstehung des Baikalrifts fällt zeitlich mit der Kollision zwischen Indischer und Eurasischer Platte zusammen (aufgrund der horizontalen Spannungen, die durch diese Kollision verursacht wurden). Das Rift befindet sich an der Plattengrenze zwischen Sibirischem Kraton und Sayan-Baikal mobilem Gürtel (strukturelle Inhomogenität der Umgebung spielt eine grosse Rolle).

Baikalriftzone und Seismizität Wahrscheinlichkeit des Erdbebens mit einer Magnitude (Merkalli-Skala) während 50 Jahre Erdbeben konzentrieren sich auf eine enge Zone, die mit linearen topographischen Anomalien übereinstimmt. Diese Verteilung von Seismizität und topographischen Unregelmässigkeiten veranschaulicht die starke tektonische Aktivität an den Plattengrenzen. Die Platten selbst sind eher seismisch und topographisch, d.h. tektonisch und isostatisch inaktiv. Solche stabilen Kontinente werden als Kratone bezeichnet.

Erdbebenverteilung und Elektrische Leifähigkeit Pro Jahr gib es > 2000 Erdbeben in der Region des Baikalsees. Häufigkeit der Erdbeben mit einer Magnitude Mg : Mg - 5: 1 - 2 years Mg - 6: 5 - 10 years Mg - 7: 50 - 100 years Mg > 7: 150 - 200 years Differenz der Hauptspannungen in 12 km Tiefe. Die weißen Kreuze markieren die Epizentren von Erdbeben im oberen Mantel oberhalb 20 km Tiefe mit Magnituden > 5.

Baikalriftzone und Sedimentbecken Entdehnung der kontinentalen Kruste von 40 km (Siberischer Kraton) und 45 km (Sayan-Baikal mobiler Gürtel) bis 35 km.

Baikalsee: seismische Geschwindigkeiten

Baikalsee: Sedimente und seismiche Geschwindigkeit

Baikalsee: Seismik Geschwindigkeit der seismischen Wellen: In tektonisch aktiven Gebieten, wie z.B. in der Region um den Baikalsee, verliert die Welle mehr Energie, als in alten stabilen Bereichen.

Baikalriftzone und Vulkanismus A. Krusten-Aufwölbung; B. Bildung einer kontinentalen Riftzone ; C. Bildung eines schmalen Meeres; D. Mittelatlantischer Rücken mit divergenten Plattengrenzen.

Baikalriftzone und Vulkanismus Der Kontinentale Riftvulkanismus entsteht auf dem Festland an Zonen der Erdkrustendehnung. Er ist gekennzeichnet durch tiefe Spalten und Spaltensysteme, die der Magmaschmelze den Aufstieg aus dem oberen Erdmantel ermöglichen. Die Spaltensysteme heben sich vom Landschaftsbild als grabenartige Einschnitte, wie etwa ein leeres Flussbett - nur viel größer - , ab.

Baikalrift: astenosphärischer Diapir ? Niedrige P-Wellen- Geschwindigkeiten im oberen Mantel unter dem Zentralen Baikal Rift (asthenosphärischer Diapir?) Grössere P-Wellen-Geschwindigkeiten unter dem Sibirischen Kraton

Der Schmelzpunkt der Mantelsgesteine wird unter statischen Bedingungen in der Kruste nicht erreicht, obwohl die Temperatur mit Tiefe zunimmt. Der Schmelzpunkt hängt vom Druck ab und steigt mit zunehmendem Druck. Beträgt der Schmekzpunkt beispielweise an der Oberfläche etwas über 1000°C, so ist er in 100 Km Tiefe auf etwa 1500°C angestiegen. „Schmelzpunkt“ heißt dabei nicht, daß sich das gesamte Gestein verflüssigt. Zur Bildung einer beweglichen Gesteinsschmelze reicht es, wenn etwa 2 % verflüssigt sind. Durch die Druckentlastung beim Aufstieg des Magmas schmilzt das Gestein weiter auf, an der Oberfläche kann fast vollständige Aufschmelzung erreicht sein.

Überlegungen zur Verteilung bestimmter Elemente beim Schmelzen Dichte des Mantelsmaterials – Peridotit - ist von Fe-Konzentration stark abhängig. Wenn die Schmelzgrade 25-30 Vol.% erreicht, konzetriert sich Fe in der Schmelzphase. Trozdem, steigen Fe-basaltische Schmelze zur Oberfläche der Erde, weil Schmelze selbst wenigere Dichte haben im Vergleich mit dem Restit-Peridotit. Von Eisen verarmte von Mantelperidotit ist leichter nach der Trennung von Schmelzen geworden (Dichte 3,30 g/cm³) im Vergleich mit nichtgeschmolzener Mantelsumgebung (Dichte > 3,35 g/cm³). Solcher Mantelkeil mit niedrigere Dichte nennt man Kraton. Kratone nehmen keinen Teil in der Mantelkonvektion, sie sind konservierte Material im oberen Mantel. Sie sind älte und kälte als konvektierte Mantelumgegung aber sinken in der Tiefe nicht. Dichte nimmt ab ! Olivin: (Mg,Fe)SiO3 Pyroxen: (Mg,Fe)2SiO4 Vor dem Schmelzen sind Titan und Eisen (schwarze und blaue Kreise) mehr oder weniger gleichmäßig verteilt, nach dem Schmelzen sind diese Elemente im Magma konzentriert; der nicht geschmolzene Mantelperidotit ist an diesen Elementen stark verarmt.

Baikalsee: Astenosphärischer Diapir ? Der „trockene“ Peridotitsolidus ist von McKenzie & Bickle (1988) und die Spinel-Granatübergangsgrenze ist von Klemme & O'Neill (2000) entnommen. Die Schmelzkurve des phlogopithaltenden Peridotits und 0,3% H2O + 2,5% CO2 haltenden Peridotits sind von Sato et al. (1997) und Wallace & Green (1988)entnommen. Die Manteladiabate für Tp von 1300°C und 1450°C, und die Dicke der Thermischen Grenzschichten (TBL), entspricht einer Mechanischen Grenzschicht (MBL) von der Dicke 100 km, sind aus McKenzie & Bickle (1988) entnommen. Der Pfeil zeigt die Änderung der Dicke von MBL (nach der Modellrechnung), der einem Extensionsprozeß entspricht. Das Gleichgewichtsfeld für Granat- und Granat–Spinel-Lherzoliten sind aus Xenolithen-Daten von Ionov et al. (1993), Ashchepkov et al. (1994) und Litasov et al. (2000) konstruiert worden.

Baikalsee: Topographie Im Norden: Sibirischer Kraton (Platform) Im Süden: Transbaikal-Mongolian –Faltungsgürtel

Schwereanomalie DG: Differenz zwischen der gemessenen, korrigierten und Theoretischen Schwere. Diese Differenz resultiert aus der heterogenen Dichteverteilung im Inneren der Erde. Bouger-Anomalie: Massendefizit aufgrund der weniger dichten Wurzel von Orogenen verursacht negative Schwereanomalie. Die Bouger-Anomalie beinhaltet die Korrektur durch Topographie, Dichte, Höhe und Gezeiteneinwirkung.

Baikalsee: Gravimetrie Schwereanomalien in unterschiedlichen tektonischen Regionen sind sehr variabel. Auf den kontinentalen Plattformen DG~ -10-16 mGal, in alten Gebirgen (Ural) DG ~ -18-20  mGal, DG ~ -36-57  mGal in den Gebieten, wo die tektonische Aktivität bis jetzt hoch ist (Alpen, Tjan-Schan, Baikal), in den Regionen der mittel-ozeanischen Rücken und Inselbögen DG ~ -70 mGal.

Baikalsee: Geoidanomalie Geoid: Physikalische Equipotentialoberfläche der Gravitation der Erde. meter

Wärmefluß Man mißt den Wämefluss in µKal/cm²/Sek. Ein Mittelwert des Wärmeflusses an der Oberfläche der Erde ist 1,4-1,5 µKal/cm²/Sek. Alte Kratonen und Schilde (Baltische, Ukrainische, Kanadische) charakterisieren sich durch niedrige Werte des Wämeflusses, ca. 0,85 µKal/cm²/Sek. In Festlandssockeln ist der Wämefluss ca. 1,0-1,2 µKal/cm²/Sek. In manchen Paläozoischen orogenetischen Gebieten (Ural, Appalachian) erhöht sich der Wämefluss bis 1,5 µKal/cm²/Sek. In den Gebieten des jungen Orogenesis (Alpen, Kaukasus, Tjan-Schan, Kordillieren) von 1,6-1,8 µKal/cm²/Sek, bis 3,0-4,0 µKal/cm²/Sek. In den Gebieten des aktiven Vulkanismus ~ 3,6 µKal/cm²/Sek. In der Riftzone des Baikalsees ist der Wärmefluß von 1,2 bis 3,4 µKal/cm²/Sek. In den Ozeanbecken ~ 1,1-1,2 µKal/cm²/Sek. In den mittelozeanischen Rücken ~ 1,8-2 µKal/cm²/Sek. Die Wärmeanomalien können bis 6,7-8,0 µKal/cm²/Sek erreichen.

Wärmefluß und Temperature Temperatur und thermischer Gradient im Bohrloch BDP-98 (Akademischer Rücken): Temperatur: 1 – gemessen am 26.03.98 nach 36 St. (Messung von oben nach unten) ; 2 – gemessen am 26.03.98 (Messung von unten nach oben); 3 – am 31.01.98; Temperaturgradient: 4 – gemessen am 26.03.98; 5 - Mittelwert KTB Oberpfalz