Konvektion im Erdmantel (II)

Präsentation zum Thema: "Konvektion im Erdmantel (II)"—  Präsentation transkript:

1 Konvektion im Erdmantel (II)
Institut für Geowissenschaften Universität Potsdam

2 Übersicht zur Vorlesung

3 kontinuumsmechanischen
Übergang zu einer kontinuumsmechanischen Beschreibung

4 Grundlagen der Mantelkonvektion (III)

5 Grundlagen der Mantelkonvektion (III)

6 Grundlagen der Mantelkonvektion (III)

7 Grundlagen der Mantelkonvektion (III)

8 Grundlagen der Mantelkonvektion (III)

9 Grundlagen der Mantelkonvektion (III)

10 Grundlagen der Mantelkonvektion (III)

11 Grundlagen der Mantelkonvektion (III)

12 Grundlagen der Mantelkonvektion (III)

13 Grundlagen der Mantelkonvektion (III)

14 Grundlagen der Mantelkonvektion (III)

15 Abschätzung von tektonischen Kräften
„ridge-push“ vs. „slab-pull“ ~ 1012 Nm-1 ~ 1013 Nm-1

16 Was passiert, wenn die Viskosität in der Erde mit der Tiefe abnimmt ?

17 Was passiert, wenn die Viskosität in der Erde mit der Tiefe abnimmt ?

18 Plattentektonik auf der Venus „stagnant lid“

19 „stagnant lid“ „Lithosphäre“

20 Was versteht man unter der
„Lithosphäre“ ? -> Kruste

21 Plate Motion Calculator
gelbe Vektoren: Nuvel-1A NNR Geschwindigkeiten violette Vektoren: GPS Geschwindigkeiten

22 3 Typen von Plattengrenzen
Plattentektonik Ozeane Kontinente 3 Typen von Plattengrenzen

23 Ozeane

24 Eigenschaften der ozeanische Lithosphäre
Kruste aus Teilschmelzen des oberen Mantels gebildet Krustenmächtigkeit ~ 7 km an MOR Mächtigkeit und Dichte nehmen mit dem Alter zu enthält kaum radioaktive Elemente Festigkeit Mantellithosphäre wird durch Olivin bestimmt Mantellithosphäre enthält kaum Wasser

25 Kontinente

26 Eigenschaften der kontinentalen Lithosphäre
Kruste hochdifferenziert Moho in km Tiefe hoher Gehalt radioakt. Elemente Gesamtmächtigkeit der Lithosphäre: km %

27 Aufbau kontinentaler Kruste
Die kontinentale Kruste besteht generell aus zwei Schichten (“layers”) Obere Kruste (“granodiorite”) Untere Kruste (“granulite”) i.e. basaltic composition Begriffe werden oft unscharf verwendet, grosse Variabilität

28 Auswirkungen auf die Plattengrenzen
Konvergenz von ozeanischer Lithosphäre führt zu Subduktion oder Obduktion Konvergenz von kontinentaler Lithosphäre führt zu Kollision Begriff der „Tektosphäre“

29 Mögliche Charakterisierungen der Lithosphäre
physikalisch } seismisch thermisch mechanisch chemisch

30 Seismische Charakterisierung
an der Moho Anstieg der seismischen Wellen- geschwindigkeit auf ~ 8 km/s Zunahme von vp mit der Tiefe ca km/sec pro km (vgl. „Birch‘s law“) Untergrenze bildet Asthenosphäre als „low velocity zone“ (LVZ), seismische Wellen werden gedämpft

31 MOHO Tiefe in Europa

32 Vergleich zw. Kontinent - Ozean
Fowler 1990

33 Dämpfung seismischer Wellen
„low velocity zone“ Condie 2005

34 Seismizität: Intraplattenbeben
Stein & Stein 1996

35 Double Seismic Zone (DSZ)
trench Abers 1996

36 Double Seismic Zone (DSZ)
Mögliche Ursachen Spannungen mit gegensätzlichem Vorzeichen Basalt -> Eklogit Transformation duktile Instabilitäten

37 Definition der Lithosphäre II
Stein & Stein 1996

38 Thermische Charakterisierung
Unterseite der Lithosphäre 1200 ˚C / 1300 ˚C Isotherme („lithosphere base temperature“) dort Wechsel im Wärmetransportmechanismus: Konduktion (Lithosphäre) => Konvektion (Mantel) thermische Struktur kontrolliert Wärmefluss, Dichte, Schwerefeld, seismische Geschwindigkeit & Dämpfung Temperatur an der Moho variiert stark, je nach Tektonik 300 ˚C bis 800 ˚C möglich

39 Ozeanische Lithosphäre als thermische Grenzschicht
Stein & Stein 1996

40 Vergleich von Abkühlungsmodellen
thermal equilibrium at ~ 70 Myr. Stein & Stein 1996 HS half space cooling model PSM - plate cooling model, Parsons, Sclater & McKenzie 1977 GDH1 - dünnere Lithosphäre mit höherer Basaltemperatur, Stein & Stein 1996

41 Thermische Struktur der ozeanischen Lithosphäre
GDH1 Modell Stein & Stein 1996

42

43 Mechanische Charakterisierung
durch Rheologie der Gesteine rigide Lithosphärenplatten Berechnung der Biegesteifigkeit bzw. Flexurisostasie

44 Schematische Darstellung der Festigkeit
ozeanische vs. kontinentale Lithosphäre Kearey & Vine 1990

45 Prinzip der Isostasie Zwischen den unterschiedlichen Krustentypen
und Krustenmächtigkeiten muss oberhalb einer Kompensationstiefe ein mechanisches Gleichgewicht auf der geologischen Zeitskala herrschen (entsprechend dem „Archimedes Prinzip“).

46 Es gibt 2 Möglichkeiten für den isostatischen Ausgleich

47 Pratt vs. Airy model The weight of all columns above the
compensation depth are equal Higher mountains are compensated by deeper roots Pratt vs. Airy model

48 Biegesteifigkeit / Flexurisostasie
Aber: benachbarte lithosphärische Blöcke sind mechanisch (visko-elastisch) gekoppelt !

49 Kopplung elastischer, spröder und viskoser Modelle
Schematic diagram showing the bending stresses that develop in An elastic plate A plate whose strength is limited by brittle deformation in its upper part and ductile flow in its lower part Watts 2001

50 Beispiel für zeitlichen Verlauf eines isostatischen Ausgleichs

51 Flexurgleichung l = {(rm-rs) g / 4D}1/4
zmax = h (rs - rw) (1-e-la cos(la))/(rm-rs) l = {(rm-rs) g / 4D}1/4 „wave number“ zunehmende Biegesteifigkeit: zmax => 0 abnehmende Biegesteifigkeit: Isostatisches GG zmax => h (rs - rw)/(rm-rs) „elastische Dicke“

52 Vergleich verschiedener
Biegesteifigkeiten zum Vergleich Stahl ~ 106 Nm

53 Beispielrechnungen für die elastische Schwelle
Kearey & Vine 1990

54 Beispielrechnungen für
die elastische Dicke Fowler 1990 D ~ 1023 Nm aus Geländeaufschluss, E ~ 70 GPa aus Labormessungen, s ~ 0.25 ergibt eine elastische Dicke von T ~ 25 km für eine Halbbreite der Depression von 150 km bzw. l-1 = 64 km (Fowler 1990, Seite 182).

55 Elastische Dicken % ozeanische Lithosphäre: bis zu ~ 40 km
kontinentale Lithosphöre: bis zu ~ 100 km in tektonisch aktiven Gebieten geringe elastische Dicken von bis zu ~ 4 km möglich !

56 Krustenelevationen Venus Erde
% Venus relativ zu 6051 km Radius Erde relativ zur Meeresoberfläche

57 Mars Elevation (m)

58 Krustenelevationen nur die Erde und ansatzweise der Mars
zeigen bimodale Krustenelevationen; die anderen terrestrischen Planeten (Venus, Merkur, auch der Mond) haben nur eine unimodale Krustenelevation grundlegend andere tektonische Prozesse ?

59 Referenzen Global Tectonics, P. Kearey & F.J. Vine, 1990
The Solid Earth, C.M.R. Fowler, 1990 Thermo-mechanical Evolution of Oceanic Lithosphere: Implications for the Subduction Process and Deep Earthquakes, Seth Stein & Carol A. Stein, 1996 Plate Structure and the Origin of Double Seismic Zones, G. A. Abers, 1996 Isostacy and Flexure of the Lithosphere, A.B. Watts, 2001 Geodynamik der Lithosphäre, Kurt Stüwe, 2002 Earth as an Evolving Planetary System, K.C. Condie, 2005

60 Zusammenfassung Die Konvektion im Erdmantel führt infolge der
Temperaturabhängigkeit der Viskosität von Mantelgestein zur Herausbildung einer relative starren und rigiden oberen thermischen Grenzschicht, der Lithosphäre. Die Lithosphäre der Erde setzt sich aus verschiedenen lithosphärischen Platten zusammmen, die jeweils voneinander durch rheologische Schwächezonen getrennt sind. Die gegenseitigen Verschiebungen dieser Platten im Ergebnis der wirkenden geodynamischen Kräfte führt zu der an der Erdoberfläche sichtbaren Plattentektonik.