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Entstehung ozeanischer Kruste

Entstehung ozeanischer Kruste. Geschwindigkeiten seismischer Primärwellen einer Ophiolithsequenz. 2 km/s - Sediment. 3,5 - 4 km/s klüftiger Basalt 5,2 – massiger Basalt. 6,1 - Gänge. 6,8 – Plagiogranit 7,0 – Gabbro mit Serpentinitkörpern. seismische Moho.

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Entstehung ozeanischer Kruste

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Presentation Transcript

  1. Entstehungozeanischer Kruste

  2. Geschwindigkeiten seismischer Primärwellen einer Ophiolithsequenz 2 km/s - Sediment 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

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

  4. Gebänderte Mafite (Gabbros) seismische Moho Gebänderte Ultramafite (Peridotite) petrologische Moho

  5. petrologische Moho Peridotit (Dunit, Chromit)

  6. Ozeanbodenmetamorphose - Spilitisierung Interaktion von Meereswasser mit Basalt Ca  raus aus Basalt Na  rein in Basalt Anorthit  Albit  Spilit Wärmeaustausch Basalt - Meerwasser H20 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 CO2 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.

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

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

  9. Typ Atlantik

  10. Typ Pazifik

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

  12. 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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