- Wichtig für Gesteinsbildung -> Magmatite, Metamorphite
- Steuern Makro u. Megarelief
Hypothesen zur Entstehung von Makrostrukturen
Kontraktionshypothese
Geosynklinalhypothese
Kontinentalverschiebungstheorie (Alfred Wegener) -> Vorläufer der modernen Plattentektonik -> Bacon 1620 erkannte Passform der atlantischen Küstenlinien
- Parallelen in geologischen Strukturen, Gesteine und Fossilien an beiden Seiten des Ozeans, durch den Zerfall eines Großkontinents Pangäa (z.B. in Südamerika und Afrika die gleichen Fossilien
ABER: Antriebskraft der Bewegung war unbekannt
Entdeckung des sea-floor-spreading: Tatsache, dass der basaltische Tiefseeboden an den Mittozeanrücken durch aufsteigende Lava gebildet wird und sich von dort nach beiden Seiten ausbreitet.
Kontinente verschieben sich nicht direkt, sondern mit Lithosphärenplatte
Lithosphärenplatte umfasst auch Ozeanböden
An mittelozeanischen Rücken wird durch Sea-floor-spreading ozeanische Kruste gebildet, die an Subduktionszonen wieder verschwindet.
Unterteilung der Kruste:
- ozeanische Kruste: 5 km, SiO2-arm, basisch (v.a. Basalt & Gabbro) -> dicht
- kontinentale Kruste: bis 65 km, SiO2-reich, sauer (v.a. Granit) -> weniger dicht
Oberer Bereich des Erdmantel + Kruste = Lithosphäre darunter liegt die Asthenosphäre
=> Lithosphäre schwimmt auf der plastischen, zähflüssigen und noch dichteren Astenospäre
Lithosphäre zerbricht in einzelne Lithosphärenplatten, die sich angetrieben von Konvektionsströmungen in der Asthenosphäre völlig unabhängig voneinander bewegen
Bewegung der Lithosphärenplatten: 3 Typen
Divergierende Lithosphärenplatten: Platten bewegen sich auseinander
Meist in Form mittelozeanischer Rücken, z.B. mittelatlantischer Rücken
Magma füllt Raum zwischen den auseinander driftenden Platten verbunden mit Erdbebentätigkeiten und Vulkanismus
Konstruktiv, da neuer Ozeanboden entsteht
Z. B. Ostafrika, San Andreas Verwerfung
Konvergierende Lithosphärenplatten: Platten kollidieren
Destruktiv, hier wird Krustenmaterial recycled
1. Ozean-Kontinent-Kollision:
Subduktion der dichteren ozeanischen Kruste unter kontinentale Kruste -> Bildung am Rand von Kontinenten Tiefseerinnen, Vulkangürteln u/o. aus sauren bis intermediären Laven und Erdbeben
2. Ozean-Ozean-Kollision:
Subduktion ozeanischer Kruste unter ozeanischer Kruste -> Bildung von Tiefseerinnen (z.B. Mariannengraben), von vulkanischen Inselbögen aus basischen und intermediären Laven und Erbeben
3. Kontinent-Kontinent-Kollision:
Keine Subduktion kontinentaler Kruste unter kontinentaler Kruste möglich, Zerscherung in zahlreiche Deckeneinheiten; Aufschiebungen, Überschiebungen und Faltung führen zu einer Verdickung der kontinentalen Kruste isostatischer Hebung und damit Entstehung von Gebirgen
Transformstörung:
Lithosphärenplatten gleiten aneinander vorbei (keine Bildung und Zerstörung von Krustenmaterial
Hier entstehen oft Erdbeben
7 großen Platten:
Nordamerikanische und Südamerikanische Platte
Eurasische Platte und Afrikanische Platte
Australische Platte und Pazifische Platte
Folge von Erdbeben am Meeresgrund -> Tsunami
Magmatische Erscheinungen sind oft mit plattentektonischen Vorgängen verknüpft
Auftreten von aktiven Vulkanen auf der Erde
80 % der aktiven Vulkane an konvergierende Plattengrenzen
15 % der aktiven Vulkane an divergierende Plattengrenzen
5 % der aktiven Vulkane liegen vor in Form von Intraplattenvulkanismus
Intraplattenvulkanismus (Hot Spot Vulkanismus)
Lithosphärenplatten bewegen sich über lagestabile „Hot Spots“ im oberen Mantel mit einer erheblichen Wärmeentwicklung hinweg
Beispiel : Hawaii-Archipel, Yellowstone
Hauptlieferbereich liegt im oberen Mantel 75-250 km tief, ca. 1100°
Lava = ausfließende Gesteinsschmelze an der Erdoberfläche
Lava ≠ Magma: da auf dem Weg durch die Kruste chemische Bestandteile aufgenommen bzw. abgegeben werden und an der Oberfläche leichtflüchtige (gasförmige) Bestandtele freigesetzt werden.
Vulkanische Gebirgszüge → „andine“ Gebirgsbildung (Anden, Cascades)
Magma:
Füllt zunächst Magmakammer auf -> ist sie gefüllt -> Entladung in Form einer Vulkan-Eruption
Explosive oder effusive Ausbruch
Je nach chem. Zusammensetzung, Gasgehalt und Temperatur der Lava entstehen untersch. Vulkantypen:
- basaltische Lava (SiO2-arm) = dünnflüssig und schnell (bis 100km/h) bildet z.B. Plateaubasalte
- rhyolithische Lava (SiO2-reich) = zähflüssig und langsam (ca. 5-10 km/h)
Je niedriger die Temp. desto dünflüssiger die Lava
Gasreiche Lava ist explosiv, gasarme Lava effusiv
Pyroklastische Ablagerungen:
Explosionsartig freigesetzte vulkanische Förderprodukte
Lahare:
Schlammströme in Verbindung mit Vulkanausbrüchen (Eis, Schnee, NS, Grundwasser, Kraterseen) z. B. Mount St. Helens
Schildvulkan: Entstehen bei einem weiten Ausbreiten dünnflüssiger, basischer Lava. Dien Einzelnen Lavaströme können sich übereinander stapeln, so dass eine breite, schildförmige, zur Mitte ansteigende Erhebung entsteht.
Stratovulkan: aus effusiv ausströmenden Laven und explosiv geförderten Lockerstoffen aufgebaut. Im Idealfall kegelförmig. Z. B. Vesuv
Caldera:
Ital. Kessel
Vulkanische Hohlform, entweder durch explosive Eruption als Sprengtrichter oder durch Einsturz des Vulkangipfels in die nach einer Eruption entleerte Magmakammer entstanden.
Spät und postvulkanische Erscheinungen: Exhalationen (Austritt von Gasen)
Fumarolen (Austritt von Wasserdampf) (H2O) 250 – 800 °,
Solfataren (Enthalten neben Wasserdampf Schwefelverbindungen (H2S) 100-250°
Mofetten (CO2 tritt aus) <100°
Plutone:
Magmenkörper, die in bereits bestehende Gestein eingedrungen, dort erstarrt und später durch Hebung und/oder Abtragung an die heutige Oberfläche gelangt sind.
Batholith: diskordante Intrusiva z. B. Sierra Nevada
Stock: diskordante Intrusiva z. B. Harz, Granitintrusion Bayerischer Wald
Lagergang (Sill): konkordante, d.h. parallel zur Schichtung verlaufende, tafelförmige Intrusiva
Gesteinsgang (Dike): diskordant zur Schichtung verlaufende, tafelförmige Intrusiva
Durch Hebung und/oder Erosion können solche Intrusionen freigelegt werden und stehen dann an der Erdoberfläche an.
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