Entstehung von Hot Spot-Vulkanen – Didaktische Hinweise
erkennen dass Vulkane nicht nur an Plattengrenzen sondern auch an Hot Spots entstehen
Max-Planck-Institut für Chemie
en Namen Max-Planck-Institut für Chemie auf dem Forschungsschwerpunkte: Kosmochemie Ursprung und Entwicklung des ... Hotspot-Vulkane – zum Beispiel.
Plattentektonik.pdf
27.11.2007 Hot Spot Vulkanismus ... Kontinentale Kruste – 30-40 km (max.70 km) ? ~ 2
Angewandte Geophysik am praktischen Beispiel
“Hot-spot” Vulkane innerhalb tektonischer Platten. Was befindet sich darunter? denkbare Form von Vulkanismus ... Ursprung im oberen Mantel?
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ten von Erdbeben und Vulkanausbrüchen gemacht doch erst mit der Theorie der Plattentekto- an der Aufwölbung über einem Hotspot lang.
Eine heiße Spur –
MAX. Eine heiße Spur – warum Forscher Vulkane anbohren Auf diese Weise hat der Hawaii-Hot Spot im ... nem Ursprung sehr vielfältiges Gestein aus.
Forschen auf dem Hot Spot Island
06.05.2010 Vulkan Katla in Verbindung stehen ... „Island ist und bleibt ein „Hot Spot“ des Vulkanismus“ ... Freiburger Max-Planck-Institut für aus-.
Vulkanische Gefährdung in Deutschland
29.03.2021 vulkanischen Zentren über einem Hot Spot durch Überfahren der Platte gelten wie bei der Inselkette von Hawaii. Hier liegt die vulkanisch ...
Até à vista Cabo Verde!
Hotspot-Vulkanismus über und unter dem Meer
Einführung in die Gesteins- und Lagerstättenkunde
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Plattentektonik
1 Der Schalenaufbau der Erde
und die Ursachen der Plattenbewegung 912 Die Platten 91
2.1 Die Plattengrenzen 92
2.2 Das magnetische Streifenmuster des Meeresbodens 96
3 Auswirkungen der Plattenbewegungen 97
3.1 Erdbeben 97
3.2 Vulkanismus 100
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Plattentektonik
Plattentektonik
Schon in früheren Zeiten hat man sich Gedanken über die Entstehung der Gebirge, das Auftre- ten von Erdbeben und Vulkanausbrüchen gemacht, doch erst mit der Theorie der Plattentekto- rend aus Masseungleichgewichten und thermischen Ungleichgewichten aufgrund des Schalen- res Planeten, führt. Das Zusammenwirken der inneren ( exogenen)Der kanadische Geophysiker John Tuzo Wil-
son hat im Jahr 1970 eine Hypothese aufge- stellt, wie es zum Entstehen und Vergehen von Ozeanen und großen Kontinenten kom- men kann ( ?Modul G "Wissenschaftsge- schichte"). Diese plattentektonischen Ereig- nisse wiederholen sich zyklisch alle 300 -500 Mio. Jahre und sind inzwischen unter
dem Begriff Wilson-Zyklus bekannt ( ?C1). Am Anfang der Entwicklung steht eine konti-nentale Platte in Ruhe (A). Oberhalb einerDurch eine Dehnung der Kruste entwickelt
sich eine kontinentale Graben- oder RiftzoneAnlage ozeanischer Kruste (C) und wird
schließlich zu einem Ozean, der von passivenüber in einen Ozean mit randlichen
?Sub- dern (E) wird nun immer mehr eingeengt (F) und verschwindet schließlich durch Kollision birge (G) mit der Vereinigung aller Kontinente vor ca. 270 Mio. Jahren). Dadurch kommenSubduktion und Ozeanbildung zum Erliegen,
das Gebirge wird gehoben und abgetragen, und es stellt sich wiederum der Ausgangszu- sich ein Hitzestau unter dem Superkontinent.Dies wiederum führt zum erneuten Zerbre-
chen, oftmals wieder entlang der Linie der ehemaligen Kontinent-Kontinent-Kollision. So wird ein neuer Wilson-Zyklus in Gang gesetzt. A EFG B C DC1 |Die Stadien des Wilson-
Zyklus.
zeichnet ( neben der Erdkruste ( kontinentale oder ozeanische) auch der obere Teil des Erd- durch Unterschiede in der chemischen Zu- sammensetzung und damit der Dichte derGesteine definiert, die die Unterscheidung
in Erdkruste, Erdmantel, Erdkern ( ?ModulA "Planetensystem und Aufbau der Erde",
?A13, Schalenaufbau der Erde) steuert, sondern durch Änderungen im Festigkeits- werden, die von einer Zone geringerer Fes- tigkeit des Erdmantels, der (griech. asthenos = weich), unterlagert wer- den. Hier sind die Gesteine des oberen Man- tels nicht mehr fest, sondern plastisch.Man ist der Ansicht, dass die Gesteine durch
die in dieser Tiefe herrschenden hohen Tem- peraturen (> 1000 °C) nahe ihrem Schmelz- punkt liegen und sehr leicht verformbar und in unterschiedlicher Tiefe unter Ozeanen undKontinenten (
lich schwanken, von weniger als 20 km amMittelozeanischen Rücken bis hin zu 200 km
unter den Kontinenten. aus ozeanischer oder nur aus kontinentalerKruste und dem jeweiligen Anteil des litho-Platte bzw. die Eurasische Platte. In vielen
ozeanischer wie auch kontinentaler KrusteMantel, wie die Afrikanische Platte mit dem
Afrikanischen Kontinent, die Südamerikani-
sche Platte und der ozeanischen Kruste desOstatlantiks.
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PlattentektonikSachinformation
1 Der Schalenbau der Erde und Ursachen der Plattenbewegung
2 Die Platten
Nach der Theorie der Plattentektonik ist die
Platten auseinander gebrochen (
?C3). DiePlatten driften auf der teilweise aufgeschmol-
reren Zentimetern pro Jahr, und die in die driftenden Platten eingeschlossenen Konti- nente werden mitgeschleppt (= Kontinental- aus der Erdkruste undMantel.
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C3 |Auf der Weltreliefkarte
werden die Nahtstellen renplatten sichtbar (vgl. auch ?C4).C4 |Geschwindigkeit der Re-
lativbewegung (Pfeile) (in cm/Jahr). nen (solange man von den Plattengrenzen einmal absieht).Die Driftgeschwindigkeit der Platten variiert
sehr stark. Sich langsam bewegende Platten tragen im Allgemeinen große Kontinente (z. B. Nord- und Südamerikanische, Afrikani- sche, Eurasische und Antarktische Platte).Schnelle Platten sind insbesondere die ozea-
nischen Platten mit Subduktionszonen als platte in den Mantel gezogen und dadurch gen Plattendrift entfernen sich z. B. Europa und Amerika um 2 - 3 cm/Jahr voneinan- der. In den letzten rund 510 Jahren seit der "Entdeckung" Amerikas durch Kolumbus ist die Entfernung zwischen beiden Kontinen-2.1 Die Plattengrenzen
Wir unterscheiden drei Typen von Grenzen
?C5): divergie- rende Plattengrenzen, konvergierende Plat- tengrenzendriften dieKontinente auseinan-
der. Dabei steigt teil- weise geschmolzenes dem oberen Mantel auf und füllt die Lücke zwischen den Platten. Dieses Material wirdPlatten angefügt wird. Diese Grenze wird
daher auch als konstruktive Plattengrenze bezeichnet.SachinformationPlattentektonik
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Divergierende Plattengrenzen sind im Wil-
son-Zyklus an den Phasen B -D beteiligt und damit an der Bildung eines neuen Ozeans.Beginnend mit dem Graben- oder Riftsta-
und Ausdünnung der Kruste beispielsweise gestreckte Grabenbrüche innerhalb einer kontinentalen Platte. Entlang der Verwerfun- gen kommt es wiederholt zu Vulkanismus und Erdbeben (z. B. Oberrhein-Graben, Ost- afrikanisches Riftsystem). Senkt sich der in- nerkontinentale Graben ab und erweitert sich, tritt ein Zustand wie heute am Roten den beiden Teilen der ehemals zusammen- nische Kruste. Wird eine Verbindung zu einemMeer hergestellt, entsteht ein neuer Ozean.
Wie heute im Atlantik finden in der ersten
den aus und füllt die Lücke aus, die sich durch die Dehnung der Platten gebildet hat. DieserVorgang wird auch als Seafloor-Spreading be-
zeichnet und ist heute besonders charakte- ristisch am Mittelatlantischen Rücken entwi- ckelt ( ?C5). Diese viele tausend Kilometer lange Nahtstelle trennt Nord- und Südame- riesige Vulkanberge entstehen, die weit über man sie heute auf Island findet.An konvergierenden
Plattengrenzenkolli-
dieren zwei Platten. Ist bei solch einer Kolli- sion eine ozeanischePlatte beteiligt, spricht man von Subdukti-
onszone. Die überfahrene ozeanische Platte in den darunter liegenden Mantel gezogen, wo sie schließlich wieder aufgeschmolzen wird. Diese Grenze wird daher auch als de- struktiver Plattenrand bezeichnet.Konvergierende Plattengrenzen sind im Wil-
son-Zyklus an den Phasen E -G beteiligt und damit an einer erdumspannenden Gebirgs- bildung. Nachdem die Ausdehnung des Oze- ans zum Stillstand gekommen ist, wird derOzean wieder kleiner. Dabei wird schwerer
ozeanischer Boden unter die leichtere kon- tinentale Kruste gedrückt bzw. gezogen. ImBereich solcher Subduktionszonen kommt
es zur Aufschmelzung von Gestein und zumMagmenaufstieg durch die kontinentale
Kruste; Vulkane entstehen. Ferner bilden sich
Bereich der Umrandung des Pazifiks. Dabei
C5 |Querschnitt durch die
zeichnet sind dieHaupttypen der
Plattengrenzen.
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Plattentektonik
nente immer mehr an. Die Einengung des lagerungen führt zu weiterer Gebirgsbildung, wie heute im Bereich des Mittelmeers. DieKollision der bisher getrennten, leichten kon-
tinentalen Krustenteile setzt an verschiede- nen Stellen ein. Kommt es zur Kollision bei- der kontinentaler Krustenteile, entstehenDeformationen, Faltungen und Deckenüber-
schiebungen. Durch Heraushebung der so gebildeten tektonischen Komplexe kommt es zur Entwicklung von hohen Gebirgen wie den Alpen oder dem Himalaya. Nach der Kol- lision der beiden kontinentalen Krustenteile nen nochmals gewaltige Massen vulkani- zener Porphyrgebiet). Nach der Kollision ist wieder eine einheitliche Platte vorhanden, nur die Zone des Zusammenstoßes der bei- den Krustenteile ist oft noch als sogenannteSutur erkennbar. In der Abbildung
?C6 sind drei verschiedene Varianten einer konvergie- renden Plattengrenze dargestellt.Eine Kontinent-Kontinent-Kollision führt zu
mehrfachen Überschiebungen, zu Faltungen und einer Verdickung der kontinentalenKruste und damit zu einem hohen Gebirge.Beispiele sind die Alpen und der Himalaya.
Diese Art der Kollision wird daher als Alpiner
Kollisions-Typ bezeichnet (
?C6a). Die Sub- duktion einer (schwereren) ozeanischen unter eine leichtere kontinentale Platte führt am Rand des Kontinents zur einer Tiefsee- rinne (Trench) und einem Vulkangürtel. EinBeispiel ist die Westküste von Südamerika
mit den Anden. Solch eine Ozean-Kontinent-Kollision wird daher auch Andiner Kollisions-
Typ genannt (
?C6b). Bei der Subduktion einer ozeanischen unter eine andere ozea- nische Platte bildet sich durch Aufschmel- zung und Aufstieg des Magmas ein vulkani- scher Inselbogen, wie z. B. Japan. DieserPlattenrand wird daher auch Inselbogen-Typ
genannt ( ?C6c). rungengleiten zwei Platten anei- nander vorbei. Es wird keine neue tet. Ein bekanntes Beispiel ist die San-An- gen und heftigen Erdbeben, bei der diePazifische Platte an der Nordamerikanischen
Rücken entwickelt und unterteilen die Rücken in viele einzelne Segmente ( ?C7a). DieseErde. Bewegt sich eine Platte auf der Kugel,
so führt sie eine Rotationsbewegung um eineDrehachse aus, die durch den Erdmittelpunkt
geht ( ?C7b). Die Geschwindigkeit der Rota- tion (Winkelgeschwindigkeit) ist an dem Aus- stichspunkt der Drehachse auf der Erdober-Null und steigt mit zunehmendem Abstand
zum Euler-Pol an. Insbesondere im Bereich es an den Mittelozeanischen Rücken infolge der unterschiedlichen Winkelgeschwindigkeit zu Brüchen und Verschiebungen.Die Ursachen der Plattenbewegungen sind
nach heutigem Wissensstand in ?Konvek- (Mantelkonvektion). Unter gegebenen Druck- und Temperaturbedingungen verhalten sichC6 |Varianten einer konver-
gierenden Platten- grenze a)Alpiner Typ, b)Andiner Typ, c)Inselbogen-Typ. a) c) b) 95C
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wird angenommen, dass der Mantel durchKonvektion bestrebt ist, die Temperaturdif-
ferenz zwischen heißem Erdkern und kühler auf, wenn es an der Unterseite erhitzt wird und auf der Oberseite abkühlt. Dann steigt heißes Material, das weniger dicht ist als dasMaterial darüber, vom Boden auf, und küh-
leres und damit dichteres Material sinkt von zen sind dabei meist an aufsteigende (Sprei- zungsachsen) und abtauchenden (Subduk-Neben dem Antrieb durch die Konvektions-
nische Kruste an den MittelozeanischenRücken, die sich hier bis zu 3.000 m über
dem Tiefseeboden erhebt, kommt es durch die Gravitationskraft zu einer Hangabtriebs- kraft ( ?C8b). Diese drückt die Platten vomSpreizungszentrum weg (ridge push force)
vom Mittelozeanischen Rücken wird die ozea- nische Platte durch Abkühlung dichter und damit schwerer. An einer Subduktionszone sinkt sie in den Erdmantel zurück. Dort ist die alte, dichte Platte schwerer als die heißeUmgebung im Erdmantel, und die Platte wird
durch ihr Eigengewicht in den Mantel hinab- gezogen. Diese Zugkraft (slab pull forces) be- schleunigt die Plattenbewegung ( ?C8c). b) MagmaDruck des Mittelozeanischen Rckensa)
Mantelkonvektion
c)Zug des Mittelozeanischen RckensSubduktion
als Motor der Platten - bewegung. achsen der mittelozeanischen Rücken (MOR). b) Sie entstehen durch Unterschiede der Winkel- geschwindigkeit bei der Plattenbewegung auf rungen folgen der Spur eines Kleinkreises (z. B. die Breitengrade) um die Rotationsachse. Des- ozeanischen Rücken nicht gerade, sondern leicht gebogen.C9 |Plattentektonik heute:
Stadien des Wilson-
Zyklus (
?C1), die z. Zt. auf der Erde verwirk- licht sind. a) b) 96C
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Plattentektonik
Wenn wir den heutigen Status der Erde be-
trachten, so laufen verschiedene plattentek- tonische Prozesse gleichzeitig ab, d. h. wirAnfang des Kapitels genannten Wilson-Zy-
klus in unterschiedlichen Regionen der Erde schiedenen Regionen zugeordnet werden ?C9) und werden nach diesen benannt, so z. B. das Aufbrechen der Kontinentalplatte mit Graben- oder Riftstadium am Ostafrika- nischen Grabensystem, die erste Verbindung zum Weltmeer und Bildung erster ozeani- scher Kruste im Roten Meer, die Ausbildung eines Mittelozeanischen Rückens im Atlan- tik, die Ausbildung randlicher Subduktions- zonen im Pazifik, die Einengung der Meeres- wie heute im Bereich des Mittelmeeres und die Kollision der Platten und Entstehung eines hohen Gebirges wie des Himalaya.2.2 Das magnetische Streifenmuster
des MeeresbodensGeowissenschaftler haben entdeckt, dass
die Basalte am Meeresboden in Richtung des zur Zeit ihrer Bildung herrschenden irdischenMagnetfeldes magnetisiert werden (
?ModulA "Planetensystem und Aufbau der Erde").
Dieser remanente Magnetismus bleibt über
netismus von Gesteinen verschiedenen Al-Richtung des Magnetfeldes zeigt nach Nor-
den (zum magnetischen Nordpol) und wird als normal, die entgegengesetzte Richtung als invers bezeichnet. Die chronologische Ab- folge dieser wiederholten Feldumkehrung lie-quotesdbs_dbs31.pdfusesText_37[PDF] Entstehung: Die Carls Stiftung wurde von dem Unternehmerehepaar
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