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\author{Christoph Moder}
\title{Geodynamik}
%\date{2004}

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% Die Nummerierung der Kapitel wird mit dem Befehl \thesection gemacht, d.h. diesen umdefinieren
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\maketitle

\section{Plattentektonik und Lithosphäre}

\begin{itemize}
	\item Größenordnung für Bewegungen der Erdkruste: horizontal 1--10~cm, vertikal 1--10~mm pro Jahr

	\item nichttektonische Veränderungen: z.B. isostatische Hebung des fennoskandischen Schilds nach dem Abschmelzen
	des Eispanzers seit der letzten Eiszeit, Einschlag von Meteoriten

	\item Im Archaikum liefen die tektonischen Vorgänge wegen höheren Temperaturen im Erdinneren vermutlich etwas
	anders ab als heute.

	\item Entstehung der Theorie der Plattentektonik: Anfänge durch die Beobachtung der Deckenüberschiebung in den
	Alpen (von Ampferer) und der Kontinentaldrift-Theorie (von Wegener); Durchsetzung der Theorie durch Messung des
	Seafloor-Spreading in den 1960er-Jahren (ermöglicht durch Fortschritte in der Bohrtechnik).

	\item Die Lithosphäre besteht aus einzelnen Platten, die als Segmente einer Kugelschale um die Eulerpole
	rotieren; jeder Punkt einer Platte beschreibt dabei Bewegungen auf einem Kleinkreis. Die Grenzflächen zwischen
	zwei Platten können divergent, transform oder konvergent sein.

	\item Der obere Teil der Lithosphäre (Dicke: 50--350~km) ist die Erdkruste (ca. 5--70~km dick); der untere Teil
	gehört zum Mantel. Unter der festen Lithosphäre befindet sich ein Bereich, der sich seismisch in einer
	Geschwindigkeitsabnahme langperiodischer Wellen (ca. um 5\%, \emph{low velocity zone}) äußert, was auf partielle
	Gesteinsschmelzen hinweist -- dies ist die \emph{Asthenosphäre}.

	\item Die Grenzfläche zwischen Kruste und Mantel ist die \emph{Mohorovi\v{c}i\'{c}-Diskontinuität}.

	\item Ozeanische Kruste entsteht direkt aus den partiellen Schmelzen des Mantels, die an den divergenten
	Plattengrenzen nach oben dringen. Kontinentale Kruste entsteht dagegen durch kompliziertere Vorgänge; z.B.
	verbleiben an konvergenten Plattengrenzen durch Obduktion, Akkretion oder partielles Aufschmelzen leichtere
	Bestandteile an der Oberfläche.

	\item Im Mantel dominieren ultramafische Gesteine ($SiO_2 < 45\%$), in der ozeanischen Kruste mafische Gesteine
	($SiO_2 < 52\%$), in der Kruste magmatischer Bögen intermediäre Gesteine ($SiO_2 < 66\%$) und in den
	kontinentalen Krusten felsische Gesteine ($SiO_2 > 66\%$).

	\item Es gab vermutlich mehrmals einen Superkontinent: im späten Archaikum (2,7--2,5~Ga), im späten
	Proterozoikum (Rodinia, 1000--700~Ma) und im späten Paläozoikum (Pangäa, 280--260~Ma).

	\item Durch divergente \emph{Intraplattenprozesse} entstehen neue Plattengrenzen, und durch konvergente
	\emph{Plattengrenzprozesse} bilden sich neue Intraplattenbereiche (\emph{Orogenese} = Bildung von Gebirgen).
	Zwischen diesen Prozessen kommt es nur zu geringfügigen Hebungen und Absenkungen (\emph{Epirogenese} und
	\emph{Beckeninversion}).

	\item Die Plattendispersion von Pangäa wurde kompensiert durch Subduktion ozeanischer Lithosphäre im Pazifik.
	Diese Dispersion dauert noch immer an; zuerst entstand durch die Aufteilung in Gondwana und Laurasia im
	Mesozoikum ein Ost-West-Ozean, der \emph{Tethys-Ozean}, dessen Reste das Mittelmeer bilden. Später entstand der
	Atlantik.
\end{itemize}


\section{Manteldynamik}

\begin{itemize}
	\item Zusammensetzung des Erdmantels: Aus Messungen kennt man die seismischen Geschwindigkeiten im Erdmantel;
	Experimente liefern die Geschwindigkeiten in verschiedenen Mineralen, daraus kann man auf die
	Mineralzusammensetzung im Erdinneren schließen. Außerdem gibt es \emph{Xenolithe} (v.a. aus kimberlitischen
	Schlotbreccien, welche aus großer Tiefe stammen, und alkalibasaltischen Magmen). Ergebnis: Olivin

	\item Der Bereich zwischen Moho und einer Tiefe von 440~km ist der \emph{obere Mantel}; dann folgt die
	\emph{Übergangszone} des Mantels, wo die orthorhombische Struktur des Olivins zuerst in die kubische
	Spinell-Struktur (440~km) und dann in Perovskit, Periklas und Wüstit übergeht (670~km); unterhalb von 670~km ist
	der \emph{untere Mantel}.

	\item MORB-Basalte sind verarmt, d.h. sie haben nur einen geringen Gehalt an inkompatiblen Elementen, welche
	sehr kleine oder sehr große Atomradien (im Vergleich zur Ladung) haben und damit nicht gut in das Kristallgitter
	passen (z.B. Kalium, Rubidium, Barium, Strontium; Uran, Thorium; leichte Lanthaniden; Niob, Zirkon, Titan,
	Phosphor). Diese Elemente sind in Alkalibasalten und den felsischen Gesteinen der oberen kontinentalen Kruste
	angereichert.

	\item In den alkalischen Ozean-Insel-Basalten (OIB) und den kontinentalen Alkalibasalten sind ebenfalls die
	inkompatiblen Elemente angereichert. Mögliche Prozesse: an Hotspots wird noch nicht verarmtes Material aus dem
	unteren Mantel nach oben transportiert (durch einen Plume), oder vorher subduziertes
	Kontinentalkrustenmaterial wird wieder gefördert, oder es wird jenes Material gefördert, in welchem sich diese
	Elemente bei der Differenziation angereichert haben.

	\item Die Ausbreitungsgeschwindigkeit seismischer Wellen im Mantel ist richtungsabhängig, d.h. das Material ist
	elastisch anisotrop. Da Olivin und Pyroxen in ihrer Kristallstruktur anisotrop sind, ist die Ursache vermutlich
	eine Ausrichtung (\emph{Regelung}) der Olivinkörner, als Folge einer duktilen Verformung.

	\item Seismische Laufzeitanomalien weisen auf Temperaturunterschiede hin; positive Anomalien (= schnellere
	Geschwindigkeiten) findet man bei alten kontinentalen Platten (\emph{Kratone}) und in der Verlängerung von
	Subduktionszonen (= kalter Mantel), negative Anomalien unter divergenten Plattengrenzen (= heißer Mantel).
\end{itemize}


\section{Stoffliche Grenzen und Temperaturverteilung in der normalen kontinentalen Lithosphäre}

\begin{itemize}
	\item Die Zusammensetzung der tieferen Kruste kennt man, analog zum Mantel, von Xenolithen, aus seismischen
	Messungen und außerdem aus überschobenen und erodierten Krustenteilen, welche heute an der Oberfläche liegen und
	tiefere Schichten freilegen.

	\item Wärmetransport erfolgt durch Wärmeleitung im Gestein (\emph{konduktiver Transport}), durch Zirkulation
	fluider Phasen (\emph{konvektiver Transport}) und durch den Aufstieg heißer Intrusivkörper (\emph{advektiver
	Transport}).

	\item Der Wärmefluss (= thermische Energie pro Zeit und Flächeneinheit) an der Erdoberfläche ist die Gesamtsumme
	der Mechanismen, die Wärme an die Erdoberfläche bringen. Da ein Großteil der Wärme durch radioaktive Gesteine in
	oberen Schichten erzeugt wird (v.a. durch Kalium, Thorium, Uran), definiert man den \emph{reduzierten
	Wärmefluss} als den Anteil des Wärmeflusses, der aus den tieferen Bereichen der Kruste stammt.

	\item Der Temperaturverlauf in der Lithosphäre wird \emph{Geotherm} genannt.

	\item Bereiche, in denen der reduzierte Wärmefluss ähnliche Werte annimmt, bilden \emph{Wärmeflussprovinzen}.

	\item Kimberlite sind explosiv geförderte Schlotbreccien, die v.a. aus Gesteinsfragmenten des Mantels bestehen.
	Sie enthalten u.a. Diamanten, d.h. sie müssen aus Tiefen von 100 bis 200~km stammen. Rezent konnte man noch
	keine Eruption von Kimberliten beobachten; offensichtlich ist sie an großräumige Hebungsvorgänge gekoppelt.
\end{itemize}


\section{Rifts}

\begin{itemize}
	\item \emph{Moderne Rifts} sind Bereiche in der kontinentalen Kruste, in denen eine Absenkung stattfindet,
	begleitet von Vulkanismus. An \emph{Paläorifts} ist dieser Mechanismus dagegen zum Erliegen gekommen, es gibt
	keinen Vulkanismus mehr; solche Bereiche finden sich an allen passiven Kontinentalrändern, aber auch viele
	intrakontinentale Sedimentbecken sind von Paläorifts unterlagert.

	\item Rifts werden als Vorstufe der Bildung ozeanischer Kruste betrachtet.

	\item Gefördert werden Rifts erstens durch Aufstieg geschmolzenen Gesteinsmaterials und der damit verbundenen
	Wärmezufuhr und zweitens durch ein Spannungsfeld, welches die thermisch geschwächte Lithosphäre auseinander
	zieht. Wenn die Wärmezufuhr überwiegt, spricht man vom \emph{aktivem Riftstadium} (z.B. Ostafrika); wenn die
	spannungsgesteuerte Extension überwiegt, vom \emph{passiven Riftstadium} (z.B. im westlichen Zweig des
	ostafrikanischen Rifts in Uganda/Kongo).

	\item In Riftzonen findet man Schwereanomalien. In aktiven Riftstadien findet man eine negative Schwereanomalie,
	hervorgerufen durch die höhere Temperatur im Mantel, und in der Mitte evtl. eine positive Schwereanomalie,
	hervorgerufen durch schwere Basaltintrusionen in die leichte Kruste. In passiven Riftstadien dagegen hat man es
	mit einer durch die Zugbelastung ausgedünnten Kruste zu tun, was zu einer positiven Schwereanomalie führt (da
	das darunter liegende schwerere Mantelmaterial nach oben aufgewölbt ist), und in der Mitte evtl. eine negative
	Schwereanomalie, wenn das Becken, das sich dort gebildet hat, mit leichten Sedimenten aufgefüllt ist.

	\item In modernen Riftzonen findet man nur Erdbeben mit geringer Magnitude und geringer Tiefe, weil durch die
	höhere Temperatur das Gestein eher duktil statt porös reagiert.

	\item An den gehobenen Schultern des Rifts kommt es zur Erosion, in den abgesenkten Bereichen zur Sedimentation.
	Außerdem findet man Spaltenintrusionen (meist parallel zur Streichrichtung des Rifts) sowie manchmal
	Flutbasalte. Vulkanketten ziehen sich ebenfalls parallel zur Streichrichtung entlang.

	\item Es bilden sich Pull-Apart-Basins.

	\item Wenn die Krustenextension lange andauert, verlagert sich die randliche vulkanische Tätigkeit nach innen,
	und es wird dort ozeanische Kruste gebildet.
\end{itemize}


\section{Basin-and-Range-Extension}

\begin{itemize}
	\item Die Basin-and-Range-Provinz in den USA ist ähnlich wie eine Riftzone, aber wesentlich breiter und besteht
	abwechselnd aus Horst- und Grabenstrukturen. Die Gebirgsrücken sind asymmetrisch gekippte Horste, die Becken
	sind tektonische Halbgräben.

	\item Die Extension nimmt vom Rand bis ins Zentrum zu; dort beträgt die Extension bis zu 100\%, entsprechend ist
	dort die Krustendicke auf 50\% reduziert.
\end{itemize}


\section{Passive Kontinentalränder und intrakontinentale Becken}

\begin{itemize}
	\item Bei einer Riftzone sinkt die Kruste isostatisch ab, weil sie durch die Zugbelastung ausgedünnt wird und
	damit weniger Auftrieb erzeugt. In das durch die Ausdünnung fehlende Volumen strömt auf der Unterseite seitlich
	Mantelmaterial ein; an der Oberseite ist dies nicht möglich, d.h. hier bleibt ein Becken.

	\item Das Absinken (\emph{Subsidenz}) erfolgt nicht sofort, weil das heißere Mantelmaterial, was sich unter der
	Riftzone befindet, eine geringere Dichte als der restliche Mantel hat und damit selber zum Auftrieb beiträgt
	(d.h. anfangs kann es sogar zu einer Hebung kommen). Erst bei der Verlagerung der Wärmequellen (z.B. hin zur
	schmalen Spreizungszone innerhalb des Rifts) oder bei der Unterbrechung der Wärmezufuhr sinkt der Mantel
	unterhalb der Riftzone ab und zieht dabei die darüber liegende Kruste mit nach unten; dort setzt verstärkte
	Sedimentation ein, was zu einer zusätzlichen Auflast führt. Diese thermisch kontrollierte Subsidenz wirkt weit
	über die eigentliche Riftzone hinaus und ist die eigentliche Ursache für die Beckenbildung.

	\item An den passiven Kontinentalrändern (z.B. am atlantischen Ozean) wird die normale kontinentale Kruste (ca.
	40~km dick) zu einer \emph{Übergangskruste} (ca. 10--15~km dick) ausgedünnt; diese keilförmig ausgedünnten
	Streifen von Übergangskruste haben auf beiden Seiten des Atlantiks eine Breite von 200 bis 700~km.

	\item Intrakontinentale Becken entstehen durch die gleichen Subsidenzmechanismen wie passive Kontinentalränder,
	allerdings über unterbrochenen Rifts.

	\item Durch die Sedimentlast in Becken kann es zu einer regionalen Durchbiegung der Lithosphäre kommen.
\end{itemize}


\section{Ozeanische Kruste}

\begin{itemize}
	\item Die mittelozeanischen Rücken (MOR) bestehen aus einem Kamm, der auf beiden Seiten symmetrisch abfällt. In
	der Mitte gibt es einen \emph{medianen Graben}; dort dringt die basaltische Lava an die Oberfläche. Sie wird
	dann bis auf ca. 1000~m Höhe über die Grabenbasis angehoben; weiter außen beginnt die Subsidenz wegen der
	Abkühlung der darunter lagernden Lithosphäre.

	\item Man beobachtet ein \emph{Springen der Rückenachsen} -- zwischen den Ketten der Rückensegmente finden sich
	Transformstörungen, an denen Blattverschiebung auftritt.

	\item Mittelozeanische Rücken weisen eine \emph{magnetische Streifung} auf, d.h. Gesteine gleicher
	Magnetisierung finden sich parallel zum Rücken angeordnet und auf beiden Seiten in symmetrischer Entfernung.
	Streifengruppen gleicher Polarität und gleichen/ähnlichen Alters bezeichnet man als \emph{Polaritätschronen};
	diese setzt man aus kleineren Einheiten, den \emph{Subchronen}, zusammen.

	\item Bei langsam spreizenden Rücken ist die Spreizungszone breiter und die Rücken sind höher als bei schnell
	spreizenden Rücken.

	\item Die Metamorphose der ozeanischen Kruste wird offenbar durch Konvektion von Meerwasser induziert; an der
	Oberfläche entstehen durch den Kontakt von Meerwasser mit dem Basalt Minerale der Zeolithfazies, in größerer
	Tiefe Minerale der Grünschieferfazies, bei hoher Temperatur evtl. auch Hornfels- und Amphibolitfazies. Die
	Konvektion des salzigen Meerwassers löst auch Substanzen aus dem Gestein und lagert sie auf dem Meeresboden ab,
	so kommt es dort z.B. zu erhöhten Metallkonzentrationen.

	\item Hotspots machen sich vor allem im oberen Mantel durch ihre mechanisch-petrologischen Eigenschaften
	gegenüber dem umgebenden Gestein bemerkbar. Durch die erhöhte Temperatur kommt es zur Bildung von
	Gesteinsschmelze und damit zur Entstehung größerer Magmenkammern.

	\item Bei konstanter Magmenzufuhr bei Hotspots entstehen im Laufe der Zeit in der sich darüber bewegenden
	Lithosphärenplatte \emph{Hotspot-Spuren} in Form von \emph{ozeanischen Inselketten} oder submarinen
	\emph{Seamount-Ketten}. Beispiel: Hawaii; dort ist rund um die Inseln, d.h. über dem Hotspot, eine großräumige
	Aufdomung des Meeresbodens zu verzeichnen. Überlagert wird diese Aufdomung von einer Eindellung rund um die
	Inseln (Ringtrog), welche auf die Auflast des schweren Vulkankomplexes zurückgeführt wird.

	\item Aseismische Schwellen und Rücken werden ähnlich wie ozeanische Inselketten an Hotspots gebildet,
	allerdings gibt es dort nicht einzelne Berge, sondern eine gleichmäßige großflächige Erhöhung. Da diese Gebiete
	oft symmetrisch zu den mittelozeanischen Rücken liegen, vermutet man, dass dort Hotspot und mittelozeanischer
	Rücken zusammengetroffen sind, was die große Förderrate an Magma erklärt. Beispiele dafür sind das System
	Rio-Grande-Schwelle/Walfisch-Rücken und das Cear\'{a}--Sierra-Leone-Schwellensystem (beide zwischen Afrika und
	Südamerika); im Entstehen ist eine derartige Schwelle gerade in Island.

	\item Ozeanische Plateaus und Tiefseeschwellen ähneln den kontinentalen Deckenbasalten (Flutbasalten). Wie bei
	Hotspots kam es auch hier zu einer thermischen Verjüngung der Lithosphäre, d.h. die noch wärmere Lithosphäre ist
	leichter, Subsidenz ist zu erwarten. Da sich ozeanische Plateaus zusammen mit ihren Platten Richtung
	Subduktionszone bewegen, aber aus relativ leichtem Gestein bestehen (blasenreiche oder stark differenzierte
	Basalte, dazu noch die thermische Verjüngung), können sie bei der Subduktion abgeschert werden und als
	\emph{Terrane} an Kontinente angelagert werden.
\end{itemize}


\section{Subduktionszonen, magmatische Bögen, Randbecken und akkretionierte Terrane}

\begin{itemize}
	\item An konvergenten Plattengrenzen gibt es eine subduzierende untere Platte und eine überfahrende obere
	Platte. Der Bereich seismischer Aktivität zwischen beiden Platten heißt \emph{Wadati-Benioff-Zone}.

	\item Liegt die Subduktionszone am Rand eines Kontinents, spricht man von einem \emph{aktiven Kontinentalrand};
	liegt sie dagegen zwischen zwei ozeanischen Platten, nennt man das eine \emph{(intra)ozeanische
	Subduktionszone}.

	\item \emph{Bogen-Polarität}: Beispiel: Wenn die Subduktionszone nach Norden einfällt, spricht man von einer
	südgerichteten Polarität.

	\item Die Subduktionsrate (= Relativgeschwindigkeit zwischen oberer und unterer Platte) muss nicht gleich der
	Konvergenzrate sein -- z.B. bei einer einengenden Deformation der oberen Platte.

	\item Am ersten Berührpunkt zwischen oberer und unterer Platte bildet sich an der Oberfläche ein
	\emph{Tiefseegraben}, welcher im Querschnitt asymmetrisch ist. Der äußere Hang entspricht der Neigung der
	subduzierten Platte und hat ein Gefälle von 2--3\% und besteht aus normalem Meeresboden, d.h. ozeanischer Kruste
	mit Sedimenten darauf. Der innere Hang ist dagegen bereits Teil des Akkretionskeils, er besteht aus Material,
	das von der unteren Platte tektonisch abgeschert wurde, und ist mit 10--20\% Gefälle deutlich steiler.

	\item Vor dem Tiefseegraben befindet sich die \emph{äußere Aufwölbung}; dort staut sich die subduzierte Platte
	und wölbt sich elastisch 100--400~m nach oben. Hinter dem Tiefseegraben folgt der \emph{Akkretionskeil}, welcher
	50--300~km breit sein kann (je nach Sedimentmenge) und einen \emph{äußeren Rücken} bildet. Dahinter folgt das
	\emph{Forearc-Becken}. Als nächstes folgt der \emph{magmatische Bogen}; unter diesem lösen sich Volatile aus der
	subduzierten Platte, steigen auf und erzeugen in der Platte darüber Vulkanismus. Als Letztes folgt der
	\emph{Backarc-Bereich}, wo sich sowohl durch Extension Randbecken oder durch konvergente Bewegungen
	Überschiebungen bilden können.

	\item Seismische Aktivität findet sich an der Oberfläche vor allem im Bereich der äußeren Aufwölbung und im
	Backarc-Bereich; der Großteil der Überschiebungsbewegungen erfolgt dagegen aseismisch durch Gleitvorgänge
	zwischen den wassergesättigten Sedimenten am Akkretionskeil. Die meisten Beben passieren in Tiefen von 300 bis
	400~km. Die \emph{seismische Front} zieht sich entlang der Oberkante der subduzierten Platte bis unter den
	Akkretionskeil; dahinter ist die subduzierte Platte thermisch so geschwächt, dass die Bebenhäufigkeit stark
	abnimmt. Entsprechend gibt es eine \emph{aseismische Front}, die unterhalb der subduzierten Kruste verläuft und
	erst unter dem magmatischen Bogen zur oberen Platte hin auftaucht.

	\item Gravimetrische Anomalien: Über der äußeren Aufwölbung findet man leicht positive Anomalien, über dem
	Akkretionskeil eine stark negative Anomalie (leichte Sedimente!), und über dem magmatischen Bogen wiederum eine
	stark positive Anomalie (schwere Vulkanite!).

	\item Der charakteristische \emph{Subduktionswinkel} stellt sich erst ca. 100~km hinter dem Tiefseegraben ein;
	dieser kann sehr unterschiedlich sein, von wenigen Grad bis annähernd $90^\circ$.

	\item An \emph{steilen Subduktionszonen} (\emph{Inselbogen-Typ}, Beispiel Philippinen) herrscht eine schwache
	mechanische Koppelung zwischen den beiden Platten (d.h. schwache Erdbeben); die Konvergenzrate ist gering (und
	damit auch die Sedimentansammlung am Akkretionskeil $\rightarrow$ tiefer Tiefseegraben, da wenig verfüllt), und
	der Subduktionswinkel groß. An der subduzierten Platte kommt es zu einer Abrollbewegung (\emph{hinge rollback})
	und damit zu einer Extension der Backarc-Bereiche; am magmatischen Bogen findet sich eher basischer
	Vulkanismus.\\
	An \emph{flachen Subduktionszonen} (\emph{Kordilleren-Typ}, Beispiel Chile) ist das umgekehrt; eine starke
	mechanische Kopplung und eine große Konvergenzrateführen zu einem großen Akkretionskeil, einem stark verfüllten
	Tiefseegraben, starken Erdbeben und zu einer großen tektonischen Hebung und Einengung des Backarc-Bereichs der
	oberen Platte. Der Vulkanismus ist intermediär bis sauer.

	\item Randbecken (im Backarc-Bereich) können auf zwei Arten entstehen: \emph{Neugebildete Randbecken} entstehen
	durch Extension bzw. Neubildung von Kruste hinter Low-Stress-Subduktionszonen; es kommt zu einer Ausdünnung der
	Kruste, und in den zahlreichen Intrusionen finden sich Randbecken-Basalte (BABB, back arc basin basalt), welche
	den MORBs sehr ähnlich sind. Davon zu unterscheiden sind \emph{eingefangene Randbecken}; das passiert, wenn ein
	Terran (nicht subduzierbares ozeanisches Lithosphärenfragment) auf die Subduktionszone zuwandert. Nachdem dieses
	zu leicht ist, wird es von seinem Untergrund abgeschert, aber blockiert anschließend den Subduktionsprozess wie
	ein Bremsklotz vor dem Akkretionskeil -- die Low-Stress-Subduktionszone wird zu einer
	High-Stress-Subduktionszone. Wenn anschließend die Subduktion zum Erliegen kommt und z.B. ein Polaritätswechsel
	einsetzt (d.h. die subduzierte Platte wird zur überfahrenden Platte und umgekehrt), so dass es zu einer neuen
	Subduktionszone kommt, wird die Kruste zwischen dem Terran und dem magmatischen Bogen zur neuen Extensionszone,
	weil sowohl der Bogen als auch das Terran dicker und damit stabiler sind. Das neue Randbecken ist also kein
	bereits vorhandener Krustenteil, der ausgedünnt wurde, sondern jener flache Bereich, der durch die alte
	Subduktion vor dem Terran herangeschoben wurde.

	\item \emph{Terrane}: Während schwere ozeanische Kruste subduziert wird, werden leichte Gesteine (oft felsisch
	oder besonders warm) abgeschert und akkretioniert -- z.B. inaktive magmatische Bögen, ozeanische Plateaus,
	aseismische Rücken, verdünnte kontinentale Krustenfragmente oder Teile ozenischer Inselketten. Das
	akkretionierte Material ist ein tektonischer Fremdkörper und unterscheidet sich lithologisch-stratigraphisch
	stark von seiner Umgebung.

	\item Die Entwicklung eines Terrans beginnt mit der \emph{Dispersion} einer großtektonischen Einheit. So findet
	man oft für mehrere Terrane ein gemeinsames Dispersionszentrum. Ist die Herkunft eines Terrans unklar, spricht
	man von einem \emph{exotischen Terran}; lassen sich dagegen Gemeinsamkeiten mit der Großplatte, an die es
	angelagert wurde, feststellen, ist es ein \emph{proximales Terran}. Wenn es zu einer \emph{Verschweißung}
	mehrerer Terrane vor deren Anlagerung an die Großplatte kommt, handelt es sich um ein \emph{zusammengesetztes
	Terran}. Nach der Akkretion mehrerer Terrane an eine Großplatte und deren weitere Überprägung spricht man von
	einer \emph{Terran-Collage}.

	\item Datieren kann man das Anlegen (docking) eines Terrans anhand von \emph{Nahtplutonen}, welche die
	Nahtstellen des Terrans mit seiner Umgebung diskordant durchschlagen; eine weitere Möglichkeit sind
	\emph{Überlappungsabfolgen}, welche sowohl das Terran als auch seine Umgebung überlappen.
\end{itemize}


\section{Kollisionszonen}

\begin{itemize}
	\item Kollision ist das Endstadium einer konvergenten Bewegung, wenn sämtliche ozeanische Kruste subduziert
	wurde und dann kontinentale Kruste aufeinander trifft; dabei kommt es zur \emph{Delamination}, d.h. die
	schweren subkrustalen Anteile der Lithosphäre sinken in den Mantel ab, während die leichten Bestandteile davon
	abgetrennt werden, verdickt werden und daraufhin isostatisch aufsteigen. Darum bezeichnet man Kollisionszonen
	als \emph{Orogene}, und den Vorgang der Einengung und Gebirgsbildung als \emph{Orogenese}.

	\item Die Orogenese ist mit starken Abscherbewegungen verbunden, sowohl bei Überschiebungen als auch bei
	seitlichen Fluchtbewegungen, welche zu Blattverschiebungen führen. In der Oberkruste kommt es dabei zur
	Translation und Rotation diskreter Schollen; diese Relativbewegungen führen zu einer räumlich breit gestreuten
	Seismizität.

	\item Die nach der Kollision sichtbaren Reste der Ozeane zwischen beiden Kontinentalplatten bezeichnet man als
	\emph{Geosutur}.

	\item Die tektonische Auflast der überschobenen Decken führt zu einer isostatischen Absenkung der
	Vorland-Lithosphäre, es entstehen \emph{Vorlandbecken}. Deren Form hängt von der Biegefestigkeit der Lithosphäre
	ab -- ist diese biegsam, entstehen schmale, tiefe Becken, ansonsten breite, flache Becken. Die Mächtigkeit der
	Sedimentfüllung dieser Becken verringert sich mit zunehmendem Abstand vom Gebirge, daher die Bezeichnung
	\emph{klastische Keile}. Die tieferen Teile bestehen meist aus monotonen Turbidit-Abfolgen (\emph{Flysch}), die
	höheren aus grobkörnigen paralisch-fluviatilen Abfolgen (\emph{Molasse}).
\end{itemize}


\section{Präkambrische Krustenentwicklung}

\begin{itemize}
	\item Präkambrische tektonische Gürtel findet man in den \emph{Schilden} von Nordamerika (kanadischer Schild),
	Afrika, Westaustralien, Indien, Ostasien (Aldan-Schild), Skandinavien und Südamerika (brasilianischer Schild).

	\item Die präkambrische Krustenentwicklung erfolgte in zwei Phasen, dem \emph{Archaikum} und dem
	\emph{Proterozoikum}.

	\item Am Ende des Archaikums kam es zur ersten Konsolidierung größerer kontinentaler Krustenbereiche; diese
	Kerne spätarchaischer Großkontinente werden \emph{Kratone} genannt. Auf diese wurden im Proterozoikum lineare
	Orogengürtel mit neugebildeter Kruste überschoben bzw. archaische Kruste wurde metamorph überprägt.

	\item Die ältesten Gesteine sind ca. 4~Mrd. Jahre alt; Meteoriteneinschläge und starke Differenziation in
	Kruste/Mantel sorgten für einen starken vertikalen Materialaustausch, so dass ältere Gesteine an der Oberfläche
	nicht erhalten sind. Die alten Gesteine sind am besten erhalten in den Grünsteingürteln der alten Schilde.

	\item An erodierten proterozoischen Orogenen sieht man, dass damalige Kollisionszonen ähnlich wie heutige
	aufgebaut sind.
\end{itemize}

\end{document}
