Plattentektonik


Plattentektonik

Die Lithosphärenplatten der Erde
Die Kinematik der Platten. Informationen über die Richtungen und Geschwindigkeiten der Drift werden mit Hilfe des GPS gewonnen.


Die Plattentektonik ist die grundlegende Theorie der Geowissenschaften über die großräumigen tektonischen Vorgänge in der Lithosphäre (Erdkruste und oberster Erdmantel) und ist Teil der Theorien über die endogene Dynamik der Erde. Die Plattentektonik kann als der an der Erdoberfläche auftretende Ausdruck der Mantelkonvektion im Erdinneren aufgefasst werden und beschreibt die Bewegungen der Lithosphärenplatten („Kontinentalverschiebung“) und die daraus folgenden geologischen Phänomene. Zu ihnen zählen die Entstehung von Faltengebirgen (Orogenese) und Tiefseerinnen durch den Druck der sich bewegenden Platten. Die großräumigen Deformationen der äußeren Gesteinsmassen führen zu sekundären Phänomenen, wie Vulkanismus oder Erdbeben.

Reliefkarte der Erdoberfläche mit Angabe der Lithosphärenplatten und zur Geodynamik

Grundlegend für die Plattentektonik ist die fragmentierte Struktur der Lithosphäre, die in sieben große Platten gegliedert ist, die auch als Kontinentalplatten oder -schollen bezeichnet werden:

  • die Pazifische und Antarktische Platte,
  • die Nord- und Südamerikanische Platte,
  • die Afrikanische und Eurasische Platte,
  • sowie die Australische Platte.

Daneben gibt es noch eine Reihe weiterer kleinerer Platten wie z. B. die Karibische Platte, die Cocosplatte, die Nazca-Platte, die Indische Platte, die Scotia-Platte, die Arabische Platte und die Philippinische Platte sowie weitere Mikroplatten, über deren Abgrenzung jedoch teilweise noch wenig bekannt ist. Die Platten sind meist durch mittelozeanische Rücken oder Tiefseerinnen voneinander getrennt. An den Rücken driften die benachbarten Platten auseinander (divergierende Plattengrenze), wodurch basaltisches Magma aus dem Oberen Erdmantel emporsteigt und neue ozeanische Kruste gebildet wird. Dieser Prozess wird auch als Ozeanbodenspreizung oder Seafloor Spreading bezeichnet. In den Tiefseerinnen sinkt die Kruste wieder in den Mantel ab und wird „verschluckt“ (subduziert). Die eigentlichen Kontinentalblöcke aus vorwiegend granitischem Material werden – zusammen mit den umgebenden Ozeanböden – wie auf einem langsamen Fließband von den Spreizungszonen weg beziehungsweise zu den Subduktionszonen hin geschoben. Nur eine Kollision mit einer anderen Lithosphärenplatte kann diese Bewegung aufhalten (konvergierende Plattengrenze). Da die kontinentale Kruste aber spezifisch leichter als die ozeanische Kruste ist, kann sie nicht mit der ozeanischen Platte zusammen in die Subduktionszone abtauchen, und wölbt sich stattdessen darüber zu einem Gebirge auf. Durch Prozesse in der abtauchenden ozeanischen Platte entsteht zumeist auch ein ausgeprägter Vulkanismus. Bei der Kollision zweier kontinentaler Platten kommt es zu komplexen Deformationsvorgängen, die in der Regel mit der Auffaltung hoher Gebirgszüge einhergehen. Eine solche Kontinent-Kontinent-Kollision findet zum Beispiel zwischen der Eurasischen und der Indischen Platte statt und führte zur Bildung des Himalaya.

Darüber hinaus können zwei Platten auch einfach horizontal aneinander vorbeigleiten (konservative Plattengrenze). In diesem Fall wird die Plattengrenze als Transform-Störung (-verwerfung) bezeichnet.

Geschichte der Theorie der Plattentektonik

Kontinentaldrift

Die farbig dargestellten paläobiogeographischen Verbreitungsgebiete von Cynognathus, Mesosaurus, Glossopteris und Lystrosaurus erlauben die Rekonstruktion von Gondwana und sind damit Belege für die Existenz der Plattentektonik

Nachdem einige Forscher bereits ähnliche Gedanken vertraten, war es vor allem Alfred Wegener, der in seinem 1915 veröffentlichten Buch Die Entstehung der Kontinente und Ozeane aus der genauen Passung der Küstenlinien von Südamerika und Afrika folgerte, dass diese Bruchstücke eines ehemals größeren Kontinents gewesen sein könnten, der in der erdgeschichtlichen Vergangenheit auseinandergebrochen war. Die Passung ist noch genauer, wenn man nicht die Küstenlinien, sondern die Schelfränder, also die unter Wasser liegenden Teile eines Kontinents betrachtet. Daneben sammelte Wegener viele weitere Argumente für seine Theorie. Jedoch konnte er keine überzeugenden Ursachen für die Kontinentaldrift benennen. Eine vielversprechende Hypothese kam von Arthur Holmes (1928), der vorschlug, dass Wärmeströme im Erdinneren genügend Kraft erzeugen könnten, um die Erdplatten zu bewegen. Zu diesem Zeitpunkt konnte sich seine Hypothese jedoch nicht durchsetzen.

Ab 1960: Ozeanböden, Subduktion, Erdmessung

Der Paradigmenwechsel zum Mobilismus setzte deshalb erst etwa um 1960 vor allem durch die Arbeiten von Harry Hammond Hess, Robert S. Dietz, Bruce C. Heezen, Marie Tharp, John Tuzo Wilson und Samuel Warren Carey ein, als man grundlegend neue Erkenntnisse über die Geologie der Ozeanböden erlangte.

Muster des entgegengesetzt polarisierten Ozeanbodens. a) vor 5 Mio. Jahren, b) vor 2–3 Mio. Jahren, c) heute
  • Man erkannte zum Beispiel, dass die Mittelozeanischen Rücken vulkanisch aktiv sind, und dass dort an langen Bruchspalten große Mengen an basaltischer Lava austreten, meist in Form von Kissenlava.
  • Bei paläomagnetischen Messungen dieser Basalte entdeckte man, dass die wiederholte Umpolung des Erdmagnetfelds im Laufe der Erdgeschichte ein spiegelsymmetrisches „Streifenmuster“ auf beiden Seiten des Mittelatlantischen Rückens erzeugt hatte [1].
  • Außerdem erkannte man, dass die Sedimentgesteine, die die Tiefseeböden bedecken, in größerer Entfernung von den Mittelozeanischen Rücken auch immer mächtiger und älter werden.

Die einleuchtendste Erklärung für diese Phänomene war, dass die basaltischen Magmen, die ständig an den Mittelozeanischen Bruchzonen austreten und erstarren, den Ozeanboden in entgegengesetzte Richtungen auseinander drücken, so dass er sich im Laufe der Zeit immer weiter ausdehnt (Sea-Floor-Spreading).

Nun gibt es bis heute keine eindeutigen Anzeichen, dass sich der Radius der Erde im Laufe ihres Bestehens signifikant vergrößert hätte, wie es z.B. in Careys Expansionstheorie gefordert wurde. Dies legte den Gedanken nahe, dass die neu gebildete ozeanische Kruste an anderer Stelle wieder vernichtet werden müsse.

  • Dafür spricht, dass man bis heute keinen Ozeanboden entdeckt hat, der älter als 200 Millionen Jahre wäre. Die Hälfte aller Ozeane ist nicht einmal älter als 65 Millionen Jahre. Hiermit wurde die alte, fixistische Vorstellung widerlegt, nach der die Ozeane uralte Einsturzbecken seien, die sich, wie die Kontinente, schon bald nach Formung der ersten festen Kruste um die glutflüssige Urerde gebildet hätten.

Als Ort der Vernichtung ozeanischer Kruste wurden in den 1970er Jahren die Tiefseerinnen erkannt, die besonders den Pazifischen Ozean umgeben. Wegen ihrer starken seismischen und vulkanischen Aktivität wird diese Zone auch als „Pazifischer Feuerring“ bezeichnet.

  • Geophysikalische Messungen offenbarten dort schräg geneigte seismische Reflexionsflächen (Benioff-Zone), an denen anscheinend schwere ozeanische Kruste unter kontinentale (oder andere ozeanische) Kruste geschoben wird und absinkt. Typisch für diese Zonen sind die tiefen Erdbeben, deren Hypozentren in Tiefen von 320 bis 720 km liegen können. Dieser Befund wird mit der starken Reibung zwischen den absinkenden Platten und dem umgebenden Gestein erklärt, die schließlich zum Zerbrechen der subduzierten Platte führt.
  • Als Substrat, auf dem die Kruste seitlich driften kann, gilt die rund 100 km mächtige Asthenosphäre. Sie wird auch „Low-Velocity Zone“ (dt. „Zone langsamer Geschwindigkeit“) genannt, da sich die seismischen „P- und S-Wellen“ nur langsam durch sie hinfortbewegen. Diese zähflüssige Zone erklärte man sich durch teilweise aufgeschmolzene, fließfähige Gesteinspakete unterhalb der starren, 70 bis 120 km mächtigen Lithosphäre.

Die neuen Methoden der Satellitengeodäsie und des VLBI, die sich in den 1990ern der Zentimeter-Genauigkeit näherten, liefern nun einen direkten Nachweis der Kontinentaldrift. Die Geschwindigkeit der Ozeanboden-Spreizung beträgt im Mittel einige Zentimeter pro Jahr, variiert aber zwischen den einzelnen Ozeanen. Die geodätisch ermittelten Driftraten zwischen den großen Platten liegen zwischen 2 und 20 cm pro Jahr und stimmen mit den geophysikalischen NUVEL-Modellen weitgehend überein.

Neben Wegeners Theorie der Kontinentaldrift enthält die Plattentektonik auch Elemente der Unterströmungstheorie von Otto Ampferer Siehe auch: Geschichte der Geologie, Permanenztheorie).

Gebirgsbildung und Vulkanismus im Licht der Plattentektonik

Schematische Darstellung der Prozesse entlang der Plattengrenzen und wesentlicher damit einhergehender geologischer Erscheinungen

Im Gegensatz zu der klassischen Geosynklinal-Theorie geht man heute davon aus, dass die meisten gebirgsbildenden und vulkanischen Prozesse an die Plattenränder gebunden sind. Hier entstehen als Begleiterscheinungen der sich bewegenden Platten für den Menschen bedeutsame Naturphänomene wie Vulkanausbrüche, Erdbeben und Tsunamis.

Es gibt eindimensionale Plattengrenzen, an denen zwei tektonische Platten zusammentreffen und sogenannte Triple Junction, an denen drei tektonische Platten zusammentreffen. Nicht an Plattengrenzen gebunden sind Hot-Spots, die durch thermische Anomalien im unteren Erdmantel verursacht werden.

Konstruktive (Divergierende) Plattengrenzen

Diese Brücke auf Island verbindet die nordamerikanische und die eurasische Platte

Das Auseinanderdriften zweier Platten nennt man Divergenz. Hier wird neue Kruste konstruiert bzw. aufgebaut.

Mittelozeanische Rücken

Die Mittelozeanischen Rücken (MOR) werden (als sogenannte Rücken und Schwellen), mit einer Gesamtlänge von rund 70.000 km, als die größten zusammenhängenden Gebirgssysteme des Planeten Erde angesehen. Dort herrschen expansive Kräfte vor, sodass die Gesteine nicht gefaltet werden. Stattdessen herrscht Bruchtektonik vor, mit Bildung von Spalten und Abschiebungen, sowie von tektonischen Gräben und Horsten.

Die Flanken der MOR sind sehr flach. Ihr zentraler Bereich weist über weite Strecken Einsenkungen auf - den Grabenbruch. An dieser Zentralspalte in der Kammregion der Rücken treten große Mengen an heißer, basaltischer Lava aus, die zur Ausbreitung des Meeresbodens beitragen. Die Mittelozeanischen Rücken haben keine durchgehende Kammlinie. Ihre einzelnen Abschnitte erscheinen immer wieder seitlich versetzt.

Ein eigentümliches vulkanisches Phänomen, das an die Mittelozeanischen Rücken gebunden ist, sind die Schwarzen Raucher – hydrothermale Schlote, an denen überhitztes, mineralgesättigtes Wasser austritt. Dabei kann es zur Ablagerung von Erzen kommen.

Intrakontinentale Gräben

Auch die tektonischen Gräben, die wie der Ostafrikanische Graben als die erste Phase der Ozeanbildung aufgefasst werden können, sind mit vulkanischer Aktivität verbunden. Charakteristisch ist hier die Aufwölbung der umgebenden kontinentalen Kruste, die auf Grund der Spannungsentlastung stattfindet und zur Heraushebung von ausgedehnten Grundgebirgs-Massiven führt (Riftflankengebirge). Gerade die ungewöhnliche durchschnittliche Höhenlage des Afrikanischen Schildes lässt viele Wissenschaftler vermuten, dass sich unter dem afrikanischen Kontinent stationäre Wärmequellen befinden: mehrere sogenannte Manteldiapire, wölben die Lithosphäre auf und erhitzen die Erdkruste. Es kommt zu Rissen, zu Vulkanismus und zum Austritt von Magma.

Bei zunehmender Ausweitung der Bruchzonen bilden sich schmale, langgezogene Meeresbecken, wie das Rote Meer, die sich mit der Zeit zu echten Ozeanen ausweiten können.

Destruktive (Konvergierende) Plattengrenzen

Die gegeneinander gerichtete Bewegung zweier Platten wird Konvergenz genannt. Dabei findet entweder eine Überschiebung statt, bei der entlang einer Subduktionszone die dichtere unter die weniger dichte Platte geschoben wird (Subduktion), oder eine Kollision, bei der eine oder beide Platten in den Randbereichen gefaltet werden.

Kordilleren- oder Andentyp

Der klassische Kordillerentyp der Kettengebirge findet sich über den Subduktionszonen, in denen ozeanische Kruste direkt unter kontinentale Kruste subduziert wird, wie an der Westküste Südamerikas. Hier herrschen besonders komprimierende Bedingungen, die die Gesteinspakete herausheben, in tektonischen Decken übereinander schieben und falten. In größeren Tiefen kann es in diesen Zonen durch die erhöhten Drucke und Temperaturen auch zu Regional-Metamorphosen und Aufschmelzungen (Anatexis) kommen.

Subduktion von dichterer ozeanischer Kruste unter kontinentales Krustenmaterial

Beim Zusammenstoß einer ozeanischen Platte mit einer Kontinentalplatte kommt es neben der Gebirgsauffaltung auch zur Ausbildung einer Tiefseerinne und eines vulkanischen Bogens. Die subduzierte Platte transportiert im Gestein gebundene Fluide – insbesondere Wasser – mit in die Tiefe. Unter den vorherrschenden Druck- und Temperaturbedingungen kommt es zu Phasentransformationen im Gestein, wobei Wasser aus der abtauchenden Platte in den darüberliegenden Mantel abgegeben wird. Dadurch wird die Schmelztemperatur des Mantelgesteins verringert und es kommt zu einer Teilaufschmelzung. Die zunächst basaltische Schmelze steigt durch die darüberliegende Lithosphäre auf und kann sich dabei mit Krustenmaterial vermengen. Zähflüssige Andesitische bis Rhyolitische Magmen können bis an die Oberfläche gelangen und speisen dort zum Teil hochexplosive vulkanische Eruptionen. Die Spuren solcher Glutwolkeneruptionen findet man in den Hochländern der Anden Chiles, Boliviens und Perus. Auch die Kette der zum Teil bis heute aktiven Vulkane in den Anden (wie der Cerro Hudson oder der Corcovado) macht diese geologischen Überlegungen zur Plattentektonik modellhaft sichtbar.

Bei der Kollision von ozeanischer mit kontinentaler Kruste wird der Ozeanboden nicht immer vollständig subduziert. Kleine Reste von Meeresbodensedimenten und basaltischem Material (Ophiolithe) werden zuweilen bei der Subduktion von ihrer Unterlage „abgeschabt“ und versinken nicht im Oberen Mantel. Stattdessen werden sie, zusammen mit den Gesteinen des Kontinentalrandes, deformiert, gefaltet und in die jeweiligen Gebirgsgürtel integriert. Diese Gesteinspakete werden keilförmig auf den Kontinentalrand aufgeschoben (obduziert) und dadurch Teil der kontinentalen Kruste.

Vulkanische Inselbögen

In den Subduktionszonen an der Ostküste Asiens, und an den Tiefseerinnen des West-Pazifiks, wie dem Marianen- und dem Tonga-Graben, kommt es zur Bildung von gekrümmten Inselbögen. Die Krümmung ist auf das geometrische Verhalten einer Kugeloberfläche wie der Erdkruste beim Abknicken und Untertauchen eines Plattenteils zurückzuführen. Beispiele sind die Alëuten, die Kurilen oder die japanischen Inseln. Diese Inselketten sind größtenteils vulkanischen Ursprungs. Zwischen den Inselbögen und dem vorlagernden Kontinent können sich sogenannte „Back-arc Basins“ entwickeln.

Daneben existieren auch Gebiete wie die südostasiatische Inselwelt oder die Karibik, in denen zwei ozeanische Platten in gegenläufigem Sinn unter eine andere ozeanische Platte subduziert werden. Nicht zufällig gehören die vulkanischen Eruptionen in diesen Gegenden zu den gewaltigsten überhaupt.

Kollisionstyp

Die Drift der indischen Landmasse nach Norden

Wenn die ozeanische Kruste zwischen zwei Kontinentalblöcken vollständig subduziert worden ist, kommt es zum Kollisionstyp der Gebirgsbildung, wie zum Beispiel beim Zusammenstoß des indischen Subkontinents mit der eurasischen Landmasse im Himalaya. Die erhaltenen Ophiolith-Zonen können in diesen Fällen die Lage der ehemaligen Ozeane zwischen den einzelnen Kontinentalblöcken markieren (siehe auch Geosutur). Auch an der Westküste Nordamerikas finden sich Anzeichen, dass der nordamerikanische Kontinent hier durch die Kollision mit kleineren 'Mikrokontinenten' und mit vulkanischen Inselbögen (Terranes) immer mehr Kruste ansetzt.

Das Bild kann bei schrägem Aufeinandertreffen der Blöcke, wie bei der Apenninhalbinsel im Mittelmeer, noch komplizierter werden. Es scheint, dass ozeanische Mittelmeerkruste zeitweilig sowohl unter die Afrikanische als auch unter die Eurasische Platte subduziert wurde, während die Iberische Halbinsel, der Sardo-korsische Block und die Apenninhalbinsel zwischen den großen Kontinentalblöcken gegen den Uhrzeigersinn rotierten.

Konservative Plattengrenzen

San-Andreas-Verwerfung

Transform-Störungen

An den Mittelozeanischen Rücken bilden sich nicht nur vulkanisch aktive Längsgräben, sondern auch querlaufende Störungen. Diese zerschneiden die Flanken der Rücken in unregelmäßigen Abständen etwa rechtwinklig und versetzen die einzelnen Abschnitte gegeneinander, sodass die sogenannten Transform-Störungen entstehen. An diesen Störungen wird ozeanische Kruste weder neu gebildet, noch zerstört. Dennoch sind die Transform-Störungen seismisch aktiv, weil sich hier die tektonischen Spannungen entladen, die durch Plattenbewegungen schräg zu den zentralen Rücken aufgebaut werden.

Intrakontinentale Scherzonen

Auch in kontinentaler Kruste finden sich ausgedehnte Störungszonen, an der zwei Plattensegmente aneinander vorbeigleiten. Sie können eine beachtliche Länge erreichen und gehören ebenfalls zu den Erdbebenschwerpunkten. Bekannte Beispiele sind die San-Andreas-Verwerfung in Kalifornien, oder die Nordanatolische Verwerfung in der Türkei.

Hot-Spots

Der sogenannte Hot-Spot-Vulkanismus stellt eine Besonderheit dar, da er nicht an Plattengrenzen gebunden ist. Sowohl z. B. auf Island, wie auf Hawaii, werden aus stationären Quellen im Unteren Mantel, den sogenannten Diapiren oder Plumes, basaltische Laven mit spezifischer chemischer Zusammensetzung gefördert. Während Island jedoch genau auf dem Mittelatlantischen Rücken liegt und vielleicht aktiv an der Spreizung des Nordatlantiks beteiligt ist, befindet sich Hawaii mitten in der Pazifischen Platte. Die langen Inselketten des Südpazifiks erklären sich dadurch, dass die ozeanische Lithosphäre kontinuierlich über einen stationären Hot Spot geglitten ist, dessen Vulkanschlote in regelmäßigen Abständen den Ozeanboden durchschlagen haben.

Zumindest für die Inseln von Hawaii lassen neue Erkenntnisse vermuten, dass es sich dort nicht um einen gänzlich stationären, sondern um einen beweglichen Hot Spot handelt. Wissenschaftler untersuchten die Ausrichtung des magnetischen Feldes im ehemals geschmolzenen Gestein, welches beim Erstarren das zu dem Zeitpunkt vorherrschenden Magnetfeld quasi einfriert.[2] Die Ergebnisse decken sich nicht mit der bisherigen Annahme, sondern legen die Vermutung nahe, dass sich die Wärmequelle unter der tektonischen Platte bewegt. Die Eigenbewegung des Diapirs verläuft jedoch wesentlich langsamer als die Bewegung der Pazifischen Platte.

Ursachen der Plattentektonik und ungelöste Probleme

Wenn die Realität der Kontinentaldrift unter Geowissenschaftlern auch kaum noch bezweifelt wird, so besteht über die Kräfte im Erdinnern, die die Bewegungen der Platten auslösen und vorantreiben, noch fast so viel Unklarheit wie zu Zeiten Wegeners (siehe hierzu auch Mantelkonvektion). Die beiden hier angeführten Theorien galten lange Zeit als gegensätzlich und miteinander unvereinbar. Nach heutiger Sicht werden sie immer mehr als einander ergänzend angesehen.

Konvektionsströmungen

Das Prinzip der Plattentektonik (nicht maßstäblich)

Die heute am meisten vertretene Meinung geht von langsamen Konvektionsströmen aus, die sich durch den Wärmeübergang zwischen dem heißen Erdkern und dem Erdmantel ergeben. Der Erdmantel wird hierbei von unten aufgeheizt. Die Energie für die Aufheizung des Mantelmaterials könnte nach einer Modellvorstellung noch von der Akkretionsenergie herrühren, die bei der Entstehung der Erde frei wurde. Zum Teil tragen auch radioaktive Zerfallsprozesse zur Aufheizung bei. Die Reibungsenergie der Gezeitenwirkung des Mondes auf den Erdkörper kann wohl vernachlässigt werden. Allerdings bilden Konvektionsströme unter Laborbedingungen, zum Beispiel in erhitzten zähen Flüssigkeiten, sehr hoch strukturierte und symmetrische Formen aus, die z. B. eine Wabenstruktur haben. Dies lässt sich kaum mit der tatsächlich beobachteten Gestalt der geotektonischen Platten und ihren Bewegungen vereinbaren.

Eine andere Theorie geht von nur zwei sich gegenüber liegenden Konvektionszentren aus. Eine heute dominante Zelle läge unter Afrika, was das dortige Vorherrschen von Dehnungsbrüchen und das Fehlen einer Subduktionszone am Rand der Afrikanischen Platte erklären würde. Die andere Konvektionszelle läge auf der Gegenseite des Globus – unter der Pazifischen Platte, die ständig an Größe verliert. Der Pazifik, der interessanterweise keinerlei kontinentale Kruste beinhaltet, wäre somit der Überrest eines urzeitlichen Superozeans Panthalassa, der einst Pangaea umschlossen habe. Erst wenn sich im Gebiet des heutigen Pazifik alle Kontinente wieder zu einem neuen Superkontinent vereinigt hätten, würde sich die Bewegung umkehren (Wilson-Zyklus). Die neue Pangaea würde wieder auseinander brechen, um den neuen Superozean, der sich aus Atlantik, Indischem und Arktischem Ozean gebildet hätte, ein weiteres Mal zu schließen.

Aktive Lithosphärenplatten

Andere Autoren sehen die Platten nicht nur passiv auf dem Mantel liegen. So nimmt die Mächtigkeit und die Dichte einer ozeanischen Lithosphärenplatte stetig zu, während sie sich vom Mittelozeanischen Rücken entfernt und abkühlt. Ihre Dichte kann so sogar die Dichte des darunter liegenden Teils des Erdmantels übersteigen. Deshalb wird die bei einer Kollision in den Mantel sinkenden Platte durch ihr eigenes Gewicht tiefer gezogen, wobei Plattenmaterial im Extremfall bis nahe an den unteren Rand des Erdmantels sinken kann.[3] Die auf die Lithosphärenplatte ausgeübte Kraft wird Plattenzug genannt (engl. slab pull, von to pull ‚ziehen‘; slab ‚Platte‘).[4] Der negative Auftrieb wird verstärkt, da das subduzierte Gestein unter den Druck- und Temperaturbedingungen bei zunehmender Tiefe in Gestein höherer Dichte umgewandelt wird. So bildet sich beispielsweise aus dem Basalt der ozeanischen Kruste Eklogit. Eine etwa um den Faktor 10 kleinere Kraft entsteht darüber hinaus an der dem Mittelozeanischen Rücken zugewandten Seite einer Lithosphärenplatte, da die dort aufgewölbte Kruste zu einer Hangabtriebskraft führt, dem Rückendruck (engl. ridge push, von ridge ‚Rücken‘ und to push ‚drücken‘).[4] Auch auf die gegenüberliegende, nicht in den Mantel sinkende Platte wirkt in einer Subduktionszone eine Kraft, eine Zugspannung. Mit welcher Geschwindigkeit sich eine ozeanische Lithosphärenplatte allerdings tatsächlich bewegt, hängt auch von der Größe der Gegenkräfte ab.[5]

siehe auch Edge-Driven Convection

Plattentektonik auf anderen Himmelskörpern

Nach dem bisherigen Stand der Forschung scheint der Mechanismus der Plattentektonik nur auf der Erde wirksam zu sein. Das ist für den kleinen Planeten Merkur und für die großen Monde der Gasplaneten und den Erdmond noch plausibel. Die Lithosphäre dieser relativ zur Erde viel kleineren Himmelskörper ist im Verhältnis zu mächtig, um in Form von Platten mobil sein zu können. Allerdings zeigt die Kruste des Jupitermondes Ganymed Ansätze einer zum Erliegen gekommenen Plattentektonik. Bei der fast erdgroßen Venus ist wiederum schwer zu verstehen, warum eine Plattentektonik trotz starkem Vulkanismus nicht in Gang gekommen sein dürfte. Eine erhebliche Rolle könnte dabei das nur auf der Erde vorkommende freie Wasser spielen. Offensichtlich dient es hier bis hinab auf die Kristallgitterebene als reibungsminderndes „Schmiermittel“. Man weiß, dass an den Subduktionszonen der Erde nicht nur ein aus abgescherten Sedimenten bestehender Akkretionskeil in die Tiefe gezogen wird, sondern mit ihm jährlich Milliarden Tonnen Wasser, das den überliegenden Erdmantel partiell aufschmilzt. Auf der Venus ist dieses Wasser zumindest heute nicht mehr vorhanden.

Der Mars dagegen scheint eine Zwischenstellung zu beanspruchen. Wasser bzw. Eis ist vorhanden und man meint, Ansätze einer Plattentektonik erkennen zu können. Die aufgereihten gigantischen Schildvulkane und Grabensysteme, die den halben Planeten umspannen, erinnern in gewisser Weise an das Rifting auf der Erde. Dem steht wiederum das Fehlen von eindeutigen Verschluckungszonen gegenüber. Wahrscheinlich reichte die innere Hitzeentwicklung und daraus folgende Konvektion auf diesem relativ kleinen Planeten nicht ganz aus, um den Mechanismus wirklich in Gang zu setzen, oder der Vorgang kam bereits in der Frühgeschichte des Planeten wieder zum Stillstand.

Ob eine Art Plattentektonik auf anders aufgebauten Himmelskörpern stattfindet, ist nicht bekannt, aber vorstellbar. Als Kandidaten für konvektionsgetriebene weiträumige horizontale Krustenverschiebungen können die Monde Europa und Enceladus gelten. Die knapp erdmondgroße Europa weist einen Eispanzer von etwa 100 km Dicke über einem felsigen Mondkörper auf, der in den unteren Bereichen teilweise oder vollständig aufgeschmolzen sein könnte, so dass der Eispanzer möglicherweise wie Packeis auf einem Ozean schwimmt. Der nur etwa 500 km kleine Enceladus wird wahrscheinlich durch Gezeitenkräfte aufgeheizt. Flüssiges Wasser oder weiches Eis könnte bei beiden Himmelskörpern an linearen Schwächezonen aufsteigen, das stahlharte Eis der Kruste zur Seite drücken, was wiederum folgen ließe, dass andernorts Kruste verschluckt werden müsste. Die Oberfläche dieser Monde ist jedenfalls geologisch aktiv oder zumindest aktiv gewesen, was Mechanismen der Krustenerneuerung erfordert. Der Vulkanismus auf Io dagegen scheint derartig stark zu sein, dass stabile Krustenbereiche in der Art der Platten erst gar nicht entstanden sind.

Siehe auch

Literatur

  • Wolfgang Frisch, Martin Meschede: Plattentektonik. 2. Auflage. Primus-Verlag, Darmstadt 2007, ISBN 3-89678-525-7.
  • Ozeane und Kontinente, ihre Herkunft, ihre Geschichte und Struktur. Spektrum-der-Wissenschaft-Verlagsgesellschaft, Heidelberg 1985, ISBN 3-922508-24-3.
  • Hans Pichler: Vulkanismus. Naturgewalt, Klimafaktor und kosmische Formkraft. Spektrum-der-Wissenschaft-Verlagsgesellschaft, Heidelberg 1985, ISBN 3-922508-32-4.
  • H. Miller: Abriß der Plattentektonik. Enke, Stuttgart 1992, ISBN 3-432-99731-0.
  • Alfred Wegener: Die Entstehung der Kontinente. In: Geologische Rundschau - Zeitschrift für allgemeine Geologie. 3, Nr. 4, 1912, ISSN 0016-7835, S. 276–292 (doi:10.1007/BF02202896).
  • Rainer Kind, Xiaohui Yuan: Kollidierende Kontinente. In: Physik in unserer Zeit. 34, Nr. 5, 2003,ISSN 0031-9252, S. 213–217 (doi:10.1002/piuz.200301021).
  • Dennis McCarthy: Geophysical explanation for the disparity in spreading rates between the Northern and Southern hemispheres. In: Journal of Geophysical Research. Vol. 112, 2007, S. B03410 (doi:10.1029/2006JB004535).

Weblinks

 Commons: Plattentektonik – Sammlung von Bildern, Videos und Audiodateien
Vorlage:Commonscat/WikiData/Difference
Wiktionary Wiktionary: Plattentektonik – Bedeutungserklärungen, Wortherkunft, Synonyme, Übersetzungen

Einzelnachweise

  1. J. Heirtzler, X. Le Pichon, J. Baron: Magnetic anomalies over the Reykjanes Ridge. In: Deep Sea Research. 13, Nr. 3, 1966, S. 427–432 (doi:10.1016/0011-7471(66)91078-3).
  2. John A. Tarduno, Robert A. Duncan, David W. Scholl, Rory D. Cottrell, Bernhard Steinberger, Thorvaldur Thordarson, Bryan C. Kerr, Clive R. Neal, Fred A. Frey, Masayuki Torii, Claire Carvallo: The Emperor Seamounts: Southward Motion of the Hawaiian Hotspot Plume in Earth’s Mantle. In: Science. 301, Nr. 5636, 2003, S. 1064–1069 (doi:10.1126/science.1086442, PDF).
  3. Alexander R. Hutko, Thorne Lay, Edward J. Garnero, Justin Revenaugh: Seismic detection of folded, subducted lithosphere at the core–mantle boundary. In: nature.com (doi:10.1038/nature04757), abgerufen am 13. Juli 2010.
  4. 4,0 4,1 Frisch & Meschede 2007
  5.  Harro Schmeling: Plattentektonik: Antriebsmechanismen und -kräfte. In: Geodynamik. 2004 (Vorlesung Geodynamik I und II, WS 2004/2005, PDF, abgerufen am 9. September 2009).
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