Читать книгу Plattentektonik - Wolfgang Frisch - Страница 11

Die Plattentektonik hat von den weitgehend starren Lithosphärenplatten, die erdumspannend die äußere Schale der Erde ausmachen, ihren Namen. Die Platten besitzen sehr unterschiedliche Größen (Abb. 1.2). Die Lithosphäre (griech. Gesteinsschale) ist in der Regel zwischen 70 und 150 km dick, unter den Kontinenten dicker als unter den Ozeanen. Unter Gebirgen kann sie bis über 200 km mächtig sein. Sie besteht aus der Erdkruste und dem darunter liegenden lithosphärischen Anteil des Mantels (Abb. 1.3). Dieser ist der oberste Teil des Erdmantels und besitzt eine größere Starre als die darunter liegende, in geringen Teilen geschmolzene Schicht der Asthenosphäre (griech. schwache Schale). Ein wesentlicher Unterschied der Plattentektonik zu Wegeners Konzept besteht darin, dass die Kontinente nicht als isolierte Schollen wandern, sondern Teile von Platten sind, die auch ozeanische Kruste und einen Anteil des Erdmantels umfassen.

Die Erdkruste kann in Form kontinentaler Kruste mit einer durchschnittlichen Mächtigkeit von 30 – 40 km – unter Gebirgen und Hochplateaus wie den Anden oder dem Tibetplateau bis ca. 70 km – vorliegen: Aus ihr sind die Kontinente mitsamt ihren Schelfgebieten und dem Kontinenthang, der in die Tiefsee führt, aufgebaut. Die ozeanische Kruste hingegen bildet mit einer Mächtigkeit von typischerweise 5 – 8 km die Ozeanböden. Ihre Oberfläche liegt im Durchschnitt 4 – 5 km tiefer als die der kontinentalen Kruste (Abb. 1.2).

Kontinentale Kruste besteht aus relativ leichtem Material: In der oberen Kruste überwiegen saure (kieselsäurereiche, mehr als 65 Gewichtsprozent SiO₂ enthaltende), granitische und metamorphe Gesteine (Granite, Granodiorite, Gneise, Schiefer etc.; Hauptmineralbestand: Feldspat, Quarz, Glimmer), während in größeren Tiefen zunehmend basische (SiO₂-ärmere), dioritische und gabbroide Gesteine hinzukommen. Die durchschnittliche Dichte der kontinentalen Kruste beträgt 2,7 – 2,8 g/cm³, die durchschnittliche chemische Zusammensetzung ist die eines Andesits oder Diorits, eines magmatischen Gesteins mit intermediärem SiO₂- Gehalt (um 60 % SiO₂). Die ozeanische Kruste besteht aus basischen Gesteinen (ca. 50 % SiO₂): Basalten und deren Tiefengesteinsäquivalenten, Gabbros mit einer Dichte um 3,0 g/cm³ und Feldspat und Pyroxen als wichtigste Gemengeteile. Der obere Mantel wird schließlich aus den ultrabasischen Peridotiten (ca. 42 – 45 % SiO₂) gebildet, die eine Dichte von 3,2 – 3,3 g/cm³ aufweisen und hauptsächlich aus Olivin und Pyroxen bestehen. (Für die Einteilung magmatischer Gesteine siehe Diagramme auf der hinteren Umschlaginnenseite.)

Die Lithosphärenplatten bewegen sich mit unterschiedlichen Geschwindigkeiten und in unterschiedliche Richtungen (Abb. 1.2). Damit erhebt sich die Frage, wie dies bei einem geschlossenen Plattenmuster möglich ist. Nach dem Euler’- schen Satz von 1770 erfolgt die Bewegung eines Körpers auf einer Kugeloberfläche durch Rotation um eine Achse, die durch den Kugelmittelpunkt geht. Alle Plattenbewegungen werden daher durch Rotation um eine solche Achse und eine Winkelgeschwindigkeit definiert (Kap. 2). Durch die Plattendrift ergeben sich drei Arten von Plattengrenzen: konstruktive, destruktive und konservative (Abb. 1.4).

Die konstruktiven Plattengrenzen sind dadurch gekennzeichnet, dass die Bewegung der beiden Platten auseinander geht, weshalb sie sprachlich nicht ganz einwandfrei oft als divergierende Plattengrenzen bezeichnet werden. Die entstehende Lücke wird durch neu gebildetes Lithosphärenmaterial mit ozeanischer Kruste geschlossen, daher die Bezeichnung „konstruktiv“. Konstruktive Plattenränder stellen die Mittelozeanischen Rücken dar, an denen durch aufdringendes Mantelmaterial basaltische Schmelze entsteht und zu ozeanischer Kruste erstarrt (Spreizungsachse in Abb. 1.3; Abb. 1.5). Der Ozeanboden breitet sich von diesen Plattengrenzen aus („Ozeanboden-Spreizung“).

Abb. 1.2: Das Plattenmuster der Erde und die Bewegung der Platten (Zahlen: cm/Jahr). Die weißen Pfeile zeigen die relativen Plattenbewegungen an Plattengrenzen (s. Kap. 2), die gelben Pfeile die absoluten Plattenbewegungen bezogen auf ein Referenzsystem, das auf den weitgehend ortsfesten Heißen Flecken (s. Kap. 6) basiert [DeMets et al. 1994]. Konstruktive Plattengrenzen (Mittelozeanische Rückensysteme) sind mit grünen Linien markiert, destruktive Plattengrenzen (Subduktionszonen) mit roten Linien (Zähnchen zeigen in Richtung Oberplatte) und konservative Plattengrenzen (Transformstörungen) mit grauen Linien. Die hypsographische Kurve (Kästchen rechts unten) zeigt die prozentualen Anteile verschiedener Höhenlagen auf den Kontinenten und unter dem Meer. Kontinentale und ozeanische Kruste zeichnen sich dabei durch unterschiedliche Höhenniveaus aus.

An destruktiven Plattengrenzen wird eine Platte unter die andere hinabgebogen und in den Subduktionszonen in den tieferen, sub-lithosphärischen Mantel gezogen. Die subduzierten Plattenteile werden dabei verändert und letztlich wieder in den Mantel eingegliedert und auf diese Weise zerstört. Die Platten werden also an destruktiven Grenzen gegeneinander geführt, weshalb diese – als Pendant zu den divergierenden – auch als konvergierende Plattenränder bezeichnet werden. In größerem Maßstab kann nur ozeanische Lithosphäre aufgrund ihrer hohen Dichte in den sub-lithosphärischen Erdmantel abgeführt werden. An der Erdoberfläche drücken sich die Subduktionszonen durch tiefe Rinnen, die Tiefseerinnen, wie sie vor allem rund um den Pazifik bestehen, aus (Abb. 1.3, 1.5).

Abb. 1.3: Stark überhöhte Blockbilder durch die äußere feste Erde. Gezeigt werden die drei Arten von Plattengrenzen, Passive und Aktive Kontinentränder, ein Inselbogen, Vulkanketten, die von Heißen Flecken verursacht werden, und ein Grabenbruch. Die Platten bestehen aus Kruste und lithosphärischem Mantel. Die Reliefdaten stammen aus den Datensätzen etopo30 (Landoberfläche) und gtopo2 (Meeresboden) [Smith & Sandwell 1997].

An konservativen Plattenrändern wird Kruste bzw. Lithosphäre weder neu gebildet noch abgeführt, die Platten gleiten vielmehr aneinander vorbei. Diese Grenzen werden auch als Transformstörungen bezeichnet – weshalb, wird in Kapitel 8 erläutert. Im kontinentalen Bereich sind Transformstörungen selten. Die Mittelozeanischen Rücken werden hingegen von zahlreichen, meist relativ kurzen Transformstörungen durchschnitten (Abb. 1.3, 1.5). Die Störungen verbinden zwei (nur scheinbar gegeneinander verschobene) Rückenabschnitte. In der Verlängerung der ozeanischen Transformstörungen finden sich wenig aktive Bruchzonen, die oft weite Strecken ins Innere der angrenzenden Platten zu verfolgen sind (Kap. 8).

Mit Hilfe der drei Arten von Grenzen ist die individuelle Bewegung der Lithosphärenplatten erklärbar. Dabei ergeben sich aber geometrische Zwänge, da sich die Platten nicht völlig beliebig bewegen können und die Addition aller Bewegungen die Summe Null ergeben muss (Kap. 2). Global gesehen wird die Auseinanderdrift der Platten an den konstruktiven Rändern von der Aufeinanderzubewegung an den destruktiven Rändern kompensiert.