Plattentektonik - Enstehung und Lageveränderung von Kontinenten und Ozeanen

Inhalt

1 Einleitung

2 Grundlagen der Plattentektonik
2.1 Seismik – Erdbebenwellen
2.2 Der Schalenbau der Erde

3 Entstehung und Lageveränderung von Kontinenten und Ozeanen
3.1 Bewegung der Lithosphärenplatten
3.2 Divergierende Plattengrenzen
3.2.1 Kontinentale Grabenbrüche
3.2.2 Passive Kontinentränder
3.2.3 Mittelozeanische Rücken
3.3 Konvergierende Plattengrenzen
3.3.1. Tiefseerinnen und Subduktionszonen
3.3.2 Inselbögen und Aktive Kontinentränder
3.4 Transformstörungen

4 Schluss

5 Literatur

1 Einleitung

Die Hausarbeit beschäftigt sich mit dem Thema der Plattentektonik. Im speziellen wird ein Überblick über die Lageveränderung und die Entstehung von Kontinenten und Ozeanen geschaffen. Zunächst soll ein Blick auf die Entwicklung der Theorie der Plattentektonik geworfen werden. Im folgenden werden grundlegende Elemente der Tektonik aufgezeigt und themenbezogen bearbeitet.

Die Theorie der Plattentektonik ist noch sehr jung, nicht einmal ein Jahrhundert alt. Die Passform der Küstenlinien von Afrika und Südamerika wurde erstmals im 17. Jahrhundert festgestellt, doch bis in das 19. Jahrhundert wurde sie mit biblischen Vorstellungen verknüpft (Tarling & Mauritsch 1985). Erst 1912 führte Alfred Wegener den Begriff der „Kontinentalverschiebung“ ein und lieferte 1915 in dem Buch „Die Entstehung der Kontinente und Ozeane“ viele Beweise für das Auseinanderbrechen und Driften der Kontinente. Dabei ging er von einem alle heutigen Kontinente umfassenden Großkontinent Pangaea aus und löste damit heftige Diskussionen bei allen Geowissenschaftlern aus (Press & Siever 1993), da zuvor nur fixistische Modelle zur Erdentwicklung existierten. Der britische Geologe Arthur Holmes machte 1928 Konvektionsströme im Mantel für das Driften der Kontinente verantwortlich, was der grundlegende Gedanke für den Antriebsmechanismus war.

Dennoch wurde die Plattentektonik erst in den 60er Jahren allgemein anerkannt, da erst „ die Erforschung der Ozeane, ein neues weltweites Netz von Seismographen, Magnetstratigraphie und schließlich Bohrungen aus der Tiefsee“ Beweise liefern, „die die Mehrheit der internationalen Wissenschaftlergemeinschaft überzeugen konnte“ (Press & Siever 1993:452). Das Modell der Plattentektonik konnte mit einem Male alle grundlegenden geologischen und geophysikalischen Phänomene erklären. „Sie ist die erste globale Theorie, die die verschiedenen geodynamischen Erscheinungen (Erdbebenzonen, Gebirgs- und Grabenbildung etc.), Magnetismus, Metamorphose, Lagerstättenbildung und Anordnung der Ablagerungsräume von Sedimentgesteinen auf elegante Weise einschließt“ (Frisch & Loeschke 1993:2). Einen Überblick zu diesem Thema bieten u.a. Moores & Twiss (1995) sowie Kearey & Vine (1996).

Der Name der Plattentektonik leitet sich von den weitgehend starren Lithosphärenplatten ab, die die äußere Schale der Erde bilden. Diese Platten besitzen sehr unterschiedliche Größen und umgeben die gesamte Erde (Abb. 1: S.2).

2 Grundlagen der Plattentektonik

2.1 Seismik – Erdbebenwellen

Die Seismik biete den größten Einblick in das Erdinnere, gibt also einen Aufschluss über den Bau der Erde. So werden Erschütterungen durch Erdbeben oder atomare Explosionen als seismische Schallwellen durch Seismographen als Seismogramm aufgezeichnet.

Vom Erdbebenherd, dem Hypozentrum, breiten sich verschiedene Arten von Erdbebenwellen aus, die die verschiedenen Gesteine unterschiedlich schnell durchlaufen und auch an Gesteinsgrenzen reflektiert werden (Richter & Richter 1981). Die Geschwindigkeit und Energie der Erdbebenwellen hängt von den chemischen und physikalischen Eigenschaften der Gesteine ab, die sie durchlaufen. Man differenziert Raumwellen (bzw. Körperwellen) sowie Oberflächenwellen. Dabei gibt es zwei Typen von Raumwellen (Abb.3), die die Erde in allen Richtungen durchlaufen. Die schnelleren P-Wellen (Primärwellen) werden auch als Longitudinalwellen bezeichnet, da bei ihnen das Gesteinsmaterial in Fortpflanzungsrichtung hin- und herschwingt. Sie sind etwa 1,7 bis 1,8 mal schneller als die S-Wellen (Sekundärwellen), bei denen die Teilchen des Materials senkrecht zur Fortpflanzungsrichtung schwingen, weshalb man sie auch Transversalwellen oder Scherwellen nennt. Außerdem können sich transversale Wellen, im Gegensatz zu Longitudinalwellen, nur in Festkörpern, nicht aber in flüssigen Körpern fortpflanzen (Kearey & Vine 1996:8/9).

Weiterhin stellt man fest, dass je höher die Dichte des Materials ist, desto höher ist auch die Fortpflanzungsgeschwindigkeit der Wellen. So kann durch die Messung der unterschiedlichen Amplituden und Ankunftszeiten der Raumwellen auf ein Bild des Erdinneren mit einem schalenförmigen Aufbau der Erde schließen. „Wertet man die Oberflächenwellen mit kurzer Wellenlänge aus, so erhält man ein Bild der physikalischen Eigenschaften der obersten Schichten der Erde, wertet man immer größere Wellenlängen aus, so werden damit auch immer tiefere Schichten in ihre physikalischen Schichten aufgeschlossen. Dies kann kontinuierlich weitergeführt werden, bis ein geschlossenes Bild der physikalischen Parameter über den Erdradius, allerdings mit abnehmender Genauigkeit, vorliegt“ (Tarling & Mauritsch 1985:64/65).

2.2 Der Schalenbau der Erde

Die durchschnittliche Dichte der Erde beträgt etwa 5,5 g/cm3, das Gestein der Kruste hat aber nur eine Dichte zwischen 2,2 und 3,1 g/cm3. Das bedeutet, dass zum Erdmittel hin das Material durch noch nicht abgeschlossene, gravitative Differentationsvorgänge, d.h. schwerebedingte Entmischung, dichter wird. Weiterhin hat die Erde einen Radius von 6371 km, wobei der Kern mit einem Radius von 3490 km knapp die Hälfte davon einnimmt (Kearey & Vine 1996:43). Anhand seismischer Daten stellte man fest, dass diese Dichtezunahme nicht kontinuierlich geschieht, sondern in Sprüngen, was auf einen Schalenbau schließen lässt.

Die aus der Erdkruste sowie dem darunterliegenden obersten Teil des Erdmantels (Lid) bestehende Lithosphäre hat eine Mächtigkeit zwischen 70 und 150 km und ist unter den Kontinenten dicker als unter den Ozeanen, woraus die Differenzierung der Erdkruste in kontinentale und ozeanische Kruste resultiert. Dabei ist die kontinentale Kruste ca. 30 bis 40 km mächtig, unter Gebirgen bis zu 70 km: sie umfasst sämtliche Kontinente inklusive ihrer Schelfgebiete. Dagegen bildet die ozeanische Kruste die Ozeanböden mit einer Mächtigkeit von 5-8 km, wobei ihre Oberfläche im Durchschnitt etwa 5 km tiefer liegt als die der kontinentalen Kruste. Der erste Dichtesprung ist unterhalb der Erdkruste zu finden, in einer Tiefe entsprechend der Mächtigkeit der jeweiligen Kruste. Diese ca. 0,5 km mächtige Zone wird nach ihrem Entdecker Mohorovicic-Diskontinuität (Moho) genannt, deren Gesteine zur Erdkruste gehören, da sie 50-70% mehr SiO2 enthalten als die Erdmantelgesteine.

Die kontinentale Kruste gliedert sich in das Sial mit sauren, quarzreichen Gesteinen (magmatisch: Granit; metamorph: Gneise, Schiefer) sowie einer Dichte von 2,7-2,8 g/cm3 und das Sima, dessen Gesteine intermediär bis basisch (Gabbro) mit einer durchschnittlichen Dichte von 2.9-3,0 g/cm3 sind. Diese beiden Schichten werden durch die Conrad-Diskontinuität in einer Tiefe von etwa 20 km getrennt. Dagegen besitzt die ozeanische Kruste eine Dichte von etwa 3,0-3,1 g/cm3 und einen basischen Chemismus (Basalt, Gabbro) (Frisch & Loeschke 1993:4, vgl. ?).

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