Plattentektonik. Wolfgang Frisch

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Abb. 1.7: Entstehung des magnetischen Streifenmusters entlang einer Spreizungsachse infolge wiederholter Umkehrung des erdmagnetischen Feldes. Die Unregelmäßigkeit der einzelnen Streifen entsteht durch das untermeerische Austreten von Basaltlaven, die sich der oft rauen Topographie anpassen.

      In den meisten Gesteinen sind Eisenoxid-Minerale wie Magnetit, Titano-Magnetit oder Hämatit oder das Eisensulfid Magnetkies enthalten. Bei der Erstarrung der basischen Magmatite der ozeanischen Kruste bilden sich vor allem Magnetit und Titano-Magnetit. Bei hohen Temperaturen sind diese Minerale unmagnetisch. Kühlen sie unter eine gewisse Temperatur, die Curie-Temperatur, ab, werden sie nach der Orientierung des herrschenden Magnetfeldes magnetisiert. Die Curie-Temperatur, benannt nach Pierre Curie, liegt für Hämatit bei 680 °C, für Magnetit und Titano-Magnetit bei 580 °C und darunter. Damit weist das Gestein eine Magnetisierung auf, die auch noch nach Millionen von Jahren gemessen werden kann. Die Proben müssen dabei „gereinigt“ werden, d. h., etwaige spätere Überprägungen, die z. B. durch Verwitterungseinflüsse entstehen können, müssen eliminiert werden. Der störende Effekt des heutigen Magnetfeldes muss bei der Messung der Probe kompensiert werden.

      Der magnetische Pol führt um den geographischen Pol (den Rotationspol der Erde) eine langsame, unregelmäßig schlenkernde Bewegung aus, die Säkularvariation genannt wird. Über einen Zeitraum von mehreren tausend Jahren gemittelt fallen die beiden Pole aber zusammen. Aus diesem Grund kann man in der Paläomagnetik die Lage der früheren geographischen Pole bestimmen, wenn genügend Proben gemittelt werden. Der heutige magnetische Südpol liegt nahe dem geographischen Nordpol. Das war nicht immer so. In sehr unterschiedlich langen Zeiträumen, die weniger als 10 000 oder mehrere Millionen Jahre dauern können, erfolgen Umpolungen: Das magnetische Dipolfeld springt um, der frühere magnetische Südpol wird zum Nordpol und umgekehrt.

      Mit Hilfe datierter Basalte und anderer Gesteine an Land hat man eine magnetische Zeitskala erstellt, die die Perioden und Epochen mit normaler (wie heute) und inverser Magnetisierung wiedergibt. Diese Magnetisierungsmuster findet man parallel und symmetrisch zu den ozeanischen Rücken nebeneinander angeordnet wieder (Abb. 1.6). Aufgrund der charakteristischen Muster normaler und inverser Magnetisierungen kann man die Streifen datieren, indem man sie mit bekannten Abfolgen vergleicht. Damit konnte nachgewiesen werden, dass sich die Streifen ozeanischer Kruste vom Mittelozeanischen Rücken weg und parallel zu diesem bilden und mit zunehmender Entfernung vom Rücken älter werden (Abb. 1.7). Es war die Auffindung dieser zu den ozeanischen Rücken symmetrischen Streifenmuster, die Anfang der 1960er-Jahre den Beweis für die Bildung und das Auseinanderdriften ozeanischer Kruste brachte und damit den Grundstein für das Konzept der Plattentektonik legte. Die magnetische Zeitskala ist nur bis zurück in den Jura genau bekannt, da ozeanische Kruste, die die Magnetisierung lückenlos speichert, nicht älter als Jura ist (Abb. 2.12). Ozeanische Kruste wird nämlich nach einem Alterungsprozess spätestens knapp 200 Millionen Jahre nach ihrer Bildung subduziert, weil sie dann so weit abgekühlt und spezifisch schwerer ist, dass sie in den tieferen Mantel absinkt (Kap. 4).

Plattenbewegung und Erdbebenzonen

      Mit der Plattenbewegung stehen Konvektionsströme im sub-lithosphärischen Erdmantel in Wechselbeziehung. Wie man aus dem Ausbreitungsverhalten von Erdbebenwellen weiß, liegt der Erdmantel im Wesentlichen in festem Zustand vor. Dennoch ist er zu Fließbewegungen in der Größenordnung von mehreren Zentimetern pro Jahr – dies sind jedenfalls die Geschwindigkeiten, mit denen sich die Platten bewegen – fähig. Die Fließbewegung wird durch Gleitvorgänge an Mineralkorngrenzen ermöglicht, die unter den hohen Temperaturen des Erdmantels ablaufen. Teile des Erdmantels besitzen zudem geringe Schmelzanteile, die sich unter dem herrschenden hohen Druck als dünner Film um die festen Mineralkörner legen und sie trennen. Für die unmittelbar unter der Lithosphäre folgende Asthenosphäre, eine Schicht innerhalb des Oberen Mantels mit relativ hoher Beweglichkeit, wird ein Schmelzanteil von wenigen Prozent angenommen.

      Das Muster der Konvektionszellen im Erdmantel ist sehr komplex, wie aus detaillierten Untersuchungen mit Hilfe der Methode der seismischen Tomographie hervorgeht (Kap. 2). Vermutlich ist ein System von Konvektionszellen im Oberen Erdmantel (bis knapp 700 km Tiefe) von einem zweiten System im Unteren Mantel getrennt, doch stehen beide Systeme in Wechselwirkung und induzieren sich gegenseitig. Aus diesem Grund fallen auf- und absteigende Ströme in beiden Teilen des Mantels oft räumlich zusammen. Der Einfluss des Erdkerns, der vor allem aus Eisen und Nickel besteht und dessen äußere Schale in flüssigem Zustand vorliegt, auf das Geschehen im Erdmantel wird noch diskutiert. Von thermischen, möglicherweise auch stofflichen Wechselwirkungen ist aber auszugehen (Kap. 6).

      Durch die Relativbewegungen der Platten werden an den Plattengrenzen Erdbeben ausgelöst. Der Gleitvorgang zwischen den Platten verläuft nicht spannungsfrei und kontinuierlich: In den bis zu einem gewissen Grad elastisch verformbaren Gesteinskörpern bauen sich Spannungen auf, die sich, wenn ein Grenzwert erreicht ist, in einem Bruch ruckartig entladen. Ein Blick auf eine Karte mit der Verteilung der Erdbeben-Epizentren (Punkte auf der Erdoberfläche direkt über den Erdbebenherden) zeigt eindrucksvoll, dass die Erdbeben auf schmale, erdumspannende Zonen konzentriert sind (Abb. 1.8). Sie zeichnen die heutigen Plattengrenzen nach. Die Verteilung der Erdbebenzentren ist bei den verschiedenen Arten von Plattengrenzen aber unterschiedlich. Tief liegende Erdbebenherde treten nur entlang der Subduktionszonen auf, flach liegende hingegen an allen Plattengrenzen. Darüber hinaus finden sich verstreute Zentren innerhalb der Platten: Sie zeigen, dass die Platten auch in ihrem Inneren nicht frei von Deformationen sind und von großen Störungszonen durchzogen werden können. Die Bewegungsbeträge an Störungszonen innerhalb der Platten sind aber, über geologische Zeiträume gemittelt, meist eine Größenordnung kleiner und liegen im Bereich von nicht mehr als wenigen Millimetern im Jahr. Man spricht von „Intraplatten-Tektonik“.