Plattentektonik. Wolfgang Frisch

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СКАЧАТЬ 7). Im Gegenzug kann auch nur ozeanische Lithosphäre an den Subduktionszonen vollständig in den Mantel wieder eingegliedert werden, während subduzierte kontinentale Kruste einen starken Auftrieb erfährt und sich an die unterschobene Platte anlagert. Der Bewegungsablauf der Platten wird also hauptsächlich von der Bildung ozeanischer Lithosphäre an den ozeanischen Rücken und deren Subduktion und Wiedereingliederung in den Erdmantel an anderer Stelle kontrolliert. Die ozeanische Lithosphäre ist somit der Motor für die Plattentektonik, während sich die Kontinentschollen passiv verhalten und nicht aktiv zur Dynamik der Erde beitragen.

      Tatsächlich sind die Antriebskräfte für die Plattenbewegung unter den Mittelozeanischen Rücken und in den Subduktionszonen zu suchen. Sie greifen vor allem an den Plattenrändern an. Der Plattenantrieb wird im Wesentlichen vom Aufstieg von Magma an den Mittelozeanischen Rücken und vom Absinken spezifisch schwerer Lithosphäre in den Subduktionszonen gesteuert [Bott 1982]. Diese Prozesse werden als Rückenschub oder Rückendruck und Plattenzug bezeichnet. Der Rückenschub entsteht durch die Aufwärtsbewegung der heißen und daher spezifisch relativ leichten Gesteinsschmelzen an den Mittelozeanischen Rücken, wobei im Bereich der neu entstehenden Lithosphäre die vertikale in horizontale Bewegung umgelenkt wird und die Platten auseinander gedrückt werden. Der Plattenzug wird durch die größere Dichte der erkalteten ozeanischen Lithosphäre gegenüber dem darunter liegenden Mantel hervorgerufen. Er ist die wichtigere Antriebskraft, die noch dadurch verstärkt wird, dass in der abtauchenden Platte, bedingt durch ihre niedrige Temperatur, Umwandlungen zu dichteren Mineralen in geringerer Tiefe erfolgen als im umgebenden heißeren Mantel. Plattenschleppung, das ist das Mitführen der Platten auf den horizontalen Strömungsästen der Asthenosphäre unter der Plattenmitte, dürfte für den Antrieb der Platten hingegen keine Rolle spielen, sie wirkt sogar oft eher hemmend.

      Rückenschub und Plattenzug stehen mit dem Spannungszustand im Inneren der Platten in Einklang. Sie erzeugen Kompression nahe der Mittelozeanischen Rücken und Zerrung nahe der Tiefseerinnen, was auch der Beobachtung entspricht. Bei Plattenschleppung wären die Spannungszustände umgekehrt. Auch vom thermodynamischen Standpunkt aus ist es logisch, dass das heiße aufsteigende und das kalte absteigende Material die Antriebskräfte stellen. Gestützt werden diese Überlegungen durch folgende Beobachtungen: Die Geschwindigkeiten der Plattenbewegungen sind von der Größe der Platten unabhängig. Platten mit Subduktionsrändern bewegen sich aber deutlich schneller als solche ohne Subduktionsränder, was die Bedeutung des Plattenzugs für den Antrieb unterstreicht. Platten mit großem Anteil kontinentaler Kruste, unter der die Lithosphäre mächtiger ist als unter ozeanischer, bewegen sich hingegen langsam; dies zeigt, dass die Schleppung an der Platten-Unterseite die Bewegung negativ beeinflusst, also bremst [Kearey & Vine 1990].

Kollision und Gebirgsbildung

      Subduktionszonen bilden sich bevorzugt an Stellen mit gealterter, abgekühlter und daher spezifisch schwerer Lithosphäre, also am Rand großer ozeanischer Becken, wie rund um den heutigen Pazifik. Solange ein Ozeanbecken mit einem Mittelozeanischen Rücken randlich nicht von Subduktionszonen begrenzt ist, verbreitert es sich, wie dies beim heutigen Atlantik der Fall ist. Die Ausbreitungsraten der Mittelozeanischen Rücken liegen zwischen 1 und etwa 15 cm im Jahr (Abb. 1.2). Die Subduktionsrate (im Einzelfall bis zu 9 cm/Jahr – in der Vergangenheit auch höher) kann, vor allem wenn sie an gegenüberliegenden Ozeanrändern addiert wird, höher als die Ausbreitungsrate am Rücken sein. In diesem Fall verkleinert sich das Ozeanbecken, und es nähern sich die angrenzenden Kontinentmassen an. Die anhaltende Annäherung führt irgendwann zur Subduktion des Rückens und schließlich zur Kollision der kontinentalen Massen, wobei der Passive Kontinentrand der subduzierenden Platte unter den Rand der Oberplatte gezogen wird (Abb. 11.5). Durch das geringe spezifische Gewicht des subduzierten Kontinentteils kann dieser nicht beliebig tief nach unten gezogen werden. Er erfährt vielmehr einen Auftrieb in dem ihn umgebenden dichteren Mantelgestein und drängt nach dem Prinzip der Isostasie nach oben.

      Auftrieb und starke Reibungskräfte nach einer Kollision zweier Kontinentmassen lassen die Subduktion der kontinentalen Kruste schließlich zum Stillstand kommen. Dies geschieht unter Bildung komplizierter tektonischer Strukturen wie Falten und Decken und unter Aufheizung der in die Tiefe verfrachteten Gesteine, die dabei metamorph verändert werden und teilweise aufschmelzen können. Nach dem Totlaufen der Konvergenzbewegung reißt die noch anhängende subduzierte ozeanische Lithosphäre unter ihrem eigenen Gewicht ab („Platten-Abriss“; Abb. 11.5). Durch Wegfallen dieses nach unten ziehenden Gegengewichts kann der isostatische Aufstieg der auf etwa ihre doppelte Mächtigkeit verdickten, spezifisch leichten kontinentalen Kruste effizient einsetzen. Damit beginnt die Entstehung eines hohen alpinotypen Gebirges als topographisch herausragende Oberflächenform (Kap. 11).

      Ein solches Kollisions-Orogen hat etwas von einem Januskopf: eine Innensicht und eine Außensicht, verschieden, aber zusammengehörig. Der eigentliche geologische Prozess der Gebirgsbildung oder Orogenese ist die Kollision der kontinentalen Plattenteile, bei der Teile der Erdkruste über- und untereinander geschoben, gestapelt, verformt und umgewandelt werden. Diese Prozesse laufen in der Tiefe ab und müssen sich nicht unmittelbar in der Bildung eines hohen Gebirges bemerkbar machen. Im landläufigen Sinn wird unter einem Gebirge hingegen der topographische, also der Oberflächen-Ausdruck in Form einer hohen Bergkette verstanden. Gebirgsbildung in diesem Sinn ist die Heraushebung von Gesteinsmassen zu einem Hochgebirge. Der geologische Gebirgsbildungsprozess in der Erdkruste bedingt zwar die topographische Heraushebung eines Gebirges, diese Kopplung ist aber komplex und nicht immer direkt. Oft erfolgt die Heraushebung mit erheblicher Verzögerung von vielen Millionen Jahren auf die Gebirgsbildung in der Tiefe.

      Die Alpen entstanden durch die Kollision der Adriatischen Platte, die am Nordrand Afrikas einen vorragenden Sporn bildete, mit Europa (Abb. 13.7). Dabei wurde Europa entlang einer nach Süden abtauchenden Subduktionszone unter die Adriatische Platte geschoben. Der Himalaya entstand durch die Kollision von Indien, das sich als eigene Platte von Afrika löste, mit Zentralasien. Hier tauchte die Subduktionszone aber nach Norden ab, somit wurde Indien unter Asien geschoben. In beiden Fällen erfolgte die Kollision in der frühen Tertiärzeit vor rund 40 – 50 Millionen Jahren. Die Hebung zu einem Hochgebirge begann jeweils etliche Millionen Jahre später.

      Erfolgt Subduktionstätigkeit über einen langen geologischen Zeitraum, wie dies am Aktiven Kontinentrand der Anden der Fall ist, dann ist die Produktion von subduktionsgebundenen Magmatiten entsprechend groß. Dadurch erfährt ein bestehender Kontinent einen deutlichen Zuwachs und ebenfalls Krustenverdickung, die zum Aufstieg eines Gebirges führt (andinotypes Gebirge; Kap. 11).

      Subduktion in plattentektonisch komplexen Gebieten kann zur Bildung mehrerer Inselbögen führen, wie dies heute im westlichen Pazifik der Fall ist. Bei Kollision der Inselbögen entstehen Gebirge und neue Kontinente (Inselbogentyp der Gebirgsbildung).

      In Regionen mit lang anhaltender Subduktion bildete sich im Lauf der Erdgeschichte neue kontinentale Kruste. Heute wird rund ein Drittel der Erdoberfläche von kontinentalen Krustenarealen eingenommen. Der Zuwachs an kontinentaler Kruste erfolgte in der geologischen Vergangenheit nicht gleichmäßig. Er war im Präkambrium, und zwar vor allem im späten Archaikum vor rund zweieinhalb bis drei Milliarden Jahren, besonders groß (Kap. 10).

      2. Plattenbewegungen und ihre geometrischen Beziehungen

      Im vorangegangenen Kapitel wurden die drei Arten von Plattengrenzen vorgestellt: konstruktive (Mittelozeanische Rücken), konservative (Transformstörungen) und destruktive (Subduktionszonen). Es wurde auch festgestellt, dass jede Bewegung einer Platte auf der Erdoberfläche, die hier der Einfachheit СКАЧАТЬ