Schalenbau der Erde. Abb. 4: Hypsographische Kurve (eigener Entwurf) Aufbau der Erde

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2 Schalenbau der Erde m Hochgebirge 3 % Meeresspiegel Tiefseeebenen 41 % % Mio.km Abb. 4: Hypsographische Kurve (eigener Entwurf) Erdkörpers erhöhten sich Druck und Temperatur in seinem nneren. Eine weitere Hypothese geht davon aus, dass auch die Wärmeabgabe durch Kernspaltung eine Rolle bei der Aufheizung des Planeten gespielt hat. Die genannten Prozesse führten zu einem tiefgründigen bis vollständigen Aufschmelzen der Erde. Einige Wissenschaftler führen das Aufschmelzen auch auf einen gigantischen mpakt in der Frühzeit des Planeten zurück, bei dem ein Körper von der doppelten Größe des Mars mit der Erde kollidierte. Gleichzeitig soll nach dieser Hypothese auch der Mond durch Abspaltung von der Erde entstanden sein. Beim Aufschmelzen konnten gravitative Differenzierungsprozesse wirksam werden: Schwere Elemente wie Eisen und Nickel sammelten sich im Zentrum und bildeten den Kern, leichtere Elemente wie Silizium, Magnesium oder Aluminium reicherten sich dagegen im peripheren Bereich an. Durch Aufschmelzen, gravitative Entmischung und anschließende Abkühlung entwickelte sich die Erde also von einem homogenen Körper zu einem schalenartig aufgebauten Planeten. Die Kenntnisse um den Aufbau der Erde resultieren im Wesentlichen aus geophysikalischen Untersuchungen, insbesondere dem Ausbreitungsverhalten seismischer Wellen, d. h. Erdbebenwellen, im Erdinneren. Die wichtigsten seismischen Wellen sind die P-Wellen (primärwellen), die sich entlang der Fortpflanzungsrichtung in Form einer periodischen Verdichtung und Verdünnung des Mediums ausbreiten (und deshalb auch als Longitudinal- oder Kompressionswellen bezeichnet werden) und die S-Wellen (Sekundärwellen). Letztgenannte schwingen senkrecht zur Ausbreitungsrich- Aufbau der Erde 9

3 Endogene Dynamik und Strukturformen tung und werden auch als Transversalwellen bezeichnet. Sprunghafte Veränderungen der Ausbreitungsgeschwindigkeit der Wellen in bestimmten Tiefen des Erdkörpers werden auf Änderungen der chemischen Zusammensetzung der Erdmaterie bzw. auf Modifikationen ihres Phasenzustandes zurückgeführt. m Wesentlichen aufgrund dieser Unstetigkeitsflächen innerhalb des Erdkörpers, die auch Diskontinuitäten genannt werden, nimmt man heute an, dass die Erde aus konzentrischen Schalen aufgebaut ist. Diese bezeichnet man als Erdkern, Erdmantel und Erdkruste, die aufgrund weiterer Unstetigkeitsflächen in Obere und Untere Erdkruste, Oberen Mantel, Übergangszone, Unteren Mantel, Äußeren Kern und nneren Kern untergliedert werden (vgl. Abb. 5) km/s Ausbreitungsgeschwindigkeit P-Wellen Abb. 5: Schalenbau der Erde und Ausbreitungsgeschwindigkeit der Primärwellen (P-Wellen) (nach BAUER et al. 001, S. 14, verändert) 10

4 Schalenbau der Erde Die Erdkruste ist die äußerste Schale des Planeten. Sie reicht von der Erdoberfläche bis zur Mohorovicic-Diskontinuität, die Unstetigkeitsfläche, die die Kruste gegen den darunter liegenden Erdmantel abgrenzt. Grundsätzlich unterscheidet man zwischen kontinentaler und ozeanischer Kruste. Die mittlere Mächtigkeit der kontinentalen Kruste beträgt km. m Bereich junger Orogenesen (Gebirgsbildungen) liegen die größten Mächtigkeiten mit km vor. Dort führt die Kollision von Lithosphärenplatten zu Krustenverdickungen. Geringe Mächtigkeiten weist die kontinentale Kruste dagegen unter jungen Riftzonen auf. Dort ist sie nur 0-5 km mächtig. Die mittlere Dichte der kontinentalen Kruste beträgt,7-,8 glcm3. n ihrem oberen Bereich besteht die kontinentale Kruste überwiegend aus sauren Magmatiten und Sedimentgesteinen (s. Kap. 3.), während in den tieferen Abschnitten der Anteil an metamorphen Gesteinen (s. Kap. 3.) zunimmt. Die ozeanische Kruste unterscheidet sich grundlegend von der kontinentalen Kruste. hre Mächtigkeit schwankt zwischen 3 und 15 km. Sie besteht überwiegend aus basischen Magmatiten (Basalt und Gabbro), die von Tiefseesedimenten überlagert werden. hre mittlere Dichte beträgt 3,0 glcm3 Die ozeanische Kruste ist jünger als die kontinentale Kruste. Sie wird an den Mittelozeanischen Rücken ständig neu gebi det und im Bereich von Subduktionszonen (s. Kap..3) dem oberen Erdmantel zugeführt und dort wieder aufgeschmolzen. Der Erdmantel erstreckt sich von der Mohorovicic-Diskontinuität bis in eine Tiefe von 900 km und umfasst damit etwa 84 Vol.-% (68 Gew.-%) des Erdkörpers. Der Erdmantel wird durch Übergangszonen - gekennzeichnet durch Laufzeitdiskontinuitäten der seismischen Wellen - in 400 und 670 km Tiefe untergliedert. Als Ursache für die Übergangszonen werden druck- und temperaturbedingte Veränderungen der Struktur der Mantelminerale angenommen, wobei mit zunehmender Tiefe Minerale mit größerer Dichte und kleinerem Volumen entstehen. Die in 670 km Tiefe gelegene Übergangszone trennt den Oberen vom Unteren Mantel. Aufgrund seismischer Untersuchungen nimmt man an, dass der Mantel zwar weitgehend fest ist, dass unter den bestehenden Drücken und Temperaturen aber eine gewisse Fließfähigkeit (einige cm/a) als Voraussetzung für die Mantelkonvektion gegeben ist. Der Erdkern wird vom Erdmantel durch eine etwa 00 Kilometer mächtige thermische Grenzschicht mit stark ansteigenden Temperaturen getrennt. Ebenso wie der Mantel wird auch der Erdkern in einen äußeren und einen inneren Kern gegliedert. An der Grenze zum Äußeren Erdkern, in einer Tiefe von 5140 km, kommt es zu einer plötzlichen Geschwindigkeitsabnahme der P-Wellen, die Ausbreitung der S-Wellen kommt völlig zum Erliegen. Das Verschwinden der S-Wellen zeigt den flüssigen Zustand des äußeren Kerns an, da sich S-Wellen in derartigen Medien nicht ausbreiten können. Man vermutet heute, dass der Erdkern aus einer metallischen Legierung aus Eisen, Silizium, Nickel und weiteren leichten Zusätzen aufgebaut ist. Am Übergang vom äußeren zum nneren Erdkern lässt sich eine erneute Zunahme der Ausbreitungsgeschwindigkeit von P-Wellen beobachten, ein Hinweis auf einen - aufgrund der hohen Drücke in diesem Bereich - festen inneren Kern. Erdkruste Erdmantel Erdkern 11

5 Endogene Dynamik und Strukturformen Lithosphäre Die mechanisch relativ steife und spröde "Außenhaut" der Erde wird als lithosphäre bezeichnet. Die Lithosphäre umfasst sowohl die Erdkruste als auch den äußersten, festen Bereich des Oberen Mantels und reicht bis in eine Tiefe von etwa km. Die Lithosphäre "schwimmt" auf der unterlagernden Asthenosphäre, einem partiell aufgeschmolzenen, zähplastischen Bereich, der sich in Tiefen bis rund 500 km erstreckt. Wenn sich die Lithosphäre in einem stabilen "Schwimmgleichgewicht" befindet, spricht man von sostasie. Das heißt, dass nach dem archimedischen Prinzip die Masse im Oberen Mantel verdrängt wird. Sie entspricht der Masse der aufschwimmenden Kruste. Somit muss die kontinentale Kruste, die, im Gegensatz zur ozeanischen Kruste, mit einer mittleren Dichte von 3, glcm3, eine mittlere Dichte von,7 glcm3 besitzt, an Stellen, an denen sie höher emporragt, gleichzeitig auch mächtiger sein und weiter in den Mantel reichen. Veränderungen der Auflast können isostatische Ausgleichsbewegungen in Form von Hebungen oder Senkungen hervorrufen. Dabei wird die Lithosphäre durch Erhöhung der Auflast tiefer in die Asthenosphäre "eingedrückt"; umgekehrt wird durch Entlastung ein "Auftauchen" hervorgerufen. Als Ursache kommen Veränderungen der Verteilung von Gesteinsmassen im Zuge der Gebirgsbildung, die Ablagerung großer Sedimentmassen, Abtragungsprozesse oder der Aufbau bzw. das Abschmelzen großer Eismassen in Frage. Skandinavien oder Teile Kanadas, die bis vor rund Jahren mit mehreren tausend Meter mächtigen Eisschilden bedeckt waren, unterliegen aufgrund der Gewichtsentlastung durch das Abschmelzen der Eismassen auch heute noch glazialisostatischer Hebung, teilweise um mehrere Zentimeter pro Jahr..3 Plattentektonik Theorieentwicklung Als Vorläufer der Theorie der Plattentektonik gilt die Kontinentalverschiebungstheorie des deutschen Geophysikers und Meteorologen ALFRED WE GENER ( ). Er erkannte, dass die Küstenlinien zu beiden Seiten des Atlantiks sehr gut zusammenpassen und dass darüber hinaus die Fortsetzung gleicher geologischer Strukturen, gleicher Sedimentgesteine sowie gleicher terrestrischer Fossilien zu beiden Seiten des Ozeans auf eine ehemalige Verbindung der Kontinente hindeuten. Daraufhin postulierte er die Existenz eines Superkontinents Pangäa, der vor rund 00 Mio. Jahren auseinandergebrochen ist. Nachdem WEGENERS Hypothese zunächst kaum Beachtung fand, wurde seine Theorie in der zweiten Hälfte des 0. Jahrhunderts durch die Entdeckung des Sea Floor Spreading (s. u.) zu einer der Grundlagen der modernen Plattentektonik. Sie liefert die theoretischen Grundlagen für das Verständnis der größten Formanlagen. Die häufig bemühten Vergleiche mit der Relativitätstheorie in der Physik oder der Entdeckung des genetischen Codes in Form der DNA unterstreichen die Bedeutung der sich erst in den 1960er Jahren etablierenden Theorie der Plattentektonik für die Geowissenschaften. Vor dem Hintergrund der plattentektonischen Vorstellungen lassen sich Gebirge, Mittelozeanische Rü- 1

6 Plattentektonik cken, Tiefseegräben, nselbögen sowie die globale Verteilung von Erdbeben und Vulkanismus plausibel erklären. Nach den Vorstellungen der Plattentektonik besteht die Lithosphäre aus einem Mosaik tektonischer Platten unterschiedlichster Größe. Neben Großplatten (afrikanische Platte, eurasische Platte, indisch-australische Platte, pazifische Platte, amerikanische Platte und antarktische Platte) existiert eine Reihe kleinerer Platten wie z. B. die karibische Platte, die Cocosplatte, die philippinische oder die arabische Platte. Einige bestehen nahezu ausschließlich aus ozeanischer Kruste, während andere sowohl kontinentale als auch ozeanische Kruste umfassen. Die Platten bewegen sich mit unterschiedlichen Geschwindigkeiten relativ zueinander, indem sie passiv auf der mehr oder minder beweglichen Asthenosphäre driften. Die typischen Bewegungsraten liegen bei etwa 0,1-10 cm/a. Die Kontinente sind - von wenigen Randbereichen abgesehen - Bestandteile der Platten und werden mit diesen bewegt. Theoriegrundlagen.../-1- ischer Rücken mit Transformstörung Subduktions ---zone mit Tiefseegraben 6 Spreading- --Richtung und -Geschwindigkeit (crn/a).!.. Subduktionsrichtung und -Geschwindigkeit (cmta).. Vulkan Hot Spot o 000 km Abb. 6: Lithosphärenplatten (aus BAUER et al. 001, 5.16) Die Relativbewegungen an den Grenzen der Lithosphärenplatten können unterschiedlicher Natur sein. m Allgemeinen unterscheidet man drei Typen von Plattengrenzen: m Zuge der Dehnung ozeanischer oder kontinentaler Lithosphäre kann diese an Schwächezonen aufreißen, und zwischen den auseinander driftenden Plattenstücken bildet sich neue Lithosphäre. Bewegen sich zwei Platten voneinander weg, spricht man von divergenten (auch: divergierenden) Plattengrenzen. Auf dem Meeresboden finden sich diese typischerweise an den Mittelozeanischen Rücken (MOR), die in nahezu allen Platten ränder 13